EVOLUTION DE LA SURRECTION DE LA CHAINE DU RIF (MAROC)

EVOLUTION DE LA SURRECTION
DE LA CHAINE DU RIF (MAROC)
MEMOIRE DE STAGE
ENCADRANT : CORSINI MICHEL
CO-ENCADRANTS : MUNCH PHILIPPE
ET SANCHEZ GUILLAUME
ROMAGNY ADRIEN
MASTER 2 DYNAMIQUE DES SYSTEMES GEOLOGIQUES ET ALEAS
JUIN 2011
Page de garde : Oued Tihissasse au Sud-Ouest de Beni Bousera
Remerciements
REMERCIEMENTS
Je voudrais tout d’abord remercier Michel Corsini pour m’avoir permis d’effectuer mon stage de
Master 2 sur ce sujet qui m’attirait tant. Les journées sur le terrain à pister les failles ont été aussi
intéressantes et enrichissantes que les longues discussions sur la géodynamique méditerranéenne.
Un grand merci aussi à Philippe Munch d’avoir toujours pris le temps de m’expliquer les détails de
la datation (U-Th)/He d’un point de vue théorique et pratique. J’ai pu apprécier ta patience et ton calme
lors de mes débuts au tri des minéraux.
Je tiens à remercier particulièrement Guillaume Sanchez pour avoir veillé au bon déroulement de ce
stage durant toute sa durée. Tes conseils et ton expérience m’ont beaucoup appris. Merci pour toutes ces
corrections effectuées à toute heure et pour ton soutien permanent. Et bien sûr merci pour ces discussions
passionnantes que nous avons pu avoir.
Je remercie chaleureusement Ahmed Chalouan et Ali Azdimoussa sans qui le terrain aurait été bien
plus difficile qu’il ne le fût. Vous m’avez fait découvrir et comprendre la géologie rifaine mieux que
n’importe quel article.
Merci à Nicolas Arnaud pour son temps et sa pédagogie. Jamais la thermochronologie ne m’avait
semblée aussi claire. Merci aussi à Michael Bono pour sa disponibilité pour m’apprendre à manipuler le
spectromètre et à traiter les échantillons avant leur passager à l’ICPMS.
Un merci particulier pour Michel Manetti. Ta passion pour les roches et tes conseils m’ont
beaucoup appris au cours des semaines de séparation des minéraux.
Il me semble impossible de ne pas remercier mes colocataires montpelliérains Charlie, Flo, Aurore,
Babas et Aurélie pour leur formidable accueil. Merci à vous de m’avoir fait découvrir d’autres aspects de
Montpellier que la fac.
Evidemment, un immense merci à Antho qui n’était jamais loin et qui m’a toujours soutenu. Ta
compagnie a été très appréciée lors de ces dernières nocturnes laborieuses. Nos débats géologiques ou
non (plus souvent non) m’ont beaucoup plu tout au long de ces deux années de Master mais peut-être pas
autant que les crêpes dégustées avec Véro.
Cette page ne pouvait se terminer sans remercier ma famille. Merci à mes parents d’avoir toujours
cru en moi et de m’avoir toujours laissé suivre ma voie tout en m’encourageant et me conseillant. Et
enfin, un très grand merci à mon frère Martin qui a toujours su m’épauler.
Sommaire
SOMMAIRE
Remerciements .....................................................................................................................................3
Sommaire .............................................................................................................................................4
Table des illustrations...........................................................................................................................6
Abstract ................................................................................................................................................7
Résumé .................................................................................................................................................7
Introduction ..........................................................................................................................................8
1. Contexte géologique .........................................................................................................................9
1.1. Structure et dynamique de l’arc de Gibraltar ............................................................................9
1.1.1. Structure actuelle de l’arc de Gibraltar ..............................................................................9
1.1.2. Evolution géodynamique de l’arc de Gibraltar ................................................................11
1.1.2.1. Divergence, formation des marges ............................................................................11
1.1.2.2. Convergence, subduction puis collision ....................................................................11
1.1.2.3. La migration de l’arc de Gibraltar .............................................................................13
1.1.2.4. Evolution géodynamique du Pliocène à l’actuel .......................................................14
1.1.3. Le détroit de Gibraltar et la crise messinienne (5,9-5,3 Ma)............................................14
1.1.4. Cinématique des plaques ..................................................................................................15
1.1.4.1. Cinématique de l’Eocène au Pliocène .......................................................................15
1.1.4.2. Cinématique actuelle .................................................................................................16
1.2. La chaîne du Rif ......................................................................................................................17
1.2.1. Les principaux domaines structuraux ...............................................................................17
1.2.1.1. Les zones internes et le domaine d’Alboran .............................................................17
1.2.1.2. Les flyschs maghrébins .............................................................................................18
1.2.1.3. Les zones externes .....................................................................................................18
1.2.2. Synthèse géochronologique..............................................................................................19
2. Analyse tectonique .........................................................................................................................20
2.1. Méthodologie ..........................................................................................................................20
2.1.1 Analyse de terrain..............................................................................................................20
2.1.2 Inversion des couples failles-stries ....................................................................................20
2.2. Géométrie, cinématique et chronologie de la déformation fragile-ductile et cassante ...........20
2.3. Détermination des paléotenseurs de contraintes .....................................................................22
2.4. Interprétation des résultats ......................................................................................................23
3. Datations thermochronologiques par (U-Th)/He ...........................................................................27
3.1. Méthodologie ..........................................................................................................................27
3.1.1. Calcul de l’âge ..................................................................................................................27
3.1.2. Signification des âges obtenus par la méthode (U-Th)/He ..............................................28
Sommaire
3.1.2.1. Diffusion thermique de l’4He dans les apatites et fermeture du système isotopique 28
3.1.2.2. Notion de Zone de Rétention Partielle (ZRP) ...........................................................29
3.1.3. Application de la thermochronologie basse température à la quantification de la
surrection de chaînes montagneuses ....................................................................................................31
3.1.4. Préparation des échantillons .............................................................................................31
3.2. Stratégie d’échantillonnage .....................................................................................................32
3.3. Analyse microscopique des échantillons prélevés ..................................................................33
3.3.1. Les gneiss et micaschistes ................................................................................................33
3.3.2. Les kinzigites de Beni Bousera ........................................................................................33
3.3.3. Les roches intrusives ........................................................................................................34
3.4. Résultats ..................................................................................................................................34
3.5. Validité des résultats ...............................................................................................................37
3.6. Evolution thermique et interprétation .....................................................................................38
4. Discussion générale ........................................................................................................................40
Conclusions et perspectives ...............................................................................................................43
Références bibliographiques ..............................................................................................................44
Annexes ..............................................................................................................................................48
Table des illustrations
TABLE DES ILLUSTRATIONS
Figure 1 : Carte structurale du bassin méditerranéen. .......................................................................10
Figure 2 : Carte structurale simplifiée de l'arc de Gibraltar. .............................................................11
Figure 3 : Coupes simplifiées du Rif (en haut) et des Bétiques (en bas). .........................................12
Figure 4 : Modèle d'évolution géodynamique de l'arc de Gibraltar du Jurassique supérieur au
Miocène moyen ...........................................................................................................................................13
Figure 5 : Carte tectonique simplifiée de l'arc de Gibraltar. .............................................................14
Figure 6 : Répartition des dépôts pliocènes dans les canyons messiniens dans les zones internes de
l'Arc de Gibraltar. ........................................................................................................................................15
Figure 7 : Schéma des positions successives des fosses et des fronts de chevauchements au cours
de leur retrait de 49 Ma à l’actuel ................................................................................................................16
Figure 8 : Carte de comparaison de la tectonique plio-quaternaire à actuelle et des données GPS
avec l'Afrique comme référence ..................................................................................................................17
Figure 9 : Carte structurale de la chaîne du Rif ................................................................................18
Figure 10 : Datations géochronologiques effectuées dans les zones internes de la chaîne du Rif .19
Figure 11 : Fossés d'effondrement avec des failles à faible pendage dans les Ghomarides. ............21
Figure 12 : Faille dextre recoupant une faille normale à faible pendage dans les kinzigites de Beni
Bousera. .......................................................................................................................................................21
Figure 13 : Faille décrochante inverse dans le bassin pliocène de Tirinesse. ...................................22
Figure 14 : Carte structurale du secteur de Beni Bousera-Oued Laou et résultats des inversions de
couples failles-stries.....................................................................................................................................24
Figure 15 : Coupes d'Oued Laou (en haut ; coupe 1 sur la figure 14) et de Beni Bousera (en bas ;
coupe 2 sur la figure 14). .............................................................................................................................25
Figure 16 : Modèle d'évolution tectonique à partir d'inversion de couples failles-stries ..................26
Figure 17 : Schéma de l'effet de l'éjection des particules α sur la rétention de l'He dans un minéral
d’apatite .......................................................................................................................................................29
Figure 18 : Températures de fermeture des systèmes He en fonction de la taille du grain et de la
vitesse de refroidissement ............................................................................................................................30
Figure 19 : Zones de Rétention Partielle des trois principales méthodes thermochronologiques. ...30
Figure 20 : Répartition des échantillons datés ..................................................................................32
Figure 21 : Relation âges-altitudes obtenus en monograin et multigrain. .........................................35
Figure 22 : Relation âge des aliquotes/concentration en Uen monograin et multigrain. ..................36
Figure 23 : Relation âge des aliquotes/dimension des grains en monograin et multigrain ...............36
Figure 24 : Relation âges-altitudes par (U-Th)/He en monograin et multigrain et par traces de
fission sur apatites........................................................................................................................................38
Figure 25 : Evolution du refroidissement de Beni Bousera au cours des 25 derniers millions
d'années ........................................................................................................................................................39
Figure 26 : Comparaison des données tectoniques, thermochronologiques et magmatiques sur les
zones internes du Rif et interprétation géodynamique ................................................................................41
Figure 27 : Principaux modèles géodynamiques pouvant expliquer la surrection de la chaîne béticorifaine ...........................................................................................................................................................42
Abstract et résumé
ABSTRACT
The Rif Cordillera, located in northern Morocco, is the southern side of the Gibraltar Arc. Order to
constrain its evolution during the Neogene, a multidisciplinary approach with a double analyse (tectonics
and low temperature thermochronology). The study was conducted in the Beni Bousera-Oued Laou area
which represents the highest summits.
Three different successive deformation phases were identified, from the oldest to the newest: ~N/S
extension, ~E/W extension and ~N/S compression. In the same time, two (U-Th)/He ages groups have
been obtained. The first, between 15.49 ± 0.32 and 24.94 ± 0.59 Ma, can be compared to fission tracks
ages which suggests a fast uplift between 23 and 15 Ma. The second one is comprise between 3.21 ± 0.98
and 3.96 ± 1.58 Ma and can represent vertical movement resumption during the Pliocene.
We interpret these different uplift phases as being associated with stress changes tied at
geodynamics evolution at the Alboran Basin scale.
