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UNIVERSITÉ DE DROIT, D'I:CONOMIE
ET DES SCIENCES D'AIX- MARSEILLE
FACULTI: DES SCIENCES ET TECHNIQUES DE ST. JI:ROME
THËSE
présentée par
Oussaynou DIA
pour obtenir le grade de Docteur ès Sciences
LA CHAINE PANAFRICAINE ET HERCYNIENNE DES MAURITANIDES
FACE AU BASSIN PROTÉROZOIQUE SUPÉRIEUR A DÉVONIEN DE TAOUDENI
DANS LE SECTEUR·CLÉ DE MEJERIA (TAGANET. SUD R.I.M.) :
L1THOSTRATIGRAPHIE ET TECTONIQUE.
UN EXEMPLE DE TECTONIQUES TANGENT! ELLES SUPERPOSÉES
Soutenue le 26 octobre 1984 devant la commission d'examen:
MM. J. SOUGY
M. DEYNOUX
G. ROCCI
R. DARS
P. DEBAT
J.-P. LÉCORCHÉ
J. RODGERS
J. ROUSSEL
Président
Rapporteurs
Examinateurs
*

AVANT-PROPOS

A une époque où la mode est aux travaux courts et "pointus" le mémoire
de thèse d'Etat en géologie régionale apparaît à beaucoup, du fait de sa longueur et de
son coût, comme un "monstre préhistorique".
Et pourtant en voici encore un ...
3
Mais au stade actuel du développement de la géologie en Afrique et de la formation
de ses cadres, n'est-il pas nécessaire de compléter un capital, encore trop modeste, de
données analytiques et, pour ce faire de former les hommes nécessaires à cette oeuvre,
c'est-à-dire des géologues "généralistes" ?
Le but de ce mémoire est de soulever plus de problèmes qu'il n'en résout et par là
même, je l'espère, de fournir de captivants sujets d'étude à des collègues plus spécialisés.
Ce travail, fruit d'une entreprise personnelle, doit cependant beaucoup à la
formation que j'ai essentiellement acquise auprès de Géologues français travaillant en
Afrique.
Cette formation a débuté en 1958 au Laboratoire de Géologie de l'Université de
Dakar dont les Responsables étaient alors les Professeurs Tessier, Rocci et Dars. C'est
à ceux-ci que je dois ma vocation de géologue qui s'est par la suite confirmée au fil du
temps avec mon passage à l'Ecole Nationale Supérieure de Géologie de Nancy, à la Direction
des Mines et de la Géologie du Sénégal puis à l'Université.
C'est en 1965 que J. Sougy, alors Directeur du Laboratoire de Géologie de Dakar
m'accueillit comme assistant au sein de son "équipe de géologie ouest-africaine" et me
proposa de participer à la découverte des Mauritanides hercyniennes. Je lui suis très
reconnaissant de m'avoir efficacement initié au travail de terrain en région désertique,
de m'avoir constamment fourni l'infrastructure matérielle indispensable, notamment en
m'admettant dans l'équipe du Laboratoire associé au CNRS 132 "Etudes géologiques ouest­
africaines", et surtout d'avoir assumé, tout au long de la rédaction de ce mémoire, un
travail exemplaire de correction et de critique. Un grand merci.

Let those whom this picture does not
satisfy paint their own ; from the
confrontation and resulting search
for more facts a better hypothesis
than the present one may evolve
J. RODGERS, 1972
7
A ma femme qui a su créer les conditions
familiales propices à l'aboutissement de mon
travail malgré mes longues absences ; que ceci
constitue un premier témoignage de tout ce que
je lui dois.

9
GËNËRALITËS

39
PREMIERE
LES FORMATIONS SËDIMENTAIRES DE L'AVANT·PAYS
PARTIE
Cette étude lithostratigraphique et structurale comporte deux chapitres
- Chapitre l : Etude lithostratigraphique
Les successions lithostratigraphiques établies dans les différents secteurs
étudiés sont, de haut en bas :
le groupe de Gneiguîra
le groupe de Dikkel
le groupe d'Aghaoujeft
le groupe de Mejeria
le groupe de Tichilît el Beida
- Chapitre II Etude structurale

20°
o
Nouadhibou
Fig. 8
40
Localisacion des secteurs d'étude du "Falémien".

41
ETUDE LITHOSTRATIGRAPHIQUE
GROUPE DE TICHIL1T EL BErDA
CHAPITRE
Ce groupe a été défini à Tichlît el Beida à 80 km au SSW de Mejeria dans l'Aftout
où il est bien représenté. Il constitue le substratum de rags argilo-sableux à gros blocs
de siltstones ovoides ou en miches, et correspond, en partie, à ce que jusqu'ici on avait
coutume d' appe 1er les "grès ou grauwackes à patine chamois" des séries de Ledfotar (Re-
,
naud, 1958) ou de Kiffa (Bense, 1964). En fait, ce terme regroupe des faciès détritiques
fins quartzeux divers, plus ou moins argileux, carbonatés ou même phosphatés, organisés
sur les photographies aériennes- en bandes dessinant des motifs cartographiques rappelant
les figures d'interférences de plis en plan,
Etant donné les nombreuses controverses et discussions que l'étude de ces série"
plissées appelées "système ou série de la Falémé, ou Falémien" a suscitées (tableau 4,
fig. 8), il a paru nécessaire d'appliquer les méthodes de l'analyse s'tructurale à la
cartographie et à la géophysique pour en aborder l'étude. Ont été utilisées, à cette fin,
les méthodes suivantes:
- la photo-interprétation pour repérer les faciè", les structures, le" figure:::
d'interférences plicatives et choisir des secteurs d'étude de détail comme Tichilît el
Beida, E-n-Deidîssa, Toueijigjît
- la géologie de terrain (descriptions des coupes, observations directes des
structures, calage de la photogéologie ;
- les procédés d'études des motifs cartographiques consécutifs à des interféren­
ces de plis (Ramsay, 1962 ; Ragan, ]973 ; Vialon, Rufiland et Grolier, 1973) ;
- la reprise avec les moyens- de calcul modernes et la réinterprétation des don­
nées gravimétriques et aérornagnétiques obtenues par l'ORSTOM (Blot, Crenn et Rechenmann,
1962) et par Guetat (]981).
La complexité de cette zone a nécessité une étude photogéologique (J) très minu­
tieuse qui n'a pu €tre menée à bien qu'après l'établissement, à partir des données de
terrain et des photofaciès, d'une série stratigrapnique simplifiée, et la schématisation
des structures (fig. 9, pl. 4, 5).
Les résultats obtenus ont donc permis d'une part, de proposer une lithostrati­
graphie partielle du groupe de Tichiltt el Betda et d'autre part de démontrer une super­
position de plissements associés à des cisaillements dans un ensemble considéré jusqu'a­
lors comme faiblement ondulé et seulement monotone.
(1) Cette étude photogéologique a été fai te par J. MARCHAND que nous tenons à remercier
ici.

m
80
40
sw
Fig. 13
5km
53
Carte géologique de Toueijigjît et coupe AB.
Toueïjigil
NE
B

Fig. 16
59
Croquis de situation.
17"30

69
B. Kubler (1964, 1966, 1970), G. Dunoyer de Segonzac (1969) et J. Esquevin (1969, 1970).
Cette technique utilise la mesure de la cristallinité de l'illite et le rapport des deux
o
premiers pics à 10 et 5 A pour évaluer l'intensité de la diagenèse et du métamorphisme
dans une formation. Nous avons reporté, sur le diagramme d'Esquevin (fig. 21) les résul­
tats d'analyse des 31 échantillons argileux provenant des coupes de Tichilît el Beida
(Ti), E-n-Deibîssa (En) et Toueijigjît (To) ; ces résultats peuvent s'interpréter comme
sui t :
Le groupe de Tichilît el Beida a subi des recristallisations diagénétiques for­
tes l'indice moyen, de l'ordre de 6, le place dans· le domaine inférieur de la diagenè­
se, alors que les échantillons des niveaux inférieurs prélevés à l'Ouest tombent dans
l'anchizone supérieure du fait probablement de l'enfouissement ou de la proximité du con­
tact majeur chevauchant des Mauritanides centrales avec l'avant-pays plissé. Ceci confir­
me les impressions de terrain et l'étude pétrograpfiique.
Cette phase est réduite dans le groupe de Ticfiilît el Beida essentiellement dé­
tritique. Elle est principalement représentée par de la silice dans les formations TEBS
et par des carbonates dans TEB 5, TEB 1.
Les carbonates se présentent en grains réguliers en L.M. de 20 à 40 11 dans les
petits lits et "miches" de calcaires sUteux de TEH: 1. La si·lice est sous forme de quartz
cryptocristallin dans les· sile-xites· argileuses ou de petits· cristaux automorphes, trans­
lucides, néoformés dans les siltstones,
Les sulfates font défaut. Les phosphates sont présents dans les silexi tes argi­
leuses soit à l'état diffus, soit bien cristallisés.
Le fer, sous forme de goethite, d'hématite, se présente en fines granulations
disséminées dans la roche.
Conclusions
Les caractères pétrographiques communs de ces argilitites finement litées, ver­
tes, plus ou moins siliceuses et feldspathiques sont donc:
- l'importance des minéraux argileux qui traduisent, pour l'essentiel, un hérita­
ge à partir d'un socle,
- le faible pourcentage des détritiques grossiers,
- la présence quasi-constante des carbonates et des phosphates.
Ces différents caractères sont identiques à ceux déjà observés par Deynoux (1980)

71
dans des formations équivalentes en Adrar (groupe de Teniagouri) , dans le Hodh (formation
du Hodh).
III. EVENEMENTS TECTONIQUES POSTERIEURES A LA SEVIMENTATION
L'étude du secteur de Toueijigjît révèle qu'avant le dépôt de la série rouge et
les manifestations taconiques et hercyniennes, le groupe de Tichilît el Beida est affec­
té d'ondulations N 70° et de plissements anciens N 135° et N 30° probablement panafri­
cains visibles au droit de E-n-Deibîssa.
Cet aspect tectonique sera traité plus loin (p. 213).
IV. CONVITIONS VE SEVIMENTATION
L'étude pétrographique a montré que le groupe de Tichilît el Beida est détritique.
Il est essentiellement constitué de shales verts et de siltstones argileux feldspathiques.
Ces roches argilo-silteuses révèlent un dépôt, de caractère "flyschoide" avec des sédi­
ments fins, mal classés, non évolués et une abondance remarquable de plagioclases souvent
frais.
Le cortège minéralogique de leur fraction argileuse est assez constant et carac­
térisé par la diversité des espèces. Seule la kaolinite est absente ou rare. L'originali­
té de ces dépôts réside dans la présence constante de la chlorite et de l'illite systéma­
tiquement associées. Il est probable que ces composants argileux du groupe de Tichilît el
Beida traduisent pour l'essentiel un héritage d'un socle érodé.
Compte tenu de ce qui précède, il apparaît évident que le dépôt de ces matériaux
très fins implique des conditions de sédimentation relativement calmes dans un milieu ma­
rin peu profond. D'après la position stratigraphique du groupe, il se situe au-dessus des
formations' précambriennes : il est alors possible que la lionne préservation des minéraux
argileux primaires selon Chamley et al-. (1977), Chamley et al-. (J980) témoigne d'un envi­
ronnement glacio-marin.
Le groupe de Tichilît el Reida représenterai t la sédimentation marine détri tique
peu évoluée mais fine, qui a succédé à la glaciati'on du Précam'hrien terminal.

