<figure><img src="image_1.png" /></figure>

# Les Basaltes de l'Atlas de Béni-Mellal (Haut Atlas Central, Maroc) : un Volcanisme Transitionnel Intraplaque Associé aux Stades de L'évolution Géodynamique du Domaine Atlasique

Basalts of the Atlas of Béni-Mellal (Central High Atlas, Morocco): an Intraplate Transitional Volcanism Associated to Geodynamic Evolution Stages of Atlasic Domain

Jaouad Guezal; Mohamed El Baghdadi & Ahmed Barakat

Laboratoire Géo-Ressources et Environnement (GEORE)

Département des Sciences de la Terre, Faculté des Sciences et Techniques B.P. 523 Béni-Mellal 23000, Maroc

E-mail: j.ghezal@usms.ma; m.elbaghdadi@usms.ma; a.barakat@usms.ma

Recebido em: 23/06/2013 Aprovado em: 14/07/2013

DOI: http://dx.doi.org/10.11137/2013_2_70_85

## Résumé

Les roches basaltiques de l'Atlas de Béni-Mellal (Haut-Atlas Central, Maroc), mises en place, dans les différents bassins synclinaux de la région, se manifestent en deux horizons volcaniques B1 et B2. Les deux événements éruptifs sont d'âge Jurassique moyen pour les coulées de l'horizon B1 et d'âge Crétacé inférieur pour celles de l'horizon B2. Les roches sont caractérisées par un faciès des basaltes à olivines. La composition de leurs clinopyroxènes est marquée par deux tendances : augite au niveau des basaltes à olivine du B1 et diopside au niveau de ceux du B2. La composition géochimique sur roche totale dévoile le caractère transitionnel de ces roches. La relative dissimilitude géochimique signalée au niveau des basaltes des deux horizons peut être expliquée par un début du changement de la nature du magmatisme de la région en relation avec l'évolution géodynamique du domaine atlasique.

**Mots-clés :** Atlas de Béni-Mallal; clinopyroxène; basaltes transitionnels; géodynamique du domaine atlasique

## Abstract

The basaltic rocks emitted at the synclinal basins of the Atlas of Béni-Mellal, show entablatures shapes constituted by interbedded lava flow successions with red silted-sandstone layers (Red Beds). In the synclinal basins of the area, basaltic lavas form two volcanic sequences B1 and B2 which correspond to distinct volcanic events. Pyroclastic deposits are rare. Basaltic outcrops show no pillow lavas. The lava flows were emplaced while the sediments were still soft and unconsolidated. The original flows fissure bet up to the open air, or under very shallow water. Ages of basaltic flows grouped around two distinct values that correspond to the Middle Jurassic (B1 basalts) and to the last of the Lower Cretaceous (B2 basalts). Basaltic rocks consist of olivine basalt. Textures are variable and dependent of the type of structure. Lavas flows typically show porphyritic texture at the bottom of entablatures, fluidal structure in its inner parts and vesicules at its upper zone. Clinopyroxene compositions range from augite in B1 to diopside in B2 basaltic horizons. Whole rock compositions mark the transitional character of these volcanic rocks. Normative composition show low nepheline contents (≤ 5%). LREE/HREE ratios are low and clearly less enriched than those obtained for alkaline magmatic series. Spidergram spectra are similar to those of Oceanic Island basalts (OIB). The relative geochemical dissimilitude reported at the both basaltic sequences B1 and B2, indicate, eventually, the changing of the magmatic regime, which becomes from tholeiitic to purely alkaline in Cenozoic, in relation to the geodynamic evolution of atlasic domain. This geodynamic and geochemical evolution is ruled by two major events: the opening of the Central Atlantic and the Mediterranean convergence.

**Keywords:** Atlas of Béni-Mellal; clinopyroxene; transitional basalts; geodynamic of atlasic domain
# 1 Introduction

Le Haut-Atlas central, au Maroc, est un segment d'une vaste chaîne montagneuse intracontinentale mésozoïque, individualisé dès le Trias dans la partie nord de la plaque africaine (Laville et al., 1994). Dans son contexte géodynamique, il constitue un élément important pour les reconstitutions paléogéographiques et cinématiques de tout le domaine atlasique, depuis le Trias jusqu'à l'actuel. Le Haut-Atlas de Béni-Mellal constitue une zone-clef de ce dispositif, à la jonction du Haut et du Moyen Atlas (Figure 1).

Le Haut-Atlas central a connu une importante activité magmatique durant le Mésozoïque et le Tertiaire. Les premières coulées basaltiques tholéiitiques sont émises au Trias (Bertrand et al., 1982; Benchekroun, 1985; Beraâouz, 1995; Youbi et al., 2003 ; Marzoli et al., 2004; Verati et al., 2007). Puis de nombreux intrusions, champs filoniens et laves basaltiques se sont manifestées durant le Jurassique moyen-Crétacé inferieur (Bertrand, 1991; Lhachmi, 1992 ; Zayane, 1992, 2002 ; Bougadir, 1998 ; Zayane et al., 2002 ; Bensalah et al., 2006). En fin de cette importante activité magmatique, des lamprophyres, des carbonatites et les dykes associés se sont mis en place durant l'Eocène (Bouabdli, 1987; Kchit, 1990; Beraâouz, 1995; Bouabdellah et al., 2010).

Dans le Haut-Atlas de Béni-Mellal, les manifestations jurassico-crétacées se matérialisent par la mise en place d'un ensemble de roches magmatiques exposées côte à côte et en

interdépendance étroite, sous forme de différents modes de gisements : coulées de laves, plutons, sills et dykes (Guezal et al., 2011).

Les coulées basaltiques présentent une relative prédominance, se manifestant, ainsi, dans tous les bassins synclinaux de l'Atlas de Béni-Mellal. Elles sont, étroitement, liées à l'ensemble des stades géodynamiques de la région, initiés par le rifting de l'Océan Atlantique (Laville, 1985; Beraâouz, 1995).

Ces manifestations volcaniques n'ont pas suscité un grand intérêt de point de vue d'étude. Elles furent mentionnées dans la littérature (Subra, 1980; Beraâouz, 1995; Souhel, 1996), mais les plus importants études existantes sont restreintes aux travaux de Bardon et al. (1978), qui étudia le paléomagnétisme de ces formations, et plus récemment, ceux effectués par Bensalah et al. (2006), qui essaya d'étudier, d'une façon préliminaire, les coulées basaltiques liées aux bassins synclinaux d'Oued Abid.

L'objectif de ce travail est de :

- Présenter la géologie et discuter l'âge de la mise en place de ces coulées ;

- Caractériser leurs natures pétrographique, minéralogique et géochimique en déterminant leur affinité magmatique et leur environnement géotectonique ;

- Etablir leur évolution spatio-temporelle en relation avec le géodynamisme de la région.

Dans ce but des échantillons ont été sélectionnés pour les analyses géochimiques des

<figure><img src="image_2.png" /><figcaption>Figure 1 Les bassins synclinaux de l'Atlas de Béni-Mellal et les coulées basaltiques associées. 1: coulées d'Aghzif-Naour; 2: coulées de Jbel Sgat; 3: coulées de Tabaroucht; 4: coulées de Ouaouizeght; 5: coulées d'Aït Attab; 6: coulées d'Ozoud. B1, B2: basaltes de l'horizon B1 et B2. Quaternaire : alluvions fines (sables et limons), moyennes et grossières; Crétacé: calcaires gréso-dolomitiques et marnes gréseuses; Terrains antérieurs: calcaires massifs et marneux du Lias et Bajocien.</figcaption></figure>
phases minérales (éléments majeurs) et des roches
totales (éléments majeurs, traces et terres rares).