Keywords: Gibraltar arc, Rif, uplift, neotectonics, (U-Th)/He thermochronology.
RESUME
La chaîne du Rif située au Nord du Maroc représente la branche Sud de l’arc de Gibraltar. Dans le
but de contraindre l’évolution au cours du Néogène (<20 Ma) de la chaîne rifaine, une approche
pluridisciplinaire couplant une analyse tectonique (paléotenseurs de contraintes) et thermochronologique
très basse température ((U-Th)/He sur apatites) a été menée dans la région de Beni Bousera - Oued Laou
constituant les plus hauts sommets de la chaîne du Rif.
Trois phases de déformation différentes successives ont été identifiées, de la plus ancienne à la plus
récente : extension ~N/S, extension ~E/W puis compression ~N/S. Parallèlement, deux groupes d’âges
(U-Th)/He ont été obtenus : le premier compris entre 15,49 ± 0,32 et 24,94 ± 0,59 Ma est comparable
aux âges traces de fission suggérant une surrection rapide entre 23 et 15 Ma. Le second compris entre
3,21 ± 0,98 et 3,96 ± 1,58 Ma indiqueraient une reprise des mouvements verticaux au Pliocène.
Nous interprétons ces différents stades de surrection comme étant associés à des changements de
contraintes liés à l’évolution du contexte géodynamique à l’échelle du domaine d’Alboran.
Mots clé : Arc de Gibraltar, Rif, surrection, néotectonique, thermochronologie (U-Th)/He.
Introduction
INTRODUCTION
La chaîne du Rif constituant la branche Sud de l’arc de Gibraltar borde le bassin d’Alboran (SW de
la Méditerranée occidentale), bassin marginal en cours de fermeture (figure 1).L’architecture actuelle est
complexe et résulte de multiples processus orogéniques (enfouissement, exhumation/surrection, rifting…)
en relation avec la convergence entre les plaques lithosphériques eurasienne et africaine depuis ~50 Ma.
Quelques études récentes ont révélé la présence de bassins marins d’âge pliocène ainsi que des
plages quaternaires jusqu’à 500m d’altitude suggérant que la chaîne et plus particulièrement la marge
Nord-marocaine subit des mouvements verticaux importants depuis certainement les 5 derniers millions
d’années. Les quelques données de thermochronologie basse-température (Ar-Ar et traces de fission sur
apatites) disponibles semblent mettre en évidence une phase d’exhumation rapide plus précoce au cours
du Miocène inférieur (entre 17 et 25 Ma). A ce jour, aucune étude thermochronologique n’a été réalisée
afin de contraindre temporellement les mouvements les plus récents le long de la chaîne rifaine. Ces
données sont pourtant essentielles dans une zone marquée par une érosion accrue lors de la crise
messinienne et par un contexte tectonique toujours actif.
Ce travail s’insère dans le cadre d’une collaboration entre Géosciences Montpellier et Géoazur, afin
de caractériser l’évolution Néogène à Quaternaire de la chaîne du Rif. L’objectif scientifique de cette
étude de Master 2 est multiple :
 Quantifier les mouvements verticaux récents (âges, vitesses de refroidissement) le long de la
marge Nord-Marocaine dans la chaîne du Rif ;
 Apprendre à maîtriser et valider la méthode (U-Th)/He sur la ligne montpelliéraine
nouvellement mise en service à partir d’un exemple géologique et d’en tester le potentiel dans
une région peu documentée en terme de thermochronologie très basse-température.
Quels sont les mécanismes permettant la surrection de la marge ? Pour mener à bien ce travail, nous
avons décidé de mener une approche pluridisciplinaire basée sur :
 La caractérisation, par une étude tectonique, du style et de la chronologie de la déformation
dans la chaîne du Rif dans la région de Beni Bousera - Oued Laou constituant les plus hauts
reliefs de la chaîne en bordure du littoral. C’est aussi dans cette région qu’est situé le bassin
marin pliocène de Tirinesse surélevé de 500m par rapport au niveau de la mer actuel.
 La quantification de l’ampleur des déplacements verticaux très récents de la marge marocaine à
partir de contraintes d’âge de refroidissement obtenues lors d’une étude thermochronologique
très basse-température (U-Th)/He sur apatites le long d’un transect recoupant le massif
cristallin de Beni Bousera.
 La combinaison des informations géologiques et géochronologiques permettra de proposer un
modèle d’évolution géodynamique Néogène à Quaternaire.
Le mémoire est composé de quatre parties :
 Le contexte bibliographique, dans lequel sera dressé un état des connaissances actuelles sur la
géologie et l’évolution géodynamique de l’arc de Gibraltar et de la chaîne du Rif ;
 L’analyse tectonique présentera la méthodologie et l’étude de terrain réalisée dans les zones
internes ;
 La thermochronologie (U-Th)/He, dans laquelle seront exposés la méthodologie, les résultats
des datations effectuées avec l’équipe Géosciences de Montpellier ainsi que les interprétations
qu’il est possible d’en tirer.
 Une discussion générale reprenant et couplant l’ensemble des résultats obtenus par les deux
précédentes méthodes. Il y sera proposé une chronologie de la déformation récente de la chaîne
du Rif.
8
1. Contexte géologique
1.1.
1. CONTEXTE GEOLOGIQUE
1.1. Structure et dynamique de l’arc de Gibraltar
L’arc de Gibraltar, situé à l’extrême Sud-Ouest de la Méditerranée occidentale, s’étend sur plus
de 400 km séparant l’Atlantique de l’Ouest de la Méditerranée et dessinant un arc à concavité vers l’Est
dont le cœur est occupé par le bassin d’Alboran (figure 1). Cet arc est constitué de deux chaines celle
des Bétiques au Nord et celle du Rif au Sud se rejoignant au niveau du détroit de Gibraltar (figures 1 et
2).
1.1.1. Structure actuelle de l’arc de Gibraltar
L’arc de Gibraltar (ou arc betico-rifain) résulte de la convergence depuis le Crétacé de deux plaques
lithosphériques correspondant à la plaque Eurasienne et Africaine. Le rapprochement progressif de ces
deux plaques a engendré dès le Crétacé supérieur par des processus de subduction, la fermeture d’un
domaine océanique, l’océan téthysien, et la mise en place d’un prisme de collision. A cela s’ajoute une
évolution récente, depuis le Miocène, guidée par la migration de l’arc de Gibraltar vers l’Ouest et
l’ouverture du domaine d’Alboran au cœur de l’arc (e.g. Jolivet et al., 2008).
Il en résulte un édifice arqué très resserré fait de nappes et d’écailles chevauchantes vers leurs
avant-pays respectifs (Michard et al., 2002). Classiquement, l’arc de Gibraltar est décomposé en trois
grands domaines : la plaque européenne, le domaine d’Alboran (constitué d’une croûte continentale
amincie ; Jolivet et al., 2008) et la plaque africaine. Structuralement, on distingue deux grands ensembles
structuraux séparés par un chevauchement majeur (figure 2):


les zones internes : constituées de formations correspondant au socle hercynien du domaine
d’Alboran charriés sur les marges africaine (pour les Sebtides) et ibérique (pour les
Alpujarrides) et de leur couverture sédimentaire (Ghomarides dans le Rif et Malaguides dans les
Bétiques : figure 3) ;
les zones externes : zones peu ou pas métamorphiques correspondant à la couverture de ces
mêmes marges affectées par de nombreux chevauchements à vergence Nord dans les Bétiques
et Sud dans le Rif (figure 3).
Des études par tomographie sismique, du manteau sous la mer d’Alboran permettent de mieux
caractériser la géométrie profonde de l’arc. En réalisant des profils E/W, Gutscher et Spakman (2002)
ont imagé en 2D un slab à pendage Est qui passe sous le bassin d’Alboran et atteint une profondeur de
plus de 600 kilomètres. Plus récemment, Pedrera et al. (2011) ont imagé en 3D un slab dont la direction
suivrait celle de l’arc entre N20 et N100, soit uniquement du côté Nord du domaine d’Alboran.
De nombreux volcans de nature calco-alcaline et alcaline sont présents dans le bassin d’Alboran et
sur les marges espagnole et marocaine. Les laves calco-alcalines, caractéristiques de magmas issus de
l’hydratation du manteau sous Alboran sont datées par la méthode 40Ar/39Ar de ~15 à 4,8 Ma. En
revanche, les laves alcalines liées à des remontées asthénosphériques sont datées par la méthode 40Ar/39Ar
de 6,3 à 0,65 Ma. Ces auteurs proposent que la subduction ayant formé les laves calco-alcalines a été
stoppée vers ~6 Ma. Les laves alcalines viendraient alors de remontées asthénosphériques issues de la
déchirure du slab (Duggen et al., 2002).
9
1. Contexte géologique
Figure 1 : Carte structurale du bassin méditerranéen (Jolivet et al., 2008).
10
1. Contexte géologique
Figure 2 : Carte structurale simplifiée de l'arc de Gibraltar (modifiée d'après Michard et al., 2002).
1.1.2. Evolution géodynamique de l’arc de Gibraltar
Les processus géodynamiques ayant amené à la formation de la chaîne du Rif ne peuvent être
compris sans tenir compte de l’intégralité de l’arc de Gibraltar. Récemment, Michard et al. (2002) ont
proposé un modèle d’évolution géodynamique amenant à la mise en place de l’arc dans sa structure
actuelle (figure 4).
1.1.2.1. Divergence, formation des marges
Au stade pré-orogénique (Jurassique supérieur-Crétacé inférieur), le domaine interne est
interprété comme une marge passive de la paléo-Téthys (figure 4A). Il n’existe que de rares reliques de
cette croûte océanique (serpentinites de Beni Malek ; figure 4D ; Michard et al., 2002).
1.1.2.2. Convergence, subduction puis collision
Dès la fin du Crétacé, la Téthys se ferme par subduction. Un métamorphisme HP-BT a été observé
des deux côtés de l’arc, dans des roches de la lithosphère continentale (Sebtides-Alpujarrides) mais n’a
pas été daté précisément. Cela permet de supposer que ces unités sont entrées dans une zone de
subduction continentale puis de collision (Michard et al., 2002 ; figure 4B).
11
1. Contexte géologique
Figure 3 : Coupes simplifiées du Rif (en haut) et des Bétiques (en bas). Les tracés sont représentés sur la figure 2
(Michard et al., 2002).
De l’Eocène supérieur à l’Oligocène, la collision entre le domaine d’Alboran et les plaques
ibérique et africaine débute et se traduit par une propagation de la déformation chevauchante vers la zone
externe de la chaîne des Bétiques et du Rif. Cela provoque l’érosion de la couverture du domaine interne
ainsi que le raccourcissement et le plissement de son socle (figure 4C). De grands bassins avant-chaîne se
développent alors dans les zones externes (Guadalquivir et Ghaarb).