1.4. Synthèse lithologique
86
Les corrélations entre les différentes coupes représentées par des logs sériés
(fig. 25) sont surtout établies grâce à la photogéologie qui permet de suivre d'une cou­
pe à l'autre un niveau massif dans les grès feldspathiques mauves MS (repère RI). Toute­
fois au Nord, dans la région de Ksar el Barka-Tamassoumît les grès blancs M4 représentent
un deuxième niveau repère R2 bien visible à la base des grès mauves MS'
L'établissement des logs dans les régions de Mejeria et de Ksar el Barka
nous a permis d'individualiser cinq niveaux différents qui ont valeur de formation dans
la région étudiée. Ce sont, de haut en bas:
- la formation MS (100 à 150 m) constituée de grès feldspathique fin à moyen, plus
ou moins argileux et micacé, de couleur mauve, à passées grossières, à pastilles ou ga­
lets argileux parfois si abondants qu'ils forment un horizon d'aspect conglomératique, à
stratifications obliques et à rares passées d'argilites silteuses ;
- la formation M4 (60 à 70 m) représentée par un grès-quartzite sub-feldspathique,
fin à moyen, de couleur blanchâtre à rosé, à passées grossières conglomératiques ;
- la formation M3 constituée d'argilite silteuse ou de siltstone argileux feldspa­
thique, micacé, violine, et de passées de grès fin fe Idspatflique, p lus ou moins carbona­
té ;
- la formation M2 (la m au maximum) représentée par une dolomie calcaire à passées
de structures stromatolitiques ;
- la formation Ml (30 m) constituée de grès fins argileux feldspathique et de silt­
stone argileux feldspathique violines, surmontant une brèche à pastilles et galets argi­
leux mauves.
Cette brèche, visible tout le long de la bordure de la falaise, de Toueijigjft à
Akrerai (voir p.43 ), jalonne une discordance cartographique du groupe de Mejeria sur
celui de Tichilît el Beida (fig. 26).
II - ETUVE PETROGRAPHIQUE
II.1. Etude des principaux faciès
Les principales roches qui constituent le groupe de Mejeria sont les suivantes
et de bas en haut:
- brèche à pastilles de shales ou d'argilites (M]) ;
- grès argileux fin à siltstone, souvent feldspathique (Ml, M3' MS)
- grès fin à si Hs tone fe Idspatflique. à dment carbonaté épars (M])

l)
Letfatar
i \
, Malaria
,,,,
Nm
Diagramme Di2
(Station Aouinet Teiaoumal
Histogramme bimodal avec
deux directions dominantes
SE·NWet ENE·WSW
1moyenne vectorielle
des directions d'axe
Il
\
94
Nm
t l
i
t
Il
Diagramme Di3
(Station Zargâga 1
Directions dominantes
vers le Nord
direction d'axe
1 de gouttière
Nm
1
Diagrame Di1
(Station Sellemboul
Une direction prédominante SE·NW
Les directions de pendage sont réparties en classe de 10° figurées
par un secteur de 10° de rayon proportionnel au nombre des mesures
dans la classe.
\
\
Nm
Nm
1
t
Diagramme Di4
(Station Djorikl
Etalement mais direction
dominante SE·NW
60
nombre de mesures
Fig. 27 Stratification dans le groupe de Mejeria. Directions d'axe de
gouttière et de pendage des stratifications obliques.

II.2. Laracteres pétrographiques généraux
95
Le tableau 7 groupe les observations' qualitatives et les mesures quantitatives
effectuées sur les échantillons du groupe de Mejeria. Un examen du tableau suffit à dé­
gager les caractères pétrographiques généraux.
Si l'on excepte les intercalations carbonatées de la base du groupe de Mejeria,
la phase dé&ritique siliceuse domine. La taille des grains de quartz varie en général du
silt au sable moyen. Les quartz fins sont subanguleux et rarement subarrondis, les plus
gros arrondis et même probablement éolisés. Les grains de quartz détritiques peuvent
présenter des auréoles de nourrissage de silice secondaire.
Les feldspaths sont abondants (5 à 20 % de la roche), Ce sont en général le rru­
crocline, peu altéré et nourri et les plagioclases damouritisés ou transformés en un
mélange d'illite - chlorite - gibbsite, le tout pouvant voisiner avec des feldspaths
frais et limpides.
Les phyllites (micas, chlorites) sont présents et même abondants dans certains
nive aux ps ammi tiques •
Les minépaux loupds sont abondants. Vingt échantillons, peu indurés, bien repé­
rés dans la lithostratigraphie du groupe de Mejeria, ont été prélevés et étudiés suivant
la méthode de Dup laix (1958) par le "groupe des Laboratoi res de Dakar du B. R. G.M."
(tableau 8) ,
Bien que cet échantillonnage ne soi t pas serré et réalisé dans une optique d' étu­
de régionale, les résultats, tout de même très indicatifs, peuvent se résumer comme
sui t :
- l'apatite est le minéral dominant au détriment du zircon et de la tourmaline
habituellement en quantité plus importante dans les grès de couverture: sa teneur aug­
mente de la base au sommet du groupe de Mejeria, alors que celle du grenat diminue paral­
lèlement ; la biotite atteint 8 % en moyenne; la chlorite et les minéraux de roches
cristallines (disthène, sillimanite, andalousite, hornblende, épidote) sont toujours pré­
sents entre 2 et 4 % ;
- le pourcentage numérique moyen des minéraux opaques se situe autour de 60 %,
ce qui corrobore l'abondance des produits ferrugineux et la teinte mauve du groupe;
- le pourcentage des minéraux altérés augmente de bas en haut, mais la moyenne,
autour de 15 %, est relativement faible et suggère un tpanspopt coupt et même un hérita­
ge local du matériel.

100
Les échantillons analysés (fig. 28) montrent qu'ils sont très dolomitl.ques (dolo­
nue et dolomie calcaire) et qu'on ne trouve pas de pas'sage continu entre les dolomies
d'une part et les grès et siltstones d'autre part. D'une façon générale les analyses mon­
trent peu de différence entre ces deux types d'occurences où la dolomite domine large­
ment•
• Les produits ferrugineux
Le fer, généralement sous forme d'hématite, est relativement abondant et est
responsable de la couleur mauve de l'ensemble du groupe de Mejeria. Il se présente à
l'état diffus dans le ciment argileux, dans' les carbonates, en granules ou cuticules au­
tour des grains de quartz, en inclusions dans des fractures ou zones de dissolution.
La signification de la couleur rouge et l'accumulation des grandes séries détri­
tiques rouges au lendemain des orogènes sont, à l'heure actuelle, parmi les problèmes
les plus controversés en sédimentologie. De nombreuses interprétations ont été proposées
depuis plus d'un siècle (Dawson, 1848 ; Walter, 19DO ; Krynine ]949, 1950 ; Van Houten
]948, 1961 ; Millot, Perriaux et Lucas 1961 ; Millot, 1%4, ]967 ; Miller et Folk, J95,)
Walker J974, 1976 ; Van Routen, 1973 Judd, Smith et pilkey, 1970 ; Nahon, 1976 ; Gamer­
mann, 1979). Mais toutes tentent de cerner les pfiénomènes ess'entiels qui président à la
formation de la couleur rouge et à l'accumulation des sédiments.
D'une façon générale selon Gamermann, plusieurs processus semblent être à l'ori­
gine de la couleur rouge :
- Dans le cas d'un transport restreint du sédiment, le pigment rouge (hématite)
peut être hérité avec les particules détritiques par remaniement de dépôts rouges plus
anciens.
- Dans tous les autres cas, le pigment rouge se forme après le dépôt des sédiments
à partir de l'attération des minéraux riches en fer, ce qui entraîne que
• l'origine de la couleur rouge est diagénétique
• la couleur rouge se forme par altération superficielle.
La nature des milieux de sédimentation paraît influencer indirectement les méca­
nismes qui président à l'apparition de la couleur rouge.
Par certains caractères pétrographiques (abondance de l'apatite, appauvrissement
en minéraux lourds ferromagnésiens, pellicule ou cuticules moyens autour des grains de
quartz, et de feldspath détritiques souvent nourris' secondairement par de la silice,
fragments de roches et de minéraux rouges, concentration du pigment rouge dans les an­
fractuosités de la surface des grains), les grès mauves du groupe de Mejeria pourraient
être qualifiés à la suite de Krynine (1949) de "formations rouges de second cycle". Ces
grès mauves à stratifications obliques doivent donc être considérés comme un vaste épan­
dage probablement continental issu du démantèlement des reliefs panafricains.

103
- un changement dans le climat continental devenant plus tempéré et plus humide,
favorisant une altération continentale pouvant provoquer une dégradation ménagée des es­
pèces minérales du substratum originel.
Les sédiments glyptogéniques rouges provenant du démantèlement des reliefs pan­
africains terminaux rubéfiés ont été répandus en nappes d'épandage venant du Sud proba­
blement par un réseau fluviatile dense (Beuf et al., 1971). Ces nappes d'épandage sableu­
se, par trans formations diagénétiques successives, ont évolué en grès et grès-quartzi tes
fins feldspathiques, micacés, mauves, à stratifications ouliques à intercalation,:: carbo­
natées. Les caractères différents de chacune des phases diagénétiques reconnues sont
liés à des changements de composition de solutions circulant danS' les grès à ciment
argilo-ferrugineux originels.
v - EVENEMtNTS TECTONIQUES POSTERIEURS A LA SEVIMENTATION
L'analyse des coupes de Toueijigjît, de E-n-Deibîssa (p,49) a montré l'existence
d'une discordance angulaire entre les formations TEBS et 6 du groupe de Tichilît el Beida
et la formation Ml du groupe de Mejeria au SE de Toueijigjît.

104
GROUPE O'AGHAOUJEFT
Le groupe d'Aghaoujeft est un ensemble gréseux blanc coiffant le groupe de Meje­
ria. Son sommet est tronqué par la discordance de ravinement fini-ordovicienne, bien vi­
sible à Tarf Aroueiji au Nord de Mejeria où elle est doublée d'une discordance angulaire,
Ce groupe forme le couronnement de la falaise de Mejeria et le soubassement des
plateaux du Taganet.
Il comporte deux formations qui sont, de bas en haut :
- la formation AgI de Bathat Thiar, comprenant des grès-quartzites moyens à gros­
siers, massifs, bien lités, blanchâtres, à stratifications ohliques ;
- la formation Ag2 de Dakhlet Awale regroupant des grès et grès-quartzites mo-
yens à grossiers, lités, à obliques, avec des pas'S-ées: de grès à Scolithes.
r - ETUVE STRATIGRAPHIQUE
Deux secteurs ont été distingués du S au N afin de rendre plus clair l'exposé de
la lithostratigraphie du groupe d'Aghaoujeft et de mieux comprendre les relations entre
les niveaux des différentes coupes. Ce sont:
- le secteur de Gneiguîra
- le secteur d'Ain Bâjed,
I.1. Secteur de Gneigu1ra (fig, 29)
Ce secteur est si tué à ] 5 km au N de Mejeria,
Trois coupes ont été levées sur le flanc oues.t du syuclinal de Gneiguîra.
1.11. COupe. de. TajUe..t AbaJtJtâz (fig, 29 ; coupe 1)
Tajâlet Abarrâz correspond à la terminaison périsynclinale nord.

Mesures de direction de courant dans le groupe d'Aghaoujeft (niveaux BT], BT
3,
119
DA S ' DA IZ )
Des mesures de direction de courant ont été effectuées au cours du lever de dé-
tail de la coupe de Tajâlet Abbâraz sur les niveaux BT I , BT 3 , DA S et DA IZ particulièrement
favorables à cette étude. Les stratifications obliques observées indiquent que l'apport
s'est effectué du SSE au NNW dans les niveaux inférieurs BT! et BT 3 de AgI, tandis que
dans le niveau supérieur DA]Z dé Ag2 la dérive du matériel se fait du SW au NE (fig. 32).

