mémoire-master 2013 (i.soutaji)

UNIVERSITE CHOUAÏB DOUKKALIFACULTE DES SCIENCES EL JADIDA

DEPARTEMENT DE GEOLOGIE

MASTER SPECIALISEGEOTECHNIQUE & GENIE GEOLOGIQUE

MEMOIRE DE FIN D’ETUDE

SOUTAJI Imad(Promotion 2011-2013)

CONTRIBUTION DES DONNEES STRUCTURALES ALA COMPREHENSION DE LA MINERALISATION

AURIFERE DU FAR WEST, BLEIDAANTI ATLAS, MAROC

Etablissement d’accueil :SOMIFER – MANAGEM GROUP

Soutenu le : 11 / 10 / 2013, devant le jury composé de :

Pr. MEHDI Khalid Enseignent chercheur,LGMMS - UCD El Jadida

Président

Pr. M. ELGHORFI Enseignent chercheur,FSTG – Marrakech

Encadrant externe

Pr. F. BENCHEKROUN Enseignent chercheur,LGMMS - UCD El Jadida

Encadrant interne

Pr. A. RAHIMI Enseignent chercheur,LGMMS - UCD El Jadida

Examinateur

Master Géotechnique & Génie Géologique Soutenu le 11 octobre 2013

Imad SOUTAJI (PFE) 1

Remerciement

En préambule à ce mémoire, je souhaite adresser mes remerciements aux personnes qui m'ont

apportées leur aide et qui ont contribuées à l'élaboration de ce mémoire. Je tiens à remercier

sincèrement Mr. Mustapha El Ghorfi, qui en tant qu’encadrant au niveau de l’entreprise

d’accueil, a été toujours à l’écoute tout au long de la période de stage ainsi mon encadrant

interne Mr. Fouad Benchekroun pour son soutien pédagogique et scientifique, mes

remerciements s’adressent aussi à Mr. Rahimi et à toute l'équipe enseignante du département

de géologie appliquée à l’université Chouaib Doukkali.

Mes sentiments les plus distingués à Mr. Aomar Ennaciri le directeur d’exploration de la

branche Cobalt et métaux de base au sein de MANAGEM, Mr. Mounir Aboulkhir et Mr.

Amine Bajddi le directeur et le chef d’exploitation de la compagnie minière de Bou Gaffer

(SOMIFER) pour leurs soutien et leur patience ainsi qu’à tous les collaborateurs de

SOMIFER, à ma famille en générale pour tout leur encouragement qu’ils m’ont offert toute

au long du parcours du Master.

Je tiens à remercier tous les membres de l’équipe du service géologique de Bleida (Mr.

Hassan Boussouf, Mr. Hugo Bourque, Mr. Hamid Oumou..) pour leurs contributions à ce

travail.

J'exprime ma gratitude à tous les consultants et personnel rencontrés lors des recherches

effectuées et qui ont accepté de répondre à mes questions. Enfin, j'adresse mes plus sincères

remerciements à tous mes proches et amis qui m'ont toujours soutenu et encouragé.

Mes remerciements les plus sincères à toutes les personnes qui auront contribué de près ou

de loin à l’élaboration de ce mémoire.



Résumé

La minéralisation aurifère de Far West est située dans la boutonnière de Bou Azzer à 6 Km

au Nord-Ouest de la mine de Bleida. Elle est encaissée dans des roches métamorphiques

cisaillées d’âge Néoprotérozoïque moyen (PII inf.) situé à l’ouest du batholite tardi-

orogénique d’âge Néoprotérozoïque formé de roches basiques à intermédiaire (gabbro, diorite

et granodiorite).

L’or apparaît dans un couloir tectonique, dont une série de lentilles à quartz–hématite,

orientées généralement N45–60 ◦E avec un pendage modéré vers le Nord, représentent les

pièges majeurs de la minéralisation aurifère. Les analyses qualitatives et quantitatives ont

montré qu’il existe au moins deux types géochimiques d’or, un or légèrement argentifère (8 à

17% Ag) et un or faiblement argentifère (< 5%) qui pourrait être issus d’une remobilisation au

cours de lessivage d’un or contenu et/ou associé aux sulfures.

L'altération importante aux pourtours des failles SW-NE (N45 à N60), la présence du

matériel hydrothermal et des valeurs anomales en or suggèrent que ces failles auraient pu

jouer un rôle dans l'acheminent des fluides hydrothermaux. Le présent rapport présente une

étude structurale du réseau de discontinuité dans le gisement de Far West afin de mettre en

évidence le rôle de ces derniers au cours de la mise en place de ces lentilles aurifères. Nous

avons aussi fusionné ces données avec des cartes d’anomalies géochimiques et géophysiques

pour établir des orientations préférentielles des structures minéralisées, cela nous a permis

d’établir un guide d’exploration d’autres cibles.

Ce projet de Master, réalisé en partenariat avec la compagnie minière de Bou Gaffer -

SOMIFER (S.A), a pour but d'identifier les éléments primaires à la formation du gisement

aurifère du Far West et de caractériser la déformation en relation avec l'évolution du système

hydrothermal. Il doit également permettre une meilleure compréhension des contrôles et

processus de mise en place des veines aurifère et le développement d'un modèle de formation

de ce gisement.



Abstract

Gold mineralization at Far West is located in the buttonhole of Bou Azzer 6 km northwest

of mine Bleida. It is hosted in sheared metamorphic rocks of Neoproterozoic age means (PII

inf.) Located west of the batholith late- orogenic Neoproterozoic age rocks formed through

basic (gabbro, diorite and granodiorite).

The gold occurs in a tectonic corridor, including a series of quartz- hematite lenses,

generally oriented N45 -60 ◦ E with a moderate dip to the north are the major pitfalls of the

gold mineralization. The qualitative and quantitative analyzes showed that there are at least

two types of geochemical gold, silver or slightly (8-17 % Ag) and low silver gold (<5%) that

could be derived from the remobilization during leaching a gold content and/or associated

with sulfides.

The major alteration to the peripheries of the NE - SW faults (N45 to N60), the presence of

hydrothermal material and anomalous gold values suggest that these faults may have played a

role in the route of hydrothermal fluids. This report presents a structural study of the network

of discontinuity in the field of Far West to highlight the role of the latter during the

implementation of these gold lenses. We also merged these data with maps of geochemical

and geophysical anomalies to establish preferential orientations of mineralized structures; this

has enabled us to establish a guide for exploration of other targets.

This Master project, in partnership with the mining company Bou Gaffer - SOMIFER (SA), is

designed to identify the primary elements in the formation of the Wild West gold deposit and

characterize the deformation related to the evolution the hydrothermal system. It should also

allow a better understanding of the controls and process development of gold veins and the

development of a training model of the deposit.



Liste des matières

Remerciement........................................................................................................................... 1Résumé ...................................................................................................................................... 2Abstract..................................................................................................................................... 3Liste des matières ..................................................................................................................... 4Liste des figures........................................................................................................................ 6Introduction générale .............................................................................................................. 8Objectif de l’étude.................................................................................................................... 9

Chapitre I : Géologie de la boutonnière de Bou-Azzer & son contexte Anti Atlasique ....... 10

I. Géologie de l’Anti Atlas....................................................................................................... 11I.1- Localisation générale .................................................................................................. 11I.2- Cadre lithologique et structurale................................................................................. 14

I. Géologie de la boutonnière de Bou Azzer El Graara ........................................................ 14II.1- Introduction ............................................................................................................... 14II.2- Données géophysiques .............................................................................................. 15II.3- Cadre géologique....................................................................................................... 17

II.3 a) Le Paléoprotérozoïque - Socle Eburnéen (PI)..................................................... 18II.3 b) Le Néoprotérozoïque moyen - précambrien II inférieur (PII inf.)...................... 18II.3 c) Le Néoprotérozoïque - précambrien II supérieur (PII sup.)................................ 19II.3 d) Adoudounien - Terrains de la couverture ........................................................... 19

II.4- Cadre tectonique........................................................................................................ 21II.5- Subdivision et modèle génétique de la boutonnière.................................................. 23

II.5 a) Un domaine autochtone Nord ............................................................................. 24II.5 b) Un domaine autochtone centrale......................................................................... 24II.5 c) Un domaine allochtone Sud ............................................................................... 24

II.6- La minéralisation dans la boutonnière ...................................................................... 24

Chapitre II : Géologie locale du Far West et synthèse des travaux ....................................... 26

I.1- Introduction ................................................................................................................ 27I.2- Lithologie.................................................................................................................... 27I.3- Etude pétrographique.................................................................................................. 28



I.4- Aspect structural ......................................................................................................... 30I.5- Métamorphisme .......................................................................................................... 31

I. Synthèse des travaux antérieurs ........................................................................................ 32II.1- Etude géochimique.................................................................................................... 32II.2- Etude géophysique .................................................................................................... 33

III. La minéralisation aurifère .................................................................................................. 35III.1- Zone d’enrichissement aurifère................................................................................ 38III.2- Répartition de l’or .................................................................................................... 38III.3- Etude minéralogique de l’or..................................................................................... 38

Conclusion ............................................................................................................................... 39IV. Données métallogéniques du Far West.............................................................................. 41

IV.1- La minéralisation : Or-Palladium ............................................................................ 41IV.2- Les altérations hydrothermales ................................................................................ 41IV.3- Les inclusions fluides et les conditions P-T ............................................................ 42

Chapitre III : Etude structurale du gisement aurifère du Far West........................................ 45

I. Rappel et définition : Zone de faille, couloir de cisaillement............................................... 46I.1- les failles ..................................................................................................................... 46I.2- Couloir de cisaillement ............................................................................................... 46

II. Méthodologie de l’étude ................................................................................................ 48II.1 Etude de terrain........................................................................................................... 48II.2 Modélisation structurale surfacique............................................................................ 48

III. Analyse structurale du réseau de faille .......................................................................... 49III.1- Schéma structural du Far West ................................................................................ 49III.2- Caractéristiques du réseau de discontinuités............................................................ 50III.3- Phases orogéniques et interprétations du secteur..................................................... 55

I. Modélisation...................................................................................................................... 55IV.1- Modèle du Far Ouest ............................................................................................... 55IV.2- Coupes de sondages ................................................................................................. 56IV.3- Résultat de l’analyse ................................................................................................ 60

II. Discussion des résultats. ................................................................................................ 64Conclusion générale ............................................................................................................... 66Bibliographie .......................................................................................................................... 67



Liste des figuresFigure 1 : subdivision des domaines structuraux du Maroc. Modifié d’après Piqué et Michard(1989) ……………………………………………………………………………………….11

Figure 2 : Carte schématique de l’Anti Atlas situant les boutonnières Paléoprotérozoïques etNéoprotérozoïques (Gasquet et al. 1991)................................................................................. 12

Figure 3 : colonne stratigraphique de l’anti Atlas et ces phases volcaniques (Thomas et al.2004) ........................................................................................................................................ 13

Figure 4 : Photo Satellitaire de la boutonnière Bou-Azzer El Graara localisant la région deBleida et de Bou Azzer ............................................................................................................ 15

Figure 5 : (A) Carte du champ magnétique résiduel de l’Anti-Atlas : (1) direction del’ombrage, (A–A’) localisation de l’anomalie magnétique de l’Anti-Atlas central. (B) Cartedu champ magnétique résiduel réduit au pôle de l’Anti-Atlas : (1) profils utilisés dans lamodélisation (P10, P22, P25, P28, P30 et P40) ; (2) direction de l’ombrage. (C) Lignes du voldu levé aéromagnétique. (D) Profils magnétiques du champ réduit au pôle. (E) Modélisationmagnétique des corps ophiolitiques panafricains de Bou Azzer–El Graara (A. Soulaimani etal., 2006) .................................................................................................................................. 16

Figure 6 : Carte géologique de la partie occidentale de la boutonnière de Bou Azzer (modifiéed'après Leblanc, 1975). ............................................................................................................ 17

Figure 7 : Coupes géologiques à travers la boutonnière de Bou Azzer (modifiée d'aprèsLeblanc, 1975 et Saquaque et al. 1989). .................................................................................. 17

Figure 8 : Stratigraphie simplifiée de la boutonnière de Bou-Azzer El Graara (modifiéd’après Leblanc, 1975)............................................................................................................. 20