Du Miocène inférieur au Miocène moyen, le domaine interne subit une extension et un
amincissement crustal provoquant l’effondrement du centre du domaine central et la formation du bassin
d’Alboran (figure 4D). Les failles normales à faible pendage contrôlent l’exhumation des unités
métamorphiques de Beni Bousera et Ronda sous des conditions de basse pression-haute température (BPHT) entre 23 et 21 Ma (Monié et al., 1991). Le fait que des bassins marins miocènes épousent la forme de
l’arc sous Alboran montre que l’arc de Gibraltar avait déjà une géométrie proche de l’actuelle au Miocène
(Mauffret et al., 2007).
Jusqu’au Miocène moyen, la déformation de l’arc de Gibraltar est contrôlée par la convergence
Afrique-Europe.
12
1. Contexte géologique
Figure 4 : Modèle d'évolution géodynamique de l'arc de Gibraltar du Jurassique supérieur au Miocène moyen
(Michard et al., 2002)
1.1.2.3. La migration de l’arc de Gibraltar
Dès le Miocène moyen, une extension de direction ~E/W dans des conditions fragile et ductile a été
identifiée dans le bassin d’Alboran (figure 5 ; Lonergan et White, 1997 ; 40Ar-39Ar sur micas blancs :
15-6 Ma, Negro et al., 2008). Cette extension a été interprétée comme de l’extension arrière-arc en
relation avec le retrait du slab vers l’Ouest. Cette subduction constituerait le prolongement géographique
des subductions bétique et rifaine vers l’Ouest.
Durant cette période, la déformation de l’arc de Gibraltar n’est plus uniquement contrôlée par la
convergence Afrique-Europe mais dominée par le processus de migration de l’arc vers l’Ouest.
13
1. Contexte géologique
Figure 5 : Carte tectonique simplifiée de l'arc de Gibraltar et données géochronologiques de l'extension ductile et
fragile caractérisée dans les Temsamanes et le complexe Nevado-Filabride au Miocène (Negro et al., 2008).
1.1.2.4. Evolution géodynamique du Pliocène à l’actuel
Pedrera et al. (2011) ont réalisé une comparaison entre les champs de déformation plio-quaternaire
et actuel en couplant inversions failles-stries et mécanismes au foyer. Du Pliocène à l’actuel, l’arc de
Gibraltar est soumis à un régime en compression de direction N/S à NW/SE, conduisant à la formation de
chevauchements et plis E/W à NE/SW ainsi que des décrochements NW/SE et NE/SW respectivement
dextres et sénestres à terre et en mer (Pedrera et al., 2011).
A terre, de nombreuses observations font état de mouvements verticaux plio-quaternaires. En effet,
plusieurs bassins marins datés du Pliocène inférieur ont été surélevés, jusqu’à 500 mètres d’altitude
comme c’est le cas du bassin de Tirinesse (Saji et Chalouan, 1995). De même, des terrasses marines
quaternaires sont surélevées à plusieurs dizaines de mètres hors de l’eau (Morel et al., 1996).
1.1.3. Le détroit de Gibraltar et la crise messinienne (5,9-5,3 Ma)
La position de cet arc en fait un acteur important de la crise messinienne (5,9 à 5,3 Ma). Avant cet
évènement, les communications entre l’océan Atlantique et la mer Méditerranée s’effectuaient par une
voie au niveau du Rif. Elle a deux subi une surrection importante puis a été fermée par la convergence
Afrique-Europe au Miocène (Martín et al., 2001; Duggen et al., 2003). Le niveau de la mer
Méditerranée était alors plus de 1500 mètres en-dessous du niveau actuel, ce qui a provoqué une
réincision intense des cours d’eau se jetant dans la Méditerranée par érosion régressive (Clauzon et al.,
1996, figure 6). Du côté de la chaîne du Rif, Loget et Van Den Driessche (2006) proposent que les
principaux cours d’eau tels qu’Oued Laou, Oued Tihissasse, Oued Martil ou encore Oued Amter
correspondent à d’anciens canyons messiniens. Ces canyons ont ensuite été remplis de dépôts datés du
Pliocène inférieur. Les processus ayant mené à la réouverture du détroit de Gibraltar ont longtemps été
considérés comme étant d’origine tectonique. Cependant, aucune trace de faille normale ou décrochante
14
1. Contexte géologique
n’a été observée à terre. Il est alors plus probable que ce soit l’érosion intense au niveau des canyons qui
ait permis à l’Atlantique de communiquer à nouveau avec la Méditerranée (Loget et Van Den Driessche,
2006).
Figure 6 : Répartition des dépôts pliocènes dans les canyons messiniens dans les zones internes de l'Arc de Gibraltar
(modifié d’après Loget et Van Den Driessche, 2006).
1.1.4. Cinématique des plaques
1.1.4.1. Cinématique de l’Eocène au Pliocène
Le paléomagnétisme est un outil indispensable à l’étude de l’évolution cinématique des plaques.
Jolivet et al. (2008) ont réalisé des reconstructions de cette évolution sur l’ensemble de la Méditerranée
(figure 7). Dans l’arc de Gibraltar, la convergence Afrique-Europe s’effectue relativement rapidement
selon une direction ~N/S jusqu’il y a 10 Ma. Ce mouvement a beaucoup ralenti et a pris une direction
NW/SE. Cette convergence est perpendiculaire à la direction de migration de l’arc.
15
1. Contexte géologique
Figure 7 : Schéma des positions successives (lignes grises épaisses) des fosses et des fronts de chevauchements au cours
de leur retrait de 49 Ma à l’actuel. Flèches : directions de déplacement au sein des régions arrière-arc.
1.1.4.2. Cinématique actuelle
Les données géodésiques de Vernant et al. (2010) apportent de nouvelles informations sur la
cinématique actuelle (figure 8). La plaque eurasiatique s’approche de la plaque africaine selon une
direction vers le SE et à une vitesse de l’ordre de 4 à 5 mm/an. Cette vitesse diminue au fur et à mesure
que l’on s’approche du bassin d’Alboran. Le Nord du Maroc se déplace vers le SW par rapport à la
plaque africaine à une vitesse comprise entre 2 et 4 mm/an. Cependant, elle diminue aussi en s’éloignant
des côtes.
La convergence Afrique-Europe semble être le moteur de la déformation active dans l’ensemble de
l’Arc de Gibraltar.
16
1. Contexte géologique
Figure 8 : Carte de comparaison de la tectonique plio-quaternaire à actuelle et des données GPS avec l'Afrique comme
référence (Pedreda et al., 2011).
1.2. La chaîne du Rif
1.2.1. Les principaux domaines structuraux
Le Rif est composé de trois domaines principaux allant de l’intérieur à l’extérieur de l’arc et du bas
au haut de la pile stratigraphique : les zones internes, les flyschs maghrébins et les zones externes (figure
9).
1.2.1.1. Les zones internes et le domaine d’Alboran
Les zones internes correspondent à des unités de socle varisque déplacées vers l’Ouest sur plusieurs
centaines de kilomètres. Deux unités se distinguent d’après leur degré métamorphique alpin. L’unité
inférieure (les Sebtides), est composée de micaschistes, de gneiss et également de kinzigites associées au
massif péridotitique de Beni Bousera (Michard et al., 2006). Les unités supérieures (les Ghomarides),
sont constituées de schistes affectés par un faible métamorphisme alpin (Michard et al., 2006).
Les zones internes comprennent aussi des carbonates triaso-liasiques constituant la Dorsale
Calcaire. Elle correspond à des reliques de ce qu’était la marge passive sud de la Téthys (Michard et al.,
2006).
17
1. Contexte géologique
Figure 9 : Carte structurale de la chaîne du Rif (modifiée d’après Negro et al., 2008)
1.2.1.2. Les flyschs maghrébins
Le complexe de nappes de flyschs maghrébins s’est formé dans l’océan liguro-maghrébin qui était
connecté à l’Atlantique et aux océans alpins du Jurassique au Paléogène. La convergence a provoqué
l’empilement des nappes de flyschs à l’Oligocène supérieur-Miocène inférieur. Celles-ci s’enracinent
sous les zones internes et recouvrent les zones externes (Michard et al., 2006). Les sommets les plus
hauts du Rif sont constitués de ces nappes de flyschs.
Ces unités sont séparées du domaine interne par un accident majeur sénestre, la faille de Jehba, de
direction ENE/WSW. De nombreuses questions subsistent quant à sa continuité en mer au NE et dans les
zones externes au SW.
1.2.1.3. Les zones externes
Les zones externes sont issues de la paléo-marge africaine. Trois zones structurales sont distinguées
au sein des unités externes, du Nord au Sud et du haut au bas de la pile stratigraphique : l’Intrarif, le
Mésorif et le Prérif. Elles dérivent respectivement de parties de plus en plus proches de la paléo-marge
africaine (Crespo-Blanc et Frizon de Lamotte, 2006). Dans chacune de ces parties sont distinguées des
unités profondes parautochtones plus ou moins détachées de leurs unités d’origine ainsi que des nappes
superficielles. L’ensemble des zones externes ne sont pas métamorphiques. Seule, les unités de Ketama
(Intrarif profond) et celles du Nord de Temsamane (Mésorif oriental) présentent des conditions
métamorphiques du faciès schiste vert (Crespo-Blanc et Frizon de Lamotte, 2006).
Le domaine externe est recoupé par deux accidents sénestres majeurs, la faille du Nekor, de
direction NE/SW et la faille d’Al Hoceima, de direction ENE/WSW sur laquelle a eu lieu un séisme de
magnitude 6,4 le 24 février 2004 qui a fait plus de 600 morts.
18
1. Contexte géologique
1.2.2. Synthèse géochronologique
De nombreuses études géochronologiques (40Ar-39Ar, K-Ar, U-Pb, U-Pb-Th ou encore Lu-Hf) ont
été effectuées ces dernières années (figure 10). Un épisode métamorphique faciès schiste vert a été daté
dans les zones internes à ~25 Ma par Montigny et al. (2002) par 40Ar-39Ar et K-Ar.
Les études thermochronologiques effectuées dans les zones internes par méthodes 40Ar-39Ar
(Pearson et al., 1993 et Saddiqi, 1995) et traces de fission sur zircons et apatites (Azdimoussa, 1999)
viennent compléter les données sur les unités haute température. Il a donc été possible de mettre en
évidence que le massif de Beni Bousera aurait subi un refroidissement de ~650°C à ~80°C entre 23 et 15
Ma (Azdimoussa, 1999). En couplant ces données avec celles obtenues par d’autres méthodes (Lu-Hf et
U-Pb), il a été possible de contraindre cette histoire thermique jusqu’à des températures de l’ordre de
950°C.
Figure 10 : Datations géochronologiques effectuées dans les zones internes de la chaîne du Rif
(modifiée d'après Negro et al., 2008).