124
- Les grès et grès-quartz:Ltes moyens â gross-iers Ag2 basal oil figurent alterna­
tivement des niveaux à obliques, des bancs à Scolithes sans stratifications obliques,
des bancs à Scoli thes et obliques ou sans structure, gardent encore les trai ts propres
aux accumulations de sables fluviatiles.
- Les grès et grès-quartzites fins, lités, à Scolithes, dont le litage régulier
contraste avec l'aspect lenticulaire des grès à obliques représentent une sédimentation
de mer peu profonde.
Ces superpositions et intrications de caractères continentaux et marins amènent
à rapprocher les faciès du groupe d'Aghaoujeft de ceux décrits au Sahara central sous le
nom de "faciès de transi tion" entre dépôts fluviati les et marins (S. Beuf et al. 1971).
v - KELATIUNS SEVIMENTOLOGIQUtS AVEC LES GROUPES VE TICHILIT EL BEIVA tT Vt MEJERIA ­
EVENEMENTS TECTONIQUES POSTERIEURS A LA SEVIMENTATION
Nous avons déjà montré (p.41 ) que la base du groupe de Mejeria (Ml à MS) à do­
minante argileuse et à passées carbonatées à Stromatolites, semble indiquer un environ­
nement marin peu profond mis en place après la structuration, à l'orogenèse panafricaine,
du substratum constitué par les formations vertes du groupe de Tichilît el Beida. La
tendance particulière à l'émersion soulignée par des faciès rouges, la présence de détri­
tiques grossiers s'accentuent dans le reste du groupe avec la dispari tion des carbonates,
des minéraux lourds ferromagnésiens par altération avec libération du fer au profit de
l'apatite. L'abondance des stratifications obliques semble indiquer de plus une influence
fluviatile de plus en plus importante.
La base grossière Agl du groupe d'Aghaoujeft, à grandes stratifications obliques,
confirme cette tendance. Toutefois la disparition brutale de l'apatite au profit des mi­
néraux ferromagnésiens à nouveau, la diminution des feldspaths, le changement de couleur
des faciès sont certainement en relation avec un nouvel environnement. Mais la partie
supérieure Ag2 caractérisée par une granulométrie plus fine, des structures sédimentai­
res particulières, l'alternance de niveaux à dominante argileuse et de niveaux plus gros­
siers à obliques, la présence de Scolithes, semole, sans conteste, indiquer un milieu
marin peu profond de plateforme. C'est donc un retour à des conditions marines dans les­
quelles les apports continentaux fluviatiles ou fluvio-deltatques se manifestent encore.
La discordance angulaire importante de 30 à 40° entre la formation Ag2 et le
groupe glaciaire de Dikkel, observable dans la cuvette de Vâou laisse entrevoir l'exis­
tence d'un épisode de plissement anté-Dikkel, probaolement taconique (voir p.137l.

125
GROUPE DE DI KKEL
Le groupe de Dikkel réunit les formations glaciaires fini-ordoviciennes. Cel­
les-ci reposent en discordance de ravinement doublée d'une discordance angulaire sur
les formations du groupe d'Aghaoujeft.
Du fait de la complexité du phénomène glaciaire et de l'existence de nombreu­
ses discordances de ravinement internes, ces formations sont de nature, d'épaisseur et
d'extension variables. Nous verrons qu'elles comprennent des faciès glaciaires à carac­
tères continentaux:
- des grès-quartzites hétérométriques ruiniformes organisés en cordons ou s'é­
talant avec des épaisseurs variables ;
- des grès argileux microconglomératiques à blocaux ou des shales remblayant
les dépressions entaillées dans ces grès-quartzi tes.
Il est donc difficile, dans ces conditions, d'établir un log stratigraphique
précis et unique du groupe de Dikkel. Cependant nous essaierons, à partir des échelles
lithostratigraphiques des différents secteurs d'étude (fig. 34), de proposer un log syn­
thétique moyen des formations glaciaires de la bordure occidentale du Taganet.
1 - ETUVE STRATIGRAPHIQ.UE
Les plateaux de Ragbet et de Hait Taganet sont très découpés et peu ensablés ;
ils offrent de belles coupes dans les dépressions, les vallées étroites à flancs raides
et élevés à leur contrebas, les alvéoles, les gorges, les massifs qui les parsèment.
Nous étudierons successivement les secteurs de Tabarît el Kbîr, de Dikkel-AÏn
Bâjed, de Nouedjhenna, de Aroueiji-Kerked-El Mraifig, de Akneiker et de Nouâdar-Ej
Joumlânîya (fig. 34).
LI. Secteur de Tabarît el Kbir (fig. 34, 35)
La coupe du Gue lb Tabarît ould Bouna (fig. 36) représentative de ce secteur a
été reconnue en 1967 lors d'une tournée avec J. Sougy et R. Trompette pour étudier le
contact des formations glaciaires du Taganet avec leur substratum. Nous l'avons, par la
suite, refaite en détail.

18'
Tabarit ould
o ,
-

130
Cette coupe montre, au-dessus des grès et grès-quartzites à Scolithes Agi-Ag2,
un groupe de Dikkel épais d'au moins de 162 m et constitué de bas en haut:
- de grès-quartzites massifs durs, mal stratifiés, à débit en gros blocs (forma­
tion Di), débutant localement par un mince conglomérat vacuolaire (50 cm) à galets de
quartz dominant, de quartzite, et rarement de socle, et à pastilles argileuses
- de grès "moutarde" hétérogranulaires, argi leux, microconglomératiques, à galets
centimétriques et décimétriques de quartz ou de granite, à débit rognoneux ou en sphè­
res concentriques (formation D3) ;
- de grès-quartzites hétérogranulaires à passées très grossières très massifs,
mal stratifiés, à débît monumental et à empreintes de fossiles (formation D4).
Elle révèle, en outre, l'existence d'une discordance de ravinement au mur de la
formation Dl : Dl remblaie une paléosurface d'érosion extrêmement irrégulière, creusée
dans les grès et grès-quartzites à Scolithes de la formation Ag2 de Dakhlet Awâle.
guîra.
1. 2. Secteur de Di kke l - Ain Bajed (fig. 34, 37)
Ce secteur est situé à 22 km au N de Mejeria et occupe le synclinal de Gnei-
r.Zl. coupe. A de. TâjCLte,t GnüglÛ'ta. (fig. 38)
Seuls les 22 premiers niveaux de la coupe du flanc ouest du synclinal ont été
décrits ici ; les niveaux supérieurs 23 à 42 seront étudiés avec le groupe de Gneiguira
(formation Gn2).

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151
Fig. 54 Carte géologique du secteur d'Akneïker. Position des coupes.
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163
principales discordances du Taganet (O. Dia et al., 1969),
- Discordance de ravinement et discordance angulaire au mur de la formation DI'
, Dikkel (fig. 62)
La discordance de ravinement est particulièrement nette dans les collines de
Dakhlet Awâle ; c'est là que nous l'avons observée en compagnie de J. Sougy et R. Trom­
pette, pour la première fois. Les grès à Scolithes Agl épais de 92 m dans la coupe Sud,
disparaissent totalement vers le Nord, en moins d'un kilomètre. La discordance est Sl
accusée que dans toute la zone comprise entre Dakhlet Awâle et Dikkel, la formation Dj
repose directement sur la formation Ag] du groupe d'Aghaoujeft. Le conglomérat de base
décrit plus haut est présent tout le long du contact discordant.
Plus à l!Est dans la cuvette de Vaôu (secteur de Ain Bâjed) cette discordance
se double d'une discordance angulaire très nette dans les- coupes D et E (fig. 41, 42).
, Tabarît ould Bouna (fig. 63)
La discordance de ravinement y est également visible: des grès à Scolithes
épais de plus de 100 m, sont réduits à 30 m à hauteur du Guelb Tabarît Ould Bouna. Par­
tout cette discordance est caractérisée par une s'urface d'intense ravinement présentant
des dénivelées pouvant dépasser 100 m. Les formations sus-jacentes DI' D3, D4,
dans leur ensemble contrastent, par leur massivitê avec les grès bien régulièrement
stratifiés de leur substratum.
Akneiker-Ntâkech (fig. 64)
Dans cette zone du secteur de Akneîker-Ntâkech 1 le caractère angulaire de la
discordance est particulièrement bien mis' en évidence par une série de coupes le long
de l'anticlinal faillé de Fra' ed Derbâne. Dans ces conpes effectuées entre la Garât el
Mourzeneuau Sud et la terminaison pêrianticlinale de Fra' ed Derbâne au Nord on consta­
te que la puissance des grès à Scolithes de la formation Ag2 varie considérahlement
sous la discordance
Fra 'ed Derbâne J30 m
Gue lb Trigel Safâra 20 m
Gue lb Lewlîkhe a m
Guelb Garat el Monrzeneu 40 m
S du G. Garât el Mourzeneu 60 m
- Discordance de ravinement à la base de la formation D3
Ce contact a été observé au radier de la piste Mejeria-Tidjikja dans l'oued
Nouejhenna (coupe A, fig. 45), à Ain Bâjed (coupe C , fig. 40), où la base de la for­
mation D3 est nettement discordante sur la formation D2 dont le sommet est "bousculé".

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A
B
165
Frâ e d Derbane
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QJ
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QJ
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w
E
C

167
Les différentes formations qui constituent le groupe de Dikkel et notamment les
grès ruiniformes DIe t D4 et les grès argi leux microconglomératiques D3 présentent des
structures sédimentaires peu communes, à des échelles variées, dont la présence dénote
un environnement particulier. Ce sont des structures en "cordons" kilométriques à hec­
tomé triques , des plissements ou écaillages, des déformations cassantes décamétriques à
millimétriques ou des alignements en dykes kilométriques à hectométriques.
I.731. Les cordons
C'est l'étude photogéologique qui révèle surtout ces structures sédimentaires
de grandes dimensions, en rubans allongés, méandriformes, en relief sur les plateaux du
Taganet. Leur longueur très variable peut atteindre la dizaine de kilomètres et leur
largeur quelques 500 mètres. Elles peuvent se recouper et se superposer. Nous les sub­
divisons en deux catégories, les "méga-cordons" ki lométriques et les "micro-cordons" hec­
tomé triques .
Les "méga-cordons"
Ces structures sont bien connues dans le Taganet où elles ont été décrites et
interprétées initialement comme des "môles sinueux, très en relief, correspondant à des
formations indurées par silicification le long de fractures" (J. Delpy, 1958, R. Lacot
et J.Y. Scanvic,1959).
Localisées surtout dans les régions de Nouâdar, Nouejhenna, Ksar el Barka et
Akneïker, elles se présentent COIIlIte posées au-dessus ou enchâssées dans le substratum.
L'analyse systématique sur carte de l'orientation des cordons déterminée en
prenant la direction générale d'une extrémité à l'autre, montre deux directions majeures
SSE-NNW à SE-NW et NNE-SSW.
Dans la région de Nouejhenna-Nouâdar, les cordons forment des bandes constituées
par des niveaux gréseux (grès ruiniformes) se ravinant les uns les autres ou séparés par
des niveaux intermédiaires gréso-argileux lenticulaires ; en coupe transversale les ni­
veaux gréseux massifs comportent des renflements plus ou moins importants à la base; en
surface ces renflements correspondent à des bombements en relief, souvent diaclasés
(grès "corridors") et à aspect ruiniforme des stratifications obliques sont visibles
au-dessus de la surface de discontinuité.
Les "mi cro-cordons"
Les micro-cordons de dimensions variables (en moyenne L hectométrique à décamé­
trique l = 1 à 5 m, e = 1 à 5 m) accompagnent les méga-cordons dans la région de Ksar
el Barka, à Toueïchelaten, Kediet ez Zrâyeb, Aghneizir et Adlet Achouyef. Partout ils

