Les phases tardives de l'orogenese pan-africaine dans l'Adrar des iforas oriental (Mali): Lithostratigraphie des formations molassiques et geochronologie U/Pb sur zircon de deux massifs

Precambrian Research, 28 (1985) 187--199 187 Elsevier Science Publishers B.V., A m s t e r d a m - Printed in The Netherlands

LES PHASES TARDIVES DE L'OROGENESE PAN-AFRICAINE DANS L'ADRAR DES IFORAS ORIENTAL (MALI): LITHOSTRATIGRAPHIE DES FORMATIONS MOLASSIQUES ET GEOCHRONOLOGIE U/Pb SUR ZIRCON DE DEUX MASSIFS INTRUSIFS

R. CABY, U. ANDREOPOULOS-RENAUD et J.R. LANCELOT

Centre Gdologique "et G~ophysique, Universitd des Sciences et Techniques du Languedoc, 34060 Montpellier Cddex (France)

(Received February 7, 1984; revision accepted October 1, 1984)

RI~SUM]~

Caby, R., Andreopoulos-Renaud, U. et Lancelot, J.R., 1985. Les phases tardives de l 'orogen~se pan-africaine dans l 'Adrar des Iforas oriental (Mall): lithostratigraphie des formations molassiques et g~ochronologie U/Pb sur zircon de deux massifs intrusifs. Precambrian Res., 28: 187--199.

Deux domaines tectono-m~tamorphiques doivent ~tre distingu6s de part et d 'aut re de la faille de l 'Adrar (Adrar des Iforas, Mali). Le domaine occidental comprend essentiellement des granulites 6burn~ennes r~tromorphos~es et de nombreux granitofdes. La diorite quartzique d ' Ibedouyen qui post<late l '6v~nement tectonique majeur, responsable de la mylonit isat ion des granulites, fournit un ~ge de 600 ± 2 Ma, interpr6t~ comme celui de la crlstallisation magmatique. La s~rie molassique de la faille de l 'Adrar est discordante sur ce domaine. Le domaine oriental comprend: (1) une s6rie molassique tr6s d~form~e consi- d6r~e comme l'~quivalent ~pizonal de la molasse du domaine pr6c6dent et (2) une formation p~litique affect6e par un m~tamorphisme de haute temperature et recoup~e par de

Ma, interpr6t6 nombreux granitoi~ies. Le massif de Tamassahart fournit un ~ge 581 ± 4 aussi comme celui de sa cristallisation magmatique qui est ant&ieure au m6tamorphisme de ce domaine oriental. Ces deux nouvelles datat ions sont donc, aux marges d 'erreur pros, du m~me ordre que celles obtenues par la m~me m~thode dans d 'autres parties de la chafne pan-africaine d 'Afr ique occidentale.

Elles confirment d 'autre part l'~ge jeune (<580 Ma) de la province imm~zar~enne PEst.

ABSTRACT

Caby, R., Andreopoulos-Renaud, U. and Lancelot, J.R., 1985. The late pulses of the Pan-African orogeny in eastern Adrar des Iforas (Mali): l i thostratigraphy of molassic units and U/Pb geochronology on zircon of two intrusive massifs. Precambrian Res., 28: 187--199.

Two main tectono-metamorphic domains are distinguished on both sides of the Adrar fault (Adrar des Iforas, Mali). The western domain is mainly made up of retrogressed Eburnean granulites and various granitoids. The Ibedouyen quartz-diorite pluton which

0301-9268/85/$03.30 © 1985 Elsevier Science Publishers B.V.

188

postdates the major tectono-metamorphic event responsible for the mylonitisation of granulites, gives a U/Pb age on zircon of 600 -+ 2Ma, a figure which is interpreted as its magmatic crystallisation. The molassic series of the Adrar fault unconformably rest on this unit. The eastern domain includes: (1) a highly deformed molassic series recrystallised under greenschist facies, which we correlate with the unmetamorphic molassic series of the western domain; (2) a pelitic unit affected by a high temperature--low pressure type metamorphism, and cut by several granites. The Tamassahart massif which has intruded this pelitic unit before the metamorphism gives a U/Pb zircon age of 581 • 7 Ma. This figure is also interpreted as that of the magmatic crystallisation. These two new geo- chronologic data are thus in the range of the previously obtained data in other parts of the Pan-African belt from West Africa. They confirm that the Eastern domain is a slightly younger Pan-African province.

INTRODUCTION

La chai'ne pan-africaine au Mali a fait l'objet d'dtudes ddtalll4es (Davison, 1980, 1981; Boullier, 1982; Caby et al., 1981; Fabre, 1982; Fabre et al., 1982). On admet que ce segment pan-africain r~sulte d'une collision inter- continentale qui a eu lieu autour de 600 Ma entre le Craton ouest-africain, l'Ouest, et le pal~ocraton du Sahara central, incluant le Hoggar, l'Adrar des Iforas et l'Afr, ~ l'Est. A l'Est de la suture pan-africaine, on distingue dans l'Adrar des Iforas trois domaines structuraux de signification g~otectonique diff~rente (Caby et al., 1981; Caby, 1984):

(1) Un domaine essentiellement volcanoclastique et plutono--volcanique basique et calco-alcalin interpr~t~ comme un arc insulaire ~ l'Ouest;

(2) Un domaine central caractdrisd par l'importance des affleurements de socle antd pan-africain, soit profond~ment r~activit~ ("assemblage kidalien" de Boullier et al., 1978) soit peu r~activitd (unitd granulitique ou UGI de Boullier, 1979);

(3) Un domaine oriental prolongeant la "province Immezar~nne" (Gra- velle, 1969) qui est s~par~ du precedent par la Faille de l'Adrar (Karpoff, 1960), fracture rectiligne Nord--Sud qui traverse rensemble du bouclier.