2 Cadre Géologique, Volcanologie et Âge des Coulées Basaltiques de l'Atlas de Béni-Mellal

L'Atlas de Béni-Mellal fait partie du Haut-
Atlas central. Le secteur d'étude se situe dans la
partie nord occidentale du Haut-Atlas central, sur le
méridien de Béni-Mellal (Figure 1) et au sud-est de
la plaine de Tadla, entre les latitudes 32° et 32°30'
(nord), et les longitudes 5°50' et 6°60' (ouest).

Le Haut-Atlas central est un grand bassin
à géométrie rectangulaire, allongée selon une
direction ENE-WSW (Laville, 1985). Ce bassin est
communément décrit comme un ensemble de petits
bassins, à géométrie synforme et à fonds larges et
plats, séparés par des reliefs surélevés à géométrie
antiforme. Dans la région de Béni-Mellal, le Haut-
Atlas s'intègre parfaitement dans ce schéma. Les
dépôts jurassiques couvrent la grande partie du
secteur, les dépôts crétacés quant à eux occupent
les centres des synclinaux connus dans la région
(Figure 1). Les terrains mésozoïques se distinguent,
généralement, par divers ensembles à contenu
lithologique typique : Les carbonates massifs et
lités et terrigènes du Lias, les carbonates massif et
lités du Dogger (formations de Bin El Ouidane),
les sédiments détritiques du Bathonien-Crétacé
inférieur (formations des « Couches Rouges ») et
enfin les carbonates et terrigènes du Crétacé.

Le découpage lithostratigraphique des « Couches rouges » conservées dans les bassins synclinaux de la région montre que ces dernières s'organisent en une trilogie, constituée globalement par deux unités détritiques grossières encadrant une unité argilo-évaporitique intermédiaire (Haddoumi *et al.*, 2002 ; Charrière *et al.*, 2005 ; Löowner, 2009 ; Haddoumi *et al.*, 2010) :

- Formation des Guettioua constitue un ensemble détritique grossier inférieur. Elle est datée du Bathonien (Haddoumi *et al.*, 2010).

- Formation des Iouaridène constitue une série finement détritique et argilo-évaporitique. Elle est d'âge Kimméridgien (Malm moyen)-Barrémien inférieur (Haddoumi *et al.*, 2010).

- Formation du Jbel Sidal constitue un ensemble détritique grossier supérieur à niveaux lenticulaires conglomératiques. Elle date, exclusivement, du Barrémien supérieur-Aptien inférieur (Haddoumi *et al.*, 2002).

La limite Jurassique-Crétacé, se situe, donc, dans la partie inférieure de la Formation des Iouaridènes des « Couches rouges » des synclinaux (Figure 2).

Les coulées basaltiques, objet de cette étude, sont manifestées dans quatre bassins synclinaux de l'Atlas de Béni-Mellal (bassin d'Aghzif-Naour, bassin de Tagleft, bassin de Ouaouizeght et bassin d'Ait Attab), en plus de la petite cuvette d'Ozoud (Figure 1).

<figure><img src="image_3.png" /><figcaption>Figure 2 Corrélation lithostratigraphique et situation des coulées basaltiques dans les « Couches rouges » des bassins synclinaux de l'Atlas de Béni-Mellal (modifiée d'après Souhel, 1996 et Haddoumi *et al.*, 2010).</figcaption></figure>
Les basaltes se présentent sous forme des entablements, constitués d'une succession de coulées interstratifiées, d'épaisseur variant autour de 20 m. Ils sont intercalés entre les sédiments détritiques de « Couches rouges » et sont séparés par des niveaux silto-gréseux rouges. Dans les bassins synclinaux du secteur, les coulées forment deux horizons de successions volcaniques, communément, appelées B1 et B2 dans la littérature (Souhel, 1996; Bensalah *et al.*, 2006; Haddoumi *et al.*, 2010), qui correspondent à deux épisodes d'éruption volcanique (Figure 2). Ces horizons constituent de très bons niveaux repaires au sein de la série des « Couches Rouges ».

- Coulées de l'horizon B1 : développées dans les parties terminale ou sommitale de la Formation gréseuse des Guettioua. Les manifestations éruptives de B1 sont générales, intéressant l'ensemble des synclinaux du secteur. Les épanchements sont représentés par deux à trois intercalations basaltiques superposées et intercalées dans les sédiments silto-gréseux rouges.

- Coulées de l'horizon B2 : associées à la base de la formation gréseuse du Jbel Sidal. Elles n'affleurent que dans certains bassins synclinaux (bassin d'Aït Attab et de Ouaouizeght). Ce second épisode éruptif paraît de moindre abondance que le premier (une seule venue basaltique). Les épaisseurs des entablements basaltiques atteignent, généralement, les 10 m. Dans la cuvette d'Ozoud, la coulée basaltique est associée à la partie sommitale de la formation des Iouaridène. On peut l'attribuer, donc, aux épanchements de l'horizon B2.

Les coulées basaltiques, des deux séquences, présentent les mêmes caractéristiques de mise en place. Elles montrent un faciès gris rougeâtre sur cassure fraîche, à aspect bulleux à la surface et plus compact vers le centre, où le faciès peut devenir microgrenu. Les vacuoles sont très abondantes, notamment au niveau des sommets des coulées, elles sont remplies des produits d'altération de surface (oxydes rouges et calcite).

Les dépôts pyroclastiques sont rares. Les fissures d'altération superficielle remplies de calcite, donnent, dans certains, cas un débit prismatique. L'absence de traces de cuisson dans les sédiments au contact du matériel éruptif témoigne que ces basaltes constituaient des coulées épanchées et refroidies rapidement en surface.

Les affleurements basaltiques ne présentent pas de pillow-lavas (absence de roches pyroclastiques). Il s'agit de coulées d'origine fissurale misent en place à l'air libre, ou sous une très faible tranche d'eau. Cela est confirmé par la nature des sédiments qui les encaissent associés à des environnements de dépôts fluviatiles et plaines d'inondation (Souhel, 1996).

L'âge des manifestations basaltiques de l'Atlas de Béni-Mellal, suscite encore de nombreuses idées et discussions. Des datations radiométriques ont été élaborées sur ces coulées basaltiques par la méthode K/Ar sur roches totales (Hailwood & Mitchell, 1971) ou sur plagioclases (Westphal *et al.*, 1979). La figure 3 réunit certains travaux de datations isotopiques effectuées sur ces roches. On peut noter que :

Les coulées basaltiques de l'horizon B1 sont développées dans les parties terminales

<figure><img src="image_4.png" /><figcaption>Figure 3 Ages radiométriques de quelques coulées basaltiques de l'Atlas de Béni-Mellal.</figcaption></figure>
de la formation des Guettioua. Les datations radiochronologiques des basaltes donnent des âges allant de 173 ± 4 Ma (coulée inférieur de Naour) à 166 ± 3 Ma (coulée supérieure de Naour). Les coulées de Ouaouizeght, quant à eux ils ont un âge de 169 ± 9 Ma (Wesphal et al., 1979).