FT : traces de fission ; Ar-Ar : Argon 40-Argon 39 ; K-Ar : Potassium-Argon ; Rb-Sr : Rubidium-Strontium ; Lu-Hf :
Lutétium-Hafnium ; U-Th-Pb : Uranium-Thorium-Plomb ; U-Pb : Uranium-Plomb ; ap : apatites ; zr : zircons ; ms :
muscovite ; b : biotite ; mz : monazite ; p : pyroxène
19
2. Analyse tectonique
2. ANALYSE TECTONIQUE
2.1. Méthodologie
2.1.1 Analyse de terrain
L’étude a été focalisée sur le secteur de Beni Bousera-Oued Laou, dans le domaine interne rifain,
dans lequel sont localisés plusieurs bassins pliocènes marins. Leur analyse permet d’obtenir des indices
chronologiques de la déformation et de pouvoir caractériser le type de déformation pliocène. L’objectif a
été de reconstituer les différents champs de déformations superposés observables sur le terrain. Pour cela,
il a été nécessaire d’effectuer des mesures systématiques des structures tectoniques (failles, stries, plis) à
différentes échelles. Il a ensuite fallu déterminer les relations chronologiques qui existent entre ces
structures afin de proposer une évolution des champs de déformation.
2.1.2 Inversion des couples failles-stries
Les paléotenseurs de contrainte ont été caractérisés à partir d’inversions de couples failles-stries
avec la méthode Angelier (1990). Elle consiste à déterminer quel champ de contrainte est capable de
former des failles aux mouvements et aux stries correspondant à celles mesurées sur le terrain. Cela
signifie qu’il est nécessaire que ces failles aient été créées au cours du même épisode tectonique et
qu’elles se soient formées dans le domaine cassant. Ces inversions ont été effectuées avec le logiciel TTecto 3.0. La mesure des directions et des sens des stries sur une population de failles ne permet de
définir que les directions des axes principaux des contraintes. Les valeurs relatives des contraintes
principales permettent d’identifier l’axe de compression, l’axe d’extension et l’axe intermédiaire qui peut
être compressif ou extensif. Afin d’obtenir des résultats cohérents, il est nécessaire de ne calculer qu’un
tenseur par affleurement et par phase tectonique. Cela nécessite de déterminer une chronologie relative
sur le terrain. Un grand nombre de failles (de directions, pendages et jeux différents si possible)
contraindront l’inversion de manière plus efficace.
2.2. Géométrie, cinématique et chronologie de la déformation fragile-ductile et
cassante
Le travail de terrain effectué a permis de déterminer l’existence de plusieurs familles de failles.
Leur cinématique a été déterminée à partir de l’observation de microstructures (stries, marches
recristallisées, sigmoïdes, …). Plusieurs phases de déformation ont pu être identifiées :

Une première phase D1 caractérisée par deux familles de failles conjuguées (N120-140
et N30 à N50). Certains plans de faille présentent une linéation d’étirement et sont marqués
par la présence de phengite néoformée (faille de Zaouia ou de Beni Bousera par exemple ;
figure 15) suggérant une déformation à la transition fragile-ductile. Ces familles existent
aussi dans le domaine cassant. La plupart d’entre elles ont des pendages compris entre 40 et
70° vers le S ou le N. Cependant, certaines ont des pendages beaucoup plus faibles (~20°) et
principalement vers le N. Elles ont été observées à différentes échelles : métriques,
décamétriques voir kilométriques pour la faille de Zaouia. L’analyse de leur cinématique
indique un jeu normal (figure 11).
20
2. Analyse tectonique
Figure 11 : Fossés d'effondrement dans les Ghomarides.

Une deuxième phase D2 correspond à des familles de failles conjuguées de directions
respectives N-S à NE/SW et NW/SE. Elles montrent un jeu normal avec parfois une
composante décrochante et recoupent la première famille (figure 12). La majorité d’entre
elles a un pendage compris entre 40 et 60°. Cependant, celles avec une composante
décrochante sont sub-verticales. Ces failles n’ont été observées que dans le domaine cassant.
Ces familles de failles recoupent les failles de la phase D1 et leur sont donc postérieures. La
majorité de ces failles a été observée à l’échelle métrique à plurimétrique.
Figure 12 : Faille dextre recoupant une faille normale à faible pendage dans les kinzigites de Beni Bousera.
21
2. Analyse tectonique

Une phase D3 a été observée dans le bassin marin pliocène de Tirinesse. Les première et
deuxième familles de failles décrites ci-dessus n’y sont pas présentes. En revanche, aucune
déformation D1 ou D2 n’a été observée dans ce bassin. Le bassin d’Oued Laou est affecté
par des décrochements sénestres N45 à N60 tandis que celui de Tirinesse est marqué par des
décrochements dextres de direction N110 à N120 avec une légère composante inverse
(figure 13). Chacune de ces familles a un pendage relativement faible pour des failles
décrochantes (de l’ordre de 45 à 65°). Le jeu de ces failles n’a cependant pas été aisé à
déterminer car les stries étaient difficilement visibles dans les marnes pliocènes.
Figure 13 : Faille décrochante inverse dans le bassin pliocène de Tirinesse.
2.3. Détermination des paléotenseurs de contraintes
Une chronologie relative a alors pu être proposée afin de discriminer plusieurs groupes de couples
failles-stries afin d’effectuer les inversions (figure 14). Ces dernières ont été calculées à partir de 70
données de couples failles-stries en réunissant celles obtenues sur les affleurements proches et aux mêmes
familles de failles. Les résultats des inversions donnent ainsi trois grandes catégories de paléotenseurs de
contrainte, l’un en régime extensif, un autre en régime compressif et un dernier en régime décrochant.
Le premier indique un régime extensif avec un σ3 de direction N/S à NE/SW pour les failles les
plus anciennes. Les directions N/S correspondent à des accidents observés à l’intérieur des terres tandis
que les directions NE/SW correspondent à des accidents proches de la côte. Cette extension est alors
quasiment perpendiculaire au trait de côte. Les paléotenseurs calculés à partir de la deuxième famille de
faille indiquent une direction d’extension maximale comprise entre E/W et NW/SE.
Le second montre un régime compressif avec un σ1 de direction NW/SE à N/S et un σ3 sub-vertical
pour les failles les plus récentes, celles observées dans les bassins de Tirinesse et d’Oued Laou. La
difficulté d’observer des accidents dans ces formations a fait que la quantité de données n’est pas
suffisamment importante pour contraindre la direction de cette compression de manière efficace.
22
2. Analyse tectonique
Le dernier indique un régime décrochant avec un σ1 de direction ~N/S et un σ3 ~E/W pour les
failles observées au NW de Stehat. Il est possible que ce régime soit le même que le second. En effet, ce
dernier n’a pas été calculé à partir d’un nombre suffisant de données afin de le contraindre efficacement.
2.4. Interprétation des résultats
Chalouan et al. (1995) affirment que ces failles associées à la phase D1 sont post-burdigaliennes
(Miocène inférieur) et anté-pliocènes (le bassin d’Oued Laou scelle la faille de Zaouia). La plupart des
failles liées à cet épisode d’extension sont situées aux alentours du massif de Beni Bousera. Il est alors
probable que les failles de cette zone aient accommodé l’exhumation du massif. Cette exhumation a pu
provoquer un désépaississement crustal par dénudation tectonique.
Les failles associées à la phase D2 ont été observées aux abords des bassins pliocènes de direction
NE/SW (figure 14). Au niveau de la bordure Ouest du bassin d’Oued Ahmter, il a été possible d’observer
que des failles normales de direction N40 à pendage ~50° NW qui contrôlaient la sédimentation pliocène
dépôts en éventail). Saji et Chalouan (1995) montre l’évidence de failles syn-sédimentaires dans le
bassin pliocène de Tirinesse. Il affirme alors que les bassins se sont ouvert au Pliocène. Ces accidents
auraient alors pu contrôler leur mise en place.
Les failles associées à la phase D3 affectent les sédiments du Pliocène inférieur. D’après Chalouan
(communication personnelle), le bassin de Tirinesse serait également affecté par une série de plis
anticlinaux et synclinaux de direction WNW/ESE. Il est probable qu’ils soient associés à cette phase D3.
D’autre part, des profils sismiques en mer effectués non loin de la marge d’Alboran font état de plis et de
failles inverses E/W dans les sédiments récents. Ces résultats concordent avec ceux de Pedrera et al.
(2011) qui ont déterminé, à partir de données géodésiques, des directions de compression actuelles
relativement proches de celles obtenues par inversion (entre NNW/SSE et NNE/SSW).
Dès lors, il est possible de proposer un modèle de l’évolution des champs de déformation du
Miocène à l’actuel (figure 16).
23
2. Analyse tectonique
Figure 14 : Carte structurale du secteur de Beni BouseraOued Laou et résultats des inversions de couples failles-stries
(modifiée d'après la carte géologique au 1/50 000).
24
2. Analyse tectonique
Figure 15 : Coupes de la faille de Zaouia (en haut ; coupe 1 sur la figure 14)
et de Beni Bousera (en bas ; coupe 2 sur la figure 14).
25
2. Analyse tectonique
Figure 16 : Modèle d'évolution tectonique à partir d'inversion de couples failles-stries.
En vert : la phase de déformation D1, extension ~N/S ; en jaune : la phase de déformation D2, extension ~E/W ;
en rouge : la phase de déformation D3, compression ~N/S.
26
3. Datations thermochronologiques par (U-Th)/He
3. DATATIONS THERMOCHRONOLOGIQUES PAR (U-TH)/HE
3.1. Méthodologie
La méthode de datation (U-Th)/He est la méthode thermochronologique qui permet actuellement de
contraindre l’histoire thermique aux températures les plus basses (~70°C). Elle est donc particulièrement
adaptée à l’étude des mouvements verticaux ayant eu lieu dans les derniers kilomètres de la croûte
superficielle. Cette méthode est basée sur l’accumulation de l’4He issu de la désintégration radioactive de
l’238U, de l’235U et du 232Th.
Ce calcul se fait à partir des mesures de l’4He et de ses isotopes parents en deux temps. La quantité
d’ He est d’abord mesurée en dégazant le minéral par chauffe grâce à une source laser. Le minéral est
ensuite introduit dans un spectromètre de type Inductively-Coupled Plasma Mass Spectrometry (ICPMS)
afin de mesurer la quantité d’U et de Th. Ces différentes mesures ont été effectuées à Géosciences
Montpellier.
4
3.1.1. Calcul de l’âge
L’4He correspond aux particules α éjectées lors des différentes étapes des séries de désintégration
des isotopes U et Th. La production d’4He est donnée par l’équation suivante :
(
)
(
)
(
)
Où 4He, U et Th sont les quantités de nucléides au moment de la mesure (en nucléides par gramme de
matière), t est le temps cumulé depuis la fermeture du système (ou l’âge He en années) et λ est la
constante de décroissance radioactive (λ238 = 1,551.10−10an−1, λ235= 9,849.10−10an−1et λ232=
4,948.10−10an−1).