Darts une interpretation g~odynamique globale du d~roulement de l'orogen~se pan-africaine dans l'ensemble du bouclier (BouUier et al., 1978; Caby et al., 1981; Boullier, 1982) on a oppos~ les ddformations tangentielles mises en dvidence dans la province kidalienne, que l'on a consid~rdes comme pr~coces, ~ celles affectant les formations du Prot~rozofque terminal tant rEst qu'~ l'Ouest avec un style structural plus simple, caractSris~ par des plis d'axes Nord--Sud. L'~ge des d~formations ~ plis d'axe Nord--Sud est bien cald par la mise en place du massif Adma dont l'adamellite a dt~ datde par U--Pb sur zircon ~ 620 + s s Ma (U. Andr~opoulos-Renaud, donn~es non publi~es). Plus tardivement, on assiste ~ la creation de grandes zones de mylonites sub-m~ridiennes. L'une d'elles a fonctionn~ entre 566 + et 535 + 6 Ma (Lancelot et al., 1983), c'est ~ dire plus tardivement que la mise en place des granites hyperalcalins du type Kidal, dat~ ~ 590 -+ Ma par la m~me mdthode (Ducrot et al., 1979).

189

La mise en ~vidence d 'une s~rie molassique ~pim~tamorphique plus jeune que la structuration de l'Adrar des Iforas central (Karpoff, 1960; Boullier et al., 1978; Davison, 1980; Boullier, 1982; Fabre, 1982; Fabre et al., 1982) a donc repos~ en termes nouveaux la chronologie du d4roulement de l'orogen~se pan-africaine au Mali. Nous avons effectu~ de nouvelles observations sur la s~rie molassique dpimdtamorphique jalonnant la Faille de l'Adrar et avons entrepris la datation par la mdthode U/Pb sur zircon de deux massifs que nous pensions repr4sentatifs des domaines central et oriental, et sur les- quels des mesures Rb/Sr sur roches totales ont ~td effectudes par Bertrand et Davison (1981).

CADRE GI~OLOGIQUE ET STRUCTURAL DE L'ADRAR DES IFORAS ORIENTAL

Nous distinguerons dans ce secteur deux domaines mdtamorphiques et structuraux (Fig. 1):

(1) Le domaine A, ~ l'Ouest, correspond ~ la bordure de la "province kidalienne" ou "assemblage kidalien" de Boullier (1979). I1 est constitud principalement de granulites fortement rdtromorphosdes, analogues ~ ceUes du mSle In Ouzzal et ~ ceUes de l'unitd granulitique des Iforas, o5 eUes ont dt~ dat~es par U/pb sur zircon ~l 2.120 +- 20 Ma (Lancelot et al., 1983}. Les granulites portent ici une lin~ation d'dtirement omnipr~sente li~e ~ leur rdtromorphose pan-africaine. Ces structures sont interprdtdes (BouUier et al., 1978; Boullier, 1979; Bertrand et Davison, 1981; Boullier, 1982) comme engendr~es au cours de deux phases de d6formation datant du pan-africain prdcoce, les granulites dtant rattachables ~ une gigantesque nappe de socle mise en place vers le NNW (Boullier et al., 1978; BouUier, 1979). Des mdtasddiments et des gneiss monocycliques attribuables aux formations de couverture d'~ge prot~rozofque moyen et sup~rieur sont presents. I1 existe aussi une profusion de granito'/des et de massifs dioritiques intrusifs (Bertrand et Davison, 1981). Parmi ceux-ci, on peut distinguer (Bertrand et Davison, 1981; Caby et al., 1981}:

(a) Des plutons prdtectoniques et pr~mdtamorphiques, le plus souvent composition de diorite quartzique; nous leur rattachons (Caby et al., 1981) le massif de l'Oued Teggart situ~ ~ 50 km au SE de Kidal qui a fourni par la m~thode U/Pb sur zircon un ~ge de 696 + ~ Ma (Caby et Andreopoulos-Re- naud, 1984).

(b} Des granito~des synorogdniques mis en place pendant ou apr~s la premiAre phase de ddformation tangentielle (Bertrand et Davison, 1981}; leur composition dvolue depuis des tonalites jusqu'~ des granodiorites; fls sont souvent tr~s affectds par des ddformations et des recristallisations post-magmatiques.