Figure 9 : Modèle pour la mise en place de la série ophiolitique de Bou Azzer. 700-750 Ma :subduction à pendage vers le nord de l'océan de Panafricain. 680-660 Ma : Formation dumélange et HT-des schistes verts. 650-640 Ma : syn-collision magmatisme transversaux plustôt les structures tectoniques. (Romain Bousquet et al.2007) .................................................. 23

Figure 10 : carte géologique simplifié de domaine de Bleida dans la boutonnière de BouAzzer situant la zone de Far West d’après (Leblanc 1981) ..................................................... 28

Figure 11 : Carte d’anomalie géochimique du Far West (Fraction 63µm). RéminexExploration 2002...................................................................................................................... 33

Figure 12 : levé géophysique de la zone par polarisation provoqué (PP)- SAGAX................ 34

Figure 13 : Coupe schématique N/S du Far Ouest (modifiée d’après projet aurifère Bleida-Réminex 2004)......................................................................................................................... 35

Figure 14 : Schéma de processus de purification d’or associé aux sulfures ............................ 40



Figure 15 : Carte géologique du Far West illustrant les zones mise en exploitation ; (1) Bloc A(2) Zone Centrale (3) Bloc B(4) Zone des brèches (5) Zone intermédiaire (6) Zone Nord .... 44Figure 16 : anatomie d'une zone de faille (tiré du site Planète Terre). .................................... 46

Figure 17 : (A) et (B) : Schéma des composantes de cisaillement fabriques S/C (S : plan deschistosité, C : plan de cisaillement, ECC1 et ECC2 : failles conjuguées dues aux contraintes)leurs agencement défini des bandes de cisaillement et des failles conjuguées (DaigneaultCERM-UQAM, module 5), (C) illustration du contrôle structural d’une minéralisation parremplissage des fentes de tension générées par les contraintes cisaillantes. (G.Corbett 2005)................................................................................................................................................... 47

Figure 18 : Schéma structural du réseau de faille de Far West................................................ 49

Figure 19 : Famille de discontinuité naturelle dans la zone des brèches, zones des lentilles etzone intermédiaire.................................................................................................................... 50

Figure 20 : Familles des discontinuités naturelles dans la zone centrale................................. 51

Figure 21 : Représentation stéréographique des pôles de la S1............................................... 52

Figure 22 : Représentation stéréographique des pôles de la schistosité de fractures S2 ......... 53

Figure 23 : Représentation stéréographique des pôles de failles ............................................. 54

Figure 24 : Coupe géologique du sondage SC_FW_25 (Extension Ouest de la zone centrale).................................................................................................................................................. 57

Figure 25 : Coupe géologique du sondage SC_FW_39 (Extension avale de la bande de dyke’ZC’) ........................................................................................................................................ 57

Figure 26 : faille listrique (en jaune) à quartz minéralisé (Nord-Ouest de la zone centrale .. 58

Figure 27 : Carottes de sondage SC_FW 25 traversant une faille brèchifié cote (-63,-64 m). 58

Figure 28 : Coupe schématique au niveau des lentilles de quartz sulfuré (A) lentilles de quartzavec une kaolinisation aux épontes, (B) Vue du parement porteur des lentilles minéralisées,(C) plan de la faille subtabulaire. ............................................................................................. 59

Figure 29 : carte géologique du couloir de lentilles illustre les familles des failles minéraliséesN45 à N60 et E-W interceptées par les tranchées.................................................................... 61

Figure 30 : (A) quartz à sulfures massifs, (B) quartz à texture rubanée, (C) quartz blanc àoligiste (stérile), (D) niveau oxydé au périphérie des sulfures. ............................................... 62

Figure 31 : (A) brèches tectoniques à quartz + peu de sulfures, (B) grains d’or visibles........ 62

Figure 32: Modèle synthétique de Far West (les polygones représentent les zones mises enexploitation) ............................................................................................................................. 63



Introduction générale

Les minerais à faible teneurs et les gisements cachés représentent désormais les

principaux objectifs de la recherche minière, qui dans un secteur géologiquement favorable ne

doit jamais être considérées comme terminées.

On conçoit aisément que la détection de tels gisements est particulièrement difficile et qu’elle

requiert des moyens modernes d’investigation dont la mise au point nécessite une recherche

permanente.

Le secteur minier de Bleida se situe à 200 kilomètres, à vol d’oiseau, au sud-est de

Marrakech dans l’Anti-Atlas marocain. La zone aurifère du Far West se situe dans la

boutonnière d’El Graara- Bouazzer, à environ 6 kilomètres au nord-ouest de la mine de

cuivre de Bleida.

La zone du Far West est au cœur du permis 3 034 dont les droits sont détenus par la

compagnie minière de Bou Gaffer (SOMIFER, Filiale de MANAGEM).

La série de Bleïda représente l’encaissant pour le gisement de cuivre et les minéralisations

aurifères. Elle est composée de roches volcano-sédimentaire et volcano-détritiques d’âge

Néoprotérozoïque (PII inf.), formées dans un domaine de plate-forme épicontinentale. Elle

comprend des schistes gréseux, des siltites tufacées et des amphibolites, avec des niveaux de

gneiss. L’ensemble de ces roches est intrudé de roches magmatiques d’âge Néoprotérozoïque

(gabbros, diorites et granodiorites). Les formations du PIII, discordantes sur les formations du

PII, se composent de conglomérats et d’écoulements volcaniques (andésite, rhyolite,

ignimbrite). Les événements du Panafricain, qui ont affecté la région, sont divisés en deux

phases. La phase majeure B1 est matérialisée par le développement d’une schistosité S1

régionale de direction N90–120 ◦E, d’un métamorphisme de faible degré et de décrochements

senestres ductiles est–ouest. La phase B2 est caractérisée par une schistosité de fracture de

même direction que la précédente.

L’or apparaît dans un couloir tectonique (6 km de long, jusqu’à 1,5 km de large) limité

par des failles senestres majeures orientées N90 ± 20 ◦E (faille à Rouimiate au sud, faille

Nord2 au nord). Le déplacement le long de ces différentes failles est senestre; il est

responsable du développement d’un couloir de cisaillement et, par conséquent, de la mise en

place des lentilles porteuses de la minéralisation.

Ce mémoire représente une étude structurale du gisement aurifère afin d’étudier la relation

entre la déformation et la mise en place de la minéralisation, l’interprétation des résultats est



basée sur une synthèse des travaux antérieurs, ceci par superposition des levés géochimiques

et géophysiques sur ces données structurales pour obtenir à la fin un modèle synthétique du

gisement. Ce modèle nous a permis d’introduire un guide d’exploration « tactique » d’autres

cibles économiques.

Objectif de l’étude

Aucune étude de synthèse n'a été faite sur la minéralisation aurifère de Far West depuis

le début de son exploitation. Ce mémoire comblera donc le besoin de synthèse des données

historiques couplées à celles obtenues par les campagnes d'exploration effectuées par

REMINEX depuis 2004. L'objectif de cette étude est d'abord de situer les endroits où la

minéralisation s'est préférentiellement concentrée. Puis, nous émettrons une hypothèse sur

son âge de dépôt, notamment en le situant dans l'historique des déformations de la région de

Bleida-Bou Azzer. Enfin, nous analyserons les mécanismes possibles de ce dépôt, donner un

guide de recherche et d’exploration d’autres cibles. Les outils utilisés sont principalement du

domaine de la géologie structurale, le but étant de permettre à la compagnie propriétaire de la

mine de Bleida d'envisager une poursuite éventuelle d'exploitation du gisement.



Chapitre I :

Géologie de la boutonnière

de Bou-Azzer & son contexte

Anti Atlasique



I. Géologie de l’Anti Atlas

I.1- Localisation générale

La chaîne Anti-Atlasique constitue le domaine structural majeur du Sud du Maroc (figure

1) Il s’agit d’un vaste bombement anticlinal orienté ENE-WSW se prolongeant jusqu’à la

chaine de l’Ougarta suivant une direction NW-SE. L’Anti Atlas se subdivise en trois parties :

une partie occidentale s’étalant de l’Atlantique jusqu’au piedmont de Siroua, une partie

centrale correspondant au Jbel Siroua et à la région de Bou Azzer, et enfin une partie orientale

constituée du Jbel Saghro et du Jbel Ougnat.

La chaine de l’Anti-Atlas est principalement constituée de terrains précambriens affleurant

sous forme de boutonnières et recouverts par des séries infracambriennes et paléozoïques. Les

boutonnières les plus importantes en superficie sont celle du Bas-Draa, Ifni, Kerdous, Zenaga,

Sirwa, Bou Azzer, Saghro et Ougnate (figure 1).

Figure 1 : subdivision des domaines structuraux du Maroc. Modifié d’après Piqué et Michard(1989)



La séparation de ces différents domaines de la chaine est soulignée par l’accident majeur de

l’Anti Atlas. Ce dernier correspond à un accident de direction moyenne WNW-ESE et continu

sur près de 6000 Km jusqu’au Kenya, via le Hoggar où il est connu sous le nom de linéament

de Tibesti (Guiraud et al, 2000). Au nord, l’Anti-Atlas est limité par une zone faillée majeure

appelée Faille Sud Atlasique qui s’étend depuis la Tunisie jusqu’aux les Iles Canaries

(Gasquet, 1991).

Au niveau lithostatigraphique, les terrains protérozoïques sont divisés en trois grands

ensembles (Thomas et al, 2004) :

Le socle paléoprotérozoïque structuré lors de l’orogenèse éburnéenne

Figure 2 : Carte schématique de l’Anti Atlas situant les boutonnières Paléoprotérozoïques etNéoprotérozoïques (Gasquet et al. 1991)



Le supergroupe de l’Anti-Atlas correspondant aux formations volcano-sédimentaires

néoprotérozoïques déposées avant l’orogenèse panafricaine

Le supergroupe de Ouarzazate constitué de formations magmatiques associées à

l’histoire tardi-orogénique panafricaine

Le tout est recouvert en légère discordance par les groupes de Tata et de Taroudant. La figure

3 représente les différents ensembles lithostatigraphiques du domaine Anti Atlasique.

Le protérozoïque est essentiellement représenté dans le sud du Maroc par la chaine de l’Anti

Atlas. On trouve cependant quelques terrains protérozoïques dans les provinces sahariennes

ainsi que dans le Haut-Atlas à la limite avec l’Anti-Atlas. Les boutonnières protérozoïques

qui jalonnent l’Anti-Atlas (et une partie du Haut-Atlas) présentent des successions

Figure 3 : colonne stratigraphique de l’anti Atlas et ces phases volcaniques (Thomas et al. 2004)



lithostatigraphiques variables d’ouest en est, rendant les recoupements des différents sites

difficiles.

I.2- Cadre lithologique et structurale

Cette chaîne est formée de terrains précambriens qui affleurent en boutonnières

sous une couverture paléozoïque. Au sein de ces boutonnières, les terrains sont d’âges

différents et forment soit un substratum très déformé, soit une couverture infracambrienne

légèrement déformée.

L'Anti-Atlas est affecté par l’accident majeur Anti-Atlasique qui le sépare en deux unités

structurales, (LEBLANC 198 )

Anti-Atlas sud occidental (zone d’étude) : qui est une zone de bordure du

craton Ouest-Africain correspondant à l'orogenèse Eburnéenne datée à environ 2000

M.A. Par CHARIOT(1978). C’est un substratum cratonique, où les traces de

l’orogenèse éburnéenne (environ 2 Ga) sont reconnues (Charlot, 1987; Choubert,

1963; Hassenforder, 1987) et ont été récemment confirmées (Aït Malek, 1998;

Gasquet, 2004; Thomas, 2002; Walsh, 2002); une couverture néoprotérozoïque

déformée de façon hétérogène lors de l’orogenèse panafricaine, à environ 685 Ma

(Clauer, 1976), suivie d’une importante activité plutonique et volcanique aux environs

de 600 à 570 Ma (Aït Malek, 1998; Gasquet, 2004; Thomas, 2002; Walsh, 2002),

contemporaine d’une phase d’extension crustale (Schermerhorn, 1986).