Lors de la désintégration radioactive, il se peut que les particules α soient émises avec une énergie
cinétique suffisamment important pour permettre leur éjection dans un rayon de 20±10μm (Farley et al.,
1996) autour de l’isotope parent dans le minéral puis se stabilise (Farley et al., 1996). Cela conduit à une
hétérogénéité d’4He dans le minéral, la concentration en particules α est plus importante au cœur qu’aux
bordures des grains (figure 17). Ainsi, le rapport (U-Th)/He (i.e. l’âge) n’est pas homogène dans le
cristal. Farley et al. (1996) a alors modélisé l’éjection des particules α dans les grains afin de déterminer
quelle fraction (FT) des éléments parents est capable de produire des particules α qui resteront à l’intérieur
du cristal (figure 17). Ce facteur se calcule de manière différente dans le cas de minéraux sub-sphériques
(1) ou de minéraux prismatiques (2).
(1)
Où S est la distance d’éjection des particules α, et R le rayon moyen du minéral.
avec
(2)
a1 et a2 sont des paramètres tenant compte de la distance d’éjection des particules α et du milieu
d’arrêt. Pour la série 238U : a1=-5,13 and a2=6,78 ; pour la série 232Th : a1=-5,9 et a2= 8,99 (Farley, 2002).
β caractérise le rapport surface sur volume (S/V) pour un prisme hexagonal où R et L sont respectivement
le rayon et la longueur du prisme.
Le facteur de correction moyennant ceux des séries 238U et 232Th se calcule à l’aide d’un facteur de
« pondération » a238 (Farley, 2002) :
27
3. Datations thermochronologiques par (U-Th)/He
avec
(
( ))
(3)
Les âges He calculés doivent être corrigés à l’aide de ce facteur de correction :
(4)
Dans les calculs de ce facteur de correction, la répartition spatiale des éléments parents dans le
minéral est supposée homogène. Or, des études ont montré qu’il existait des hétérogénéités intra et intergranulaires (Tepper et Kuehner, 1999). Ainsi, si la plus grande partie des éléments parents est
concentrée au cœur des cristaux, la correction va rajouter plus d’hélium qu’il n’en faudrait et donc vieillir
artificiellement l’âge et inversement. De même aucun excès d’He ne doit être introduit dans le minéral
lors de sa formation ou par l’intermédiaire d’inclusions fluides ou minérales riches en He.
Dans le cadre de ce stage, chaque échantillon aura été daté à partir de quatre minéraux pour plus de
précision. Les âges obtenus ont une erreur standard comprise entre 3 et 5% et la majeure partie de cette
erreur est due aux imprécisions instrumentales.
3.1.2. Signification des âges obtenus par la méthode (U-Th)/He
3.1.2.1. Diffusion thermique de l’4He dans les apatites et fermeture du système
isotopique
La diffusion de l’He dans un minéral est dépendante de la température ainsi que de sa diffusivité
dans le minéral considéré, ce qui confère à cette méthode un avantage important pour contraindre
l’histoire de refroidissement (Zeitler, 1987). Il a été démontré expérimentalement que la diffusion de l’He
répondait à la loi d’Arrhenius dont la forme générale est la suivante :
Où D0 est le facteur fréquentiel, la constante de diffusion théorique pour une température infinie ou
encore une mesure de la « conduction » dans le minéral (en cm².s-1), R est la constante des gaz parfaits
(1,987.10-3 kcal-1K-1), T est la température absolue (en K) et E est l’énergie d’activation du processus de
diffusion (en kcal.mol-1). D0 et E sont dérivés de valeurs expérimentales et sont différentes pour chaque
minéral.
La diffusion atomique de l’He dans les apatites (minéral utilisé lors de cette étude) se produit à
l’échelle du grain de manière isotrope (Reiners and Farley, 1999 ; Farley, 2000).
La fermeture d’un système a lieu par définition lorsqu’un minéral ne présente aucun échange
isotopique avec son milieu environnant. Dodson en 1973 introduisit le concept de température de
fermeture unique, température spécifique au thermochronomètre du minéral daté en dessous de laquelle
l’isotope (He) est conservé.
Plusieurs paramètres peuvent influencer la fermeture du système He. La taille des grains par
rapport à l’échelle de diffusion peut influencer significativement la température de fermeture du système
(Tc) (Farley et al., 2000 ; figure 18). Bien qu’encore sujet à débat (Green and Duddy, 2006), la
rétention de l’He ne semble pas être dépendante de la composition chimique de l’apatite (House et al.,
2002). Plusieurs études ont montré également que les traces laissées par le les particules alpha lors de la
28
3. Datations thermochronologiques par (U-Th)/He
désintégration de l’U modifierait la diffusion de l’He dans les apatites et conduirait à une rétention plus
importante de l’He dans le minéral (Green et al., 2006 ; Shuster et al., 2006).
3.1.2.2. Notion de Zone de Rétention Partielle (ZRP)
La diffusion de l’He activée thermiquement favorisant la perte ou la rétention permet de définir le
concept de zone de rétention partielle (ZRP). La limite inférieure de la ZRP correspond à la température
pour laquelle l’équilibre isotopique est conservé. La limite supérieure de cette zone correspond à la
température pour laquelle les pertes sont presque totales. En 1998, Wolf et al. ont calculé que pour une
apatite de 60 μm de rayon, cette gamme se situe entre 40 et 80°C (figure 19).
Figure 17 : Schéma de l'effet de l'éjection des particules α sur la rétention de l'He dans un minéral d’apatite (Sanchez,
2010 modifié d’après Farley et al., 2002).
En haut : phénomènes possibles à l’intérieur d’un minéral d’apatite : la rétention, l’implantation et l’éjection d’He.
« U » correspond aux sites de l’élément parent U ou Th et les sphères grisées représentent le diamètre maximum
d’éjection des particules α lors de la désintégration.
En bas : variations de la rétention d’He des bordures au cœur d’un grain d’apatite (Farley et al., 2002 d’après Farley et
al., 1996).
29
3. Datations thermochronologiques par (U-Th)/He
Figure 18 : Températures de fermeture (TC en °C) des systèmes He en fonction de la taille du grain et de la vitesse de
refroidissement calculées pour E=33 kcal.mol-1 et DO=50 cm².s-1 pour une géométrie sphérique (Farley et al., 2002).
Figure 19 : Zones de Rétention Partielle des trois principales méthodes thermochronologiques (d’après Sanchez, 2010).
ZRP AHe : Zone de Rétention Partielle de l’He dans les apatites (Wolf et al., 1996) ; ZRP AFT : Zone de Rétention
Partielle des traces de fission sur apatites (Green et al., 1986) ; ZRP Ar (mica blanc) : Zone de Rétention Partielle de
l’argon dans les micas blancs (Harrison et al., 2009).
30
3. Datations thermochronologiques par (U-Th)/He
3.1.3. Application de la thermochronologie basse température à la quantification de la
surrection de chaînes montagneuses
La surrection (ou uplift) caractérise un processus de déplacement vertical d’une roche ou d’une
portion de la Terre à la surface ou proche de la surface par rapport à une surface repère comme le niveau
de la mer (Reiners and Brandon, 2006). La différence entre la surrection d’une roche et celle d’une
surface est l’érosion. En effet, la surrection d’une surface, qui est un processus conduisant à la formation
des orogènes, n’est possible que si l’érosion est plus lente que la surrection de la roche. Cette surrection
peut aussi être accommodée par des processus tectoniques (England and Molnar, 1990).
La sensibilité thermique de la diffusion de l’4He dans les apatites pour de très faibles températures
(40 à 80°C) fait de la méthode (U-Th)/He une des méthodes thermochronologiques permettant de dater
les mouvements les plus récents. En effet, en tenant compte d’un géotherme moyen de 25°C et d’une
température moyenne à la surface de 10°C, la surrection depuis des profondeurs de l’ordre de 1 à 3 km
peut être déduite des âges de refroidissement He obtenus. De plus, la HeZRP se situe dans une gamme de
températures proche de la ZCP des traces de fission sur apatites (60 à 110°C, Green et al., 1986 ;
figure 19). Il est ainsi possible d’effectuer une comparaison des résultats obtenus grâce à cette dernière
méthode avec ceux qui ont été obtenus durant ce stage.
L’ensemble des données d’âges de refroidissement des roches (TF, He) est utilisé afin de tracer un
diagramme de relation âge-altitude grâce auquel pourront être estimées les vitesses de refroidissement ou
de surrection correspondant à la période de temps étudiée. La précision avec laquelle peut être retracée
l’évolution thermique d’une portion de roche dépend grandement de la connaissance de la structure
thermique de la croûte supérieure (Mancketlow et Graseman, 1997, Elhers et Farley, 2003). Ainsi, les
variations spatiales (circulations fluides) ou temporelles du gradient géothermique local ainsi que
l’évolution de la topographie au cours du temps perturbe fortement le géotherme local à de faibles
profondeurs (Ehlers, 2005 ; Braun, 2005 ; Foeken et al., 2009).
3.1.4. Préparation des échantillons
Afin d’effectuer les datations (U-Th)/He, il est nécessaire de séparer les apatites contenant l’He du
reste des minéraux composant la roche. Cette séparation se fait par le biais d’une succession d’étapes très
importantes.
La première consiste à broyer les échantillons et à les tamiser afin de ne garder que les fractions
entre 100 et 200 microns et entre 80 et 100. En effet, c’est dans celles-ci que les apatites sont les mieux
préservées. Il faut ensuite les nettoyer avant de les passer dans un appareil séparant les minéraux
magnétiques et non-magnétiques grâce à un électroaimant : le Frantz. Les apatites étant des minéraux
non-magnétiques, cela permet d’ôter les minéraux qui ne seront pas utilisables lors de la datation. L’étape
suivante consiste à séparer les minéraux non-magnétiques en fonction de la densité à l’aide de
bromoforme (CHBr3) de densité 2,9. Les apatites ont une densité comprise entre 3,16 et 3,20, elles
coulent donc, ainsi que d’autres minéraux denses (sillimanite, rutile, …), au fond de l’ampoule tandis que
les minéraux moins denses restent à la surface.
La succession de ces étapes de séparation permet de réduire de façon importante la quantité
d’échantillon contenant potentiellement des apatites. Il ne reste alors plus qu’à sélectionner des apatites
convenables (automorphes ou sub-automorphes, peu altérées et ne contenant pas d’inclusions) sous une
loupe binoculaire à fort grossissement. Les minéraux sélectionnés sont alors placés dans des capsules de
platine (aliquotes) pour pouvoir être chargés dans le spectromètre.