Ibedouyen est l 'un de ces massifs, allong6 parall~lement ~ la foliation sub- verticale des mdtasddiments du Protdrozo~que sup~rieur ~ facies schiste vert profond qu'il intrude. L'dchantillon sdlectionn~ est une diorite quartzique mdsocrate ~ biotite et amphibole. Sa structure planaire verticale est d4finie

1 9 0

2 0 ° 2 0 °

19' 30 19"30

~-~1 ~ 4 ~ , ~ m , 0 ..i-',3 !,~ ~Ii ~ : ~ : ~ , ; ~ Yk~'+/~'~ ,O~I)Y.K~-v//~

~,~ ,. ,.., )

. . . . . . A . . . . . . c~'<" . . . . . . . . . B 1 - - - - - ~ I . . . . . . . . . . . . . B2 i! , I

~ 7 3 a b 9 F i g . l b

Fig. 1 (a). Carte g~ologique simplifi~e de la partie NE de l'Adrar des Iforas (d'apr/m Fabre, 1982, modifi~). (1) Ordovicien discordant. Domaine occidental A: (2)granulite~ indiff~- renci6es; (3) gneiss.indiffdrenci~s ~ m~tamorphisme pan-africain pr~dominant; (4) intrusions pan-africaines syntectoniques pr6coces du type Ibedouyen; (5) intrusions tardi post-cin~matiques; (6) granites post-cin6matiques; (7a) molasse anchim~tamorphique dis-

191

cordante. Sous-domaine oriental B1 : (7b) molasse ~pizonale indiff6renci~e de la faille de l'Adrar. Sous<lomaine oriental B2: (8) unit~s en partie allochtones indiff~renci~es de Tin Zaouat~ne; (9) m~tes~diments p~litiques a m~tamorphisme de HT--BP; (10) complexe ultramafique; (11) granitoides du type Tamassahart; (12) intrusions syn-m~tamorphiques et post-tectoniques indiff~renci~es; (13) piste principale; (14) fracture majeure; (15) chevauchement. (B) Bourhessa; (TZ) Tin Zaouat~ne. En cartouche, croquis gc~ologique de l'Adrar des I f o r a s - 1: granites hyperaicalins post- cin~matiques; 2: batholithe syn ~ tardi-cin~matique; 3: formations volcaniques et volca- nociastiques du Prot~rozo~que terminal; 4: idem, arc insulaire du Tflemsi; 5: gneiss indiff~renci~s (pro parte polym~tamorphiques) de la province kidalienne; 6: province pan- africaine tardive (Immezzar6enne) ~ PEst de la faille de l'Adrar; 7 : granulites ~burn~ennes'.

Fig. 1 (b). Coupe g~ologique intecpr~tative de la faille de l'Adrar au niveau de la plste Bourhema -- Tin Zaouat~ne. Doraaine A: 1: granulites ~burn~ennes m~tamorphos~es et gneiss indiff~renci~s; 2: granite post-cin~matique du domaine A (type "Achamon")recoup~ par 3: dykes varies (principalement orient,s E--W); 4: formation molamique anchi- m~tamorphique recoup~e par les dykes basiques (3): gr~s arkosiques rouges a quartz rose (a); argiles vertes et rouges (b); basalte spflitique ~ vacuoles (c). Sous-domaine B1 6pi- m~tamorphique affect~ par des plls ~ axes fortement plongeants (base de la s~rie vers le Sud): m~tarhyolites (a); m~taconglom~rats (b); m~ta-arkoses s~riciteuses et schistes p~litiques verts associfis (c); dykes m@tabasiques a hornblende bleu--vert (d). Sous-domaine B2: 6: micaschistes mylonitiques /~ biotite + grenat, associ~s a m~tavolcanites acides et basiques; 7 : gneiss p~litiques peu d~form~s ~ associations min~rales de haute temperature, passant progressivement ~ 8: ana~xites p~litiques; 9: granito~de prd-m~tamorphique du type Tamassahart; 10: granite syn-cin~matique alumineux du sous-domaine B2, aasoci~ gabbro a olivine (en noir).

Fig. l(a). Simplified geological map of NE Adrar des Iforas (from Fabre, 1982, modified). (1) Ordovician; A domain: (2) undifferentiated "granulites; (3) undifferentiated gneisses with Pan-African high grade metamorphism; (4) syn-kinematic Pan-African intrusions of Ibedouyen type; (5) late to post-kinematic intrusives; (6) post-kinematic granites; (7a) un- conformable anchimetamorphic n~olasse. B1 sub<lomain: (7b) undifferentiated rocks of the Molassic Formation of the~Adrar fault with green-schist facies imprint; B2 sub- domain: (8) undifferentiated units:of the Tin Zaouan~te domain (partly ailochthone); (9) pelitic metasediments with high temperature -- low pressure mineral associations; (10) ultramafic complex (11) T a m - - a r t type granitords; (12) syn- and post-kinematic undifferentiated intrusives; (13) main road; (14) major fault; (15) overthrusting; (B) Bour- hessa; (TZ) Tin Zaouat~ne. In inset, geological sketch map of Adrar des Iforas. 1: per- alkaline post-kinematic granites; 2: syn- to late kinematic batholith; 3: volcanic and volcaniclastic units of Late Upper ,Proterozoic age; 4: idem, from the Tilemsi island-arc; 5: undifferentiated (partly polymetamorphic) gneisses from the kidaiian province; 6: late pan-african province (Immezzarean province) east of the Adrar fault; 7 : Eburnean granulites. Fig. l(b). Interpretative geologicai:section across the Adrar fault, along the Bourhessa-- Tin Zaouat~ne road. A domain : 1: retrogressed Eburneen granulites and undifferentiated gneisses; 2: post kinematic granite of A domain ("Achamon" type) cut by 3: various dykes, mostly E--W trending; 4: anchimetamorphic molassic unit cut by basic dykes (3): red arkosic sandstones with pink quartz gravels (a) green :and red claystones (b); spilitic basalt with amygdals (c). 5:B1 sub-domain with green schist facies metamorphism, with steeply plunging folds (younging northward): metarhyolites (a), metaconglomerates (b), sericitic meta-arkoses and associated green petitic schists (c), and blue---green hornblende bearing metabasic dykes (d). B2 sub-domain: 6: biotite~garnet-bearing mylonitic schists, with associated acidic and basic metavolcanics; 7: slightly folded pelitic gneisses with high temperature mineral associations,r grading to-8: pelitic anatexites; 9: Tamaasahart-type pre-metamorphic granitoi'd; 10: synkinematic aluminous granite of B2 sub-domain, with associated olivine gabbro (in black).