Un domaine nord-oriental, considéré comme un arc volcanique complexe, dont la

structuration résulte de la migration d’arcs magmatiques et de bassins d’arrière-arc,

édifiés sur une lithosphère océanique. Le substratum de ce domaine serait, en

revanche, comme le reste de l’Anti-Atlas, de nature cratonique (Ennih, 2001)

I. Géologie de la boutonnière de Bou Azzer El Graara

II.1- Introduction

Il s’agit d’une dépression orientée WNW-ESE, qui tient sa place au centre de l’Anti-

Atlas à une trentaine de km à vol d’oiseau à l’ouest de Zagora. Elle s’étend sur environ

65 km de long et 5 à 20 km de large avec des altitudes allant de 1300 à 1700 mètres. Cette



boutonnière tient une place remarquable dans la compréhension de l’histoire géologique et

géodynamique de l’Anti-Atlas. Elle constitue, d’ailleurs une province métallogénique

importante grâce aux gisements de Cobalt/Nickel et Or de Bou Azzer, ce rôle privilégié a

favorisé une exploration intense pour la découverte de nouveaux gisements (figure 4).

II.2- Données géophysiques

L’interprétation des données du levé aéromagnétique enregistré par (Compagnie

Hunting Geology and Geophysics 1976) a permis de cartographié une importante anomalie

(figure 5) qui s’étend sur plus de 200 km dans l’Anti-Atlas central (A–A’), c’est une anomalie

de direction WNW– ESE, qui se superpose parfaitement à l’accident majeur de l’Anti Atlas

«AMAA». Elle présente une forme bipolaire, dont le pôle positif est largement plus

développé que le pôle négatif.

Figure 4 : Photo Satellitaire de la boutonnière Bou-Azzer El Graara localisant la région deBleida et de Bou Azzer



Après la modélisation magnétique des différentes roches basiques et ultrabasiques de

l’ophiolite de l’Anti-Atlas central, on peut retenir les points suivants :

i) l’anomalie magnétique produite est caractérisée par une parfaite continuité le

long de l’«AMAA» et sa modélisation montre un enracinement dans la croûte

continentale supérieure ;

ii) le pendage obtenu par modélisation magnétique du complexe ophiolitique de

Bou Azzer–El Graara est sans ambiguïté orienté vers le nord. (A. Soulaimani,

2006)

Figure 5 : (A) Carte du champ magnétique résiduel de l’Anti-Atlas : (1) direction de l’ombrage,(A–A’) localisation de l’anomalie magnétique de l’Anti-Atlas central. (B) Carte du champmagnétique résiduel réduit au pôle de l’Anti-Atlas : (1) profils utilisés dans la modélisation

(P10, P22, P25, P28, P30 et P40) ; (2) direction de l’ombrage. (C) Lignes du vol du levéaéromagnétique. (D) Profils magnétiques du champ réduit au pôle. (E) Modélisation

magnétique des corps ophiolitiques panafricains de Bou Azzer–El Graara (A. Soulaimani et al.,2006)



II.3- Cadre géologique

La boutonnière de Bou Azzer El Graara jalonne l’accident majeur Anti-atlasique.

D’après la carte établie par Choubert (1960) et la découverte du complexe ophiolitique par

Routier (1963) dans cette boutonnière (figure 6).

Figure 6 : Carte géologique de la partie occidentale de la boutonnière de Bou Azzer (modifiéed'après Leblanc, 1975).

Figure 7 : Coupes géologiques à travers la boutonnière de Bou Azzer (modifiée d'après Leblanc,1975 et Saquaque et al. 1989).



II.3 a) Le Paléoprotérozoïque - Socle Eburnéen (PI)

Il caractérise les plus anciennes roches métamorphiques et magmatiques de la

boutonnière, affleurant uniquement dans la partie sud sous forme de bande discontinue. Ces

roches métamorphiques et très déformées sont attribué au cycle éburnéen (Paléoprotérozoïque

PI) par analogie de faciès (Choubert, 1960; Leblanc, 1975). Ce socle éburnéen occupe

généralement des zones de cuvettes bordées de falaises taillées dans les roches du

Précambrien III ou de l'Adoudounien, sauf au Nord où le contact avec les séries panafricaines

d’âge Néoprotérozoïque (PII inf.) est toujours tectonique.

Ce socle cristallin a été divisé en deux séquences (Rahimi, 1991 ; 1998 ; Saquaque, 1992) :

une formation supra-crustale intensément déformée lors de l’orogenèse éburnéenne et

constituée de schistes, gneiss, amphibolites, migmatites et une formation intrusive constituée

de tonalites, de diorites et diorites quartziques, de leucogranites, injectés par des dykes de

dolérite, de lentilles de serpentinites et de pyroxénites, dont l’âge éburnéen a été mis en doute

par Rahimi (1998), surtout que récemment dans la région de Tazgzaoute les datations

radiométriques U/Pb sur populations de zircons ont confirmé l’absence de l’Eburnéen

(D’Lemos et al., 2006).

II.3 b) Le Néoprotérozoïque moyen - précambrien II inférieur (PII inf.)

Au cours du Néoprotérozoïque moyen (Cryogénien), la bordure nord du Craton Ouest

Africain a été marqué par une extension à l’origine de l’ouverture de bassins. Dans la

boutonnière de Bou-Azzer et l’Anti Atlas central et occidental en général, le remplissage de

ces bassins est désigné sous le nom de groupe des calcaires et des quartzites (Choubert et

Faure-Muret, 1981 ; Thomas et al, 2002). Ce groupe est organisé en deux ensembles

sédimentaires (inférieur et supérieur) séparés par une formation ophiolitique.

L’ensemble inférieur montre un éventail de faciès se répartissant entre le domaine continental

et celui de plate-forme caractérisé par des remplissages silicoclastiques et carbonatés

(calcaires à stromatolites) (Bouougri et Saquaque, 2000) avec des intercalations de diabases

tholéïtiques à tendance alcaline (Leblanc, 1975 ; Tekiout, 1989). Cet ensemble, connu

communément sous le nom de la série de plateforme de Tachdamt-Bleida, est surmonté par

un empilement de coulées basaltiques tholéïtiques parfois structurées en pillow-lavas



(Bouougri et Saquaque, 2000; Hafid et al., 1998). La tendance alcaline à transitionnelle

témoignerait d’un volcanisme lié à une phase d’extension crustale pré-panafricaine.

Les conséquences de ce rifting ont conduit à la formation d’une croûte océanique ophiolitique

composée de péridotites mantelliques serpentinisées ; de cumulats basiques et ultrabasiques ;

de pillow lavas et d’un large stock de diorites (Leblanc, 1975; Leblanc, 1976). Des tonalites

également associées à la mise en place de ces ophiolites ont fourni des âges compris entre 743

± 14 Ma et 663 ± 13 Ma (Thomas et al., 2002). Ces ophiolites, interprétées comme un

fragment de croûte océanique, jalonnent l’Accident Majeur de l’Anti-Atlas (Saquaque et al,

1989).

Cette séquence ophiolitique est surmontée par l’ensemble supérieur, formé d’une puissante

formation de séricitoschistes à intercalations de niveaux volcano-sédimentaires, quartzites,

calcaires à stromatolithes, shales noirs, méta-grauwackes et turbidites. Cette association

correspondrait à un système de turbidites fines mises en place par des courants à charge

argileuse (Bouougri et Saquaque, 2000).

II.3 c) Le Néoprotérozoïque - précambrien II supérieur (PII sup.)

Les terrains attribués au Néoprotérozoïque (PII supérieur), sont également connus sous le

nom de la formation de Tiddiline et plus généralement sous celui de PII-III. Elle recouvre en

discordance et remanie les roches du complexe ophiolitique (PII inf.). D’une épaisseur de

plus de 1000 m, cette série débute par un niveau de conglomérats discontinu et se poursuit par

une alternance de niveaux de varves et volcanites surmontée par un niveau terminal de shales,

tillites et grauwackes (Leblanc et Lancelot, 1980). Selon, ces mêmes auteurs, des massifs

hypovolcaniques (microdiorites, spilites) seraient contemporains de cette série.

II.3 d) Adoudounien - Terrains de la couverture

Dans la partie inférieure de la couverture et sous les premiers niveaux datés

"paléontologiquement" du Cambrien inférieur, Choubert (1952) a défini le Néoprotérozoïque

terminal (PIII) en deux ensembles : une formation volcanique à la base dite formation de

Ouarzazate et au sommet d’une formation sédimentaire de l’oued Adoudou appelée

Adoudounien. Les terrains PIII débutent par des niveaux de conglomérats discontinus,

surmontés par un ensemble volcanique composé de tufs et d’ignimbrites recoupé de dykes et

de coulées de laves acides et basiques. Une datation des ignimbrites a donné un âge de 567 ±



7 Ma (U/PB sur zircons, (Walsh et al., 2002)). Ainsi, le PIII dont la puissance est 300-600 m,

se résume à l’imposante série d’Ouarzazate caractérisé par son important volcanisme de

nature rhyolitique.

La formation adoudounienne composée d’une puissante série calcaire et dolomitique, dont la

base présente localement des intercalations de coulées de trachytes et d'andésites rattachées au

volcanisme alcalin du Jbel Boho (Ducrot et al, 1976; Leblanc et Lancelot, 1980). Le contact

de l'Adoudounien sur le P III est généralement considéré comme concordant (Jeannette et

Tisserant, 1977); cependant des discordances de ravinement, voire des discordances

angulaires sont observées localement à Bou-Azzer El-Graara. Un âge de 534 ± 10 M.a. (U-Pb

sur zircon) a été fourni pour la syénite du Jbel Boho (Ducrot et al, 1976), auquel sont

associées les trachytes et les andésites interstratifiées dans les dolomies inférieures de

l'Adoudounien.

La figure 8 représente une colonne stratigraphique simplifiée de la boutonnière de Bou Azzer

El Graara.

Figure 8 : Stratigraphie simplifiée de la boutonnière de Bou-Azzer El Graara (modifié d’aprèsLeblanc, 1975)



II.4- Cadre tectonique

Les travaux menés dans la boutonnière de Bou-Azzer El-Graara ont mis en évidence

quatre principaux événements tectoniques (Leblanc et Lancelot, 1980):

- l'événement éburnéen qui affecte les gneiss (2000 M.a.) de la bordure nord du craton Ouest

africain.

- la phase majeure pan-africaine B1 effectuée dans un climat métamorphique épizonal et au

cours de laquelle il y'a eu obduction des ophiolites sur la bordure septentrionale du craton

Ouest africain. Elle correspond à une phase de direction de raccourcissement NE-SW à NNE-

SSW (Admou, 1989; Benyoucef, 1990; Saquaque, 1992). Elle a engendrée une foliation

associée à des plis isoclinaux et des mégazones de cisaillement conjuguées (N100 senestres et

N140 dextres) avec une composante décro-chevauchante senestre dominante.

- la phase ultime B2 qui a engendrée des plis à grande longueur d'onde, des décrochements

senestres de direction WSW-ENE et localement une schistosité de fracture dans la série de

Tiddiline du Précambrien II supérieur. Elle réactive les accidents hérités de la phase B1 en

failles inverses. Cette phase marque l'entrée en collision directe du craton Ouest africain avec

le continent septentrional.

- la tectonique hercynienne peu développée dans la région se traduit dans le Néoprotérozoïque

terminal PIII, rigide, par des structures cassantes. Des fractures plurikilométriques (N70° à

N120°E) se superposent à d'anciens accidents précambriens (B2). Ces fractures auraient

fonctionné en cisaillements senestres et seraient responsables des décalages horizontaux des

massifs de serpentines. Ces déformations hercyniennes se traduisent aussi dans l'Adoudounien

par des structures plissées, qui se distinguent

R.Bousquet (2007), à suggérer la présence d’un mélange de blocs à la base de la série. Le

mélange est limité à la partie sud de l'enclave au contact avec le socle (Figure 9) La matrice

du mélange varie de serpentinite à roches volcano-sédimentaires fortement déformées. Blocs

se composent principalement de quartzites, de metagraywackes et de fragments ophiolitiques.

L’occurrence des brèches dans le mélange témoignent de l'origine tectonique des blocs.

Après l'obduction de l'ophiolite, notons l'accrétion des terrains, tels que les arcs insulaires, le

complexe ophiolitique, les ophiolites ont été démembrées et épaississent permettant aux

conditions du métamorphisme HT-schistes verts (figure 9).