Les coulées basaltes de l'horizon B2 sont associées à la base de la formation du Jbel Sidal. La datation radiométrique souligne des âges entre 124 ± 2 Ma (Coulée d'Ozoud) et 107 ± 3 à Souk El Had (Aït Attab) (Wesphal et al., 1979).

Les âges de coulées sont, donc, rassemblés tout autour de deux valeurs distinctes qui correspondent, d'une part au Jurassique moyen et d'autre part au sommet du Crétacé inférieur.

### 3 Caractères Pétrographiques et Minéralogiques

Pour l'étude pétrographique des coulées basaltiques, un échantillonnage méthodique a été établi, à travers les bancs des coulées des deux horizons basaltiques. Les roches basaltiques montrent une couleur rouge brune et grise sur cassure fraîche. Elles présentent des phénocristaux ferromagnésiens (olivine) altérés et des lattes de plagioclase, plus ou moins, allongées. Il s'agit d'un faciès des basaltes à olivine. De point de vue texturale nous avons pu distinguer trois types de basalte (Figure 4) :

- Un basalte porphyrique : domine la base des entablements basaltiques. La texture montre des grands phénocristaux d'olivine baignant dans une pâte de microlites de plagioclase et de pyroxène. La mésostase est moins représentée : la roche devient, carrément, doléritique intersertale dans certains cas, où le clinopyroxène colmate les vides laissés par les lattes jointives de plagioclase.

- Un basalte à tendance fluidale : localisé, surtout, dans la partie médiane des coulées.

On l'observe dans les entablements de Jbel Sgat, de Tabaroucht et d'Aït Attab. Au microscope, les cristaux de plagioclase prennent des structures planaires, révélant une texture microlitique à tendance fluidale. Dans certains cas, les deux textures, porphyrique et fluidale, sont observées dans le même échantillon.

Basalte vacuolaire : caractérise les sommets des entablements basaltiques. La roche a un aspect scoriacé. Les vacuoles ont des tailles variables et peuvent être centimétriques. Ils sont soit vides soit remplies par des produits d'altération de surface (calcite et argiles).

Les trois faciès basaltiques sont observés au niveau des entablements de l'horizon B1, alors que dans ceux de l'horizon B2, dominent les basaltes porphyriques et vacuolaires, avec absence ou rareté du faciès à tendance fluidale.

L'olivine est, généralement, automorphe. Elle se présente soit en grands phénocristaux, soit en un ensemble d'individus de petite taille distribués dans toute la roche. Elle montre une teneur relativement commune en Mg (MgO=23-24%). Sa composition varie de Fo₅₀ à Fo₅₄ (Tableau1).

Le plagioclase montre deux structures : des microlites jointifs, où des cristaux de clinopyroxène colmatent les espaces (faciès porphyrique) ; des microlites orientées d'une façon préférentielle, offrant à la roche une tendance fluidale, relativement, distincte. La composition chimique distingue deux familles : des microlites (Pl1), qui forment la partie la plus abondante, leur composition varie entre la limite labrador-bitownite (An₆₈) et labrador (An₆₁) ; des grandes plages (Pl2), moins nombreuses, partiellement zonées (basaltes de l'horizon B2) et dont la teneur en anorthite évolue entre An₄₈ et An₅₂. La quantité des plagioclases de la deuxième famille se développe relativement dans les basaltes de l'horizon B2.

<figure><img src="image_5.png" /><figcaption>Figure 4 a: Grand Phénocristal automorphe d'olivine dans les basaltes de Ouaouizeght (B1). b: Texture fluidale dans les basaltes des coulées de Tabaroucht (B1). c: Basalte vacuolaire des coulées de Jbel Sgat (B1). Pl : plagioclase; OI: olivine; Cpx: clinopyroxène; Va: vacuole; Me: mésostase.</figcaption></figure>
<table><thead><tr><th>Horizon B1</th><th>NR1</th><th>NR2</th></tr></thead><tbody><tr><td>SiO2</td><td>35,23</td><td>38,26</td></tr><tr><td>TiO2</td><td>0,00</td><td>0,00</td></tr><tr><td>Al2O3</td><td>0,00</td><td>0,00</td></tr><tr><td>Cr2O3</td><td>0,01</td><td>0,00</td></tr><tr><td>FeOt</td><td>39,66</td><td>36,10</td></tr><tr><td>MnO</td><td>0,90</td><td>0,33</td></tr><tr><td>MgO</td><td>23,25</td><td>24,62</td></tr><tr><td>CaO</td><td>0,10</td><td>0,10</td></tr><tr><td>NiO</td><td>0,00</td><td>0,10</td></tr><tr><td>Total</td><td>99,15</td><td>99,51</td></tr><tr><td>Si</td><td>1,013</td><td>1,064</td></tr><tr><td>Ti</td><td>0,000</td><td>0,000</td></tr><tr><td>Al</td><td>0,000</td><td>0,000</td></tr><tr><td>Cr</td><td>0,000</td><td>0,000</td></tr><tr><td>Fet</td><td>0,953</td><td>0,839</td></tr><tr><td>Mn</td><td>0,022</td><td>0,008</td></tr><tr><td>Mg</td><td>0,996</td><td>1,020</td></tr><tr><td>Ca</td><td>0,003</td><td>0,003</td></tr><tr><td>Ni</td><td>0,000</td><td>0,002</td></tr><tr><td>Fo</td><td>50,45</td><td>54,55</td></tr><tr><td>Fa</td><td>48,28</td><td>44,87</td></tr><tr><td>Te</td><td>1,11</td><td>0,42</td></tr><tr><td>Mg/Mg+Fe2+</td><td>51,10</td><td>54,87</td></tr></tbody></table>

<table><caption>Tableau 1 Compositions chimiques et formules structurales des olivines des basaltes. NR : basaltes de Naour (B1); AABII: basaltes d'Aït Attab (B2).</caption><thead><tr><th>Horizon B2</th><th>AABII</th></tr></thead><tbody><tr><td>SiO2</td><td>35,33</td></tr><tr><td>TiO2</td><td>0,00</td></tr><tr><td>Al2O3</td><td>0,00</td></tr><tr><td>Cr2O3</td><td>0,00</td></tr><tr><td>FeOt</td><td>39,04</td></tr><tr><td>MnO</td><td>2,25</td></tr><tr><td>MgO</td><td>23,60</td></tr><tr><td>CaO</td><td>0,22</td></tr><tr><td>NiO</td><td>0,01</td></tr><tr><td>Total</td><td>100,45</td></tr><tr><td>Si</td><td>1,005</td></tr><tr><td>Ti</td><td>0,000</td></tr><tr><td>Al</td><td>0,000</td></tr><tr><td>Cr</td><td>0,000</td></tr><tr><td>Fet</td><td>0,929</td></tr><tr><td>Mn</td><td>0,054</td></tr><tr><td>Mg</td><td>1,001</td></tr><tr><td>Ca</td><td>0,007</td></tr><tr><td>Ni</td><td>0,000</td></tr><tr><td>Fo</td><td>50,28</td></tr><tr><td>Fa</td><td>46,92</td></tr><tr><td>Te</td><td>2,80</td></tr><tr><td>Mg/Mg+Fe2+</td><td>51,87</td></tr></tbody></table>

Le clinopyroxène xénomorphe, est développé soit en reliques dispersées, soit dans les interstices. Il peut, également, englober des microlites de plagioclase au cas des textures doléritiques. Il est de type augite (basaltes de l'horizon B1) ou diopside (basaltes de l'horizon B2).