192

par la disposition planaire des grands plagioclases automorphes ~ zonation oscillatoire, ainsi que par la disposition des trainees de min~raux ferro- magn~siens qui d~finissent aussi une lin~ation sub-horizontale. Des cristaux aciculaires de clinopyrox~ne, de hornblende et de plagioclase inclus dans le feldspath potassique indiquent bien une cristaUisation ~ partir d 'un liquide magmatique. L'ordre de cristallisation est le suivant: allanite, zircon, apatite, opaques; clinopyrox~ne, quartz I (automorphe); hornblende verte, plagioclase zone; biotite; feldspath potassique, quartz II, myrm~kite. I1 s'agit donc pro parte d'une structure magmatique fluidale. D'importantes modifications post-magmatiques en rapport avec des rejeux des plans de fluidalit~ ~ basse temperature ont partiellement alt~r~ les phases min~rales magmatiques: ex- solution de leucox~ne de la biotite I, en association dactylitique avec micro- biotite II; extinction onduleuse et recristallisation du plagioclase. Ces importantes transformations expliquent peut-~tre en partie le mauvais alignement des points exp~rimentaux des roches totales, donnant un ~ge de 642 + 84 Ma dans le diagramme isochrone Rb/Sr (Bertrand et Davison, 1981). L'~ge apparent Rb/Sr d 'une biotite est de 595 t 12 Ma (Bertrand et Davison, 1981).

(c) Des granites post-cin~matiques peu ou pas orient , s. "Achamon" est le type m~me de cette famille plus r~cente: il s'agit d 'une granodiorite ~luante

biotite--hornblende de haut niveau. Le plagioclase automorphe ~ zonation oscillatoire ainsi que la biotite automorphe et la hornblende aciculaire sont inclus dans le feldspath potassique perthitique. Le quartz a un habitus grano- phyrique. Une ~volution post-magmatique importante se manifeste par la recristallisation du quartz, la chloritisation avanc~e de la biotite, la blast~se d'~pidote et pumpeUyite, la s~ricitisation tr~s avanc~e du plagioclase. Ces massifs sont recoup~s par des champs filoniens et par des granites alcalins-- hyperalcalins qui sont p~trographiquement analogues au massif de Kidal (Ba, 1982), massif sur lequel un ~ge U/Pb sur zircon de 590 + 6 Ma ~t~ obtenu (Ducrot et al., 1979).

(d) La formation molassique recouvre en discordance la bordure est de ce domaine (Karpoff, 1960; Boullier et al., 1978; Davison, 1980; Caby et al., 1981; Boullier, 1982; Fabre, 1982; Fabre et al., 1982). Conserv~e sous forme de lambeaux r~guli~rement bascul~s vers l'Est, la s~rie non schistos~e et anchim~tamorphique au Nord de 1980'N d~bute par des conglom~rats cachet fluvio-glaciaire, suivis de gr~s arkosiques pourpres et d'argiles bario- l~es. Des rhyolites ignimbritiques et des basaltes s'associent aux termes de base (Boullier, 1982), tandis que des dykes et des sills de diabase appamissent plus haut.

(2) Le domaine B, ~ l'Est, est s~par~ du pr~cddent par la faille de l'Adrar (Karpoff, 1960) fracture rectiligne verticale continue depuis le Sahara central, dont les rejeux rdcents sont attest~s par la d~formation post-paldozo'ique du Tassili de Ti-Missao-Tirek et par des diffdrences importantes de morpho- logie entre l'Est tr~s p~ndpland et l'Ouest ~ relief plus jeune.

(a) Le sous<lomaine B1 comprend des mdtal~lites, mdta-arkoses et m~ta-

193

conglom~rats polyg~niques fortement d~form~s en conditions 4pizonales. Les similitudes lithologiques avec la formation molassique du domaine A sont oblit~r~es par la blast~se syn-cin~matique de chlorite, mica blanc et stilpnom~lane, mais la presence de galets de granulites mylonitis~es ainsi que celle de clastes de m~soperthite d'origine granulitique bien visibles en lame mince, permet d'affirmer que cette s~rie tr~s schistos~e est aussi post~rieure

l'~volution m~tamorphique et structurale du domaine A. Des dykes m~tabasiques s~cants ~ hornblende bleu--vert, passant ~ des sills spilitiques sont presents dans la s~rie, souvent fiche en lentiUes de poudingues grossiers polyg~niques, de cachet fluvio--glaciaire.