Lors de la collision entre le nord du continent et le craton West Africain, des plutons syn-

tectonique de diorite de quartz de dykes et de diabase a pénétré les différents terrains

accrétés. Des datations radiométriques sur divers granodiorites de Bou Azzer ont donné des

âges compris entre 650 et 640 Ma (Inglis et al. 2004, 2005). Toutes les unités ont été par la

suite déformées et métamorphisées sous conditions de faciès des schistes verts inférieures,

indiquées par croissance de chlorite dans les zones de cisaillement dans la granodiorite. La

fenêtre entière semble être un ensemble complexe de diverses roches igné, métamorphique et

les unités de roches sédimentaires qui ont été accrétées, juxtaposées et déformées à différents

moments au cours de la fermeture de l'océan de Panafricain et non assemblées en même

temps dans un complexe d'accrétion. Plusieurs études (Saquaque et al. 1989 ; Hefferan et al.

2000, 2002 ; Ennih & Liégeois 2001) montrent clairement que la suite ophiolitique de Bou

Azzer est le reste d'un assemblage d'avant-arc qui a évolué au-dessus d'une zone de

subduction de pendage vers le Nord. Malgré cela (l'orientation du pendage de la subduction

dans l'Anti-Atlas marocain au cours de l'orogenèse panafricaine) on discute encore de manière

controversée (Gasquet et al. 2005).

Toutefois, la géométrie actuelle de la suite ophiolitique (Soulaimani et al. 2006), la séquence

d'accumulation avec un mélange à sa base au contact avec le sous-sol (craton West africain

WAC) dans le sud, le sens haut-du-Sud au début du cisaillement combiné avec le volcanisme

calco-alcalin dans le Nord (massif du Saghro, Saquaque et al. 1992). La suite ophiolitique de

Bou Azzer ne fait pas partie d'un complexe d'accrétion, mais est une ophiolite obductée avec

un mélange à sa base. La séquence ophiolitique a été démembrée et s'est décollée pendant son

accrétion à la marge du WAC. II) (Romain Bousquet et al.2007)



II.5- Subdivision et modèle génétique de la boutonnière

La subdivision de la boutonnière en trois domaines structuraux a été proposée par

(Saquaque et al, 1978,89) et (Hefferan et al, 1992).

Figure 9 : Modèle pour la mise en place de la série ophiolitique de Bou Azzer. 700-750 Ma :subduction à pendage vers le nord de l'océan de Panafricain. 680-660 Ma : Formation du

mélange et HT-des schistes verts. 650-640 Ma : syn-collision magmatisme transversaux plus tôtles structures tectoniques. (Romain Bousquet et al.2007)



II.5 a) Un domaine autochtone Nord

Le plus ancien, peut déformer, constitué par des roches méta-sédimentaires et méta-

volcaniques.

Un métamorphisme à faciès schiste vert affecte l’ensemble qui est aussi intrudé par des

plutons quartzo-dioritiques produisant des auréoles de métamorphisme de contact.

II.5 b) Un domaine autochtone centrale

Nord Axe de la boutonnière, constitué essentiellement par un complexe ophiolitique

incomplet intrudé par des plutons quartzo-dioritiques et par de nombreux dykes de

composition basique et acide.

L’origine et la mise en place du complexe ophiolitique a fait l’objectif de plusieurs

hypothèses, entre eux, on cite :

* Il s’agirait d’une croûte océanique générée à l’aplomb d’une ride ou

comme plancher d’un bassin d’arrière arc, cette croûte océanique localisée sur le rebord

Nord du craton ouest Africain aurait été obductée lorsque ce rebord serait arrivé au contact

d’une zone de subduction à plongement sud durant la phase majeure panafricaine (B1)

(LEBLANC -1975/76)et (LEBLANC et LANCELOT 1980).

* Il s’agirait d’une croûte océanique générée au plancher d’un rift, elle aurait

ultérieurement constituée une écaille tectonique insérée au sein d’un mélange

d’accrétion associé à une zone de subduction plongeant vers le Nord (SAQUAQUE et

al.1989 et HEFFERAN 1992 ).

II.5 c) Un domaine allochtone Sud

En contact tectonique avec le craton Ouest-africain et avec le domaine central, il

est constitué par un ensemble de blocs tectoniques, de lithologie très diverse.

Ce domaine est affecté par quelques intrusions magmatiques, par plusieurs déformations

superposées et par un métamorphisme schiste vert.

II.6- La minéralisation dans la boutonnière

Les minéralisations associées spatialement aux serpentines sont de types variés :



- La chromite est contemporaine de la cristallisation des roches ultrabasiques qui

sont à l’origine des serpentinites.

- La magnétite est contemporaine de la serpentinisation ; elle est nickélifère.

- Les minéralisations arséniées de cobalt et nickel sont liées génétiquement et

spatialement aux serpentinites.

La phase hercynienne a joué un rôle très important dans l’enrichissement et la structuration

finale des corps minéralisés en Cobalt, dont certains recoupent l’adoudounien et le PII

supérieur (mine d’Agdal)

Ces minéralisations sont généralement localisées aux contacts des massifs de serpentinites

dans des caisses carbonatées formées par métasomatose aux dépens des serpentinites. La

localisation de ces caisses carbonatées dépend de phénomènes tectoniques et non pas de la

nature des roches en contact avec les serpentinites. Les transformations en bordures

des massifs de serpentinites sont générales tant du côté serpentinite ( formation de talc

carbonates etc. …) que du côté des roches en contact (chloritisation).



Chapitre II :

Géologie locale du Far Westet synthèse des travaux



Données géologiques

I.1- Introduction

La série de Bleïda représente l’encaissant pour le gisement de cuivre et les

minéralisations aurifères. Elle est composée de roches volcano-sédimentaires et volcano-

détritiques d’âge Néoprotérozoïque moyen (PII inf.), formées dans un domaine de plate-forme

épicontinentale. Elle comprend des schistes gréseux, des siltites tufacées et des amphibolites,

avec des niveaux de gneiss. L’ensemble de ces roches est intrudé de roches magmatiques

d’âge Néoprotérozoïque moyen (PII inf.) (Gabbros, diorites et granodiorites).

Les formations du Néoprotérozoïque (PIII), discordantes sur les formations du (PII), se

composent de conglomérats et d’écoulements volcaniques (andésite, rhyolite, ignimbrite). Les

événements du Panafricain, qui ont affecté la région, sont divisés en deux phases. La phase

majeure B1 est matérialisée par le développement d’une schistosité S1 régionale de direction

N90–120 ◦E, d’un métamorphisme de faible degré et de décrochements senestres ductiles est–

ouest. La phase B2 est caractérisée par une schistosité de fracture de direction E-W à NE, des

plis verticaux et un rejeu de décrochements senestres.

L’or apparaît dans un couloir tectonique (6 km de long, jusqu’à 1,5 km de large) limité par

des failles senestres majeures orientées N90 ± 20 ◦E (faille à Rouimiate au sud, faille Nord2

au Nord). Le déplacement le long de ces différentes failles est senestre; il est responsable du

développement de couloirs de cisaillement et, par conséquent, de la mise en place des lentilles

porteuses de la minéralisation.

I.2- Lithologie

La zone du Far-ouest montre du Sud vers le Nord deux zones lithologiquement

différentes (figure 10), séparées par la faille Rouimiate à jeu décro-chevauchant sénestre :

- La zone Sud est formée par une puissante série schisto-gréseuse dont on distingue

quelques niveaux métriques de séricito-chlorito-schistes à pyrite. Ces niveaux sont

caractérisés par leur base jalonnée de niveaux centimétriques de jaspe rouge ferrugineux. Plus

au sud cette série est intrudée par la diorite quartzite.

- La zone Nord est marquée par la dominance des niveaux sédimentaires et volcano-

sédimentaires (siltites tufacées). Vers la base, elle est intercalée de passages laviques peu

puissants et vers le sommet il y a une prépondérance des coulées et matériel de projection



volcanique (tufs). Ces formations sont traversées par une multitude de dykes doléritiques

de faible puissance (0.5 à 6m). Plus au Nord, l’ensemble est intrudé par la diorite quartzique.

I.3- Etude pétrographique

De Sud vers le Nord on distingue les faciès suivants :

Cumulâts

Ces roches affleurent à l’extrémité Ouest de la zone, ce sont des clinopyroxénolites avec

des proches gabbroique ; ces gabbro sont de couleur grise sombre avec des plagioclases de

grande taille cimentés par des ferromagnésiens. L’étude microscopique des lames minces (A.

Figure 10 : carte géologique simplifié de domaine de Bleida dans la boutonnière de Bou Azzersituant la zone de Far West d’après (Leblanc 1981)



El Boukhari 1998) montre l’existence de deux types de gabbros : gabbro Cumulât et gabbros

quartzique ou diorite.

Siltites tufacées tachetées

C’est un faciès d’environ 1,2 Km de long sur 200 à 300 mètres de large. Il se distingue

de l’ensemble des roches vertes par des taches de cordiérites de grande taille (jusqu’à 1 cm)

étirées dans le plan de S1 et microplissé par la phase B2, l’étude microscopique par (El

Boukhari 1998) montre que c’est un faciès de siltites tufacées dont il distingue deux types de

biotites, biotites de petites taille orientées en soulignant la S1 comme les autres phyllites et

biotites de grande taille qui ne montrent pas d’orientation régulière.

Metatufs basique

C’est un faciès de couleur grisâtre terminant vers le sommet par un niveau tacheté

minéralisé ; l’observation microscopique (El Boukhari 1998) montre que la roche est

entièrement transformée et constituée par des minéraux de taille variant de 200 à 400 microns

d’épidote, d’actinote en aiguilles flexueuses ; de chlorite et d’albite rares. Les minéraux sont

orientés soulignant la schistosité S1 et sont intensément crénelés par la schistosité S2.

Diorite et/ou Gabbro

C’est une intrusion formé dans la majorité de diorite quartzique, qui s’allonge depuis le

granodiorite de Bleïda et vient buter contre le Néoprotérozoïque terminal (PIII) de Jbel

Azmal, avec des masses de gabbro La distinction entre les deux roches est pratiquement

difficile, les gabbros sont l’origine de la formation de poches riche en épidotes. Le complexe

est traversé par des dykes, acides il s’agit des dykes de microgranites et aplites ainsi que des

dykes basiques qui sont probablement des microgabbros. Des failles à jeu dextre ont été mis

en évidence sur ce massif traversant les dykes acides qui sont parfois plissés et boudinées.

Des petits filons de barytine et carbonates sont observés dans les gabbros



Gneiss

La roche de couleur gris clair d’aspect gneissifiés (paragneiss) montre une alternance de

lits clairs très déformées ; microscopiquement les niveaux clairs sont constitués de quartz

étiré, fracturé à extinction roulante et macles mécaniques, de plagioclases et de rares épidotes

et muscovites.

Les niveaux sombres sont formés d’un feutrage fin (<100 microns) de minéraux phylliteux

(chlorites et séricite) non orientés avec de quartz rare et des opaques en cristaux automorphes

(magnétite) assez fréquents.

Métabasites (Amphibolites) :

C’est le faciès abondant, il est de couleur gris à vert sombre, d’aspect folié bien net. La

roche est constituée de prismes allongés d’amphibole de plagioclases abondants, transformés

en séricite très fine, chlorite, albite et calcite. De grands cristaux de plagioclases assez rares,

transformés par la même paragenèse que les plus petits, sont moulés par la schistosité et

correspondent à d’anciens phénocristaux ce qui évoque une roche de gabbro comme roche

d’origine ces phénocristaux de plagioclase sont parfois préservé.

I.4- Aspect structural

La carte géologique au 1/1000ème (archive SOMIFER) nous a permet de définir

dans la zone du Far West deux types de structures :

a) Couloir des lentilles quartzeuses

C’est un couloir de cisaillement, à lentilles de quartz gris, de puissance

variable, centimétrique à métrique. Ces lentilles sont étirées, boudinées et plissées par des

plis anisopaques à axes souvent inclinés. Les levés détaillés des tranchées nous

montrent que ces lentilles sont mylonitisées aux épontes et elles sont affectées par des

failles normales à remplissage de quartz blanc. Ces failles normales peuvent

correspondre à un rejeu distensif. Les lentilles sont intensément broyées, le quartz est



débité en petits morceaux centimétriques cimentés par de l’hématite et quelques

carbonates. Macroscopiquement on distingue trois familles de quartz :

Quartz ferrugineux

Quartz huileux à sulfures

Quartz blanc

b) Couloir des roches vertes tachetées (Siltites tufacées)

La carte structurale détaillée au 1/1000ème (archive SOMIFER) de ce couloir montre

que c’est un couloir de cisaillement de direction ENE-WSW coincé entre la faille Rouimiate

au sud et une faille EW cicatrisée par un dyke doléritiques au nord. Au sein de ce

couloir on distingue, des failles brèchiques de direction NE (N50 à N70) à jeu senestre

et leur conjuguées NW (N150) dextres. Ces jeux sont compatibles avec le serrage

panafricain majeur de direction NNE-SSW.