172
II.2. Caractères pétrographiques généraux
On trouvera synthétisées quelques observations pétrographiques concernant les
formations du groupe de Dikkel dans la figure 65. Les données tirées du secteur de
Nouejhenna permettent de dégager les principaux caractères des roches du groupe et. par­
tant. ceux de la sédimentation pendant la période correspondante dans le Taganet.
La phase des clastiques minéraux tient une place prépondérante dans la sédimen­
tation à dominante détritique du groupe de Dikkel. Les éléments détritiques sont les
suivants
- les débris de roches sont présents. mais en général en petite quantité (0.1
à 1 %). dans tous les faciès. Il s'agit d'ailleurs presque uniquement de quartzite dans
la fraction fine; dans quelques lames s'y ajoutent des débris de siltstones. grès ar­
gileux. roches carbonatées et granites. La présence ubiquiste de ces débris ne corres­
pond donc pas forcément à des épisodes particulièrement détritiques. annonciateurs d'un
grand développement de conglomérats.
- le quartz est l'élément détritique de loin le plus fréquent:
dans les grès-quartzites hétérogranulaires moyens à grossiers et les grès argi­
leux. il représente 90 % de la roche. Les grains. de 100 à 700 W de diamètre moyen. sont
subarrondis à arrondis •
. dans les grès argileux moutarde microconglomératiques (form. D3). deux populations
de grains peuvent être observées : les plus gros (au-dessus de 500 w) sont arrondis et
éolisés. les plus petits. atteignant même la taille des silts sont anguleux .
. dans les grès argileux moutarde microconglomératiques (form. D5) par contre. la
taille des quartz arrondis dominants varie des silts aux sables.
A titre indicatif. un examen exoscopique au M.E.B. (Fac. Sci. Dakar) des grains
de quartz et de la matrice des "argiles microconglomératiques" D3 et D5 a été effectué
sur 4 échantillons (éch. Di 23. 24 form. D3 ; Di 30. 36 forrn. DS) pour déterminer l'o­
rigine du matériel : les quartz arrondis ou anguleux présentent tous des caractères su­
perficiels probablement consécutifs à une évolution glaciaire (May. 1980) (cassures con­
choidales. relief tourmenté. figures de broyage ou de cisaillement. cupules de pression);
ces traces recoupent une pellicule siliceuse d'altération antérieure.
Dans tous ces faciès. on retrouve. en lames minces. des quartz sales. "griffés".
très caractéristiques.
L'hétérométrie constatée à l'affleurement et sur l'échantillon se retrouve donc

176
+ dans les "shales à argilites", grès argileux moutarde microconglomératiques
D2 et D3, par contre l'illite et la smectite sont les minéraux cardinaux; les inter­
stratifiés sont peu abondants; la chlorite et la kaolinite sont diversement représen­
tées ;
+ dans les grès mïcroconglomératiques DS, l'illite et la smectite restent les
minéraux essentiels; les interstratifiés sont peu abondants; la chlorite atteint lO­
IS % ; la kaolinite est à l'état de traces.
Les niveaux Dl, D2, D3, D4 sont marqués
1) par une illite et une smectite de cristallinité variable et dont les pro­
portions varient en sens inverse
2) par des interstratifiés irréguliers plus abondants que dans le groupe d'A­
ghaoujeft formant leur substratum et
3) par une kaolinite abondante dans les faciès grossiers de base. Ces carac­
tères paraissent déjà réfléter un héritage proche de matériaux partiellement altérés et
désorganisés. Par contre l'apparition en quantité notable de chlorite associée à ces
minéraux argileux dans le niveau DS suggère une provenance plus lointaine des sédiments
à ce moment-là.
II. 23. CaJta.c..tèJtu du a.u..tJtu phaiJ U
La. phase chimique est très acces'S'oi re • Le nourrissage par de la si lice secon­
daire est toutefois important dans les grès-quartzites. Les carbonates sont absents. Le
fer n'est important que dans les faciès' tendres argileux où il s'associe au ciment sous
forme d'oxydes ou d'hydroxydes. L'analyse aux rayons X indique qu'une partie du fer es t
sous forme de goethite.
La phase organique ne contribue pas directement à la sédimentation. Des emprein­
tes de Brachiopodes (Orthis, Camarotoechia) et de Crinoides ont été trouvées au sommet
de la dalle de grès-quartzite massif D4 à Tabarit Ould Bouna, sous les grès argileux
moutarde microconglomératiques D3.
Ainsi le groupe de Dikkel correspond vraiment au règne du matériel- détritique
hérité, tant pour les phases grossières que fines.
III - CONDITIONS DE SEVIMENTATION
111.1. Les données
Les études de terrain et de laboratoire montrent que le groupe de Dikkel est

caractérisé essentiellement par :
groupes étudiés,
177
- une complexité lithologique et granulométrique qui le différencie des autres
- une sédimentation complexe qui semble refléter des variations brutales dans
les conditions de sédimentation (continentale ou marine),
- la présence de structures sédimentaires particulières.
Ces principaux caractères sont les mêmes que ceux que l'on retrouve dans les
formations équivalentes du bassin de Taoudéni ou dans les Tassilis péri-Hoggar où leur
origine glaciaire a été démontrée (Trompette, 1973, dans l'Adrar, Deynoux, 1978, dans
l'Adrar et dans le Hodh, Biju-Duval et al. 1974).
Le groupe de Dikkel est-il.. dans ces conditions.. lié au phénomène glaciaire?
Comment se situe-t-i l paléogéographiquement par rapport à ces régions et à l'indlansis
fini-ordovicien ?
Dans les pages suivantes nous allons tenter de répondre à ces interrogations.
111.2. Complexité de la lithologie, de la granulométrie et de la sédimentation du
groupe de Dikkel. Significations
L'étude stratigraphique a révélé que le groupe de Dikkel était caractérisé par
une succession de formations massives gréseuses (D], D4. D6) hétérogranulaires séparées
par des formations intermédiaires tendres (DL, D3, DS) gréso-argileuses souvent microcon­
glomératiques se ravinant les unes les autres. Par le style de leur dépôt, leurs structures
sédimentaires entièrement différentes- de celles obs-ervées dans- les groupes formant leur
substratum, ces faciès de comblement de paléotopograpnies liées au ravinement évoquent
des conditions de sédimentation particulières.
Les grès-quartzites moyens à grossiers, hétérogranulaires et ruiniformes (D],
D4, D6) sont très mal classés et peu felds-patniques-, Leur géomorphologie ruiniforme pro­
vient de leur caractère massif. Par leur étalement sur de vastes surfaces à la manière
des "sandres", ils rappellent les épandages grés-eux de produits de remaniement progla­
ciaire . Cependant malgré l'ahsence de preuves décisives d'un façonnement glaciaire,
ces grès ruiniformes correspondent bien, dans le contexte stratigraphique, à ces faciès
de remaniement déposés dans l'eau.

donne au groupe de Dikkel son originalité. Ces facteurs, rappelons-le, sont
182
un événement tectonique compressif important antérieur, qui se place après
les dépôts du groupe d'Aghaoujeft et que nous préciserons ci-après.
cédents,
ticulière,
mats froids.
la surimposition d'une morphologie de type glaciaire,
l'érosion parfois totale des formations inférieures liée aux facteurs pré-
le transport et la sédimentation du matériel suivant une hydrodynamique par-
la fréquence des matériaux "verts" peu ou pas altérés significatifs des cli­
Ces données, par analogies avec ce qui est décrit dans le Zemmour (Sougy et al.,
1963), au Sahara algérien (Debyser et al.,1965; Arbey,1968; Beuf et al.,1966), de l'Anti­
Atlas (Destombes, 1968), dans l'ex-Sahara espagnol (Sougy et Bronner,1969) dans l'Adrar
mauritanien (Trompette, 1973; Deynoux,1978), et dans le Hodh (Deynoux,1978) , permettent
de penser que les formations de Dikkel sont, en partie, d'origine glaciaire, et sont
liées à un phénomène de glaciation de type inlandsis qu'on re trouve sur tout 1 'Oues t
africain et même jusqu'en péninsule arabique.
111.5. Corrélations avec les régions voisines (fig. 66)
Il ne s'agit pas, en fait, d'établir des corrélations précises, mais plutôt de
décrire sommairement les équivalents possibles du groupe de Dikkel dans différentes ré­
gions des bassins de Taoudéni et de Tindouf, du Zemmour, de l'Anti-Atlas et du Sahara
central où des formations glaciaires fini-ordoviciennes ont été étudiées. Cela nous per­
mettra d'aborder ultérieurement l'âge du groupe par comparaisons et déductions.
III. 51. Le Hodh
Dans le Hodh, Deynoux a défini le groupe de Tichit qui repose en discordance de
ravinement sur une séquence essentiellement fine, feldspathique et argi leuse à la base,
devenant franchement gréseuse vers le haut. Ce groupe réunit les dépôts glaciaires de
la fin de l'Ordovicien, subdivisés en des termes inférieurs et supérieurs.
- les termes inférieurs à caractères continentaux sont visibles à Dahr ou Senn
et à Tichit ; ils sont représentés par des grès ruiniformes organisés en cordons ou en
chenaux, des argilites et des grès argileux microconglomératiques à blocaux. Dans l'in­
terprétation, les grès ruiniformes et les grès argileux correspondent aux épandages de
produits de remaniement proglaciaires et les grès argileux microconglomératiques à blo­
caux tillites terrestres.
- les termes supérieurs, localisés à Aratane-Kedama et Dahr Oualata, comportent

188
GROUPE DE GNEÏGU!RA
Ce groupe comporte deux ensembles gréseux inférieur et supérieur fossilifères qui,
nous le verrons, sont d'âge siluro-dévonien.
L'ensemble inférieur Gn] est constitué, dans le Hait Taganet, par une succes­
sion de grès fins,argileux,microconglomératiques,à oolites ferrugineuses et d'argilites
gréseuses micacées kaki ou mauves passant latéralement, dans le Ragbet Taganet, à des
grès-quartzites fins à grossiers, blancs ou mauves ; Gn] comble les irrégularités au
toit des formations glaciaires de DiKkel.
L'ensemble supérieur Gn2 est formé à Matmâta et à Dikkel d'argilites gréseuses
micacées microconglomératiques·, oolitiques, violines' ou kaki, à intercalations de bancs
lumachelliques, affleurant en outtes-témoins coi ffées' soi t par des grès fins massifs.
soit par des grès grossiers mauves mal cimentés dans le coeur des synclinaux siluro­
dévoniens; au Nord Gn2 ne renferme plus, dans le Knatt, que des grès ferrugineux micro­
conglomératiques vacuolaires devenant plus argileux, oolitiques, et riches en pastilles
de shales mauves au sommet.
l - ETUVE STRATIGRAPHIQ.UE
Nous décrirons successivement et du Sud au Nord les coupes levées dans les sec­
teurs de Ntâkech-Matmâta, de Dikkel-Gneiguîra, de Tenîélel-Aghneizir et d'Akchât .
Les formations du groupe de Gneïguîra présentes au sommet des coupes déjà étudiées
seront examinées rapidement et corrélées.
1.1. Secteur de Ntakech-Matmâta (fig. 67)
Deux coupes A et B ont été levées dans ce secteur; la coupe A , NW-SE, est
faite à travers le défilé de Matmâta et à partir de la guelta de même nom; la coupe B ,
W-E, située sur la bordure orientale de la outte de Tajalet Matmâta complète la précé­
dente vers le haut.