(b) Le sous<lc~maine B2 est s4par~ du precedent par une discontinuit~ structurale bien visible en photo a~rienne: une lani~re de granulites mylonitis~es r~apparm't dans son prolongement au Sud de Tamassahart, tandis qu'une bande verticale de schistes et arkoses mylonitiques tr~s mal exposes la soulignent sur plusieurs dizaines de m~tres de puissance.

Une formation franchement p~litique partout recristallis~e en micaschistes biotite brune, mica blanc + grenat constitue l'essentiel de ce sous<lomaine.

Ais~ment reconnaissable sur le terrain, la stratification, souvent ~ faible pendage, est d~form4e par des plis ouverts isopaques d'axe N--S, ~ schistosi- t~ sub-verticale. D'une structure franchement syn-cin~matique au voisinage de la fracture bordi~re, les roches ~voluent progressivement vers l'Est en cor- n~ennes ~ deux micas + cordi~rite, grenat, sillimanite. Cette ~volution sta- tique ~ HT/BP a en lieu sous la d~pendance de gradients thermiques locaux en rapport avec des intrusions syn-m~tamorphiques basiques, d~crites ci~lessous, que nous relions ~ des pr~curseurs basiques bordant ou accompagnant la mise en place de magmas granitiques parautochtones. Exemptes de r4tromorphose de basse temperature, ces corn~ennes p~litiques statiques (qui peuvent m~me passer ~ de v~ritables migmatites p~litiques) repr~sentent l'un des marqueurs de la province immezzar~enne d~finie plus au Nord par Gravelle (1969).

Les deux sous-domaines sont donc lithologiquement dissemblables et la presence de plis d'axes verticaux dans le sous-domaine ~pizonal B1 interdit de consid~rer la s~rie p~litique comme la suite stratigraphique de la formation molassique. L'absence d'une discontinuit~ m~tamorphique entre B1 et B2 (pas de r~tromorphose ~pizonale ~ la bordure de B2) semble montrer qu'il existe une accordance tectonique et thermique entre ces deux sous- domaines ~ la faveur d'un cisaillement sub-vertical syn-m~tamorphe.

Les intrusions syn-mdtamorphiques sont repr~sent~es par des gabbros olivine ~ assemblage magmatique extr~mement frais (labrador, clinopyrox~ne, olivine, hornblende brune, biotite, spinelle) et par des diorites mafiques. Des granito'/des alumineux ~ grenat et/ou cordi~rite, ~ assemblage magmatique exempt aussi de r~tromorphose, forment des stocks et des massifs dans les corn~ennes p~litiques de H.T. Des massifs syn-cin~matiques de plus grandes dimensions, qui n'ont pas ~t~ ~tudi~s, sont aussi presents (Fig. 1).

Les granito[des du type Tamassahart intrudent le sous-domaine B2. Ce sont des massifs allong~s dont les facies de bordure sont souvent fortement

194

transformds en gneiss blastomylonit iques mdsozonaux: quartz en rubans polycristaUins, clastes d 'amphibole en yeux effilds, mosa'ique quartzofeld- spathique, biotite secondaire. Les aplites sont aussi transform~es en gneiss finement mbands. Le centre des massifs offre cependant des facids macro- scopiquement moins ddformds. Ces arguments mindralogiques et texturaux permettent de conclure qu 'une recristallisation post-magmatique ~ haute tempdrature les a affectds tout comme leur encaissant.

Une isochrone Rb/Sr ~ 646 + 37 Ma a ~t~ obtenue sur dix ~chantillons appartenant ~ deux massifs voisins sdpards par une bande de 4 km de micaschistes ~ biot i te (Bertrand et Davison, 1981). L'un de ces dchantillons (A 74) a dt~ sdlectionnd pour une dtude radiochronologique U/Pb sur zircon.

T A B L E A U I

R~sultats analyt iques des zircons. Susceptibilit6 magndt ique ~ 1,7 A au sdparateur Frantz, l ' incl inaison lat6rale est indiqu~e en degr6s.

TABLE I

Analyt ical data on zircons. Magnetic susceptibil i ty of the Frantz separator: 1.7 A; side slope indicated in degrees.

Echantillon Poids Concentration 2°~Pb Rapports atomiques Frac t ion (rag) (~g/g) 2-0~L)" (mesh) 2°6Pb* ~°TPb* ~°TPb*

U Pb* mesurd ~3%I.T - ~ 3-si.l- - ~-0 ~ p b ,

Diori te quarz i t ique d ' Ibedouyen (A20)

80--115, M--1 ° 2,71 149 14,7 1200 0 ,09644 0,7976 0,05998 115--150, NM 0 ° 2,17 166 16,3 1404 0,09665 0,7973 0,05983 150--200, M--1 ° 2,95 188 17,7 1431 0,09220 0,7637 0,06008 200--250, NM 0 ° 4,89 195 18,1 2103 0,09053 0,7494 0,06003

Granite de Tamassahart (A.74)

150--200, M 1--2 ° 2,56 477 38,3 1475 0,07903 0,6507 0,05972 150--200, M 3--4 ° 1,59 684 50,2 1022 0,07256 0,6006 0,06003 200--250, M 1 ° 2,31 463 37,9 1215 0 ,08040 0,6622 0 ,05974 200--250, M 2--3 ° 2,65 631 47,1 936 0,07339 0,6054 0,05983

*Radiog6nique. Correc t ion du p lomb c o m m u n 204 : 206 : 207 : 208 : 1 : 17,87 : 15,47 : 37,46. Constantes de d~sint6gration k~38U: 1.55125 × 10 -1° an -l, k235U: 9.8485 × 10 -l° an -1 .