Les levés détaillés des tranchées montrent la prépondérance des siltites tufacées tachetées

intercalées de passages laviques peu puissants. L’ensemble est fréquemment injecté de

dykes basiques de faible puissance. Les niveaux de siltites tufacées à tâches de

métamorphisme (Clinochlore), présentent par endroit une silicification et une hématitisation

importante. Ces masses silicifiées sont boudinées et étirées dans le plan de la schistosité.

Ces masses boudinées sont alignées et étirées au sein de micros couloirs de cisaillement.

Ces derniers sont affectés par des failles NE (N40 à N60) brèchifiées et légèrement inclinées

vers l’Ouest.

I.5- Métamorphisme

Dans la zone du Far West on remarque l’existence d’au moins de deux types de

métamorphismes :

Métamorphisme "schistes verts" : C’est le type de métamorphisme le plus étendu à

l'échelle de la boutonnière. Il est caractérisé par la paragenèse : chlorite, épidote, albite,

± calcite ± quartz dans les roches plutoniques, volcaniques et volcano-sédimentaires.



Métamorphisme "faciès Amphibolite": Ce type de métamorphisme est très localisé,

essentiellement décrits dans deux zones : dans la zone du Far ouest et au nord de l’intrusion

dioritique sud Ait Ahmane (SAQUAQUE 1992). Dans la zone du Far West, du sud vers

le nord, on passe des siltites tufacées tachetées à des méta tufs basiques, ensuite à une bande

de méta amphibolites alternant avec des niveaux leucocrates quartzo-feldspathiques. Ces

derniers présentent une texture de gneiss et sont très riches en muscovite. Les

amphibolites sont très riches en hornblende verte, épidote, albite au Sud et sont formées,

exclusivement d’hornblende verte et de plagioclase en s’approchant de la diorite quartzique

au Nord. Les premiers termes au Sud correspondent à des méta-tufs spilitiques ou à des

méta-laves. Au Nord, ce sont probablement des méta-gabbros-diabases. Les niveaux

leucocrates peuvent correspondre à d’anciens kératophyres ou tufs kératophyrique.

I. Synthèse des travaux antérieurs

II.1- Etude géochimique

Une compagne de prélèvement de géochimie sol locale a été réalisée dans le secteur d’étude

en 2002 par Réminex Exploration. Les prélèvements ont été effectués selon une maille

de 100×100m sur une superficie de 5×4km, en tout, 3228 échantillons (fraction -63 et

+250µm) ont été prélevés, la fraction -63µm dont les résultats sont les plus significatifs que

ceux de la fraction +250µm, est représentée dans la figure suivante (figure 11) :

Cette étude a permis d’orienter les travaux d’exploration détaillée vers les zones prometteuses

(la zone Far West représente l’horizon le plus anomalique) avec des teneurs élevées en or

de l’ordre de 100 à 1700 ppb (figure 11).



II.2- Etude géophysique

Suite aux résultats des analyses prometteuses des levés de géochimie Stream et sol

réalisés sur la zone du Far West, un levé géophysique par polarisation provoquée a était

recommandé. La configuration établie est la méthode de dipôle–dipôle afin d’obtenir une

meilleur résolution transversale des sources anormales. L’interprétation des pseudo-sections

PP de résistivité et de chargeabilité apparente a données les cartes suivantes :

Figure 11 : Carte d’anomalie géochimique du Far West (Fraction 63µm). Réminex Exploration2002



Après la superposition des deux cartes (résistivité apparente et chargeabilité apparente) avec

la carte d’anomalies géochimiques des couloirs porteurs ont était identifiés, il s’agit :

- Une association assez évidente des horizons aurifères à de vastes couloirs très

conducteurs appauvris en minéraux chargeable ;

- Ces couloirs anormaux sont interprétés comme soulignant la présence d’horizons

fortement cisaillés, affectés par d’importants phénomènes d’altération qui entrainent

un lessivage des minéraux chargeables.

Figure 12 : levé géophysique de la zone par polarisation provoqué (PP)- SAGAX

Carte de résistivité apparente Carte de chargeabilité apparente

N N



Sur la base des résultats géophysiques, il a était recommandé de se focaliser et de suivre

les travaux d’exploration vers le Sud et l’Est, en direction du massif granodioritique qui

pourrait avoir joué un rôle important dans la mise en place des minéralisations aurifères

(Joël Simard 2002, SAGAX).

III. La minéralisation aurifère

La minéralisation se trouve sous forme d’amas et /ou de veines à dimension variable. L'or

est concentré dans des horizons et des veines à oxydes de fer. L’or est natif et se trouve

associé à la kaolinite, la chlorite, l’épidote et la magnétite/hématite. La minéralisation est

caractérisée par une faible quantité des sulfures.

La minéralisation au niveau du Far West est répartie géographiquement en différentes zones

dites, du sud vers le nord, zones centrale (ZC), couloir des lentilles (LP), zone de brèche (ZB),

zone intermédiaire (ZI) et couloir nord (figure 13).

a) Couloir de roches tachetées « Zone Centrale –ZC » :

Au niveau de ce couloir, la minéralisation aurifère s’exprime dans les niveaux à

silicification et hématitisation importantes ; plus précisément au niveau de leurs plans de

Figure 13 : Coupe schématique N/S du Far Ouest (modifiée d’après projet aurifère Bleida-Réminex 2004)



faiblesse (schistosité, cassure) souvent associée à l’hématite. L’or se présente sous forme

native en grains fins très disséminés à la surface des plans hématitisés. Quelques grains

grossiers s’observent parfois mais ce sont généralement des grains composites formés de

grappes de fines particules d’or.

Les formations silicifiées se comportent comme des niveaux porteurs s’étendant

longitudinalement sur quelques centaines de mètres et sont minéralisées sur des puissances

variantes, entre quelques mètres à quinze mètres, avec des teneurs en or comprises entre 2 et

6g/t.

b) Couloir de lentilles quartziques « couloir de lentilles principales –LP »

Au niveau de ce couloir kaolinitisé et mylonitisé, les lentilles sont intensément broyées ;

leurs épontes sont généralement kaolinitisées et hématitisées. Macroscopiquement et

métallogéniquement on distingue trois familles de quartz :

i. Famille de quartz ferrugineux

Les lentilles de quartz ferrugineux sont kaolinitisées et mylonitisées aux épontes et

sont intensément broyées. Le quartz est débité en petits morceaux centimétriques à infra-

centimétriques cimentés par de l’hématite. Les observations macroscopiques montrent que

l’or est lié à cette phase de cimentation.

Les analyses à la microsonde (Zinbi 1998) du concentré de bâté montrent que l’or est

présent sous forme pur à 95% ; et que les grains d’or sont entourés d’oxydes de fer

(hématite), parfois en agrégats pépitiques mélangés à l’hématite et en individus isolés dans

des fissures à remplissage d’hématite.

Les analyses chimiques de cette famille de quartz donnent des teneurs plus élevées par

rapport aux autres familles de quartz, avec des valeurs qui varient entre 2 et 128 g/t.

ii. Famille de quartz huileux à sulfures

La majeure partie de ce quartz s’observe au niveau des grattages (ancienne excavations).

Ces grattages de cuivre datent de la seconde moitié du XX siècle (FAFEE 1986), époque où

les indices de cuivre attiraient l’attention des compagnies minières.



Ces lentilles présentent souvent, comme le cas de la famille précédente, des épontes

kaolinitisées et mylonitisées.

Macroscopiquement ; ce quartz est riche en malachite, chalcosite, chalcopyrite, pyrite,

bornite, chrysocole et or libre ; ce dernier a une teneur variant entre 0.5 à 20 g/t (Tranchée

T28, T14 et T35).

L’analyse et les observations macroscopiques montrent que l’or se concentre

essentiellement au niveau des épontes ferrugineuses (lentille de la tranchée T28), et que le

quartz présente une texture alvéolaire avec au centre de l’hématite ; les parois sont formées

de malachite fibreuse. Les grains d’or et l’hématite sont installés par fracturation du quartz.

iii. Famille de quartz blanc

C’est un quartz blanc clair, rarement hématitisé, plusieurs analyses montrent qu’il est

stérile en or. Les levés des tranchées nous ont permis de constater que ce quartz se concentre

généralement dans des failles normales affectantes les deux familles précédentes.

Remarque : Un réseau complexe de fracturation associé à des circulations hydrothermales

variées affectent ces lentilles et leur encaissant.

c) Zone intermédiaire et zone de brèche

Dans ces zones, la minéralisation s’exprime dans les horizons leucocrates à texture

de gneiss. Ces derniers se développent au sein des méta-amphibolites. Les niveaux

leucocrates (gneiss) peuvent correspondre à d’anciens kératophyres ou tufs kératophyriques

(Saquaque, 1992).

La minéralisation aurifère se développe essentiellement à l’intersection de ces

horizons gneissifiés avec des structures NE, plus précisément au contact béant méta-

amphibolites et les horizons leucocrates. Ce contact faillé est marqué à l’affleurement par

des méta- amphibolites silicifiées à indices de malachite fissurale.

d) Couloir Nord

Le dépouillement des cuttings des différents sondages Roc réalisés dans cette zone

montre que l'or est très fin et invisible à l’œil nu. La minéralisation se concentre



essentiellement dans des brèches NE-SW et dans des niveaux silicifiés à malachite, et

présente une extension E-W importante. Ce couloir présente des faibles teneurs en

surface qui ont tendance à s’améliorer en aval.

III.1- Zone d’enrichissement aurifère

Dans le couloir des roches tachetées, les zones d’enrichissement se situent généralement

juste au-dessus du niveau hydrostatique (cote -25), là où l’or peut subir des processus de

migration et de remobilisation. L’encaissant est généralement composé de roches tachetées à

silicification et hématitisation importantes.

Dans les zones où le niveau hydrostatique descend avec la nappe ; la zone

d’enrichissement peut se développer jusqu’au-delà de la cote -25m (voir cote max. -40m).

Les remobilisations superficielles pourraient conduire à des zones de concentration

préférentielle, les différents sondages (carotté et percutant) montrent que les teneurs ne

semblent pas augmenter avec la profondeur, l’enrichissement parait plutôt lié aux niveaux

topographique ou à des paramètres tectonique (la minéralisation n’est pas contrôlée par la

lithologie).

III.2- Répartition de l’or

Dans les différents couloirs, la répartition des teneurs en or n’est pas aléatoire :

Au niveau du couloir des siltites tufacées (tachetées), la minéralisation aurifère se répartie en

trois bandes de direction Est-Ouest

- Bande Nord.

- Bande centrale.

- Bande Sud.

Le bloc central présente les ressources en or les plus importantes.

Cette répartition hétérogène de l’or à l’échelle de ce couloir, avec une partie centrale plus

riche bien individualisée, pose un problème de compréhension gîtologique majeur.

III.3- Etude minéralogique de l’or

Une étude minéralogique de l’or et des minéraux métalliques présents dans les minerais du

‘Far West’ a été effectué par Zinbi et Baoutoul (1998) et par El Ghorfi et al., (2006) sur



lames minces polies préparées à partir d’échantillons de roche choisie en fonction de leurs

teneurs.

Les analyses qualitatives et quantitatives au microscope électronique à balayage (MEB) et

à la microsonde électronique (MSE) ont été réalisées à la compagnie minière de Guemmassa

(CMG).

Les analyses à la microsonde montrent qu’il existe au moins deux types géochimiques d’or.

- Un or pur très faiblement argentifère :

Argent inférieur ou égal à 5%, cet or est contenu dans le couloir des siltites tachetées.

- Un or pur légèrement argentifère :

Argent de 8 à 17%, cet or est contenu dans les lentilles de quartz hématitisées et sulfurées

ainsi que dans les méta-amphibolites métamorphisées autour des appointements dioritiques.

Le rapport Au/Ag dans le couloir des lentilles et les métabasites est supérieur par rapport au

couloir des siltites tachetées.

Remarque : les analyses métriques des différents impacts interceptés soit par sondages

destructifs ou carottés, montrent, malgré l’absence des grains d’or libres visibles à la loupe,

des teneurs en or considérables.