Les oxydes ferrotitanés sont moins abondants et sont, généralement, émaillés dans les espaces interstitiels. Ils sont formés de titano-magnétite (Mt$_{82-84}$ Usp$_{16-17}$) et de l'ilménite (Ilm$_{96-97}$ Hem$_{2-4}$) (Tableau 2). Le couple ilménite-titano-magnétite en contact dans la même roche a permis un calcul des températures et des fO$_2$ d'après la méthode d'Andersen et al. (1993). Les températures d'équilibre obtenues sont comprises entre 760 et 800 °C et les fugacités d'oxygène entre 10$^{-21}$ et 10$^{-20}$ bar.

## 4 Chimisme des Clinopyroxènes

Les clinopyroxènes des basaltes montrent une composition, relativement variable, se plaçant ainsi,

dans le diagramme des pyroxènes (Morimito et al., 1988), dans la limite des deux domaines : augite (clinopyroxènes de basaltes de l'horizon B1) et diopside (clinopyroxènes des basaltes de l'horizon B2) (Tableau 3, Figure 5).

- Clinopyroxènes des basaltes de l'horizon B1 : il s'agit d'une augite avec des proportions en wollastonite comprises entre Wo$_{39}$ et Wo$_{44}$. Les augites des basaltes de Naour sont, statiquement, moins enrichis en wollastonite (Wo$_{38,77-39,90}$ En$_{43,63-44,68}$ F$_{16,47-16,55}$), que celles des basaltes de Jbel Sgat (Wo$_{42,63-43,98}$ En$_{39,84-43,42}$ F$_{13,94-16,18}$). Ils ont des teneurs, en générale, plus faible en Ti (~0,015-0,017) et en Ca (~0,799-0,835). Toutefois, le rapport XMg est plus élevé (XMg=0,78-0,81).

- Clinopyroxènes des basaltes de l'horizon B2 : de type diopside, ils sont plus enrichis en wollastonite (Wo$_{45,41-46,35}$ En$_{36,11-38,95}$ F$_{14,13-17,69}$). Les teneurs en Ti et Ca sont plus élevées (respectivement 0,021-0,029 et 0,864-0,894), alors que le rapport XMg est plus bas (XMg=0,73-0,77).

<table><thead><tr><th>Horizon B1</th><th>NR2</th><th>NR2</th></tr></thead><tbody><tr><td>SiO2</td><td>0,00</td><td>SiO2</td><td>0,00</td></tr><tr><td>TiO2</td><td>6,00</td><td>TiO2</td><td>52,24</td></tr><tr><td>Al2O3</td><td>0,45</td><td>Al2O3</td><td>0,06</td></tr><tr><td>Cr2O3</td><td>0,15</td><td>Cr2O3</td><td>0,00</td></tr><tr><td>FeOt</td><td>85,88</td><td>FeOt</td><td>45,42</td></tr><tr><td>MnO</td><td>0,52</td><td>MnO</td><td>0,48</td></tr><tr><td>MgO</td><td>0,48</td><td>MgO</td><td>2,02</td></tr><tr><td>CaO</td><td>0,05</td><td>CaO</td><td>0,00</td></tr><tr><td>NiO</td><td>0,05</td><td>NiO</td><td>0,00</td></tr><tr><td>Total</td><td>93,58</td><td>Total</td><td>100,22</td></tr><tr><td>Si</td><td>0,000</td><td>Si</td><td>0,000</td></tr><tr><td>Ti</td><td>0,173</td><td>Ti</td><td>0,973</td></tr><tr><td>Al</td><td>0,020</td><td>Al</td><td>0,002</td></tr><tr><td>Fe3+</td><td>1,628</td><td>Fe3+</td><td>0,052</td></tr><tr><td>Cr</td><td>0,005</td><td>Cr</td><td>0,000</td></tr><tr><td>Fe2+</td><td>1,126</td><td>Fe2+</td><td>0,888</td></tr><tr><td>Mn</td><td>0,017</td><td>Mn</td><td>0,010</td></tr><tr><td>Mg</td><td>0,027</td><td>Mg</td><td>0,075</td></tr><tr><td>Ca</td><td>0,002</td><td>Ca</td><td>0,000</td></tr><tr><td>Ni</td><td>0,002</td><td>Ni</td><td>0,000</td></tr><tr><td>Ulvospinel</td><td>18,16</td><td>Ilménite</td><td>97,28</td></tr><tr><td>Magnétite</td><td>81,84</td><td>Hématite</td><td>2,72</td></tr></tbody></table>

<table><caption>Tableau 2 Compositions chimiques et formules structurales des oxydes ferro-titanés et ilménites des basaltes de Naour (NR) et d'Aït Attab (AABII).</caption><thead><tr><th>Horizon B2</th><th>AABII2</th><th>AABII4</th></tr></thead><tbody><tr><td>SiO2</td><td>0,02</td><td>SiO2</td><td>0,00</td></tr><tr><td>TiO2</td><td>51,22</td><td>TiO2</td><td>6,20</td></tr><tr><td>Al2O3</td><td>0,04</td><td>Al2O3</td><td>0,39</td></tr><tr><td>Cr2O3</td><td>0,09</td><td>Cr2O3</td><td>0,17</td></tr><tr><td>FeOt</td><td>46,04</td><td>FeOt</td><td>85,28</td></tr><tr><td>MnO</td><td>0,42</td><td>MnO</td><td>0,49</td></tr><tr><td>MgO</td><td>1,92</td><td>MgO</td><td>1,01</td></tr><tr><td>CaO</td><td>0,04</td><td>CaO</td><td>0,01</td></tr><tr><td>NiO</td><td>0,02</td><td>NiO</td><td>0,03</td></tr><tr><td>Total</td><td>99,81</td><td>Total</td><td>93,58</td></tr><tr><td>Si</td><td>0,000</td><td>Si</td><td>0,000</td></tr><tr><td>Ti</td><td>0,958</td><td>Ti</td><td>0,178</td></tr><tr><td>Al</td><td>0,001</td><td>Al</td><td>0,018</td></tr><tr><td>Fe3+</td><td>0,080</td><td>Fe3+</td><td>1,620</td></tr><tr><td>Cr</td><td>0,002</td><td>Cr</td><td>0,005</td></tr><tr><td>Fe2+</td><td>0,877</td><td>Fe2+</td><td>1,104</td></tr><tr><td>Mn</td><td>0,009</td><td>Mn</td><td>0,016</td></tr><tr><td>Mg</td><td>0,071</td><td>Mg</td><td>0,058</td></tr><tr><td>Ca</td><td>0,001</td><td>Ca</td><td>0,000</td></tr><tr><td>Ni</td><td>0,000</td><td>Ni</td><td>0,001</td></tr><tr><td>Ilménite</td><td>95,83</td><td>Ulvospinel</td><td>16,28</td></tr><tr><td>Hématite</td><td>4,17</td><td>Magnétite</td><td>83,72</td></tr></tbody></table>
Les Basaltes de l'Atlas de Béni-Mellal (Haut Atlas Central, Maroc) :
un Volcanisme Transitionnel Intraplaque Associé aux Stades de L'évolution Géodynamique du Domaine Atlasique