191
Les observations photogéologiques et les analogies de faciès entre les niveaux
12 (coupe A) et 1 (coupe B) permettent de superposer ces coupes et de distinguer d'u­
ne façon schématique de haut en bas :
- 42 m d'argilite gréseuse micacée, bien litée, oolitique, ferrugineuse, lumachel­
lique (débris de Brachiopodes et de Crinoides), à minces intercalations gréseuses, et
couronnée par un banc de grès-quartzite fin à grossier ferrugineux, fossilifère (débris
de Brachiopodes), à passées conglomératiques et à concrétions ferrugineuses.
- 18 m de grès-quartzite fin à grossier, microconglomératique ferrugineux lie de
vin à moutarde, à intercalations de grès argileux azoique fin à grossier, brun tendre,
friable en petits bancs en général décimétriques;
- une trentaine de mètres de grès-quartzites hétérogranulaires moyens à grossiers,
appartenant au groupe de Dikkel (formation D4).
I.2. Secteur de Dikkel-Gneigu1ra (fig. 68)
Les descriptions lithologiques qui suivent concernent les niveaux supérieurs 21
à 42 de la coupe AB (fig. 38) du secteur de Dikkel - Ain Bâjed déjà étudié ..
Cette coupe met en évidence deux ensembles différents par leur lithologie et
leur morphologie :
- un ensemble supérieur tendre (niveaux 42 à 34) constitué de grès fin à grossier
ferrugineux lie de vin, à passées oolitiques et d'argilite gréseuse micacée kaki à in­
tercalations de bancs de grès argileux jaunâtres et d'oolites ferrugineuses fossilifè-
res ;
- un ensembte inférieur plus massif (niv. 33 à 21) constitué de grès et de grès­
quartzite moyen à grossier, plus ou moins argileux, lie de vin, ferrugineux, pauvres en
fossiles.

dans le contexte de notre secteur d'étude, les explications suivantes
201
a) La discordance à la base de Gnl est de type lacune ou transgression, Gnl com­
blant progressivement les irrégularités du toit du groupe de Dikkel. Cependant il sem­
ble que la transgression post-glaciaire ait débuté avant puisque des faunes ont été si­
gnalées dans D4'
b) La discordance est de type ravinement. Dans ce cas il y aurait eu épirogénie
suivie d'exondation, d'érosion (avec lacune du Silurien inférieur ?) et transgression
du Silurien moyen et/ou supérieur.
c) L'existence d'une discordance au sommet et entre Gn2 et Gnl pourrait expliquer
la disparition de certains niveaux de Gnl et les variations d'épaisseur.
d) La variation latérale d'épaisseur et de faciès serait en liaison aVec une surfa­
ce de base irrégulière, ce qui ramène à l'explication a).
1.62. Evolution latékale de Gn2
La formation supérieure Gn2 est constituée à Dikkel comme à Matmâta d'argilites
gréseuses micacées microconglomératiques et oolitiques, lie de vin ou kaki, à intercala­
tions de bancs lumachelliques à Brachiopodes, et coiffés par des grès fins massifs ou
grossiers mauves mal cimentés. Vers le Khatt, GnZ ne renferme plus, à la base, que des
grès ferrugineux grossiers, microconglomératiques, vacuolaires à tubulures et pastilles
de shales ; il passe, vers le sommet au-dessus d'un conglomérat à galets mous argileux
et phosphatés, à des grès finement argileux, ferrugineux, grossiers, oolitiques bien
classés se chargeant en débris de roches sédimentaires (argili tes et shales mauves) ;
Gn2 se termine partout par des grès-quartzites fins souvent mal classés. La sédimenta­
tion argileuse de GnZ dans la région de Dikkel laisse donc place au Nord à une sédimen­
tation plus détritique.
La coupe d'Archâne el Khechba dans la zone plissée confirme la tendance à l'é­
paississement de Gnl et de Cu2, déjà visible à l'Ouest d'Akchât, à l'approche de la
chaîne des Mauritanides par enrichissement en passées gréseuses à son sommet.
L'élaboration des logs sériés et leurs corrélations dans les secteurs d'étude
nous ont donc permis de mettre en évidence deux ensembles lithostratigraphiques, les
formations Gnl et GnZ. Du fait de très nombreuses et très rapides variations de faciès,
nous retiendrons la coupe de Dikkel-Gneiguîra comme la coupe-type du Siluro-dévonien du
Taganet (120 m), en sachant que même les coupes voisines sont rapidement différentes.

213
ETUDE STRUCTURALE
CHAPITRE Il
Entre le Taganet tabulaire et son aftout correspondant à la zone la plus externe
de la chaîne, la frange plissée et hâchée de fractures constitue une zone de transition
d'une largeur d'environ 20 km s'étendant environ sur 180 km.
Nous l'étudierons d'Ouest en Est dans deux zones choisies en raison de leur conti-
nuité morphologique (fig. 76) :
- la plaine de Letfatar,
- la bordure plissée du Taganet.
l - LA PLAINE DE LETFATAR (fig. 9 pl. 1,2,3,4,5)
LI. Données de 1a rhotogéol 09i e
Elle est constituée presque exclusivement par des formations du groupe de Tichilît
el Beida (p.41 ). Ces formations sont organisées sur les photographies aériennes en bandes
dessinant des motifs cartographiques rappelant les figures en plan d'interférences de plis
en "dômes et cuvettes" avec de nombreux points triples.
Une étude photogéologique détaillée faite par M. Marchand et calée sur le terrain
nous a permis de proposer une lithostratigraphie dans cet ensemble apparemment monotone
(p.42) et d'étudier ces structures.
I.11. Les points triples
11 s'agit de terminaisons périclinales souvent effilées pouvant concerner des plis
à angles aigus soit des plis coffrés, soit des plis en chevrons avec bourrage des char­
nières ; les plis métriques observés dans l'oued Achram au Sud de Toueijigjît sont toute­
fois intermédiaires, ouverts, symétriques.
I. 12. Les structures en "dômes et cuvettes"
Les motifs cartographiques correspondants sont variés (fig. 75), souvent diffici­
les à interpréter; les lignes structurales sont interrompues. De tels motifs peuvent
provenir soit d'interférences de plis, soit de plis à axes courbes en régime cisaillant.

222
En définitive nous retiendrons les quatre déformations dl' d2, d), d 4 enregistrées
dans cette bordure plissée; le tableau synthétique nO]4 schématise les relations sédimen­
tation et tectonique.
111.3. Conclusions
L'étude de cette zone plissée nous amène à faire quelques constatations
- la plaine de Letfatar correspondant en partie à la "zone falémienne" et interprétée,
d'après les données géophysiques, comme un "bassin gravimétrique" ou une bordure de marge
constituait un avant-pays d'abord pour êa chatne panafricaine;
- les grès mauves du groupe de Mejeria représenteraient les molasses de cette chaîne ;
- cette chatne a été par la suite scellée par les formations des groupes supérieurs :
le Taganet se prolongeait alors vers l'Ouest au-delà de ses limites actuelles puisqu'on
en trouve des témoins à l'Ouest.

223
DEUXIEME PARTIE
LES FORMATIONS A CACHET SËDIMENTAIRE
DU SOUBASSEMENT DE LA CHAINE
Ces formations, très peu métamorphiques, rapportées à la chaîne débutent
immédiatement à l'Ouest de la zone plissée (groupe de Tichilît el Beida). Elles
ont été réparties dans deux unités structurales :
• l'unité de Djônâba
et l'unité de Dôouâra

253
IV.11. Macrostructures cartographiques
L'examen de la carte géologique révèle quelques particularités intéressantes:
- la disposition des différentes écailles de l'unité de Djônaba en bandes effilp-es aux
extrémités, de direction NNW-SSE, séparées par des contacts anormaux subhorizontaux ou
inclinés et déversées vers l'Est, témoigne d'une tectonique par écaillage.
- La succession lithostructurale en position inverse, peut s'expliquer par l'une ou l'au­
tre des hypothèses suivantes
• soit par une série d'écailles superposées du même flanc inverse d'une grande
structure anticlinale couchée à coeur de socle (hypothèse 1),
• soit par une série d'écailles au front relevé par des failles listriques d'une
nappe pelliculaire (hypothèse 2).
Toutefois la mise en évidence à çangarafa ouest (fig. 83) et la cartographie de
bandes à schistosité et de failles mineures discontinues, subparallèles au tracé de con­
tact anormal et situées de part et d'autre de ce contact suggèrent que ce plan de chevau­
chement pourraît plutôt correspondre à une surface-enveloppe de faille listrique.
Ces deux hypothèses seront discutées plus loin:
- des contacts anormaux pentés ouest de 45° à 0° ou failles listriques, limitent les
écailles.
- la klippe ovale de l'oued Amoûr correspond à un synforme de nappe d'axe N15ü-200S de
Dj3 flottant sur l'écaille Dj4.
- la fenêtre de l'oued Ouendje : l'unité sous-jacente de Dôouâra apparaît en fenêtre dans
l'écaille Dj6. La surface-enveloppe de base de Dj6 est peu pentée et déformée.
Deux coupes structurales sériées (fig. 84) ont été effectuées au Nord et au Sud
de l'oued Gouaioua (voir situation sur fig. 83) perpendiculairement à la direction dominan­
te NNW-SSE des écailles. Grâce aux stries observées sur les bancs de quartzites interca­
lés dans les séricitoschistes, nous avons pu déterminer le sens de déplacement et en uti­
lisant ce critère de polarité tectonique, retrouver la polarité et la position des char­
nières antiformes et synformes. Des plis isoclinaux décamétriques à hectométriques DjP]
déversés vers l'Est ou couchés, à charnières cisaillées, ont ainsi été mis en évidence.
IV.12. Mésostructures
Les mésostructures observables à l'affleurement appartiennent essentiellement à
trois épisodes de déformations que nous avons notées DDjl, DDj2 et DDj3'

formation de queues de cristallisation parallèle à DjS], un phénomène de laminage et
d'amygdalisation microscopique de la roche le long de plans subparallèles à DjS ,
j
258
2. Les méta-conglomérats polygéniques : les formations Dj] et Dj3 se caractérisent
par un allongement net et un aplatissement des galets en cigares. Lorsque la matrice est
abondante et de nature phylliteuse (cas de séricito-schistes conglomératiques), DjSI est
de flux; les grains de quartz de la matrice sont également étirés et cataclasés.
3. Les quartzites à séricite microconglomératiques ,:;' c,;nglomératiques : La schis­
tosité DjSI est présente et affecte la matrice. On note un étirement des galets, une
extinction roulante des grains de quartz, l'acquisition d'une texture pseudo-mylonitique
avec de gros quartz étirés, cataclasés, en partie polygonisés, et aplatis et allongés
dans un plan subparallèle à DjS] ; cette schistosité est visible grâce à l'existence
d'une fine mouture quartzeuse qui réalise la jonction entre les différents grains de
quartz.
4. Les séricitoschistes ruhanés e-r les méta-siltstones à hématite : La schistosité
pénétrative de flux DjSl' est plan-axiale de microplis inframillimétriques à millimétriques
isoclinaux, déversés. Elle est déformée par une schistosité de fracture DjS2' L'angle
entre DjS] et DjS2 est de 30° environ. Cette DjS] est accompagnée d'étirement des éléments
figurés comme le quartz dans les séricitoschistes rubanés.
5. Les méta-grès et grès-quartzites: la déformation DDj] est représentée par des
clivages de fracture ou des plans de microcisaillement subparallèles à DjSl soulignée par
une légère concentration d'opaques. Les grains de quartz sont cataclasés et présentent un
début de mylonitisation avec un début de polygonisation à "pressure-shadow".
IV.132. La déformation DDj2
Elle se traduit par des microplis infra- à millimétriques, en genou, associée à
une schistosité de fracture plan axiale s'accompagnant de recristallisations phylliteuses
dans ce plan. Cette déformation est très nette dans les niveaux bien lités (Dj6, Dj4)'
IV.Z. Récapitulation des données de l 'analyse structurale
Par cette étude structurale à diverses échelles nous avons mIS en évidence trois
épisodes de déformations notées DDj], DDj2, DDj3'