31
3. Datations thermochronologiques par (U-Th)/He
3.2. Stratégie d’échantillonnage
Les échantillons étudiés ont été prélevés durant une campagne de terrain effectuée par l’Université
de Montpellier en octobre 2010. Plusieurs transects de prélèvement ont été mis en place. Dans le cadre de
ce stage, nous nous sommes intéressés à celui réalisé au niveau du massif péridotitique de Beni Bousera
selon une direction quasiment Nord-Sud (figure 20). Il y a plusieurs raisons à ce choix. Tout d’abord, il
se situe dans les zones internes qui comprennent des sommets parmi les plus hauts du littoral de la chaîne
du Rif. Ensuite, ce massif se situe à une vingtaine de kilomètres au Sud-Est du bassin marin pliocène
surélevé d’Oued Laou, actuellement soulevé jusqu’à près de 500 mètres d’altitude. Ce secteur de la
chaîne a donc subi une surrection importante et cela jusqu’à une période très récente. Il est donc
intéressant d’y réaliser une étude thermochronologique.
Figure 20 : Répartition des échantillons datés (d'après la carte géologique de Bou Ahmed au 1/50 000).
32
3. Datations thermochronologiques par (U-Th)/He
Echantillons Altitudes (en m)
M10-08
M10-09
M10-10
M10-11
M10-12
M10-13
M10-14
M10-15
2
3
602
515
360
1135
875
915
Pétrologie
Gneiss
Kinzigite
Granite à cordiérite
Kinzigite
Aplite
Micaschiste
Leucogranite
Gneiss
Tableau 1: Pétrologie et altitude correspondant aux échantillons prélevés.
Sur les 9 échantillons qui ont été prélevés et que nous avons traité, seuls les échantillons M10-12,
qui ne contenait pas d’apatites, et M10-16, écarté par manque de temps et au vu de sa position externe au
transect, n’a pu être daté. Il est important de noter que le tri des minéraux a été relativement ardu et cela
même après toutes les étapes de séparation effectuées au préalable. En effet, la majorité des échantillons
traités contenait une grande proportion de sillimanites dont la densité (3,23 à 3,27) est très proche de celle
des apatites (3,16 à 3,20), elles n’ont donc pas pu être écartées avec l’étape du bromoforme. La difficulté
a été de ne pas confondre les minéraux de sillimanite non altérée avec des minéraux d’apatite.
3.3. Analyse microscopique des échantillons prélevés
Trois grands types de roches constituent ces échantillons (tableau 1) : des gneiss (M10-08, 13 et
15) et micaschistes des Sebtides (M10-08, 13 et 15), des kinzigites de Beni Bousera (M10-09 et 11) et des
roches intrusives dans ces mêmes kinzigites (M10-10, 12 et 14). Des photos de lames minces sont
présentées en annexe 3. Aucune apatite n’a pu être observée sur celles-ci.
3.3.1. Les gneiss et micaschistes
Les lames minces montrent que ces roches sont composées de biotites, de sillimanites fibrolitiques,
feldspaths plagioclases et potassiques, de quartz et parfois de grenats. El Maz et Guiraud (2001) ont
déterminé plusieurs agencements minéraux correspondant un à gradient métamorphique important aux
abords du massif péridotitique de Beni Bousera. Ils ont aussi calculé les conditions de pressiontempérature auxquelles ces roches se sont formées : entre 530°C et 3,5 kbar et 780°C et 7 kbar.
3.3.2. Les kinzigites de Beni Bousera
Ces roches constituent la base de la croûte inférieure et ont été formées sous des conditions de HTBP : de 870 à 650°C et de 13 à 4 kbar (El Maz et Guiraud, 2001). Elles se caractérisent par la présence
de grenats pouvant atteindre des tailles pluricentimétriques et sont constituées de disthènes, rutiles,
feldspaths plagioclases et potassiques, biotite et quartz. Accessoirement, il est possible d’y retrouver du
graphite et de la pyrite.
33
3. Datations thermochronologiques par (U-Th)/He
3.3.3. Les roches intrusives
En lames minces, ces roches ont une structure grenue à microgrenue indiquant un refroidissement
relativement lent. Elles sont très riches en quartz et feldspaths plagioclases. Certaines d’entre elles
contiennent de grandes quantités de sillimanite altérée associées à des grenats.
3.4. Résultats
En premier lieu, les échantillons ont été datés en monograin. Le signal d’He obtenu était parfois très
faible (proche du bruit). Il a alors été décidé d’effectuer une seconde tournée en multigrain afin
d’améliorer le signal. Dans ce cas, chaque aliquote contenait entre deux et trois minéraux d’apatites de
formes semblables afin de pouvoir appliquer le même facteur de correction. Il a ainsi été possible de
vérifier la reproductibilité des résultats selon ces deux méthodes d’analyses. Cependant, les aliquotes
multigrains n’ont pas émis beaucoup plus de signal que les monograins. Il semble qu’il soit nécessaire
d’avoir des micropopulations de minéraux plus importantes afin d’obtenir de bons résultats. Trente
datations ont ainsi été calculées sur l’ensemble du Massif de Beni Bousera.
Les âges obtenus pour l’ensemble des deux tournées sont compris entre 3,21 ± 0,98 et 1 029,84 ±
65,79 Ma (les résultats sont présentés en annexe 1). Cinq aliquotes ont donné des âges beaucoup plus
vieux que ceux des traces de fission (Azdimoussa, 1999) pour être pris en compte : M10-08A, M10-09B
et E, M10-13Aet M10-15B respectivement à 570,70 ± 8,41 Ma, 35,56 ± 0,99 Ma, 368,79 ± 20,26 Ma,
51,44 ± 1,08 Ma et 1 029,84 ± 65,79 Ma. Ces résultats sont attribués à la présence d’inclusions fluides
et/ou solides riches en U et Th, comme le zircon, qui n’auraient pas été détectées au microscope
(Fitzgerald et al., 2006). Il y aurait alors eu un excès d’He produit par désintégration radioactive dans les
minéraux de ces aliquotes. Ces données sont alors automatiquement écartées.
Les âges sont donc compris entre 3,21 ± 0,98 et 24,94 ± 0,59 (figure 21). Cependant, ces données
ne sont pas réparties de manière homogène. La majorité d’entre elles (n = 19) est comprise entre 15,49 ±
0,32 et 24,94 ± 0,59 Ma. Il y a un second groupe de données (n = 4) entre 3,21 ± 0,98 et 3,96 ± 1,58 Ma.
Seule une analyse monograin de l’échantillon M10-11C a donné un âge intermédiaire entre ces deux
groupes (11,09 ± 0,60 Ma). Les âges en multigrain sont plus élevés que ceux en monograin. En effet, la
simple présence d’une inclusion fluide/minérale non détectée au tri dans un grain peut augmenter
artificiellement l’âge de l’aliquote. De plus, les âges obtenus en monograin sont bien plus dispersés que
ceux obtenus en multigrain. Cela est dû au fait que ceux-ci représentent la moyenne des âges de plusieurs
grains. Cette démarche exploratoire a permis de voir que ces problèmes associés au fait que le signal ne
soit pas amélioré font que, dans ce cas, les analyses en multigrain sont moins intéressantes que celles en
monograin.
Il existe des hétérogénéités importantes entre les différents échantillons ainsi qu’entre les aliquotes
d’un même échantillon. La diffusion de l’He dans les apatites se fait de manière isotrope à l’échelle du
grain et non de la roche (Reiners and Farley, 1999 ; Farley, 2000), ce qui pourrait expliquer
l’hétérogénéité des âges au sein d’un même échantillon.
34
3. Datations thermochronologiques par (U-Th)/He
1200
Altitude (en m)
800
Monograin
Multigrain
400
0
0
5
10
15
20
25
Age (en Ma)
Figure 21 : Relation âges-altitudes obtenus en monograin et multigrain.
Plusieurs mécanismes ont été proposés et étudiés pour expliquer ce phénomène. Spiegel et al.
(2009) proposent que de l’He puisse être implanté dans les apatites à partir de minéraux voisins riches en
U et Th. Cela aurait pour conséquence, comme expliqué plus tôt, de vieillir l’âge de ces apatites. Shuster
et al. (2006) et Green et al. (2006) ont mis en avant le fait que les dommages provoqués par la fission
lors de la désintégration radioactive de l’U peuvent modifier la rétention d’He dans le minéral. Cela
améliorerait la rétention d’He et pourrait ainsi augmenter l’âge de l’échantillon. Or, la densité de ces
dommages est directement liée à la concentration en U dans le minéral. En effet, plus cette concentration
est élevée dans le cristal, plus il y aura de fission amenant à la formation de traces de fission qui
augmenteraient la rétention d’He. Shuster et al. (2006) et Green et al. (2006) se sont rendu compte que
les apatites à faible teneur en U (<5 ppm) ont des températures de fermeture inférieures de près de 10°C à
celles d’apatites à forte teneur en U (~150 ppm). Les âges obtenus sont alors généralement moins élevés
lorsque la concentration en U dans le minéral est plus faible. Dans cette étude, cela se vérifie
particulièrement bien pour les âges monograin (figure 22). De plus, Farley et al. (2002) affirment que la
température de fermeture diminue avec la taille du cristal. Cependant, cette relation ne semble pas exister
dans le cas de cette étude (figure 23).
35
3. Datations thermochronologiques par (U-Th)/He
Concentration en 238U (en moles)
5E-11
5E-12
5E-13
Monograin
5E-14
Multigrain
5E-15
5E-16
0
5
10
15
20
25
30
Age (en Ma)
Figure 22 : Relation âge des aliquotes/concentration en U en monograin et multigrain.
Les âges jeunes ne correspondent pas à des quantités d’He libérées plus faibles que les autres. Ils
correspondent généralement à des minéraux à faibles teneurs en U, proches de la limite de détection de
l’ICPMS, ce qui explique l’importance des erreurs qui leur sont associées (près de 40%). Les
températures de fermeture de ces minéraux doivent alors être inférieures à celles de minéraux plus riches
en U. Cela explique le fait que leurs âges soient aussi bas. Ont-ils pour autant une réalité géologique ?
Rayon des grains (en μm)
140
120
100
80
Monograin
60
Multigrain
40
20
0
0
5
10
15
20
25
30
Age (en Ma)
Figure 23 : Relation âge des aliquotes/dimension moyenne des grains en monograin et multigrain.
36
3. Datations thermochronologiques par (U-Th)/He
3.5. Validité des résultats
Ces travaux étant les premières datations par (U-Th)/He effectuées sur l’ensemble de l’Arc de
Gibraltar, il n’est pour l’instant pas possible de comparer ces données avec d’autres. Cependant, de
nombreuses datations par traces de fission sur zircons et apatites ont été acquises tant dans les Bétiques
(Lonergan et al., 2002) que dans le Rif (Azdimoussa, 1999). En comparant nos données avec les âges
obtenus, dans un premier temps dans le Rif, puis dans les Bétiques, il est possible de les contraindre de
manière plus efficace. En effet, comme cela a déjà été dit plus tôt, la Zone de Cicatrisation Partielle des
traces de fission sur apatites est comprise entre 60 et 110°C, (Green et al., 1986) tandis que la Zone de
Rétention Partielle de l’(U-Th)/He sur apatites est comprise entre 40 et 80°C (Wolf et al., 1998). Les âges
de refroidissement obtenus par traces de fission sont donc généralement supérieurs à ceux obtenus par (UTh)/He.