Jaouad Guezal; Mohamed El Bdaghadi & Ahmed Barakat

<table><thead><tr><th>Horizon B1</th><th>NR1</th><th>NR2</th><th>NR3</th></tr></thead><tbody><tr><td>SiO2</td><td>51,64</td><td>52,60</td><td>51,06</td></tr><tr><td>TiO2</td><td>0,52</td><td>0,37</td><td>0,73</td></tr><tr><td>Al2O3</td><td>2,85</td><td>1,60</td><td>3,33</td></tr><tr><td>Cr2O3</td><td>0,15</td><td>0,02</td><td>0,00</td></tr><tr><td>Fe2O3</td><td>3,09</td><td>2,21</td><td>2,89</td></tr><tr><td>FeO</td><td>7,24</td><td>7,09</td><td>6,14</td></tr><tr><td>MnO</td><td>0,20</td><td>0,49</td><td>0,28</td></tr><tr><td>MgO</td><td>13,84</td><td>15,06</td><td>15,27</td></tr><tr><td>CaO</td><td>21,26</td><td>21,39</td><td>20,86</td></tr><tr><td>Na2O</td><td>0,28</td><td>0,30</td><td>0,29</td></tr><tr><td>K2O</td><td>0,00</td><td>0,00</td><td>0,00</td></tr></tbody><tfoot><tr><td>Total</td><td>101,07</td><td>101,13</td><td>100,85</td></tr></tfoot></table>

Formule Structurale (6 Oxygènes)

<table><tbody><tr><td>Si</td><td>1,905</td><td>1,935</td><td>1,878</td></tr><tr><td>Ti</td><td>0,014</td><td>0,010</td><td>0,020</td></tr><tr><td>Al<sub>iv</sub></td><td>0,095</td><td>0,065</td><td>0,122</td></tr><tr><td>Al<sub>vi</sub></td><td>0,029</td><td>0,004</td><td>0,022</td></tr><tr><td>Cr</td><td>0,004</td><td>0,001</td><td>0,000</td></tr><tr><td>Fe<sup>3+</sup></td><td>0,086</td><td>0,061</td><td>0,080</td></tr><tr><td>Fe<sup>2+</sup></td><td>0,223</td><td>0,218</td><td>0,189</td></tr><tr><td>Mn</td><td>0,006</td><td>0,015</td><td>0,009</td></tr><tr><td>Mg</td><td>0,761</td><td>0,826</td><td>0,837</td></tr><tr><td>Ca</td><td>0,840</td><td>0,843</td><td>0,822</td></tr><tr><td>Na</td><td>0,020</td><td>0,021</td><td>0,021</td></tr><tr><td>K</td><td>0,000</td><td>0,000</td><td>0,000</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>M1+M2+T</td><td>3,984</td><td>4,000</td><td>4,000</td></tr><tr><td>Wo</td><td>43,98</td><td>43,27</td><td>42,63</td></tr><tr><td>En</td><td>39,84</td><td>42,39</td><td>43,42</td></tr><tr><td>Fs</td><td>16,18</td><td>14,34</td><td>13,94</td></tr><tr><td>Mg/Mg+Fe2+</td><td>77,31</td><td>79,11</td><td>81,59</td></tr></tbody></table>

<table><thead><tr><th>Horizon B1</th><th>SG1</th><th>SG2</th><th>SG3</th></tr></thead><tbody><tr><td>SiO2</td><td>49,50</td><td>50,06</td><td>48,66</td></tr><tr><td>TiO2</td><td>0,42</td><td>0,65</td><td>0,73</td></tr><tr><td>Al2O3</td><td>2,45</td><td>1,87</td><td>2,31</td></tr><tr><td>Cr2O3</td><td>0,10</td><td>0,04</td><td>0,04</td></tr><tr><td>Fe2O3</td><td>2,69</td><td>3,03</td><td>3,04</td></tr><tr><td>FeO</td><td>8,24</td><td>7,88</td><td>8,10</td></tr><tr><td>MnO</td><td>0,21</td><td>0,35</td><td>0,38</td></tr><tr><td>MgO</td><td>15,84</td><td>16,06</td><td>16,27</td></tr><tr><td>CaO</td><td>20,16</td><td>19,39</td><td>20,02</td></tr><tr><td>Na2O</td><td>0,48</td><td>0,60</td><td>0,33</td></tr><tr><td>K2O</td><td>0,00</td><td>0,00</td><td>0,00</td></tr></tbody><tfoot><tr><td>Total</td><td>100,09</td><td>99,93</td><td>99,88</td></tr></tfoot></table>

Formule Structurale (6 Oxygènes)

<table><tbody><tr><td>Si</td><td>1,858</td><td>1,877</td><td>1,835</td></tr><tr><td>Ti</td><td>0,012</td><td>0,018</td><td>0,021</td></tr><tr><td>Al<sub>iv</sub></td><td>0,108</td><td>0,083</td><td>0,103</td></tr><tr><td>Al<sub>vi</sub></td><td>0,000</td><td>0,000</td><td>0,000</td></tr><tr><td>Cr</td><td>0,003</td><td>0,001</td><td>0,001</td></tr><tr><td>Fe<sup>3+</sup></td><td>0,076</td><td>0,085</td><td>0,086</td></tr><tr><td>Fe<sup>2+</sup></td><td>0,259</td><td>0,247</td><td>0,255</td></tr><tr><td>Mn</td><td>0,007</td><td>0,011</td><td>0,012</td></tr><tr><td>Mg</td><td>0,886</td><td>0,898</td><td>0,915</td></tr><tr><td>Ca</td><td>0,811</td><td>0,779</td><td>0,809</td></tr><tr><td>Na</td><td>0,035</td><td>0,044</td><td>0,024</td></tr><tr><td>K</td><td>0,000</td><td>0,000</td><td>0,000</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>M1+M2+T</td><td>4,054</td><td>4,042</td><td>4,061</td></tr><tr><td>Wo</td><td>39,90</td><td>38,77</td><td>39,17</td></tr><tr><td>En</td><td>43,63</td><td>44,68</td><td>44,29</td></tr><tr><td>Fs</td><td>16,47</td><td>16,55</td><td>16,55</td></tr><tr><td>Mg/Mg+Fe2+</td><td>77,41</td><td>78,42</td><td>78,17</td></tr></tbody></table>

<table><thead><tr><th>Horizon B2</th><th>AABII1</th><th>AABII2</th><th>AABII3</th><th>AABII4</th></tr></thead><tbody><tr><td>SiO2</td><td>49,83</td><td>51,26</td><td>50,44</td><td>49,96</td></tr><tr><td>TiO2</td><td>1,02</td><td>0,75</td><td>0,93</td><td>0,82</td></tr><tr><td>Al2O3</td><td>3,05</td><td>2,87</td><td>3,13</td><td>2,56</td></tr><tr><td>Cr2O3</td><td>0,31</td><td>0,03</td><td>0,31</td><td>0,06</td></tr><tr><td>Fe2O3</td><td>1,99</td><td>2,43</td><td>1,84</td><td>3,06</td></tr><tr><td>FeO</td><td>7,24</td><td>7,78</td><td>7,10</td><td>7,98</td></tr><tr><td>MnO</td><td>0,21</td><td>0,20</td><td>0,32</td><td>0,30</td></tr><tr><td>MgO</td><td>13,42</td><td>13,06</td><td>14,02</td><td>12,29</td></tr><tr><td>CaO</td><td>22,22</td><td>21,59</td><td>22,02</td><td>21,88</td></tr><tr><td>Na2O</td><td>0,51</td><td>0,45</td><td>0,34</td><td>0,46</td></tr><tr><td>K2O</td><td>0,00</td><td>0,00</td><td>0,00</td><td>0,00</td></tr></tbody><tfoot><tr><td>Total</td><td>99,80</td><td>100,42</td><td>100,45</td><td>99,37</td></tr></tfoot></table>