*Radiogenic. Correc t ion of c o m m o n lead 204 : 206 : 207 : 208 : 1 : 17.87 : 15.47 : 37.46. Uranium decay constants: ~,(238U) fi 1 .55125 × 10 -1 year -~, ~(~3sU) fi 9.8485 × 10-1o yea r~ .

1 0 0

II s'agit d'un granite sub-alcalin peu orientd mais trds recristallisd: un assemblage blastique dqui-granulaire ~ points triples (quartz, plagioclase acide, microline) occupe pros de 50% de la roche. L'assemblage magmatique originel est reprdsentd par des phdnocristaux de feldspath potassique et de plagioclase acide, englobant des cristaux aciculaires de biotite ferrif~re et d'amphibole vert sombre, ainsi que par le quartz globulaire prdcoce. Les cristaux d'amphibole et biotite de plus grande taille non ddformds sont en pattie de gdn~- ration post-magmatique.

RADIOCHRONOLOGIE U/Pb: DONN]~ES EXPERIMENTALES ET INTERPRETATION

Afin d'essayer de pr~ciser les ~ges Rb/Sr sur roches totales obtenus par Bertrand et Davison (1981), une ~tude radiochronologique U/Pb sur zircons a dt~ r~alis~e. La localisation des ~chantillons est indiqu~e sur la carte (Fig. 1). Les zircons extraits des deux massifs consti tuent deux populations indentiques tant par leur forme aciculaire bipymmid~e que par leur teinte, incolore ~ rose p~le, sans zonation ni coeur h~rit~ visibles au microscope optique. Les zircons ont ~t~ analys~s suivant la technique analytique de Krogh (1973) et de Lancelot (1975). Les blancs de chimie sont de l 'ordre de 300 pg de plomb.

0 9 5

206 Pb / 238U

0 9 0

0 8 5

0 8 0

076

070

0 8 §

195

207 Pb / 235 U I I I I I I

5 5 0 6 0 0 6 5 0 7 0 0 7 5 0 8 0 0 8 5 0

Fig. 2. Diagramme Concordia. Diorite quartzique d ' Ibedouyen (A20): . ; granite de Ta- massahart (A74) o.

Fig. 2. Concordia diagram. Ibedouyen quartz-diorite (A20): e; Tamassahart granite (A74): o. avec la courbe Co

196

Les rdsultats (Tableau I) sont reportds dans le diagramme Concordia: 206 Pb/238 U versus 207 Pb/235 U (Fig. 2). Les points exp~rimentaux ddfinissent respectivement deux alignements dont les intercepts supdrieurs avec la courbe Concordia correspondent aux ~ges de 600 + 2 Ma pour la diorite quartzique d ' Ibedouyen et de 581 + ~ Ma pour le granite de Tamas- sahart. Les zircons du granite de Tamassahart sont plus discordants que ceux de la diorite quartzique d ' Ibedouyen, alors que les ~ges obtenus sont sensiblement voisins. Cette discordance est en relation avec les teneurs en uranium des ~chantillons. En effet, on sait que les dommages radioactifs favorisent les pertes continues en plomb radiogdnique, cristallochimiquement dtranger au rdseau du zircon (Silver, 1962; Wasserburg, 1963; Ulrych, 1963). Les points exp~rimentaux d ' Ibedouyen et, ~ un degrd moindre, Tamassahart sont situds dans la pattie haute de l'alignement experimental; de ce fait. les intercepts infdrieurs sont mal d~finis, peu diffdrents de zdro dans la marge d'erreur et ne peuvent clonc ~tre interprdtds en terme d'dv~nement gdologique prdcis.

CONSI~QUENCES GI~OLOGIQUES ET CONCLUSIONS

Compte4enu de la position des points expdrimentaux dans le diagramme Concordia, les figes fournis par les intercepts sup~rieurs avec la courbe Con- cordia sont interpr~tds comme dtant ceux de la cristallisation magmatique des deux massifs. Nous pouvons donc tirer les conclusions suivantes:

(1) L'fige de 600 -+ 2 Ma obtenu sur Ibedouyen fournit une limite inf~rieure pour le d~pSt de la s~rie molassique peu d~formde du domaine A, dans la mesure off ce massif et ses dquivalents sont bien recouverts en discordance par cette sdrie (Bertrand et Davison, 1981; Boullier, 1982).

(2) L'~ge de 581 + ~ Ma obtenu sur le massif de Tamassahart s 'oppose considdrer l'alignement des RT ~ 646 -+ 37 Ma obtenu par la mdthode Rb/Sr par Bertrand et Davison (1981) comme celui de sa mise en place. Cet fige fixe une limite jeune pour le ddpSt de la sdrie p~litique alumineuse du sous- domaine B2 qu'il intrude; sa mise en place est par contre antdrieure au mdtamorphisme de haute tempdrature qui l'a affectd sans perturbation du syst~me U/Pb des zircons analys~s. Ce mdtamorphisme n'est pas encore datd, mais l'~ge apparent d 'une biotite du granite syn-tectonique s.s . d'Immezza- rdne par la mdthode Rb/Sr ~ 554 Ma* (Picciotto et al., 1965) peut fournir une limite jeune proche de ceUe du refroidissement de ce domaine (province Immezardenne de GraveUe, 1969).