Conclusion

Plusieurs auteurs s’accordent en général pour conclure que l’or se purifie au cours des

processus d’altération superficielle ; soit par remobilisation chimique complète et

précipitation d’or pur, soit par lessivage chimique sélectif des minéraux en trace contenu dans

les grains.

Les résultats indiqués ci-dessus pourraient traduire le piégeage d’un or invisible inclut dans la

gangue ou bien associé aux sulfures.



- Il semblerait que la majorité d’or libre légèrement argentifère (Ag : 8 à 17%) présent

dans les lentilles de quartz hématitisées et les métabasites pourrait être issu d’une

remobilisation au cours du lessivage d’un or contenu et/ou associé aux sulfures, par

migration partielle du cuivre et précipitation d’or libre légèrement argentifère.

- Quant à l’or libre pur à 95% (Ag < 5%) contenu dans les roches tachetées, il pourrait

être issu en majeur partie de la remobilisation tardive d’or légèrement argentifère (8 à

17%) selon le schéma (figure 14).

Figure 14 : Schéma de processus de purification d’or associé aux sulfures



IV.Données métallogéniques du Far West

IV.1- La minéralisation : Or-Palladium

Actuellement peu de travaux ont traité le gisement de Far West, Les deux types de

minéralisation aurifère (disséminé et en veine) ont montrés la présence de groupe de

platinoïdes. Selon El Ghorfi (2006), tous les grains de PGM observés sont soit inclus dans l’or

ou entremêlée avec de l'or. Dans l'ordre décroissant d’abondance, on a : la mertieite-I ou

isomertiëite, la keithconnite (Pdnite [~ Pd203-x(Te, Bi) 11SbTe), la Palladseite (Pd17Se), la

Merenskyite(Pdte2), la Merenskyite-monchéite [(Pd, Pt) (Te, Bi) 15], la Kotulskite, La

Sperrylite (PtAs), la Potarite (PdHg). La composition chimique de l'or est comprise entre 79 et

93 % en poids d'or, de 6 à 19 % en poids d'argent et de 0,5 à 6,29 % en poids de Pd. (El

Ghorfi 2006).

IV.2- Les altérations hydrothermales

Selon Barakat et al (2002) Les différents stades de percolations des fluides et de dépôt de

la minéralisation sont accompagnés d’une altération hydrothermale, qui consiste à une

silicification, qui affecte les roches encaissantes des fentes minéralisées, une carbonatation

tardive, sous forme de veinules ou de nids, une hématitisation, affectant les couloirs de

cisaillement. Ainsi qu’une séricisitisation et une Chloritisation selon Belkabir et al (2008).

En appliquant la méthode de Piché et Jebrak (2004) dans la super province d’Abitibi de

Québec, Belkabir (2008) a établi une carte d’altération hydrothermale pour déterminer et

quantifier l’intensité de cette altération dans la séquence volcanique de Far West. Cette

méthode consiste en un calcule de deux indice (indice de Chloritisation CI et de séricitisation

SI) Les principaux résultats peuvent être résumés comme suit :

- A l’échelle régionale : La silicification et la hématitisation ont un caractère local à

l’inverse de la séricitisation et la Chloritisation, la distribution de la Chloritisation

ainsi que la séricitisation indique l’effet conjugué des deux altérations avec un

développement de la séricitisation dans la partie sud de la faille Rouimiate ainsi que

dans le faciès tacheté, ceci et due à un remplacement rétrograde de chlorite par un



assemblage de séricite – calcite.– quartz , Ou à une Chloritisation hydrothermale

massive.

- A l’échelle locale : le profil N-S de l’indice de séricitisation indique que les zones des

veines de quartz ferrugineux sont intensément séricitisée alors qu’une silicification et

une séricitisation caractérise les zones de chert riche en cuivre, ceci est mis en

évidence à l’échelle de la lame mince par un remplacement intense du chlorite par la

séricite, les minéraux argileux et par le quartz. Le profil de l’indice de chlorite

confirme le caractère métamorphique dominant de ce minéral, l’indice montre aussi

des zones préservés qui sont localisé généralement dans les roches volcaniques

surtout.

IV.3- Les inclusions fluides et les conditions P-T

Barakat en (2002), en vue de déterminer la nature du fluide minéralisateur et par suite les

conditions de mise en place de la minéralisation, à étudier les inclusions fluides contenus dans

le quartz des lentilles, ce quartz selon lui a été mis en place selon trois stade : un premier stade

correspondant à la formation des lentilles et leur remplissage par un quartz Q1 sous forme

d’agrégats xénomorphe, très déformé ductilement durant la phase B2, avec un aspect

microscopique sale. Un deuxième stade caractérisé par la réouverture des lentilles et le dépôt

d’un quartz Q2 automorphe macro grenue et non déformé avec du chlorite de type

brunsvigite. Finalement la phase minéralisatrice et le dépôt de la paragenèse or natif-bismuth-

bismuthinite-galène et du chlorite 2. En résume les résultats en 3 stades :

- Stade 1 : l’intersection entre les isochores des inclusions fluides Lc-w et ceux des

inclusions fluides Lw-c dans le même intervalle permet de déduire que les conditions

P-T étaient à 300 ±30 °C et à 50 ± 20 MPa.

- Stade 2 : la température de formation de la paragenèse Q2-hématite-chlorite 1 est

donnée par le chlorite 1 à 300 ±30 °C et des pressions estimés à 70±30 MPa.

- Stade 3 : pour les fluides aqueux la température maximale est de 250°C avec des

pressions d’ébullition de l’ordre de 4 MPa. Le chlorite 2 rapporte une estimation de

175 ± 30 °C. les pressions correspondantes sont de l’ordre de 2MPa. Cependant la



pression du piégeage était supérieure à 2 MPa à des profondeurs 2 Km à moins de

400m. Le piégeage est probablement lié à une tectonique distensive (Barakat et al.,

2008).



Figure 15 : Carte géologique du Far West illustrant les zones mise en exploitation ; (1) Bloc A (2) Zone Centrale (3) Bloc B(4) Zone des brèches (5) Zone intermédiaire(6) Zone Nord

2

3

4

6

1

5



Chapitre III :

Etude structurale dugisement aurifère du Far

West



I. Rappel et définition : Zone de faille, couloir de cisaillement.

I.1- les failles

Une faille (figure 16) est une fracture de cisaillement macroscopique accompagnée d'un

glissement des blocs de part et d'autre du plan de faille. Les failles s'observent à toutes les

échelles, soit à l'échelle de la lame mince, de l'affleurement ou à l'échelle régionale.

Figure 16 : anatomie d'une zone de faille (tiré du site Planète Terre).

I.2- Couloir de cisaillement

Le cisaillement est une déformation dans une masse rocheuse, marquée de dislocations à

toutes les échelles (de plusieurs mètres, jusqu’à celle des cristaux). Les bandes de cisaillement

ou zones de cisaillement, ont subi une déformation ductile asymétrique (Shear zone).



La géométrie d’une zone de cisaillement indique que l’orientation de la surface de

cisaillement C est proche du plan de cisaillement général (Fig. 17A-B). L’identification des

zones de cisaillements constitue un bon critère cinématique, cela se voit à l’échelle de la carte

comme à l’échelle d’un échantillon. Le comportement cisaillant de la roche donne naissance

à des fentes de tension sous l’effet de la traction (Fig. 17C). Ces fentes tiennent une

importante place dans le secteur d’étude puisqu’elles encaissent une bonne partie de la

minéralisation aurifère, généralement sont à remplissage de quartz.

Figure 17 : (A) et (B) : Schéma des composantes de cisaillement fabriques S/C (S : plan deschistosité, C : plan de cisaillement, ECC1 et ECC2 : failles conjuguées dues aux contraintes)

leurs agencement défini des bandes de cisaillement et des failles conjuguées (Daigneault CERM-UQAM, module 5), (C) illustration du contrôle structural d’une minéralisation par remplissage

des fentes de tension générées par les contraintes cisaillantes. (G.Corbett 2005).

A B

C

Fentesde

tension



La mise en place d’une minéralisation dans ces couloirs de cisaillement « Shear-zone » est

assurée par le réseau de différentes failles dues aux régimes : extensives, transpressives et

compressives, la connectivité de ce réseau représente sa capacité de conduire un fluide au sein

de ce réseau.

II. Méthodologie de l’étude

II.1 Etude de terrain

La région étudiée s’étend sur environ 5 km de long et 5 km de large. Elle comprend la partie

du réseau de faille la plus propice à une étude de la perturbation du champ de contraintes en

raison de la densité élevée du réseau, de sa qualité d’affleurement et de la présence notoire

d’orientations variables de failles.

L’étude de terrain a d’abord consisté à réaliser une cartographie fine du réseau de failles et de

son encaissant. Cette cartographie a été effectuée sur des extraits des cartes disponibles au

service géologique de la mine et sur des levés sur terrain réalisés au cours de l’étude. Nous

avons aussi combiné nos observations de terrain à des observations de photographie

aériennes. Ensuite nous avons réalisé des coupes géologiques sériées d’orientations N-S

basées sur les interprétations des données de surface et des sondages réalisées en 2012

(pendages des stratifications et des failles). Ces coupes n’ont pas été tous communiquées dans

le cadre de cette étude à cause des contraintes de confidentialité de ces données. De plus, nous

avons réalisé des mesures structurales (pendage et direction des failles et des structures

géologiques) et nous avons géo-référencé ces mesures grâce à un GPS de type Garmin (UTM-

WGS84) afin de pouvoir les intégrer dans le modèle structural numérique.

La carte géologique et les coupes ont été réalisées sur le logiciel Mapinfo professionnel et

Discover.

II.2 Modélisation structurale surfacique

La deuxième étape de cette étude consiste à réaliser un modèle structurale surfacique en

2D du réseau de faille dans la zone étude, subdiviser ces failles en familles en se basant sur

leurs orientations et le faire fusionner avec le modèle numérique de terrain pour que chaque

information structurale soit bien localisée dans l’espace, notamment en altitude (Z). Cette



modélisation surfacique permettra de bien anticiper l’allure et les rayons de courbure des

failles qui affleurent en surface et qui sont interceptées par les sondages carottés. Nous avons

réalisé ce modèle grâce au logiciel-Discover, qui permet d’importer les données de surface et

de profondeur issue d’une base de données qui a été préparée au cours de cette étude, celle-ci

contient toutes les données de forages destructifs (coordonnées, descriptions lithologiques,

analyses chimiques et données structurales…). Par la suite on va superposer le modèle

structurale surfacique sur les différentes cartes d’anomalies (géophysiques et géochimiques)

afin de chercher des relations spatiales entre les sources d’anomalies et ces données

structurales. Finalement un modèle géométrique en 3D a était réalisé dans le service

géologique par la cellule de géomatique à l’aide du logiciel DATAMINE afin de pouvoir

calculer les ressources en 3D, cela s’effectue par extrapolation des données de forages à partir

de cette base de données.

III. Analyse structurale du réseau de faille

III.1- Schéma structural du Far West

Le schéma structural du Far West (figure 18) montre une densité élevée de discontinuité,

pour simplifier l’analyse on va par la suite subdiviser ce réseau en familles de discontinuités.

Figure 18 : Schéma structural du réseau de faille de Far West

Zones mises enexploitation

Faille de Rouimiate

N



III.2- Caractéristiques du réseau de discontinuités

Les épisodes tectoniques successifs qui ont lieu dans le gisement génèrent généralement des

familles de failles d’orientations différentes. L’analyse des azimuts permet de distinguer ces

différentes orientations principales et de définir les familles de fractures. Une des lois les plus

utilisées est la loi de Fisher (1953) qui donne la distribution angulaire autour d’une direction

moyenne.

On a subdivisé la zone en deux compartiments : couloirs de lentilles au Nord à dominance de

roches volcaniques et couloir des siltites tachetées au Sud de nature volcanosédimentaire.

Couloir des lentilles :

Ce couloir constitué de roches à dominance volcanique qui encaisse un réseau important de

lentilles minéralisé.

Familles Direction de pendage (°) Pendage (°)Famille 1 350 48

Famille 2 240 70

Famille 3 330 72

Famille 4 195 75

Famille 5 210 43

Famille 6 226 60

Schistosité 260 60

Ce couloir est caractérisé par 7 familles de discontinuité (y inclus les failles, diaclases et

schistosité). Les familles (2 et 3) représentent les structures majeures qui encaissent la

Figure 19 : Famille de discontinuité naturelle dans la zone des brèches, zones des lentilles et zoneintermédiaire.



minéralisation aurifère, la famille 3 (N-S) caractérise la zone des brèches et la famille 2

représente la minéralisation dans la zone intermédiaire et le couloir Nord (figure 19).