Formule Structurale (6 Oxygènes)

<table><tbody><tr><td>Si</td><td>1,872</td><td>1,908</td><td>1,876</td><td>1,893</td></tr><tr><td>Ti</td><td>0,029</td><td>0,021</td><td>0,026</td><td>0,023</td></tr><tr><td>Al<sub>iv</sub></td><td>0,128</td><td>0,092</td><td>0,124</td><td>0,107</td></tr><tr><td>Al<sub>vi</sub></td><td>0,007</td><td>0,034</td><td>0,014</td><td>0,007</td></tr><tr><td>Cr</td><td>0,009</td><td>0,001</td><td>0,009</td><td>0,002</td></tr><tr><td>Fe<sup>3+</sup></td><td>0,056</td><td>0,068</td><td>0,052</td><td>0,087</td></tr><tr><td>Fe<sup>2+</sup></td><td>0,227</td><td>0,242</td><td>0,221</td><td>0,253</td></tr><tr><td>Mn</td><td>0,007</td><td>0,006</td><td>0,010</td><td>0,010</td></tr><tr><td>Mg</td><td>0,751</td><td>0,725</td><td>0,778</td><td>0,694</td></tr><tr><td>Ca</td><td>0,894</td><td>0,861</td><td>0,878</td><td>0,888</td></tr><tr><td>Na</td><td>0,037</td><td>0,032</td><td>0,025</td><td>0,034</td></tr><tr><td>K</td><td>0,000</td><td>0,000</td><td>0,000</td><td>0,000</td></tr></tbody></table>

<table><caption>Tableau 3 Analyses chimiques de clinopyroxènes des basaltes de l'Atlas de Béni-Mellal, et formules structurales calculées sur six oxygènes. NR: basaltes de Naour (B1); SG: basaltes de Jbel Sgat (B1); AABII: basaltes d'Ait Attab (B2).</caption><tbody><tr><td>M1+M2+T</td><td>4,018</td><td>3,990</td><td>4,011</td><td>3,999</td></tr><tr><td>Wo</td><td>46,35</td><td>45,41</td><td>45,53</td><td>46,20</td></tr><tr><td>En</td><td>38,95</td><td>38,22</td><td>40,34</td><td>36,11</td></tr><tr><td>Fs</td><td>14,70</td><td>16,36</td><td>14,13</td><td>17,69</td></tr><tr><td>Mg/Mg+Fe2+</td><td>76,77</td><td>74,95</td><td>77,88</td><td>73,30</td></tr></tbody></table>

<figure><img src="image_6.png" /><figcaption>Figure 5 Composition des clinopyroxènes de quelques basaltes (B1 et B2) de l'Atlas de Béni-Mellal.</figcaption></figure>
# 5 Caractères Géochimiques des Roches Totales

Les analyses chimiques (éléments majeurs et traces y compris les terres rares) sont effectuées sur les échantillons de roches volcaniques des deux horizons (B1 et B2), effusives dans les divers bassins de la région. Le dosage des éléments majeurs a été réalisé par la méthode fluorescence des rayons X (Spectrométrie de Fluorescence X à dispersion de longueur d'onde) et par ICP-AES (Spectromètre d'Emission Atomique Couplée à un Plasma Induit HORIBA Jobin YVON ULTIMA 2, 10000 K. La source est constituée par un plasma d'argon dont la température avoisine 7000° C, la mise en solution se fait par attaque à l'eau régale) pour les éléments traces et les terres rares, au Centre National de la Recherche Scientifique et Technique, Rabat, Maroc. Les analyses admises sont celles dont la perte au feu est inférieure à 5%. (La perte au feu est obtenue par un chauffage à une température qui varie entre 650 °C et 800°C).

## 5.1 Classification et Composition Chimique

Les roches des coulées de l'Atlas de Béni-Mellal, correspondent chimiquement à des roches basaltiques (46,18%≤SiO₂≤51,01%) (Tableau 4). Leur composition normative présente une faible teneur en néphéline normative (≤ 5%). Elles montrent, approximativement, les mêmes champs d'évolutions des éléments majeurs et traces. Les rapports Xmg (=100 Mg/[Mg + Fe]) compris entre 47,59-60,23. Ces roches témoignent du caractère non primaire de ces roches, qui ont subi un processus de différenciation.

Les roches volcaniques sont arrangées dans les diagrammes de classification basés sur

l'alcalinité des roches. Les échantillons analysés se situent sur la limite des champs des basaltes et des trachy-basaltes, selon la classification de LeBas *et al.*, (1986) (Figure 6).

Les variations des teneurs en éléments chimiques peuvent être résumées comme suit (Figure 7) :

- Les teneurs en SiO₂, Na₂O, K₂O et TiO₂ montrent une corrélation négative avec MgO. Cela s'explique par l'augmentation des proportions des plagioclases alcalins et des oxydes ferro-titanés durant l'évolution.

- FeO total et CaO présentent une corrélation positive avec le MgO. Le comportement de ces oxydes renseigne sur le fractionnement des minéraux ferromagnésiens et des plagioclases calciques.

- Les teneurs des éléments de transition Ni, Cr et Co s'étendent sur une gamme semblable et exposent, relativement, à forte corrélation positive avec le MgO. Ces éléments rejoignent, classiquement, la tendance des oxydes ferromagnésiens et participent à la formation des minéraux d'olivine et de clinopyroxène.

- Les éléments incompatibles (Ba, Rb et Sr) sont corrélés, généralement, d'une façon négative avec le MgO. Ceci se traduit par la richesse progressive en plagioclases sodiques.

## 5.2 Affinité Géochimique et Environnement Géotectonique

Les basaltes de l'Atlas de Béni-Mellal ont des teneurs en TiO₂, K₂O et P₂O₅, certainement,

<figure><img src="image_7.png" /></figure>

Figure 6 Diagramme TAS (d'après Le Bas et al., 1986). La ligne discontinue sépare le domaine des laves alcalines du domaine des laves subalcalines, est selon Irvine & Baragar (1971).
BAS: basanites; B: basaltes; TB: trachy-basaltes; TBS: téphrites-basanites; AB: andésites basaltiques; TAB: trachy- andésites basaltiques; PHT: phonolites téphritiques.
<figure><img src="image_8.png" /><figcaption>Figure 7 Variations de quelques éléments majeurs et traces en fonction de MgO (wt%) des basaltes de l'Atlas de Béni-Mellal. Mêmes symboles que sur la figure 6.</figcaption></figure>

modérées, voire faible. Beaucoup d'arguments plaident en faveur d'un caractère transitionnel de ces roches.