La premidre ~tude gdochronologique par U/Pb sur zircons effectu~e au Hoggar avait conduit Picciotto et al. (1965) ~ proposer un ~ge de 650 Ma pour les granites pan-africains du Hoggar en gdndral. Recalculdes avec les nouvelles constantes de ddsintdgration, les donn~es fottrnissent un ~ge de

* Les ~ges Rb/Sr citds en r~ffirences ont ~t~ recalculds avec ~ = 1,42 × 10 -~ an -I.

197

638 Ma. Chaque point expdrimental reportd dam le diagramme Concordla correspond dans cette ~tude ~ la population globale en zircons de granites tr~s diffdrents par leur chimisme, leur mode de gisement et leur contexte gdotectonique. Parrni ces massffs, seuls Tinnirt et Tin Touafa appartiennent effectivement au prolongement du domaine ~tudid: les figes apparents sont respectivement: 206 Pb/238 U: 406 Ma et 354 Ma, 207 Pb/235 U: 437 Ma et 386 Ma, 207 Pb/206 Pb: 599 Ma et 579 Ma.

(3) La faille de l'Adrar sdpare donc deux provinces tectono-mdtamorphiques d'~ge sensiblement diffdrent. La molasse non mdtamorphique plus jeune que 600 Ma reposant sur la bordure du domaine A est interprdtde ici comme dquivalent probable non mdtamorphique de celle du sous-domaine B1. EUe se serait donc ddposde entre 600 et 581 Ma.

Les granito'~des de Tamassahart d'affinit4 sub-alcaline (Bertrand et Davi- son, 1981) peuvent ainsi ~tre lids ~ l'dvolution magmatique prdcoce qui caract4rise ce sous~lomaine B1 que nous considdrons comme la racine d'un graben. Plus au Nord, la s~rie molassique dpizonale jalonnant toujours cette fracture est recoup~e par des massifs prd-tectoniques de gabbros et de granites alcalins dans la rdgion de Tirek (Algdrie) (Caby et al., 1983).

(4) Les formations molassiques jalonnant la Faille de l'Adrar des Iforas ont une lithologie rigoureusement identique aux termes supdrieurs de la Sdrie Pourprde du NW du Hoggar (Caby et Moussu, 1967; Caby et Fabre, 1981; Caby, in preparation). Elles en different cependant par l'intensitd des d~formations et du m~tamorphisme -- ici ~pizonal -- darts le sous-clomaine B2. Encore real datd, cet ~v~nement tectonom~tamorphique est donc plus jeune que l'~ge de 581 +- 67 Ma obtenu sur Tamassahart. Rappelons que dans le NW du Hoggar, l'~ge de 486 -+ 19 Ma obtenu en Rb/Sr sur fraction fine de s~liments argileux de la Sdrie Pourprde, a dtd interprdtd comme celui de l'dvdnement thermique de faible intensitd qui affecte les graben molassiques (Clauer et al., 1982).

REMERCIEMENTS

Nous remercions la Direction Nationale de la Gdologie et des Mines du Mall pour son aide logistique, ainsi que le B.R.G.M. pour son aide financi~re. MM. J.M. Bertrand et J. Davison nous ont fourni les dchantillons et nous ont aidd matdriellement ~ mener ~ bien ce travail. Tous deux, ainsi que Mine A.M. Boullier, nous ont fait part de leurs observations de terrain en partie in~dites et de leurs critiques constmctives qui ont ~td apprdcides.

BIBLIOGRAPHIE

Ba, H., 1982. Les complexes annulaires de Kidal--Tibeljeljeline et Djounhane (Adrar des Iforas, R~pub]ique du Mali): ~tude pdtrologique et structurale, min~ralisation U--Th. Th~se Ing. Doct., USTL, Montpellier, 182 pp.

198

Bertrand, J.M.L. et Davison, I., 1981. Pan-African granitoid emplacement in the Adrar des Iforas mobile belt (Mali): a Rb/Sr isotope study. Precambrlan Res., 14: 333--362.

Boullier, A.M., 1979. Charriages et ddformations de l'unit~ granulitique des Iforas au cours de l'orogen~se pan-africaine. Rev. G6ol. Dyn. G~ogr. Phys., 21 : 377--382.

Boullier, A.M., 1982. Etude structurale du centre de l'Adrar des Iforas (Mali). Mylonites et tectogen~se. Th~se Doct. Etat, Universit~ de Nancy, 327 pp.

Boullier, A.M., Davison, I., Bertrand, J.M.L. et Coward, M., 1978. L'unit~ granulitique des Iforas: une nappe de socle d'~ge pan-africain pr~coce. Bull. Soc. Geol. Fr., XX: 877--882.

Caby, R., 1984. The Pan-African belt of WestAfrica from the Sahara to the Guinean Gulf. Dans: J.P. Schaer et J. Rodgers (Editeurs), Anatomy of Mountain Ranges. Princeton University Press, Princeton, NJ, sous presse.

Caby, R. Les molasses pan-africalnes en Afrique de l'Ouest: synth~se des donn6es strati- graphiques, pal~og~ographiques et g~ochronologiques de Sahara au Golfe du B~nin. Bull. Soc. Geol. Fr., in preparation.