Les datations par traces de fission dans le Rif ont été effectuées dans le même secteur que celui dans
lequel ont été prélevés les échantillons étudiés dans ces travaux, celui du massif péridotitique de Beni
Bousera, dans les zones internes. Les âges traces fission sur zircons s’étalent de 16,93 ± 0,80 à 21,65 ±
0,76 Ma, tandis que ceux traces de fission sur apatites vont de 13,87 ± 2,31 à 17,37 ± 0,69 Ma (figure 24
; Azdimoussa, 1999). Or, un certain nombre de données acquises au cours de cette étude (n = 10) ont un
âge supérieur à ces âges traces de fission (les échantillons M10-08C, M10-10B, C et D, M10-11A et B,
M10-13A et B et M10-14A).
De nombreux travaux font état de telles observations (Shuster et al., 2006 ; Green et al., 2006 ;
Flowers et al., 2009 ; Gautheron et al., 2009 ; Spiegel et al., 2009). Encore une fois, cela est lié aux
fortes hétérogénéités chimiques existant dans les apatites. Les aliquotes les plus âgés sont relativement
riches en U, leur température de fermeture est alors probablement plus élevée que pour ceux datés par
traces de fission. Une autre explication serait qu’il y ait eu incorporation d’He lors de la formation des
apatites. Cet He serait issu de fluides s’échappant des roches mantelliques riches en He de Beni Bousera.
Il ne serait alors pas issu de la désintégration radioactive de l’U et du Th présent dans les minéraux. Parmi
les âges obtenus avec ces deux méthodes, ceux qui n’ont pas été écartés ne montrent pas de relation âgealtitude. Cela est caractéristique d’une surrection rapide (Spotila, 2005). Les données par traces de fission
étant plus nombreuses, mieux contraintes et plus précises que celles par (U-Th)/He, ce sont donc elles qui
seront principalement utilisées afin d’interpréter ces résultats.
Les âges obtenus apportent toutefois un certain nombre de précisions sur l’évolution thermique de
la chaîne du Rif. Aucun épisode thermique pouvant être associé à la crise messinienne (5,9 à 5,3 Ma) n’a
été enregistré. Celle-ci n’aurait alors eu que peu d’influence sur la surrection de la chaîne du Rif. Les âges
jeunes (en moyenne 3,89 ±1,65 Ma) correspondent à des minéraux qui ne sont sortis de la ZRP que très
tardivement en raison de leur faible teneur en U. Cela ne correspond alors pas forcément à un évènement
thermique. Le fait qu'il n'y ait quasiment aucun âge entre les deux groupes de données montre que la
traversée de la ZRP a été particulièrement lente entre 14 et 3,89 Ma. Un refroidissement relativement
important aurait eu lieu à 3,89 ± 1,65 Ma pouvant correspondre à une accélération de la dénudation.
Les données ne sont pas suffisamment nombreuses pour affirmer sans aucun doute l’existence de
cette accélération. Elle correspond cependant à une réalité géologique observable sur le terrain. En effet,
plusieurs bassins marins datés du Pliocène inférieur sont aujourd’hui émergés et certains, comme celui de
Tirinesse, se retrouvent à près de 500 mètres d’altitude. Il y a donc eu un épisode tectonique post-pliocène
inférieur important permettant un tel soulèvement. Ce groupe de données pourrait donc correspondre à
l’enregistrement de cet épisode de surrection
37
3. Datations thermochronologiques par (U-Th)/He
1200
Altitude (en m)
800
Monograin
Multigrain
TF
400
0
0
5
10
15
20
25
Age (en Ma)
Figure 24 : Relation âges-altitudes par (U-Th)/He en monograin et multigrain et par traces de fission sur apatites
(Azdimoussa, 1999)
3.6. Evolution thermique et interprétation
Les données de datations (U-Th)/He peuvent être couplées aux données obtenues à partir d’autres
méthodes puis intégrées dans un modèle d’évolution thermique du massif de Beni Bousera (figure 25). Il
devient alors possible d’estimer des taux de dénudation moyens. En comparant des données Lu-Hf, SmNd et 40Ar-39Ar (obtenues respectivement par Blichert-Toft, 1999, Pearson et al., 1993 et Saddiqi,
1995) avec ses données traces de fission sur zircons, Azdimoussa (in press),estime que le taux de
surrection était compris entre 1,20 et 3,60 mm/an entre l’Oligocène et le Miocène inférieur. La vitesse
maximale est proche de celle estimée dans les Bétiques (Platt et al., 2003b ; Zeck, 2004).
De même, en comparant les datations par traces de fission sur zircons et sur apatites, il estime un
refroidissement de l’ordre de 50°C/Ma entre 21 et 15 Ma. En supposant un géotherme moyen compris
entre 25 et 30°C, cela correspond à des vitesses de surrection comprises entre 1,67 et 2,00 mm/an. Les
nouvelles données (U-Th)/He apportent des précisions quant à l’évolution de ces vitesses entre 15 et ~4
Ma. Le massif se serait refroidi à une vitesse beaucoup plus lente que précédemment, à environ 4°C/Ma.
Toujours en tenant compte du même géotherme, la vitesse de surrection est estimée entre 0,12 et 0,15
mm/an. Cela constitue un ralentissement très important pouvant expliquer le fait qu’il n’y ait quasiment
aucun âge enregistré durant cette période.
Il est difficile d’estimer le taux de surrection de ~4Ma à aujourd’hui de manière précise car il n’y a
pas de données de datation sur cet intervalle de temps. Cependant, il est possible d’en faire une estimation
grossière à partir de l’altitude des bassins marins datés du Pliocène inférieur. Le bassin de Tirinesse s’est
déposé sous le niveau de la mer il y a près de 5 Ma et se retrouve aujourd’hui à une altitude de 500
mètres. Ce bassin a alors été surélevé d’au moins 500 mètres en 5 Ma, ce qui donne un taux de surrection
38
3. Datations thermochronologiques par (U-Th)/He
minimal de l’ordre de 0,1 mm/an. Cependant, si on considère que cette surrection s’est faite aux alentours
de 3,89 Ma, comme tendent à l’indiquer les données (U-Th)/He, la vitesse serait comprise entre 0,13 et
0,16 mm/an. La crise messinienne ne semble pas avoir eu assez d’impact sur la surrection ou l’érosion
pour pouvoir être enregistrée par la méthode (U-Th)/He.
Figure 25 : Evolution du refroidissement de Beni Bousera au cours des 25 derniers millions d'années (modifié
d'après Azdimoussa, in press). Les données AFT et ZFT (respectivement traces de fission sur apatites et zircons) sont
issues d’Azdimoussa (1999) ; celles en Ar/Ar viennent de Pearson et al. (1993) et Saddiqi (1995) et celles Sm/Nd et
Lu/Hf viennent respectivement de Polvé (1983) et Blichert-Toft (1999).
39
4. Discussion générale
4. DISCUSSION GENERALE
L’analyse tectonique réalisée dans un secteur clé de la chaîne du Rif a mis en avant l’existence de
trois régimes tectoniques successifs. Le plus ancien est une extension N/S à NE/SW (D1). Les failles
formées durant cette phase sont recoupées par d’autres, correspondant à une extension E/W à ENE/WSW
(D2). Une dernière phase de compression N/S à NW/SE (D3) est plus récente que ces deux dernières.
Les failles correspondant à la phase D1 n’avaient jamais été observées dans les bassins pliocènes
d’Oued Laou et de Tirinesse. Elles les recoupent cependant par endroits et sont donc post-pliocènes. Les
données GPS indiquent que cette phase est la même que celle qui est encore active aujourd’hui étant
donné qu’il ne semble pas y avoir eu de réelle variation du champ de contraintes depuis le Pliocène.
La phase tectonique D1 a formé des failles normales ~E/W à fort pendage qui se connectent à
d’autres de même direction et à pendage bien plus faible qui correspondraient à des niveaux de
décollement (Chalouan et al., 1995). Les failles de Zaouia et de Beni Bousera font partie de cette
dernière catégorie (figure 15). Elles ont été formées entre le Burdigalien (Miocène inférieur) et le
Pliocène (âges de la couche recoupée la plus ancienne et de celle qui scelle les failles) (Chalouan et al.,
1995).
La phase D2, quant à elle, n’a pas pu être calée chronologiquement de manière aussi précise en
raison du nombre important de formations d’âges différents dans lesquelles elles ont été observées.
Cependant, elle est parfaitement calée entre la D1 et la D3. Etant donné qu’aucune observation n’a
montré que les phases D1 et D2 puissent être contemporaines, la première n’a pas dû s’étendre jusqu’au
Pliocène. Les bordures du bassin de Tirinesse sont recoupées par des failles normales orientées N10 à
N40 à pendage SE associées à des fentes de tension remplies de dépôts pliocènes. La phase D2 se serait
donc étendue jusqu’au Pliocène inférieur. En 1998, Negro et al. ont daté l’extension ~E/W ductile et
fragile entre ~15 et 6 Ma à partir d’analyses géochronologiques 40Ar-39Ar. Il est alors probable que cela
coïncide avec cette seconde phase.
Les datations (U-Th)/He ont permis de faire ressortir deux groupes d’âges bien distincts. Tous les
âges du premier groupe, compris entre 24 et 15 Ma, n’ont pas été pris en compte en raison de leur manque
de précision et de pertinence vis-à-vis des données traces de fission obtenues par Azdimoussa (1999)
comprises entre 17 et 15 Ma. En revanche, le second groupe d’âges (~4 Ma) apporte des informations
inédites sur l’histoire récente de la chaîne du Rif. Ces données constituent donc une preuve de la reprise
de la surrection du Rif durant cette période.
Les âges traces de fission (17-15 Ma) correspondent chronologiquement à la phase D1 (extension
~N/S). Des preuves d’un tel champ de déformation ont aussi été décrites dans d’autres zones du Rif ainsi
que dans les Bétiques (Michard et al., 2002). Les âges (U-Th)/He à ~4 Ma coïncident, quant à eux, avec
la dernière phase tectonique (compression ~N/S). Si l’on considère que ces âges reflètent des étapes de
dénudation, cela signifie que ces deux phases tectoniques ont été capables de provoquer la surrection du
Rif. La seconde phase, dont l’intervalle de temps est concordant avec le processus de migration de l’arc
vers l’Ouest par roll-back, n’aurait pas permis la formation de reliefs. Un modèle d’évolution du champ
de déformation de l’Eocène à l’actuel peut alors être proposé (figure 26).
Différents modèles ont été proposés afin d’expliquer les moteurs de la surrection des chaînes
bétique et rifaine et l’effondrement du bassin d’Alboran. Platt et al. (2006) affirme que, lors de la phase
d’extension miocène, la lithosphère sous Alboran a subi une délamination importante dont la réponse
aurait été un uplift considérable sur les marges (figure 27). Cependant, les nouvelles données de
tomographie sismique (Pedrera et al., 2011) montrent que ce n’est pas seulement un morceau de la
lithosphère qui s’enfonce dans le manteau mais bien l’intégralité d’un slab de subduction.