- Digramme SiO₂-alcalin : Sur le diagramme (TAS) utilisé, précédemment, pour la classification des roches, les points représentatifs des échantillons se placent juste dans la zone de recouvrement des champs alcalin et subalcalin, le long de la ligne qui sépare les deux domaines, témoignant, ainsi, de l'affinité transitionnelle de ces laves.

D'autre coté, les diagrammes de variation de K₂O et Na₂O en fonction de la silice (Middlemost, 1975), confirment ces résultats (Figure 8). Middlemost (1975) précise clairement que les basaltes transitionnels

sont identifiables par le fait qu'ils se mettent, généralement, dans le champ subalcalin dans l'un de ces deux diagrammes et dans le champ alcalin dans l'autre.

- Teneurs en Nb : D'une façon générale les basaltes transitionnels sont caractérisés par de faibles teneurs en Nb. Les teneurs en Nb, des laves de l'Atlas de Béni-Mellal, sont inférieures à 40 ppm (Figure 9b). Cela se traduit par des rapports élevés en K/Nb (250-600), Y/Nb (0,6-2), Zr/Nb (4-14) comme pour les basaltes transitionnels éocènes du Cameroun (Fosso et al., 2005 ; Moundi et al., 2007). Ces rapports sont aussi supérieurs à ceux des roches alcalines, éocènes de Tamazert (Bouabdli & Liotard, 1992 ; Beraaouz, 1995 ; Bouabdellah et al., 2010).
<figure><img src="image_9.png" /></figure>

Figure 8 Diagramme de variation de Na₂O et K₂O en fonction de la silice (d'après Middlemost, 1975). Mêmes symboles que sur la figure 6.

- Composition des clinopyroxènes : Plusieurs travaux ont discerné la relation entre l'affinité et le parentage des laves basaltiques avec la composition des clinopyroxènes qu'ils contiennent (Kushiro, 1960 ; Lebas, 1962 ; Barberi et al., 1971 ; Nisbet & Pearce, 1977 ; Leterier et al., 1982). Les analyses des clinopyroxènes des roches basaltiques sont projetées dans le diagramme Ti en fonction de Ca+Na du Leterier et al., (1982) (Figure 9a). L'emplacement des points confirme l'apparition des roches au domaine transitionnel.

- Spectres des terres rares : Les teneurs des terres rares montrent, un léger enrichissement en terres rares légères (LREE) par rapport aux terres rares lourdes (HREE) (Figure 10). Les rapports LREE/HREE sont bas et remarquablement constants, ce qui se traduit par une pente plus faible : avec une moyenne (La/Yb)N = 7,22 et (Ce/Yb)N = 4,50. Cependant, nous signalons l'accroissement de ces valeurs au niveau des basaltes de l'horizon B2 où ils atteignent (La/Yb)N = 12,00 et (Ce/Yb)N = 7,00 (Figure 10 b). Les rapports LREE/HREE sont, presque, du même ordre que ceux des basaltes transitionnels des rifts est africains (La/Yb)N = 8,70 et (Ce/Yb)N = 7,3 (Weaver & Tarney,

<figure><img src="image_10.png" /></figure>

Figure 9 a: Répartition des clinopyroxènes des basaltes de l'Atlas de Béni-Mellal, dans le diagramme Ti en fonction de Ca+Na, selon Leterier et al. (1982). b: Distribution des basaltes de l'Atlas de Béni-Mellal dans le diagramme TiO₂ (en %)-Nb (en ppm), selon Middlemost (1975). Mêmes symboles que sur la figure 6.

1981) ; ils sont nettement moins enrichis que ceux des séries alcalines (La/Yb)N = 25,36 et (Ce/Yb)N = 17,26 (Kay & Gast, 1973).

Placées dans le diagramme géotectonique discriminant de Meschede (1986), les laves de l'Atlas de Béni-Mellal sont toutes associées au champ des basaltes intraplaques (Figure 11). La distribution des points dans les champs alcalins (WPA) et Tholéiitiques (WPT), sans qu'ils atteignent les autres domaines (VAB ou MORB), est due vraisemblablement à leur affinité transitionnelle.

Les abondances relatives des éléments incompac-
tibles sont illustrées par les diagrammes multiélémen-
taires, sur lesquels les concentrations sont normalisées
par rapport au Manteau Primitif (Sun & McDonough,
1989). Les spectres des laves basaltiques présentent,
presque tous, les mêmes aspects. Ils montrent, en géné-
ral, un enrichissement en LILE (Large Ion Lithophile
Elements : Rb, Ba, La et Ce) et en HFSE (High Field
Strengh Elements : Nb, Ta, Zr, P et Ti), et un appauvris-
sement en Y, Yb et Lu (Figure 12).
Figure 10 Spectres des terres rares des basaltes de l'Atlas de Béni-Mellal. a: basaltes de l'horizon B1; b: basaltes de l'horizon B2. Mêmes symboles que sur les figures 6. Les valeurs de normalisation par rapport aux chondrites sont d'après Sun & McDonough (1989).

<figure><img src="image_11.png" /></figure>

Figure 11 Répartition des laves basaltiques de l'Atlas de Béni-Mellal dans le diagramme Nb*2-Y-Zr/4 de Meschede, 1986. Mêmes symboles que sur les figures 6. WPA: basaltes alcalins intraplaques; WPT: basaltes tholéiitiques intraplaques; P-MORB : basaltes des rides médio-océaniques de type P; N-MORB: basaltes des rides médio-océaniques de type N; VAB: basaltes d'arc volcanique.

<figure><img src="image_12.png" /></figure>

Figure 12 Diagrammes multiéléments des basaltes de l'Atlas de Béni-Mellal. a: basaltes de l'horizon B1; b: basaltes de l'horizon B2. Mêmes symboles que sur les figures précédentes. Les valeurs de normalisation par rapport au manteau primitif sont d'après Sun & McDonough, 1989.

<figure><img src="image_13.png" /></figure>

Les spectres révèlent des allures de basaltes intraplaques, avec des légères dissimilitudes entre les basaltes de l'horizon B1 et ceux de l'horizon B2. En effet les roches basaltiques de B2 montrent des anomalies positives en Rb, K, P et Eu et négatives en Nb, par rapport à celles de B1, qui ne présentent pas d'anomalie au niveau de cet élément, à l'exception, de celle qui apparaît pour l'échantillon des coulées de Tabaroucht.

Les spectres des roches étudiées sont, en gros, comparable aux suites des basaltes des îles

océaniques (OIB), qui sont, généralement, riches en éléments incompatibles (à la différence des MORB moins enrichis). Les rapports des quelques éléments incompatibles K/Nb, Zr/Nb et La/Nb d'un côté, et ceux de Nb/Ta de l'autre côté (Kalfoun, 2001), sont, quasiment, semblables à ceux des OIB. Les OIB sont reconnus par leur hétérogénéité géochimique, dû au mélange des trois pôles : HIMU, EMI et EMII (Hart, 1988). En prenant en compte, les valeurs des rapports Nb/Y et Zr/Y (Figure 13), les rôles des pôles mantelliques HIMU et EMI apparaissent plus significatifs.
<figure><img src="image_14.png" /></figure>

Figure 13 Diagramme Nb/Y versus Zr/Y (d'après Weaver, 1991). Mêmes symboles que sur la Fig. 6. OIB: Basaltes des îles océaniques; OPB: basaltes des plateaux océaniques; PM: manteau primitif; DEP: manteau fortement appauvri; REC: composant recyclé; pôles mantelliques HIMU (rapport 238U/204Pb élevé), EM1 et EM2 (enrichis).