Caby, R. et Andreopoulos-Renaud, U., 1984. Etude p~trostructurale et g~ochronologique d'une m~tadiorite quartzique de la chafne pan-africaine de l'Adrar des Iforas, Mali. Bull. Soc. Geol. Fr., sous presse.

Caby, R. et Fabre, J., 1981. Late Proterozoic to early Paleozoic tillites and associated glaciogenic sediments of the "S6rie Pourpr~e" of western Hoggar. In: M.J. Hambrey et W.B. Harland (Editeurs), A Record of Earth's Glacial History, International Geo- logical Correlation Programme 38 Prepleistocene Tillite Project. Cambridge University Press, Cambridge, pp. 140--145.

Caby, R. et Moussu, H., 1967. Une grande s~rie d~tritique du Sahara: stratigraphie, pal~og~ographie et ~volution structurale de la S~rie Pourpr6e dans l'Aseg'rad et le Tanezrouft oriental (Alg~rie). Bull. Soc. Geol. Fr., IX: 876--882.

Caby, R., Bertrand, J.M.L. et Black, R., 1981. Pan-African ocean closure and continen- tal collision in the Hoggar--Iforas segment, central Sahara. In: A. KrSner (Editor), Precambrlan Plate Tectonics. Elsevier, Amsterdam, pp. 407--434.

Caby, R., Megard, F. et Andreopoulos-Renaud, U., 1988. The Adrar fault zone in southern Algeria and northern Mali, a major North--South vertical lineament. 12e Coll. Afr. Geol., Tervuren, Abstr., p. 16.

Clauer, N., Caby, R., Jeannette, D. et Trompette, R., 1982. Geochronology of sedimentary and metasedimentary Precambrian rocks of the west African craton. Precambrlan Res., 18: 53--71.

Davison, I., 1980. A tectonic petrographical and geochronological study of a Pan-African belt in the Adrar des Iforas and Gourma (MAID. Ph.D. Thesis, University Leeds, 337 pP.

Davison, I., 1981. The cooling history of a Pan-African belt in the Adrar des Iforas (Republic of Mall). Comparison with other Pan-African belts. Geol. Rundsch., 70: 842--849.

Ducrot, J., de la Boisse, H., Renaud, U. et Lancelot, J.R., 1979. Synth~se g6ochronolo- gique sur la succeaion des 6v~nements magmatiques pan-africains au Maroc, dans l 'Adrar des Iforas et dans l'Est Hoggar. 10~ Coll. Geol. Aft., Montpellier, Abstr., pp. 40--41.

Fabre, J., 1982. Carte g~ologique et gravim~trique de l 'Adrar des Iforas (Mali). 1/500 000. Ed. Direction Nationale de la G~ologie et des Mines, Bamako, Mall.

Fabre, J., Ba, H., Black, R., Caby, R., Leblanc, A. et Lesquer, A., 1982. La chafne pan- africaine, sont avant-pays et la zone de suture au Mall. Notice explicative de la carte g6ologique et gravim{~trique de l 'Adrar des Iforas au 1/500 000. Ed. Direction Natio- hale de la G~ologie et des Mines, Bamako, Mall.

Gravelle, M., 1969. Recherches sur la g~ologie du socle Pr6cambrien de l'Ahaggar centro- occidental dans la r6gion de Silet-Tibehaouine. Th~se Doct. Etat, Universit~ de Paris, 733 pp.

199

Karpoff, R., 1960. La g~ologie de l 'Adrar des Iforas. Th~se Etat, Univ. Paris, 1958 et Publ. Serv. Geol. Afrique Occidentale Francoise, 30 ,272 pp.

Krogh, T.E., 1973. A low contaminat ion method for decomposit ion of zircon and the extraction of U and Pb for isotopic age determinations. Geochim. Cosrnochim. Acta, 37 : 485--494.

Lancelot, J.R., 1975. Les syst~mes U/Pb: chronom~tres et traceurs de l '~volution des rocbes terrestres. Th~se Etat, Universit6 de Paris VII, 280 pp.

Lancelot, J.R., Boul]ier, A.M., Maluski, H. et Ducrot, J., 1983. Deformation and related radiochronology in a late Pan-African mylonit ic shear zone, Adrar des Iforas (Mali). Contrib. Mineral. Petrol., 82: 312--326.

Picciotto, E., Ledent, D. et Lay, C., 1965. Etude g~ochronologique de que]ques roches du socle cristaUophylien du Hoggar (Sahara central). Dans: Interpretat ion g6ologique des mesures effectu~es au spectrom~tre de masse dans le domaine de la g~ochronologie absolue. Colloq. Int. C.N.R.S., 151: 277--289.

Silver, L.T., 1962. The relation between radioactivity and discordance in zircons. Nucl. Geophys. Publ., 1075: 34--39.

Ulrych, T.J., 1963. Discordant lead--uranium ages due to continuous loss of lead. Nature, 200: 561--562.

Wasserburg, G.J., 1963. Diffusion processing Pb/U system. J. Geophys. Res., 68: 4823-- 4846.

Documents

Les phases tardives de l'orogenese pan-africaine dans l'Adrar des iforas oriental (Mali): Lithostratigraphie des formations molassiques et geochronologie U/Pb sur zircon de deux massifs