261
aux R.X. au Centre de Sédimentologie de Strasbourg et comparés. Les résultats reportés
sur le diagramme d'Esquevin (fig. 21 ), peuvent s'interpréter comme suit:
- l'unité de Djônâba (23 échantillons au total) avec un indice moyen de cristallinité de
3 est située dans le domaine épizonal léger; ceci confinne les résultats de l'étude de
terrain et de l'analyse microscopique qui montre des néofonnations de quartz, séricite,
chlorite définissant une schistosité de flux par leur orientation;
- l'unité de Dôouâra (24 échantillons oued Ouendje 12, Idmoûndji Il, comportant des
méta-silexites argileuses intercalées dans des séricitoschistes, est anchimétamorphique
avec un indice de cristallinité de l'ordre de 4 ; mais ceci est en désaccord avec les
recristallisations irréfutables de séricite, de chlorite observées en lames minces et
attestant d'un métamorphisme dans le faciès "schistes verts" ;
- le groupe de Tichilît el Beida (31 échantillons: Toueijigjît II; E-n-Deibîssa 8,
Tichilît el Beida 12) est situé, comme nous l'avons vu (p. 70 ), dans le domaine inférieur
de la diagenèse avec un indice de cristallinité de l'ordre de 6, alors que les échantillons
prélevés dans le secteur de E-n-Deibîssa tombent dans l'anchizone du fait de la proximité
du contact majeur de la chaîne sur l'avant-pays.
- le groupe de Mejeria (3 échantillons prélevés dans les pélites M3) n'a subi que des
rl:,cristallisations diagénétiques peu importantes et est indemne de ttlut métamorphisme.
Il I!St possible, avec les différences de composition dans la distribution strati­
graphique des minéraux argileux et les indices moyens de cristallinité, de séparer sur le
diagramme B deux domaines limités par leur enveloppe et dont l'un est situé dans la partie
inférieure de la diagenèse, l'autre dans la partie épizonale. La limite de séparation,
semble t:-aduire une discontinuité pouvant s'expliquer en partie par le recouvrement de la
chaÎne sur l'avant-pays, comme l'ont proposé Dunoyer de Segonzac et al.(1976) dans les
Alpes sud-occidentales.
V.3. Conclusions générales
L'unité de Djônâba montre, dans chacune des six écailles définies, une succession
où prédominent des sédiments gréso-pélitiques fins à conglomératiques (mixtites) actuelle­
ment transfonnés en séricitoschistes, quartzites, méta-conglomérats.
Trois épisodes tectoniques dont les deux premiers synmétamorphes sont des cisail­
lements tangentiels et le troisième est plicatif, ont été mis en évidence et sont responsa­
bles de la structuration actuelle de l'unité de Djônâba. La mise en place des écailles et
les chevauchements induits font suite aux cisaillements tangentiels. La figure 85 résume
l'évolution tectono-métamorphique de l'unité de Djônâba.

263
L'UN1TË DE DOOUARA
CHAPITRE Il
A la suite de l'étude photogéologique détaillée de la région de Toueijigjît par
J. Marchand et calée sur le terrain, nous avons été amenés, pour des raisons d'ordre
structural et lithologique, à modifier la cartographie du secteur de Letfatar proposée
en 1959 par Lacot et Scanvic. Nous avons mis en évidence l'unité écaillée de Dôouâra en
juxtaposition tectonique avec les formations du groupe de Tichilît el Beida.
L'unité de Dôouâra correspond de ce fait à l'écaille tectonique la plus orientale
de la zone frontale des Mauritanides et sous-jacente à toutes les autres. Elle groupe
l'ensemble des faciès fins plus ou moins métamorphiques, de "phtanites-silexites-jaspes"
du Falémien de Renaud (1958) et intégrés, par la suite, dans la série de Kiffa de Bense
(1961) par Chiron (1973). En fait ces roches affleurent mal sur un rag revêtu partielle­
ment de matériel récent, argilo-sableux et s'étendant en totalité au 5 de la piste Aleg­
Mejeria jusqu'au pied de l'Açaba à Toueichit sur près de 100 km.
l - INVENTAIRE LITHOLOGIQUE
Bien que l'unité de Dôouâra soit repérable en photos aériennes et cartographiable,
et du fait des mauvaises conditions d'affleurement, aucune coupe stratigraphique n'a pu
être réalisée. Nous donnons ci-après un inventaire des faciès représentés.
1-1. Les silexites
Elles ne sont jamais en affleurements massifs et sont difficiles à observer. Elles
représentent cependant le faciès le plus couramment rencontré sur le terrain. Elles se
présentent en plaquettes, esquilles et "crayons" souvent lités, à patine jaune paille à
blanchâtre. A la cassure, elles sont vertes à noires.
Ces silexites peuvent être confondues sur le terrain avec d'autres faciès fins entre­
lardés de filonnets de quartz. Ce sont des siltstones argileux (tif DO 32), des argilites
silteuses (Do 33), des pélites micacées (Do 34).
L'analyse microscopique des silexites (Do 13 ; 15 ; 16, Hassi Dôouâra) révèle qu'elle:
sont constituées d'un fond siliceux microcristallin dans lequel de fines paillettes de
séricite et de chlorite marquent une schistosité de flux Do-5 1 , Des grains détritiques de

267
TROISIEME PARTIE
LES META-PLUTO-VOLCANITES DE L'AFTOUT DU TAGANET

II - TRAVAUX ANTERIEURS
271
Ce rappel des travaux antérieurs a pour but principal de replacer les méta-pluto­
volcanites de l'Aftout dans le contexte géologique des Mauritanides centrales. En effet
ces roches appartiennent au prolongement structural septentrional de "séries" ou de
"groupes" comparables, déjà décrits au Sud, ou recouvrent des unités individualisées par
différents auteurs dans le secteur d'étude.
Renaud (1958, 1961) décrit, dans sa thèse sur "le Précambrien du Sud-Ouest de la
Mauritanie et du Sénégal oriental", un socle birrimien métamorphique constituant sa série
de Bakel-Akjoujt et traversé par les granites du Guidimakha (ou Guidimaka) développés
depuis Sélibabi jusqu'au Nord de Mbout selon une bande de direction SSE-NNW. Ces granites
sont considérés comme post-birrimiens conformément au schéma de Roques (1958) sur le Pré­
cambrien de l'Ouest africain.
Mais Bense et Delpy (J959), Delpy (1960), Bassot (1960) et Bense (1961) en étu­
diant les relations entre d'une part le Paléozoique du plateau de l'Açaba-Taganet, et
d'autre part le Falémien et la série de Bakel-Akjoujt proposent de considérer ces dernières
séries comme un faciès latéral plissé et métamorphique des formations paléozoiques c'est­
à-dire hercynien.
Rocci (1962, 1964), abordant le problème des granites de Guidimaka et leurs rela­
tions avec les séries de Mbout et de la Falémé, effectue une série de coupes dans la zone
de contact série de Mbout - granites du Guidimaka. Il montre que :
- la série de Mbout repose sur des granites à enclaves d'amphibolites par l'intermédiaire
d'un conglomérat de base à galets de granite,
- sous le Falémien et la série de Mbout existent des formations volcaniques et volcano­
sédimentaires épaisses, et une série métamorphique feldspathisée (micaschistes feldspa­
thisés).
Cet auteur rattache les formations volcaniques et volcano-sédimentaires, les
micaschistes feldspathisés et les granites à un socle birrimien polymétamorphique, le
socle de Guidimaka. Les plutonites du Guidimaka, vraisemblablement postérieures aux méta­
morphites sont présumées post-birrimiennes et peut-être éburnéennes.
Dars et Sougy (1964), étudiant la même zone de contact série de Mbout - granites
du Guidimaka, voient dans le caractère fréquemment t,'ctonique de ces contacts (pente fai­
ble, tracés sinueux, mylonites), "une amorce de la tectonique tangentielle si développée
en Mauritanie centrale (p. 6198)".

17
20
o
o
Fig. 87 Situation des coupes sériées dans la région de çangarafa.
273
, \
---'--

Fig. 91
litage Q-F
Fig. 90
a 2 3mm
a 1
288
5mm
1
Quartz en
_'I:J-L-'_n''''Q''-- mosalQue
Structure des lanières de quartz.
litage Bi-Mu-IRleb-Aeg-QI
1
ch'arnlère de pli K-S,
Quartz en
---- ruban
Interprétation du pli
en fourreau.
Micrographie d'un granite de Kelbé (faciès folié) montrant
une structure interprétée comme un pli en fourreau.

- le laminage KSZet le cisaillement: l'analyse des lames K-7 et K-8, complétée par
d'autres observations, montre que postérieurement à la schistosité KS
2
, un laminage a
affecté le granite; le plan de laminage KSZest en général subparallèle à KS 2
, mais
parfois il lui est légèrement oblique de 5 à 10 0
ce laminage est responsable de la
291
structure oeillée de certains faciès, les granites prophyroides ou pegmatitiques notam­
ment ; le laminage produit également suivant les plans KSi une mylonitisation des ruba­
nements quartzo-feldspathiques KS 2 ; les surfaces d'écaillage principales subparallèles
à KS2, observées dans le granite du secteur de l'oued Agoueinîta qui coupent les struc­
tures précédentes, sont à rattacher à cet épisode.
- la troisième phase de plissement KP3 : la schistosité KS 2 et le laminage KSi sont
déformés par des plis KP 3 subméridiens, dissymétriques déversés à l'ESE de demi longueur
d'onde et d'amplitude millimétrique à métrique; au microscope, les plis KP3 évoluent
depuis le type chevron jusqu'au type pli dissymétrique, à flanc normal très long, à char­
nière et flanc inverse réduit puis cisaillé; ils sont accompagnés d'un clivage de crénu­
lation évoluant en clivage de fracture ; le clivage KS 3 apparaît par bande et correspond
à des surfaces de rupture qui réorientent mécaniquement les néoformations de la schisto­
sité KS 2 sans qu'il y ait de nouvelles recristallisations ;
- les écaillages internes KS] et la tectonique tangentielle : les surfaces principales
d'écaillage, pentées de 30-45 0 vers le SW et bien soulignées par des placages de calcite
et des ferruginisations, sont visibles dans l'oued el Hneikât au droit de la confluence
avec les oueds el Aoueija et Gaouaioua ; le granite est débité en amygdales tectoniques
métriques ; les stries de friction portées par ces surfaces ont une direction moyenne de
N70° (fig. 92a et b) ; les lunules d'arrachement et les fentes de traction-associées à ces
stries indiquent un déplacement vers l'ENE ; ces écaillages sont imputables à une tectoni­
que tangentielle importante dirigée vers l'ENE selon la direction N70° responsable des
chevauchements anté-unité de Gâoua
- la quatrième phase de plissement KP4 s'exprime sous forme de plis ouverts hectométriques
en dômes d'axe variable
- la troncature sommitale Dj ou contact tectonique basal de l'unité de Gaôua : ce contact
bien net au Guelb Kelbé, est subhorizontal ; il est souligné par un conglomérat polygéni­
que recristallisé et par des "copeaux" et "esquilles" de l'unité d'el Hneikât (conglomé­
rat allochtone, quartzite à minéraux, micaschistes à chloritoide) ; ce contact sera étudié
en détail plus loin (p. 387) ; toutefois ce recouvrement nous paraît dès maintenant très
important : il met en superposition anormale deux unités qui ont subi des évolutions
tectono-métamorphiques très différentes, avec des directions structurales également
différentes.
Nous pouvons de plus considérer que les écaillages internes KSj et le chevauche­
ment associé marquent la fin du processus de cisaillement décrit pendant les deux épisodes

w
N
s
292
_stries
E
• surface listrigne
Fig. 92a Stéréogramme des stries de friction relevées sur les
plans d'écaillage dans l'unité de Kelbé.
w
N
s
Fig. 92b Diagramme en rosace des fréquences de stries
dans l'unité de Kelbé.
E

18'
3
G
Secteur de Farkàka
1
1
1
1
316
2 : Secteur d'Queii1â 3 : Secteu rd'1nk
Fig. 99 Secteur d'étude.
./
./