**6 Discussion et Conclusion**

Les coulées basaltiques de l'Atlas de Béni-Mellal, manifestées dans les formations des « Couches Rouges » des bassins synclinaux de la région, se présentent, selon leur position stratigraphique, en deux horizons B1 et B2. L'apparition de ces coulées dans la série gréso-détritiques des « Couches rouges », synchrone avec les limites des formations (changements relatifs de faciès). Les deux événements éruptifs coïncident, successivement, avec la phase limitant les formations Guettioua et Iouaridène, et celle limitant les formations Iouaridène et Jbel Sidal. À partir des données radiométriques citées au-dessus et des considérations d'ordre stratigraphique, nous estimons que la mise en place de ces roches volcaniques s'établit entre la période limite Bathonien supérieur-Callovien (Jurassique moyen) et la base de l'Aptien (Crétacé inférieur) : la limite stratigraphique inférieure de ce volcanisme se situe au-dessus de celle de la formation de Guettioua (Bathonien), sa limite supérieure est au-dessus de celle de la formation de Jbel Sidal (Barrémien), alors qu'elle est au-dessous de la limite stratigraphique inférieure de la formation marno-calcaire aptio-albienne.

Ainsi l'activité volcanique dans cette région présente une durée, d'à peu près 40 Ma. Les données radiométriques, qui donnent des âges Bajociens (au-delà de 170 Ma pour le coulée inférieure de Naour) ou des âges Albiens (moins de 110 Ma pour la coulée de Souk El Had) ne sont pas significatives à cause de leur discordance avec la stratigraphie de la région. Ces controverses peuvent être dues vraisemblablement aux phénomènes d'altération des roches analysées ou à la non fiabilité de

nombreux âges conventionnels K/Ar, en prenant en considération les marges d'erreur qui affectent les âges conventionnels K/Ar des diverses coulées du domaine atlasique (Beraaouz, 1995).

La composition des clinopyroxènes des basaltes montre deux tendances :

- Horizon B1 : il s'agit d'une augite avec des proportions en wollastonite comprises entre Wo₃₉ et Wo₄₄. Elle a des teneurs, plus faible en Ti et en Ca, le rapport XMg est plus élevé.

- Horizon B2 : il s'agit d'un diopside, relativement riche en Ti et Ca, alors que le rapport XMg est, relativement, plus bas.

A l'opposé des séries alcalines intraplaques, qui sont caractérisées par des teneurs en TiO₂, K₂O et P₂O₅ assez élevées, la majorité des roches basaltiques jurassico-crétacées de l'Atlas de Béni-Mellal ont des teneurs en TiO₂, K₂O et P₂O₅ modérées et un faible pourcentage en néphéline normative, ce qui témoigne du caractère transitionnel de ces roches.

Le comportement des différents éléments majeurs et traces au cours de l'évolution magmatique et les corrélations inter-éléments, appuient un processus de différenciation par cristallisation fractionnée.

En plus, des variations des alcalins en fonction de la silice, qui certifie son appartenance aux séries transitionnelles, les roches volcaniques étudiées font partie des domaines transitionnels sur les diagrammes de compostions des clinopyroxènes. Les teneurs réduites en Nb, ne dépassant pas 40 ppm et les rapports Ti/Y et Nb/Y caractérisent, aussi, les roches transitionnelles.

Les rapports LREE/HREE des spectres des terres rares normalisés aux chondrites (Sun & McDonough, 1989), sont bas, avec une pente moins forte que celle connue pour les séries alcalines (Kay & Gast, 1973).

Les diagrammes de normalisation multiélémentaires sont couramment semblables aux suites des basaltes des îles océaniques (OIB), Ils montrent, en général, un enrichissement en LILE, en HFSE et un appauvissement en Y, Yb et Lu. Les spectres se caractérisent, également, par des anomalies négatives en Nb et positives en Rb, K et P, au niveau des basaltes de l'horizon B2.

Les anomalies négatives en Nb, les teneurs élevées en éléments incompatibles (Ba, Rb et K) et la pente négative entre Ti et Yb, éloignent ces
roches de l'affinité alcaline et les rapproches des
tholéiites continentales (Bertrand et al., 1982 ;
Dupuy & Dostal, 1984). Toutefois, l'enrichissement
en éléments incompatibles est plus important que
celui de ces dernières.

Les roches basaltiques de l'horizon B1 et celles
de l'horizon B2 sont issues d'un magma commun,
elles ne sont pas d'origines distinctes (Bensalah et
al., 2006). Cependant, nos travaux sont, formellement,
du même avis à propos de la diminution du caractère
transitionnel des laves de l'horizon B2 (Bensalah et
al., 2006). Deux suppositions se posent, ainsi, pour
expliquer cette diversité :

- L'évolution régulière de la composition des roches magmatiques, en rapport avec le changement de la nature des événements magmatiques, lié aux processus géotectoniques régionaux (affinité magmatique change depuis un magmatisme tholéitique au Trias jusqu'au magmatisme purement alcalin à l'Eocène) ;

- Une contamination crustale ou un mélange de magmas soutenus par les anomalies mises en évidence au niveau des laves B2 (anomalie négative en Nb), et par la transition augite-diopside dans les roches volcaniques de l'horizon B2 (Clocchiatti, 1981).

Le volcanisme jurassico-crétacé de l'Atlas
de Béni-Mellal rentre donc dans le cadre de
l'évolution géodynamique du domaine atlasique et
ainsi, dans la variation dans le temps de la nature du
magmatisme. L'extension triasique liée à l'ouverture
de l'Océan Atlantique, est responsable de l'édifice
du magmatisme tholéitique. Durant le Jurassique
moyen-Crétacé inférieur, et sous l'influence d'une
convergence continentale Afrique-Europe (Laville
& Piqué, 1992), le régime tectonique devient
transpressif, le magmatisme est alors transitionnel.
A l'Eocène le régime compressif s'installe, la nature
de magmatisme change en alcaline. Le contrôle
de l'activité magmatique du domaine atlasique
par les structures anciennes est évident par la
répétition du magmatisme généré par l'ouverture
des déchirures dans la lithosphère (Laville, 1985;
Beraaouz et al., 1994; Beraaouz, 1995; Rahimi
et al., 1997; Zayane, 2002). Les périodes d'arrêt
de l'activité magmatique peuvent correspondre
aux périodes de changement de direction des
contraintes régionales lors des phases de l'Océan
Atlantique (Beraaouz et al., 1994; Beraaouz,
1995). Ce schéma est évidemment contemporain à

un épaississement lithosphérique et une diminution
progressive du taux de fusion depuis le Trias
jusqu'à l'Eocène (Beraaouz, 1995). Cette évolution
géodynamique est gouvernée par deux événements
majeurs : l'ouverture de l'Atlantique Central et la
convergence en Méditerranée Occidentale.

7 Remerciement

Ce travail a été en grande partie financé par
le Centre National de la Recherche Scientifique et
Technique, Rabat, Maroc. Jaouad Guezal exprime
sa gratitude au Prof. Dr Rachid Zayane (Université
de Marrakech) et au Prof. Dr Jacques-Marie
Bardintzeff (Université de Paris-Sud), pour leurs
aides constructives.

8 Références

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