Couloir des siltites tachetées :

La zone centrale contient 6 familles de discontinuité (figure 20) dont les familles (1,2 et 5)

constituent les pièges de la minéralisation aurifère. La famille 1 encaisse les teneurs les plus

importantes dans cette zone.

Dans la partie suivante on va discuter avec les représentations stéréographiques des pôles des

2 familles de schistosité (S1 et S2) et les familles de failles qui affectent la zone de Far West.

Ces représentations stéréographiques sont issues d’une multitude de point de mesure sur

terrain à l’aide d’une boussole et un GPS.

Figure 20 : Familles des discontinuités naturelles dans la zone centrale

Familles Direction de pendage (°) Pendage (°)

Famille 1 18 51

Famille 2 76 65

Famille 3 144 60

Famille 4 105 75

Famille 5 315 84

Schistosité 250 60



a) Schistosité S1

Cette schistosité affecte l’ensemble de la zone étudiée et précisément les horizons volcano-

sédimentaires, les amphibolites et les gneiss. Les pendages de la S1 sont variables (5° à 90°),

ceci est due probablement au redressement des formations à l’approche de la faille de

Rouimiate. Cette schistosité est caractérisée par une orientation minérale qui se traduit par un

étirement des minéraux néoformés dans le plan de la S1 : cordiérite, muscovite, chlorite et

épidote. La figure suivante représente la projection stéréographique de la S1.

On remarque bien que l’orientation de la S1 est E – W et le sens du plongement est vers le

Nord.

Figure 21 : Représentation stéréographique des pôles de la S1



b) Schistosité S2

Cette schistosité de fracture, est moins exprimée même si elle affecte l’ensemble du secteur.

Les intrusions dioritiques au sein du couloir de cisaillement n’ont pas été affectées par ce type

de schistosité ce qui suggère une mise en place tardive de ces intrusions (l’intrusion est

synchrone selon Leblanc 1975).

La représentation stéréographique des mesures de terrain montre une orientation générale

NNE-SSW avec un pendage moyen à fort avec un plongement vers l’Est (figure 22).

c) Failles

Dans la zone d’étude, la faille de Rouimiate et la faille Nord 2 sont les plus grandes structures

tectonique dans la zone, elles représentent les limites Sud et Nord du couloir minéralisé avec

des extensions kilométriques jusqu’à la granodiorite de Bleida. Ces failles sont décro-

chevauchantes à jeu sénestre et à remplissage de carbonates, d’hématites et de quartz.

Figure 22 : Représentation stéréographique des pôles de la schistosité de fractures S2



Les autres failles observées associées à ce couloir ont une direction majeure N60 à N65 à jeu

dextre et senestre et qui constituent des failles conjuguées dues au régime cisaillant entre la

faille de Rouimiate et la faille Nord 2. La projection stéréographique d’une multitude de

mesures de ce type de failles est représentée dans la figure 23. Trois familles de failles ont été

reconnues :

- N20 à N40

- N45 à N60

- N100 à N150

Avec une dominance des failles N45 à N60

.

Figure 23 : Représentation stéréographique des pôles de failles



III.3- Phases orogéniques et interprétations du secteur

Dans ce paragraphe on va essayer de situer par ordre chronologique les événements qui ont

affecté le secteur du Far West, en tenant compte de l’histoire des déformations à l’échelle de

toute la boutonnière de Bou Azzer, ainsi d’associer un âge de mise en place de la

minéralisation à une phase orogénique comme suit :

Océanisation avec mise en place de la série ophiolitique de Bou Azzer (760 M.A)

jusqu’au centre de la série de Bleida au Sud.

Serrage panafricain, caractérisé par la phase ultime B1 qui est responsable du

chevauchement de la série de Bou Azzer sur Bleida (le plan de chevauchement est la

faille de Rouimiate). Probablement cette phase est responsable de la mise en place de

l’or primaire d’après une synthèse bibliographique.

La mise en place du massif granodioritique de Bleida syn-tardi B2 ayant provoqué un

crochant de la faille de Rouimiate à l’ouest. Le massif même sera affecté par un dyke

basique de nature doléritique. Cela a provoqué le développement du couloir de

cisaillement traduit par les fentes de tension.

La phase de la déformation ultime B2 est responsable du rejeu de la faille de

Rouimiate en jeu senestre (marqué au niveau du dyke de dolérite traversant la

granodiorite, responsable aussi du plissement des lentilles de quartz).

L’orogenèse hercynienne est responsable du raccourcissement régional N-S qui a

provoqué une réactivation des failles panafricaines, elle est aussi responsable aux

plissements disharmoniques des formations paléozoïques (Adoudounien).

I. Modélisation

IV.1- Modèle du Far Ouest

Cette étape consiste à coupler les données de la géologie de surface avec le schéma structural

et les superposer avec le levé géophysique (PP) et la carte d’anomalie géochimique, cela va

nous ressortir une image bien claire sur les couloirs porteurs des veines aurifères dont les

résultats seront discutés à la fin de cette partie.



Les données d’entrée sont :

- Modèle numérique de terrain (MNT) ;

- Carte de surface 2D du réseau de faille ;

- Levé des tranchées ;

- Carte d’anomalie géochimique ;

- Carte d’anomalie géophysique (PP).

IV.2- Coupes de sondages

Dans ce paragraphe on va présenter deux coupes de sondages carottés réalisées au cours de ce

travail (on va se limiter que sur les sondages : SC_FW 25 et SC_FW39), ces coupes sont

réalisé à l’aide des descriptions géologiques et structurales des carottes de sondages levés sur

le terrain.

Sondage SC_FW 25 :

Le sondage SC_FW 25 a pour objectif de tester l’extension vers l’Ouest de la zone centrale, il

a traversé un faciès des siltites tufacées avec des intercalations de bandes faillées et

brèchifiées. Un impact est reconnu : il s’agit d’une bande de tuf très hématitisé de 4m (cote :

-61 à -65 m) avec une teneur de 3,66 g/t dont 1m à 14 g/t (cote : -63 à -64 m) correspond à des

brèches de faille (figure 24).

Sondage SC_FW 39 :

Le levé géologique du sondage SC_FW39 (figure 25) montre qu’il a traversé des

horizons généralement de schistes tufacés (siltites) avec un passage de schiste tacheté fracturé

signalé par deux failles cote (-31m et -43m) qui ont joué un rôle principale dans le dépôt de la

minéralisation aurifère. Les résultats d’analyse ont enregistré un passage de 13m avec une

teneur de 0,27 g/t et 2m avec une teneur de 4,41 g/t en traversant la faille (cote : -43m) dont

0,4m à 16 g/t, cette faille montre un remplissage quartzique avec des traces de malachite.



Figure 24 : Coupe géologique du sondage SC_FW_25 (Extension Ouest de la zone centrale)

Figure 25 : Coupe géologique du sondage SC_FW_39 (Extension avale de la bande dedyke ’ZC’)



Remarque : Toutes les failles minéralisées à quartz brèchifié traversées par les sondages

montrent un caractère listriques (figure 26) ce qui suggère une mise en place au cours d’une

phase extensive due à un relâchement des contraintes régionales (avec la possibilité d’une

mise en place d’une minéralisation tardi-panafricaine), les failles E-W à quartz sulfuré

montrent une intense altération et oxydation au niveau de leurs épontes (figure 28).

La figure 27 montre une faille listrique traversée par le sondage SC_FW25, sur la carotte on

remarque bien le remplissage par des brèches tectonique à quartz anguleux (morceaux de

quartz + fragments de l’encaissant). Cette texture est spécifique à une mise en place

hydrothermale tardive au sein de cette faille.

Figure 26 : faille listrique (en jaune) à quartz minéralisé (Nord-Ouest de la zone centrale

Figure 27 : Carottes de sondage SC_FW 25 traversant une faille brèchifié cote (-63,-64 m)

Brèche à qz. anguleux

Failles listriques à quartz brèchifié



Figure 28 : Coupe schématique au niveau des lentilles de quartz sulfuré (A) lentilles de quartzavec une kaolinisation aux épontes, (B) Vue du parement porteur des lentilles minéralisées, (C)

plan de la faille subtabulaire.

A

A

B

C



IV.3- Résultat de l’analyse

La superposition des données géochimiques et géophysiques a permis d’analyser les

anomalies du secteur sous une base de multicouche afin de rendre les anomalies visibles, nous

avons essayé d’intégrer les données structurales pour chercher les liens avec les niveaux

porteurs (si il s’agit d’une orientation préférentielle ou pas). Le modèle final (figure 32)

obtenu nous a permis de vérifier les points et de tirer les conclusions suivantes :

- Le couloir de cisaillement était le moteur dynamique de la mise en place des veines

minéralisées dans les fentes de tensions et les failles conjuguées, toutes les failles

enregistrent des teneurs considérées en or;

- Les niveaux très conducteurs et non chargeables constituent un vrai metallotécte

régional surtout lorsqu’ils ont été affectés par le régime cisaillant (failles N40 à N60)

et la schistosité S2 (rhéologie de la roche encaissante);

- Les failles à quartz sulfuré d’une orientation dominante remarquable E-W (parallèle

aux failles majeures) constituent les horizons porteurs des teneurs les plus importantes.

Ce qui appuie l’idée que ces failles représentent l’hôte d’une minéralisation primaire

(Au + sulfures);

- Le contact entre les roches compétentes et incompétentes constitue des plans de

faiblesses pour la mise en place de la minéralisation primaire.

- La zone de brèches constitue le couloir d’intersection entre la faille majeur du couloir

des lentilles (Au+sulfures) avec deux failles N-S, cette zone est caractérisée par des

brèches tectoniques avec remplissage hydrothermal (Belkabir et al., 2011);

- Les lentilles d’or argentifère à faible traces de sulfures constituent une phase

secondaire car elles se concentrent dans les faille N45 à N60, elles recoupent les faille

sulfurées;

- Les failles N45 à N60 porteurs d’or sont des failles listriques qui marquent une mise

en place tardive de la minéralisation au cours d’une phase extensive;

- La zone centrale constitue le couloir volano-sédimentaire coincé entre la faille de

Rouimiate et le complexe de roche volcanique, tenant compte de sa réponse

rhéologique élastique et la présence d’un niveau hydrostatique, cette zone constitue

le piège d’un dépôt aurifère tardif après les phases de remobilisation depuis les failles

sulfurée. (l’or pur dans cette zone est localisé dans les plans de faiblesse de

l’encaissant avec une pureté de 95%);



La figure 29 représente une distribution des deux familles de failles qu’on a citées (faille : E-

W et faille N45 à N60), la minéralisation au sein de ces failles a été confirmé par analyse des

tranchées qui les recoupent.

Les failles E-W sulfurées porteur d’or primaire montrent un rubanement significatif (figure

30), il s’agit d’un cœur à sulfures massifs avec des épontes de quartz blanc à gis clair (stérile)

ce qui implique un remplissage tardif dans ces structures.

Les failles minéralisée N45 à N60 sont à remplissage tectoniques caractérisées par du quartz

brèchifié avec peu de sulfures (figure 31).

Figure 29 : carte géologique du couloir de lentilles illustre les familles des failles minéralisées N45 à N60et E-W interceptées par les tranchées

F : N 45

F : N 45

F : N 60

F : E-W



Figure 30 : (A) quartz à sulfures massifs, (B) quartz à texture rubanée, (C)quartz blanc à oligiste (stérile), (D) niveau oxydé au périphérie des sulfures.

Figure 31 : (A) brèches tectoniques à quartz + peu de sulfures, (B) grains d’or visibles



Figure 32: Modèle synthétique de Far West (les polygones représentent les zones mises en exploitation)

ContactminéraliséZone prometteuse

Vers la granodioritede Bleida

Tranchées

Failles familleN40 à N60

Failles famille (E-W) à N110porteurs (Au+sulfures) fig.33


Projet de fin d’étude 64

II. Discussion des résultats.

La boutonnière de Bou Azzer El Graara est bien connue par ces gisements filoniens de cobalt,

arséniure, chromite podiforme et or comme sous-produit. Le gisement de cuivre de Bleida est

sous forme d’amas sulfurées, il est de type SEDEX (Leblanc et Billaud 1978; Leblanc 1981;

Mouttaqi et Sagon 1999).