Si0 2
Ti0 2
Al 2 0 3
Fe 2 0 3
FeO MnO MgO CaO Na 2 0 K 2 0 P 2 0 5
CO 2
H 2 O+ H 2 O- Total
FI2 39.10 .03 .48 6.62 .50 .06 38.55 .22 .02 .02 .03 0 .73 12.86 99.22
FI) 37.80 0 .59 8.16 .77 .15 35.48 .64 .17 .08 .05 0 0 14.92 98.81
FI5 37.05 .07 .026 10.47 1.44 .07 36.70 .20 .02 .02 .03 0 .046 12.05 98.84
OA22 40.85 .03 .61 4.70 1.50 .05 39.05 .26 .03 .02 .03 0 .22 12.52 99.87
C P \1
fŒTA META
Q OR ALB AN NE LE AE
III HO HY 01. HA HE IL AP CA COR Total
NA
Dl Opx
0 Cpx
2 Kt F 12 0 .14 .28 1.07 0 0 0 0 .84 0 28.90 66.17 2.03 0 .07 .08 0 10 99.59 68.80 30.13 .90
FI3 0 .56 1.7 .73 0 0 0 0 0 2. Il 0 25.74 65.61 2.60 0 () .14 0 0 99.22 70.18 27.53 2.27
FI5 0 .14 .20 .65 0 0 0 0 () .23 0 22.42 71.78 3.30 0 .15 .08 0 0 99.03 76.01 23.74 .24
OA22 0 .14 .29 1. 28 0 0 0 0 0 1.00 0 33.78 61. 30 1.77 0 .07 .08 0 0.15 99.85 63.80 35.15 1.04
Co Ni Ni/co Cr Mn Cu Zn V fi Mo
F-12 (5 éch.) 80 15W 19 600 940 50 30 06 16 01
OA-22 (5 éch.) 30 450 15 450 500 60 10 15 03 01
Tableau 26 Analyses chimiques de roches ultrabasiques.
g/t
w
1\.)
CD

Opx
Enstatit.
Fig. 103
330
01
Lherzolite
Websterite riche en 01
Websterite
Classification modale des ultrabasites
(d'après ROST et al., 1972).
Cpx

une attitude monoclinale,
- une linéation minérale F-ll doublée d'une linéation d'étirement.
• Les plis F-PI
341
Dans les faciès finement lités ou rubanés (quartzites ferrugineux3 jaspérotdes 3
micaschistes et quartzites à minéraux)3 des charnières résiduelles quartzeuses ou quartzo-
feldspathiques, millimétriques à décimétriques isoclinales, très aplaties, sont moulées
par une schistosité mylonitique. Dans les micaschistes quartzeux à muscovite, des microplis
isoclinaux centimétriques sont visibles dans les microlithons délimités par F-s' 1 dans
lesquelles cristallisent quartz en lanières et phengite.
Ces microplis isoclinaux sont couchés ou déversés vers l'Est. Les charnières moulées
surtout par F-s' 1 ont une direction axiale en moyenne NW-SE. Toutefois la répartition,
dans les secteurs de Farkâka et d'Oueina, de la direction des axes de plis F-PI et de celle
de la linéation d'étirement F-l l met en évidence des variations locales: toutes deux
parallèles et de direction NW-SE à Farkâka, elles tendent à devenir orthogonales NE-SW à
Oueina (fig.105). Ces changements de direction peuvent s'expliquer par une virgation ou
par une réorientation des axes de plis au cours d'une déformation continue en régime
cisaillant (Cobbold et Quinquis, 1980 ; Brun et Choukroune, 1981).
· Les schistosités F-s I et F-s; (ou sI + "C")
La schistosité F-s; de cisaillement dominante se confond pratiquement avec la schis­
tosité F-s I de type flux (ou foliation ancienne F-F I ) du fait que, plan axial des plis
isoclinaux visibles dans les microlithons, elle se parallèlise avec F-s I dans les flancs
de ces plis par suite de litage tectonique. En effet elle est soulignée par des lits
phylliteux (phengite dans les micaschistes et quartzites, chlorite dans les faciès basiques,
fuchsite dans les jaspéroides) et des lits quartzo-feldspathiques dans lesquels sont dis­
séminés des porphyroclastes étirés. Les quatre stéréogrammes construits (fig. iOS) font
apparaître une légère dispersion des pôles de F-s; par les structures F-P2'
· La linéation d'étirement F-l l
Portée par F-s 1 ou F-s' l' elle constitue la structure la plus marquante de la
déformation DI dans l'unité de Farkâka. Elle est matérialisée par des porphyroclastes
de feldspaths ou de grenats étirés, fracturés ou prolongés par une "queue" de cristalli­
sation.
S - Les structures à l'échelle de la lame mince
Les structures les plus caractéristiques et couramment observées en lames minces
concernent les schistosités et les porphyroclastes.

355
Fig. 110 Exemple de lentille quartzeuse plissée dans l'unité de l'oued Amoûr.
Interprétation 1 :
Interprétation 2 :
4cm
r
pli isoclinal à charnière aplatie
reprenant un autre pli isoclinal.
sections (figures oeilléesl d'un
pli en fourreau.
fig. 111 Exemple de structure plissée dans les jaspéroides de l'unité de l'oued Amoûr.

fin orienté, de cristaux éclatés de calcite, de quartz et de grains d'hématite.
357
La lame OA28 taillée dans un faciès albitisé révèle une texture litée: l'albite se
présente sous l'aspect de phénoblastes étirés en fuseaux dans OA-S'I riches en inclusions
de muscovite et d'épidote, formant une structure engrenée; la chlorite matricielle en
lamelles flexueuses est associée à de la calcite partiellement épigénisée en fer et à des
quartz en rubans disloqués.
Tous ces faciès schisteux,verts et bruns,à grain très fin évoquent sur le terrain,
dans leur ensemble, des protomylonites (Higgins, 197]). La détermination de leur origine
ortho ou para dans ce contexte, s'avère difficile en l'absence d'une pétrographie et d'une
géochimie fines (minéralogie, composition chimique des roches, textures, reliques, traces
pour certains minéraux, chimie isotopique pour les carbonates et le fer) que nous n'avons
pas pu aborder. Toutefois d'après les travaux de prospection (Chiron, 1967), les valeurs
anomales en Ni, par exemple, obtenues sur ce matériel, et supérieures à 80g/t, paraissent
trop élevées pour des dépôts volcano-sédimentaires comme actuellement proposé (Chiron,
1973). Nous pensons qu'une origine ortho pourrait aussi être envisagée à partir d'un
matériel de composition basaltique pour expliquer ces teneurs élevées par rapport aux
clarkes de certains faciès verts.
4- Les schistes chloriteux à épidote
Ces schistes verts à amande d'épidote rappellent les faciès analogues déjà étudiés
dans l'unité de Farkâka (L.li. F37, F38, p.335). La particularité observée sur la lame OA20
est la présence d'une microtexture "prasinitique" typique, reconnue dans les ceintures
métamorphiques HP (Spry, ]969 ; Miyashiro, 1971) : les ocelles d'albite correspondent à
des poeciloblastes riches en inclusions de chlorite et d'épidote disposées suivant une
schistosité interne fruste; les chlorites matricielles forment un enchevêtrement de
cristaux plus ou moins équants comparables à la disposition des micas dans les arcs poly-
gonaux.
Les minéralisations reconnues en surfaces polies (SP-OA 19 et 20) comportent de
l'hématite lamellaire accompagnée de leucoxène provenant d'anciennes titanomagnétites et
de la malachite; l'hématite contient des inclusions de bornite 3
5- Les méta-basaltes (LM OA 2]a, 21b, 21c, Toueila)
digénite et chalcocite.
Ces basaltes sont peu répandus dans la région de Toueila, alors qu'ils sont omnl­
présents au Sud dans le Guidimakha. Ils apparaissent en amas lenticulaires plus ou moins
schistifiés à l'intérieur des "micaschistes verts".
Ces basaltes sont aphyriques ou faiblement porphyriques (teneur en phénocristaux

mylonitique.
372
- Les carbonates, plus compétents, sont boudinés
linéaire d'étirement ou d'allongement.
2 - Etude des déformations
ils déterminent une structure
La structuration de l'unité d'el Aoueïja découle des effets conjugués et cumulatifs
de trois épisodes tectoniques dans le cadre d'un continuum induisant un transport de
matière toujours vers l'Est comme déjà signalé dans d'autres unités (p. 311 ). Les deux
premiers épisodes qui correspondent à deux phases de cisaillement tangentiel, déterminent
la foliation principale des roches; le troisième épisode la replisse.
a) Description des structures
La déformation EA-Dj
Les structures de cette déformation sont bien visibles en lames minces.
- Dans les lits phylliteux des schistes chloriteux et chloriteux carbonatés des
amandes ou amygdales moulées par la schistosité mylonitique EA-s' 1 ont fossilisé des
sigmoides de la schistosité de flux EA-sj' La micrographie EA-II d'un schiste chloriteux
révèle ces sigmoïdes et souligne par ailleurs une dissymétrie de queue de cristallisation
aux extrémités d'un grenat (fig. 114).
Dans les lits quartzo-albitiques, des quartz et muscovites obliques sur la schis­
tosité mylonitique témoignent aussi de l'existence de EA-sj (fig. 115; EA-jj).
- La micrographie EA-49 (sêricito-chloritoschistes) montre un cube de pyrite avec
une queue de cristallisation dissymétrique dans un plan de schistosité mylonitique
ou de EA-s 2 de clivage.
La déformation EA-D2
Reprenant la schistosité mylonitique, elle se manifeste sur le terrain par des
plis dissymétriques, millimétriques à décimétriques, en genou, à vergence est, pouvant
évoluer en rampes. Ces plis EA-P2' de direction axiale moyenne N25° et de plongement
faible 15°, sont associés à une schistosité de fracture EA-s 2 qui devient la foliation
principale en transposant souvent la schistosité mylonique EA-s'j.

Fig. 114
Sigmoide
de EA-s 1
Fig. 115
Grenat
373
EA- S 1
,/
/
Muscovite + (Biotite)
Micrographie d'un schiste chloriteux de l'unité d'el Aoueija.
EA- S1
Micrographie de l'étirement d'un quartz dans les schistes
chloriteux de l'unité d'el Aoueija.
....
c

403
CINQUIEME PARTIE
LA SIGNIFICATION DES MALIRITANIDES CENTRALES
INTERPRETATIONS· DISCUSSIONS

ons de Hassei Sidi, d'Anietir, d'Hamdallaye , par Rocci (1962), Lille (1962),
407
Chiron (1970), Trinquard (1975), Le Page (1983) et revus en partie par Rocci, Lécorché
et Le Page (1984).
Une carte de distribution des formations magmatiques métamorphisées du complexe UB-B
(pl. 7 ) a été établie à partir des données géologiques actuellement disponibles. Nous y
avons figuré le log synthétique et la coupe schématique de ce complexe ophiolitique.
En tenant compte des affleurements il est possible de proposer les épaisseurs
apparentes suivantes pour le log ainsi reconstitué, de haut en bas :
- basaltes spilitisés et basaltes en pillows : plus de 1000 m
- ensemble diorites, trondjhemites, dolérites : près de 500 m
ensemble péridotites, gabbros, pyroxénolites, gabbros lités, ferro-gabbros
500 m
péridotites litées (dunites, lherzolites) : moins de 500 m
- partie supérieure des tectonites UB (harzburgites) : 1000 m et plus.
près de
On peut estimer l'épaisseur totale apparente du matériel ophiolitique à près de
4000 m (valeur par défaut). L'épaisseur du complexe ophiolitique des Mauritanides centrales
serait ainsi de même ordre de grandeur que celle du complexe de Bou Azzer au Maroc (Leblanc,
1975) •
Comment dès lops expliquep le penvepsement systématique et l'écaillage en tpois
gpands 'paquets" successifs et d'Ouest en Est pespectant globalement la succession du
log ophiolitique ?
Cette question pose le problème de la naissance et de l'évolution d'une tectonique
de chevauchement dans un contexte géodynamique subduction-collision. Lowell (1977) et
Malavieille (1984) ont montré ou confirmé, après modélisation expérimentale du raccourcis­
sement que :
- les chevauchements sont de plus en plus jeunes vers les zones externes,
- la dissymétrie des structures ess significative d'un pendage de paléosubduction, ici
dirigé vers l'Ouest.
Pour le cas des Mauritanides, les nombreux écaillages internes contemporains de
schistosité de flux ou de schistosité mylonitique ont pu, en outre, évoluer en une super­
position de petites écailles et former des structures en duplex pouvant peut-être expliquer
le renversement systématique des "paquets" tout en respectant globalement le log ophioli­
tique (Pl. 7 ) .