40
4. Discussion générale
Figure 26 : Comparaison des données tectoniques, thermochronologiques et magmatiques sur les zones internes
du Rif et interprétation géodynamique.
Les données AFT et ZFT (respectivement traces de fission sur apatites et zircons) sont issues d’Azdimoussa (1999) ;
celles en Ar-Ar (Argon 40-Argon 39) et K-Ar (Potassium-Argon) viennent de Pearson et al. (1993) et Saddiqi (1995),
celles Sm-Nd (Samarium-Néodyme) et Lu/Hf (Lutétium-Hafnium) viennent respectivement de Polvé (1983) et BlichertToft (1999), celles U-Th-Pb (Uranium-Thorium-Plomb) par Janots et al. (2006) et celles U-Pb (Uranium-Plomb) par
Platt et al. (2003a). Les données concernant le magmatisme sont tirées de Duggen et al., 2004.
41
4. Discussion générale
Figure 27 : Principaux modèles géodynamiques pouvant expliquer la surrection de la chaîne bético-rifaine.
En haut : modèle de délamination lithosphérique proposé par Platt et al. (2006).
En bas : modèle de subduction océanique et de roll-back proposé par Faccena et al. (2004).
Cependant, des analyses récentes des ondes P et de l’anisotropie sismique ont permis à Bokelmann
et al. (2011) de confirmer la présence d’un plan de subduction sous le domaine d’Alboran et de réfuter
l’existence de flux asthénosphériques liés à une délamination telle que Platt la décrit. Ces arguments sont
donc fortement favorables au modèle de subduction océanique et de roll-back.
42
Conclusions et perspectives
CONCLUSIONS ET PERSPECTIVES
L’arc de Gibraltar est une structure complexe dont l’évolution géodynamique reste mal contrainte,
particulièrement au cours des 15 derniers millions d’années. Ce travail de recherche a cherché à apporter
quelques éléments de réponse permettant de définir des pistes à explorer. Grâce à une approche
pluridisciplinaire (analyse tectonique et datations (U-Th)/He sur apatites), il a été possible de caler
chronologiquement trois champs de contraintes successifs. De plus, la comparaison de ces données avec
la bibliographie a permis d’associer ces phases avec des processus géodynamiques :

de ~23 à 15 Ma, le Rif a été affecté par une phase d’extension ~N/S (D1) qui peut être mise en
relation avec l’effondrement du bassin d’Alboran et l’exhumation puis la surrection du massif
péridotitique de Beni Bousera (Negro et al., 2008) ;

de ~15 à 4 Ma, la direction d’extension change et devient ~E/W (D2). Cette variation peut être
due à la migration de l’arc vers l’Ouest associée à un processus de roll-back permettant la mise
en place de volcanisme calco-alcalin (Faccena et al., 2004). Aucun évènement n’est enregistré
par thermochronologie durant cette période, ce qui permet de penser qu’il n’y a pas de
surrection ;

de ~4 Ma à l’actuel, le régime passe à une compression ~N/S (D3) pouvant être liée à la
convergence Afrique-Europe et pourrait être responsable de la reprise de la surrection du Rif.
Durant cette période, le volcanisme calco-alcalin passe progressivement à un volcanisme
alcalin.
Toutefois, de nombreux points restent à préciser. Il est primordial d’effectuer de nouvelles études
thermochronologiques (U-Th)/He sur apatites dans le massif de Beni Bousera afin de confirmer les âges à
~4 Ma. Ce type d’étude pourrait aussi être effectué dans d’autres secteurs du Rif puis dans les Bétiques
afin de comparer les résultats obtenus. Il pourrait aussi être intéressant d’effectuer ces datations sur des
apatites détritiques dans les bassins pliocènes afin de déterminer la date à laquelle elles auraient atteint la
surface. De plus, l’utilisation d’autres méthodes thermochronologiques, comme la méthode 40Ar/39Ar sur
phengites, permettrait de dater la dernière période d’activité des grands accidents et ainsi de déterminer
lesquels ont pu accommoder le processus de surrection.
De même, il est nécessaire de réaliser une analyse tectonique plus poussée, durant une campagne de
terrain plus longue, afin de mieux contraindre les paléotenseurs de contraintes. Ces études devraient être
axées en priorité sur les bassins pliocènes d’Oued Laou et Tirinesse qui constituent des zones clé pour la
compréhension des mouvements verticaux récents (moins de 5 Ma) ayant affecté le Rif mais qui sont
encore peu étudiés. L’étude de photographies aériennes et de Modèles Numériques de Terrain (M.N.T.)
haute résolution pourrait rendre possible l’identification de grands accidents ardus à observer sur le
terrain en raison de la forte densité de surfaces cultivées.
43
Références bibliographiques
RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES
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47
Annexes
ANNEXES
Annexe 1: Données obtenues lors des datations (U-Th)/He en monograin et multigrain. Les âges en
italique sont ceux qui ont été écartés de l'étude. ..........................................................................................49
Annexe 2 : Données de datations traces de fission sur apatites (Azdimoussa, 1999). .......................50
Annexe 3 : Photographies de lames minces des échantillons prélevés ..............................................51
Annexe 3 (suite). ................................................................................................................................52
Annexe 3 (suite). ................................................................................................................................53
48
Multigrain
Multigrain
Monograin
Monograin
Multigrain
Multigrain
Multigrain
Multigrain
Monograin
Monograin
Multigrain
Multigrain
Monograin
Monograin
Multigrain
Multigrain
Monograin
Monograin
Multigrain
Multigrain
Monograin
Monograin
Multigrain
Multigrain
Monograin
Monograin
Multigrain
Multigrain
Monograin
Monograin
M10-08A
M10-08B
M10-08C
M10-08D
M10-08E
M10-09A
M10-09B
M10-09C
M10-09D
M10-09E
M10-10A
M10-10B
M10-10C
M10-10D
M10-11A
M10-11B
M10-11C
M10-11D
49
M10-13A
M10-13B
M10-13C
M10-13D
M10-14A
M10-14B
M10-14C
M10-14D
M10-15A
M10-15B
M10-15C
M10-15D
915
915
915
915
875
875
875
875
1135
1135
1135
1135
515
515
515
515
602
602
602
602
3
3
3
3
3
2
2
2
2
2
8,08647E-17
1,94925E-14
8,08647E-17
1,94925E-14
4,24357E-14
4,80207E-15
4,24357E-14
4,80207E-15
1,93539E-14
2,81473E-14
1,93539E-14
2,81473E-14
6,99946E-16
2,92694E-15
6,99946E-16
2,92694E-15
6,24959E-14
1,34373E-14
6,24959E-14
1,34373E-14
8,44063E-14
7,03152E-17
6,05879E-15
7,03152E-17
6,05879E-15
6,74812E-14
1,03767E-14
6,74812E-14
1,03767E-14
8,44063E-14
Echantillon Type de mesure Altitudes (en m) He (en moles)
1,79502E-12
1,17210E-13
1,6911E-14
7,86222E-15
1,12387E-11
2,50818E-11
1,11527E-11
2,83112E-13
4,77992E-13
7,73115E-13
1,26701E-12
1,68852E-12
2,21788E-13
3,21523E-13
4,06831E-14
1,71360E-13
1,01529E-11
1,04820E-11
2,40963E-12
5,85696E-13
2,54630E-14
2,29744E-13
1,57383E-13
3,26837E-15
3,08059E-15
1,61963E-12
4,73147E-12
2,09676E-12
5,07091E-13
4,77191E-12
4,0265E-15
4,5093E-15
4,61823E-13
6,56279E-14
2,17889E-13
7,18247E-13
2,25882E-13
1,1011E-13
4,09518E-14
3,2562E-14
6,1251E-14
7,85976E-14
4,64552E-14
5,14989E-14
9,513E-14
5,53262E-14
2,10324E-12
3,05275E-12
4,10228E-13
7,95117E-14
2,91889E-14
1,92754E-13
7,18537E-14
6,45684E-14
5,47817E-14
1,01295E-13
5,72028E-13
2,10779E-12
1,09033E-13
3,46642E-13
U (en moles) Th (en moles)
0,73
0,71
0,75
0,80
0,82
0,86
0,83
0,78
0,64
0,67
0,73
0,77
0,78
0,68
0,78
0,79
0,84
0,84
0,88
0,81
0,64
0,73
0,75
0,76
0,80
0,78
0,72
0,82
0,80
0,71
FT
12,09
735,38
2,42
15,69
17,25
15,89
2,95
12,13
32,86
14,64
11,77
12,85
19,00
13,96
8,70
12,39
16,08
18,67
19,43
17,33
2,41
25,89
11,71
3,01
296,41
444,43
13,85
20,33
15,19
13,56
16,50
1029,84
3,21
19,71
21,01
18,47
3,55
15,49
51,44
22,01
16,13
16,65
24,33
20,43
11,09
15,77
19,11
22,26
22,07
21,27
3,76
35,56
15,66
3,96
368,79
570,70
19,17
24,94
19,09
19,04
0,15
65,79
0,98
0,30
0,19
0,26
0,04
0,32
1,08
0,32
0,16
0,17
1,73
0,59
0,60
0,31
0,15
0,16
0,26
0,27
0,98
0,99
0,40
1,58
20,26
8,41
0,18
0,59
0,29
0,17
Age He cal. (en Ma) Age He cor. (en Ma) Err. std. cor. (en Ma)
Annexes
Annexe 1: Données obtenues lors des datations (U-Th)/He en monograin et multigrain. Les âges en italique sont ceux
qui ont été écartés de l'étude.
960
100
260
40
1,38
0,69
0,97
2,83
15,1
17,37
14,69
15,52
RI50
RI60
RI56
RI62
30
150
150
150
800
420
1,07
0,63
0,55
0,76
0,73
15,94
17,38
17
17,2
14,93
RI16
RI16
RI16
RI54
RI58
200
0,54
15,82
RI18
2,31
0
0
0
2,51
1,04
0,82
16,85
14,18
15,92
RI11
RI13
RI14
13,87
400
400
400
1,67
1,3
1,02
14,91
16,02
15,6
RI55
RI55
RI55
30
1,1
14,2
Altitudes (en m)
RI7
Echantillons Ages (en Ma)Err. std. (en Ma)
RI6
860
860
860
2,63
2,83
1,93
16,18
18,03
17,03
RI52
RI52
RI52
Err. std. (en Ma) Altitudes (en m)
Ages (en Ma)
Echantillons
Annexes
Annexe 2 : Données de datations traces de fission sur apatites (Azdimoussa, 1999).
50
Annexes
Annexe 3 : Photographies de lames minces des échantillons prélevés pour les datations (U-Th)/He en LPA et LPNA.
51
Annexes
Annexe 3 (suite).
52
Annexes
Annexe 3 (suite).
53