Beaucoup de travaux menés en se basant sur quelques indices métalliques à l’échelle de la

boutonnière ont associé les minéralisations à l’orogenèse panafricaine vue l’importante

distribution de ces gisements métallique dans le socle protérozoïque. Les derniers travaux

portés à l’échelle de toute la boutonnière (L.Maacha 2013) ont suggéré que les

minéralisations cobaltifère de Bou Azzer et cuprifères de Bleida sont tardi-panafricaines, ils

sont synchrones au volcanisme alcalin de Jbel Boho (530 M.a). L’auteur a mentionné que la

minéralisation (or + palladium) de Far West qu’elle est liée à une phase précoce qui reste à

définir.

Toutes les études précédentes (Barakat et al., 2002, El Ghorfi et al., 2006, Belkabir et al.,

2008) sont d’accord avec le développement de la minéralisation au sein du couloir de

cisaillement, limitée par les deux accidents majeurs (failles Rouimiate 1 et Nord 2) dont le jeu

sénestre a permis le développement des lentilles de quartz porteuses de la minéralisation.

Selon Belkabir et al., (2008) La fabrique tectonique dominante est la S1 associé à une phase

tectonique D1 définie par l’alignement des minéraux (séricite, quartz, chlorite et feldspath)

avec une direction générale de N 100 et un pendage de 60° vers le nord indiquant le

raccourcissement générale N-S, elle est faiblement à fortement développé et il semble être

influencé par la rhéologie de faciès .

Les travaux menés par A. Mouttaqi sur le gisement cuprifère de Bleida (à 6 Km de la zone

d’étude) ont fait ressortir un modèle syngénétique de type SEDEX (SEDimentary

EXhalative) vue l’interférence entre le processus de l'exhalaison et celui du remplacement.

L’étude de synthèse réalisée en termes de ce travail nous a permet d’identifier un caractère

épigénétique de la minéralisation aurifère (mise en place tardif par rapport aux roches

encaissantes), le contrôle structurale avait joué un rôle très important au cours de la mise en

place, de piégeage et d’enrichissement du métal. D’après les données d’autres gisements



comparable au Far West, on peut lui associé au type Epithermal (Low Sulphide) vue les

conditions de P-T de dépôt (moins de 2Km à une température de 250 °C) et le contrôle

structurale de la mise en place, Cette hypothèse du modèle reste incomplète de point de vue

métallogénique, Une étude détaillée des halos d’altération est nécessaire pour la mise au point

de la possibilité d’avoir un système porphyrique (Cu, Au) qui a minéralisé toute la district de

Bleida, des auteurs (Belkabir et al, 2011 et Ait Lhna 2013) ont suggéré que le gradient de

métamorphisme et croissant de Sud vers le Nord, Belkabir (2011) a établi une carte

d’altérations propylitique et séricitique du secteur de Far West, il a suggéré que la

minéralisation aurifère primaire représente la racine d'un système VMS pré- tectonique.

Malheureusement les gites de ce type d’âge ancien (type Protérozoïque) sont souvent

affectées par les cycles orogéniques d’âge plus jeune, cela peut poser des problèmes de

zonation au cours de l’étude.

Dans ce type de gite, où l’association spatiale et temporelle avec un édifice volcanique est

serrée, un fluide est entré en ébullition suite à son exsolution de son magma ou lors de son

ascension vers la surface. Le souffre est préférentiellement dans la phase vapeur. Le fluide

riche en SO2 d’origine volcanique s’est condensé ou bien a réagi avec l’eau souterraine ce qui

donne l’altération argileuse intense accompagnée de silification. L’or précipite au-dessus de la

zone d’ébullition.

La contribution de fluide volcanique est plus difficile à établir. L’écoulement des fluides est

contrôlé par les fractures et les failles dans lesquelles on peut reconstruire le panache de fluide

hydrothermal qui se mélange avec les eaux souterraines, la précipitation se fait par mélange,

baisse de température et ébullition.



Conclusion générale

L’étude structurale du secteur du Far West nous a permet de décrire les déformations qui ont

affectés la zone, d’associer l’âge de dépôt de la minéralisation à l’histoire de déformation et

d’établir des directions préférentielle à cette mise en place. Les données de synthèse ont

participé à définir un modèle de recherche et d’interprétation de ces données structurale, ces

interprétations ont permis d’introduire un guide d’exploration pour d’autres cibles.

- La chance de trouver un couloir semblable à la zone centrale dépend de la rhéologie

des roches encaissante et de niveau hydrostatique des eaux souterraines ;

- Le contact entre les roches compétentes et incompétentes constitue des plans de

faiblesses pour la mise en place de la minéralisation primaire.

- Les failles à quartz sulfurée (E-W) et à quartz brèchifié (listriques N40 à N60)

constituent la cible prioritaire pour chercher d’autres dépôts économiques ;

- L’enrichissement aurifère des failles N45 à N60 est lié à une phase extensive qui peut

être associée à un relâchement d’une contrainte régionale (reste à définir).

- La minéralisation du Far West est liée spatialement au zones fortement cisaillées et

mylonitisées, cette fracturation qui a provoqué le lessivage des minéraux chargeables.

En se basant sur tous les résultats évoqués historiquement sur la zone d’étude, des travaux

approfondis dans le cadre d’une thèse sur la zone mise en question vont rapporter plus

d’explications sur le plan scientifique et technique, ils vont permettre aussi à la compagnie

propriétaire de mieux orienter ces travaux d’exploration et d’exploitation. Où une

recommandation de ré-optimisation des ressources et d’étudier la possibilité d’accès

(exploitation) en souterrain vue les puissances réduites de ces structures, un sondage profond

dans la zone du Far West va permis de mieux comprendre l’évolution de ce système en

profondeur.



Bibliographie

Barakat A., Marignac C., Boiron M.-C., Cathelineau M., Bouabdelli M., Fluid circulation in the Au-bearing Ourika gneiss, Atlas of Marrakech, Morocco, J. Afr. Earth Sci. 30 (2000) 9.

Barakat A ., Percolations fluides et transfert de métaux : les gisements d’or intragranitiques del’Europe de l’Ouest (Corcoesto, Tomino [Galice], Mokrsko [République tchèque]), thèse, INPL,Nancy, 1995, 373 p.

Bastoul A., Origine et évolution des fluides hydro-carboazotés dans les formations métamorphiques :relations avec les minéralisations associées (U, Au, graphite), thèse d’État, université Nancy-1, 1992,311 p.

Belkabir A., Jebrak M., L. Maacha et al., (2008) : Gold mineralization in the proterozoic Bleidaophiolite, Anti-Atlas, Morrocco, Geological Society, London, Special Publications 2008; v. 297; p.249-264, doi: 10.1144/SP297.12Corbett. G. (1995): Controls to low sulphidation epithermal Au-Ag mineralisation

El Ghorfi M., Oberthür T., Melcher F., Lüders V., El Boukhari A., Maacha L., Ziadi R. etBaoutoul H. (2006): Gold-Palladium mineralization at Bleïda Far West, Bou Azzer-El Graara inlier,Anti-Atlas, Morocco: Mineralium Deposita, v. 41, p. 549–564.

Ennih N. et Liégeois, J.P. (2001) : The Moroccan Anti-Atlas: the West African craton passive marginwith limited Pan- -302.

Jeannette D., Benziane F. et Yazidi A., (1981) : Lithostratigraphie et datation du protérozoique de laboutonnière d’ifni ( Anti-Atlas, Maroc). Percamb. Res., 14, 363-36.

HAFID A ., Sagon J.P ., Julivert M., Arboleya M.L., Saquaque A., El-Boukhari A., Saidi A. etSolers J .M.F, (2001) : le magmatisme basique filonien protérozoique de la boutonnière de pétrologie,géochimie et signification géodynamique. Journal of African Earth Sci ., 32, 707-721. In : Piqué A.,Soulaimani A ., Hoepffner C ., BouaBDelli.M, Laville E., Amrhar M ., Chalouan A., (2007) -58p.Hefferan K.P., Admou H., Karson J.A. et Saquaque A. (2000): Anti-Atlas (Morocco) role inNeoproterozoic Western Gondwana reconstruction. Precamb. Res. 103, 89–96.

Hefferan K.P, Karson J.A., Saquaque A. (1992) : Proterozoic collisional basins in a Pan Africansuture zone, Anti- Atlas Mountains, Morocco. Precambrian Research 54, 295- 319.

Leblanc M. (1981) : Ophiolites précambriennes et gîtes arseniés de cobalt (Bou Azzer-Maroc):Unpublished Ph.D. thesis, Paris, France, Universitéde Paris VI, 367 p.

Leblanc M., et Billaud P. (1982): Cobalt arsenide orebodies related to an upper Proterozoic ophiolite,BouAzzer (Morocco): Economic Geology, v.77, p. 162–175Soulaimani et Piqué, 2004

Leblanc M. (1986): Co-Ni arsenide deposits, with accessory gold, in ultramafic rocks from Morocco:Canadian Journal of Earth Sciences, v. 23, p. 1592–1602.



Leblanc M. (1975) : Ophiolites Précambriennes et gîtes arséniés de cobalt, Bou Azzer (Maroc). ThèseDoct. d’Etat Univ . Paris VI.

Leblanc M. (1976): Proterozoic oceanic crust at Bou Azzer: Nature, v. 261, p. 34–35.

Levresse G 2001. Contribution à l’établissement d’un modèle génétique des gisements d’Imiter (Ag-Hg), Bou-Madin (Pb-Zn-Cu-Ag-Au), BouAzzer (Co-Ni-As-Au-Ag) dans l’Anti-Atlas Marocain.Thèse INPL, Nancy-France.

Michard A. (1976) : Elément de géologie marocaine. Notes et Mémoires. Serv. Géol. Maroc. 252,408p.

NELTNER L.( 1938): Etudes géologiques dans le sud marocain ( haut atlas et Anti-Atlas) . Notes etmémoires.Serv. Mines et carte géol. Maroc, 42, 298p.

Piqué A., Soulaimani A ., Hoepffner C ., BouaBDelli.M, Laville E., Amrhar M ., Chalouan A.,(2007) : Géologie du Maroc, Editions Géode, collection Terre et patrimoine, séries manuels,Marrakech ( Maroc), 23-58p.

Saquaque A., Admou H., Cisse A., benyoussef A H. et Reuber I. (1989a) : Les intrusions calco-alcalines de la Boutonnière de Bou azzer El Graara (Anti-Atlas, Maroc) : marquers de la déformationmajeure panafricaine dans un contexte de collision d’arc. C. R. Acad. Sci. Fr., Paris.Saquaque A., Admou H., Karson J. A., Hefferan K. et Reuber I. (1989b) : Précambrienaccretionary tectonics in the Bou Azzer El Graara region, Anti-Atlas. Morocco Geology.

Schermerhon L., Wallbrecher E. et Huch M. (1986) : der subduktionkomplex, granitplutonismusund schertektonik imgrundebirge des sirwas-doms (Anti-Atlas, Marokko). Berliner Geowiss . Abh.,66, 301-322.

Soulaimani A. et Piqué A. (2004): The structure (Kerdous inlier, Western Anti-Atlas, Morocco): alate pana-frican transtensive dome. Journal of African Earth Sci., 39, 247-255. In : Piqué A.,Soulaimani A ., Hoepffner C ., BouaBDelli.M, Laville E., Amrhar M ., Chalouan A., (2007) :Géologie du Maroc, Editions Géode, collection Terre et patrimoine, séries manuels,Marrakech ( Maroc), 23-58p.

Thomas R.J., Chevallier L.P., Gresse P.G., Harmer, R.E., Eglington B.M., Armstrong, R.A., deBeer C. H., Martini J.E.J., de Kock G.S., Macey P.H. et Ingram B.A. (2002): Precambrianevolution of the Sirwa Window, Anti-Atlas Orogen, Morocco.

Autres sources :

Documents internes – Service géologique SOMIFER

Exploration of Low Sulphidation Epithermal Vein Systems (Dr. Peter Megaw)

Cours de métallogénie GLG. Université LAVAL chapitre 4.

LOW-SULPHIDATION EPITHERMAL QUARTZ-ADULARIA GOLD SILVER VEINS &

THE EL FUEGO PROJECT, MEXICO (Morgan Poliquin)

Cours de géologie structurale (Soulaimani)