411
ANALYSE 1085 E 29 E 30 1249 \077 D 218 F 112 F III 1230
Si02 50.50 48.50 49.20 49.20 48. la 46.90 46.30 46.25 44.90
TI02 .50 l. 00 l. 40 l. 35 .75 l. 40 r. 40 l. 84 2.20
AL203 15.40 15. la 14. la 14.20 \5.50 18.30 15.25 16. la 13.90
FE203 2.90 2.90 3.00 2.90 5.85 8.60 3.30 4.15 7.16
FEO 7.70 8.70 9.90 10.40 7.85 4.70 9.20 9.40 9.20
MNO .20 .25 .30 .20 .20 .16 .22 .20 .30
MGO 7.80 6.80 6.70 6.50 6.00 5.85 8.30 5.35 5.90
CAO 10.00 9.50 10.20 9.65 9.60 9.50 10.95 11.05 12. la
)/A20 3.15 3.05 2.95 2.90 l. 45 2.75 2.55 3.00 1.55
K20 .25 .15 .22 .25 .15 .45 .25 .45 .25
P205 .15 .20 .25 .25 . la .22 .12 .22 .30
C02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
H20+ .95 J. 20 1. 75 1. 85 2.55 1.60 1. 60 J. 60 1.00
H20- 0.00 0.00 .09 . la 0.00 .27 . la . la . 01
TOTAL 99.50 98.35 100.06 99.75 98. la 100.70 99.54 99.71 98.71
)/ a R MEC l P W
Qz 0.00 0.00 0.00 0.00 4.74 0.00 O. 00 0.00 0.00
Or 1.50 .91 1. 32 1. 51 .93 2.69 1. 51 2.72 J. 51
Ab 27. 01 26.53 25.38 25.06 12.83 23.52 22. 03 23.90 13.41
An 27.51 27 .83 25. 00 25.52 36.94 36.64 30.04 29.69 30.91
Ne 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 J. 07 0.00
L" 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Ae 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
META-Na20 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
META-K20 .0.00 0.00 0.00 O. 00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Di 17.95 16.03 20.66 18.14 10.23 8.08 20.27 20.73 23.96
Wo 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Hy 13.43 19.48 15.74 19.99 28.58 10.13 1. 51 0.00 16.59
01 8.40 3.61 5. Il 2.98 0.00 Il.74 18.21 14.07 3.96
Ma 2.81 3.13 3.44 3.57 3.69 3.38 3.34 3.60 4.28
He 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Ilm .96 1. 96 2.71 2.62 1. 49 2.69 2.72 3.57 4.28
Ap .36 .49 .60 .60 .25 .53 .29 .53 .73
Ca 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
cor 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
INDICE DE DIFFERENCIATION
LD. 28.51 27,45 26,71 26,57 18,49 26,21 23,54 27,68 14,92
INDICE DE SOLIDIFICATION
1. S. 35,93 31,54 29,42 28,43 28,69 27, 02 35,33 24,17 25,01
Mg VALUE
(LUHR et CARMICHAEL 1981) 57,66 51,97 48,91 47,35 45,16 45,84 55, II 42,30 40 ,52
100 Mg/Mg + Fe2+
Tableau 39 Composition et normes CIPW.
1

424
Les premiers calculs sur les 47 échantillons de métabasites disponibles dans les deux
secteurs étudiés (Aftout du Taganet et Guidimakha) ont été effectués au Centre de calcul
du C.R.O.D.T. - 1.S.R.A. (Centre de Recherche océanographique de Thiaroye de l'Institut
sénégalais de Recherches agronomiques).
L'interprétation des résultats n'a pu être effectuée que de façon fragmentaire surtout
du fait de l'absence de données sur les éléments mineurs (Ba, Co, Cr, Cu, Ni, Sr, V et Rb)
en traces non retenus dans cette étude (tabl. 45 et fig. 126).
- Les facteurs fi et f Z expliquent respectivement Z3,85 et ZO,79 % de la variance.
fi oppose nettement TiO Z ' CaO, FeZ03, MnO, K 2 0, PZ05, à SiOZ, AlZ03, FeO, MgO et NazO. fZ
oppose SiOZ, Fez03, NaZO, Al Z 03' CaO, Ti02 à FeO, MgO, KZO, PZ05 et MnO f3 fournit 15,78 %
de variance expliquée.
- L'hyper-plan fl/fZ visualise la dispersion des individus avec une signification de
44,64 %, ce qui est peu satisfaisant. fi discrimine les plutonites et les vulcanites. fZ
exprime une dispersion de l'ensemble.
- Sur le cercle de corrélation, fi montre la nette opposition entre la silice, les
alcalins et les sidérophiles (Fe, Ti, Mn) (fig. IZ7 Il reflète, de ce fait, les antagonis­
mes et les affinités des oxydes participant à la différenciation magmatique.
- Nous avons reporté sur le diagramme de Piboule (1979) (fig. 1Z8)élaboré à partir
d'un échantillonnage effectué dans des sites connus et typés, les points figuratifs de
nos analyses. La grande majorité des points tombe dans l'aire des tholéiites abyssales,
confirmant ainsi la tendance observée dans le diagramme AFM.
-,
-2
-3
-4
-5
0
.. I!I
-1 -2 -3 -4 -5 -6 -7 -8
• le
Tholélltes des arcs Insulaires
0 Il .Ii.
0 •
Il 0 0
I!l .Ii. .Ii. Il
/ Fig. 128
Il !li 0
0
.Ii.
Tholélltes abYssales
I!!l ÀI11phibolites
• Mé ta-gabbros 1b, Il
t> Méta-basal tes l, J J
o Méta-dolérites 1
• Méta-gabbros la
Diagramme de Piboule (1979).

426
Le tableau 46 donne une description somma1re des variables (oxydes) dans la population
considérée (type pétrographique) en fournissant la moyenne, la variance, l'écart-type et
les valeurs minimum et maximum. Nous y avons introduit des analyses de référence caracté­
ristiques de sites géotectoniques bien déterminés.
Nous remarquons que les compositions chimiques moyennes des pluto-vulcanites du
complexe basique et ultrabasique oriental se rapprochent de celles des tholéiites comme
l'avaient noté Lille (1967) et Chiron (1973) et comme le confirme la position de ces
produits dans le diagramme de Kuno[NaZO + KZO --f (SiOZ)]. De plus, les faibles teneurs en
KZO et en TiO Z permettent de préciser davantage qu'il s'agit, pour la plupart, de tholéi­
ites océaniques. Par ailleurs ces produits montrent un "Fenner trend" très caractéristique
des séries tholéiitiques.
Par ailleurs, nous notons après un examen de la carte (pl. 6 ) que les "trachytes
albitiques" (Chiron 1973) se situent dans un contexte de produits basiques tholéiitiques
(unité de l'oued el Amoûr). Si nous considérons les compositions chimiques de ces laves
(tableau 47 Trachytes, Chiron 1973), nous constatons qu'elles se caractérisent par des
teneurs élevées en alcalins NaZO et KZO (respectivement de 6,45 à 6,70 % et 5 à 6,60 %) ce
qui entraîne, entre autre, l'apparition de la néphéline dans leur norme. L'abondance de
l'albite et de la biotite verte néoformées dans la roche pourrait alors refléter le
"piégeage" des alcalins et de ce fait la présence de cette néphéline normative s'explique.
Dans ces conditions, il est alors possible de rapprocher ces laves acides liées au complexe
d'ultrabasites et de basites des "kératophyres" classiquement connus dans les ophiolites.
Conclusion
Les données de terrain ainsi que les caractères pétrographiques, minéralogiques et
chimiques des pluto-vulcanites du complexe ultrabasique et basique oriental mettent en
évidence des formations ophiolitiques à caractères dominants de tholéiites d'affinité
océanique.
Une étude pétrologique et géochimique plus approfondie devra toutefois être entreprise
en vue de préciser si cette ophiolite est une paléolithosphère océanique générée au droit
d'une dorsale océanique active, dans un bassin marginal, dans un bassin arrière-arc ou
dans un arc insulaire.
II - LE COMPLEXE PLUTO-VOLCANIQUE OCCIDENTAL (fig. 86)
Il s'agit du complexe pluto-volcanique acide situé immédiatement à l'Ouest du complexe
ultrabasique et basique oriental précédemment décrit. Il comprend :

428
ANALYSE 539 1023 1215
Si02 60.00 59.50 62.60
TI02 .40 .27 .26
AL203 17.00 17.10 16.50
FE203 3.85 5.65 4.65
FEO 1. 35 2.15 1. 55
MNO . 15 .12 .14
MGO .65 .35 .45
CAO 1. 60 l. 55 1. 20
NA20 6.45 6.70 6.50
K20 6.60 5.00 5.30
P205 .15 .07 .05
C02 0.00 0.00 0.00
H20+ .70 .75 .50
H20- .05 . la . la
TOTAL 98.95 99.31 99.80
C. 1. P. w.
Qz 0.00 0.00 0.00
Or 39.75 30.04 31.60
Ab 38.54 49.58 55.38
An 0.00 1. 80 .15
Ne 7.01 4.30 O. 00
Le 0.00 0.00 0.00
Ae 2.62 0.00 0.00
META-Na20 .25 0.00 O. 00
META-K20 0.00 0.00 0.00
Di 6.22 4.92 4.85
Wo 0.00 0.00 0.00
Hy 0.00 0.00 2.64
01 4.20 6.27 2.85
Ma 0.00 l. 97 1. 55
He 0.00 0.00 0.00
Ilm .77 .52 .50
Ap .36 . 17 .12
Ca 0.00 0.00 0.00
Cor 0.00 0.00 0.00
INDICE DE DIFFEPENCIATION 85,30 86,98 83,92
INDICE DE SOLIDIFICATION 3,48 2,48 1,80
Mg VALUE
(LUHR et CARMICHAEL 1981) 19,55 12,38 8,01
100Mg/Mg+Fe2+
Tableau 47 Composition chimique et normes CIPW.

429
- Les méta-tufs rhyo-dacitiques, les méta-tufs andésitiques, les méta-rhyolites, les
méta-basaltes de l'unité d'el Hneikât que prolongent structuralement au Sud les méta­
andésites de Rhabra, les méta-rhyolites et porphyro-ides d' Ouechkech et divers "granites"
dans le Guidimakha ;
- les granites de Kelbé dans l'Aftout du Taganet.
Du point de vue structural, ce complexe acide, constitué d'écailles empilées, chevau­
che le complexe ultrabasique et basique oriental le long d'un contact anormal de Ouassane
au Nord jusqu'au fleuve Sénégal au Sud.
Nous présenterons successivement les vulcanites et les plutonites.
IL 1. Les vul canites
II. 11. Les données de terrain
Notre étude cartographique complète celle de Chiron (1973) et montre que le complexe
acide effusif, andésitique et ignimbritique est constitué essentiellement des méta-rhyolites
rhyolites, porphyroïdes, méta-tufs et conglomérats associés, des méta-basites, méta­
andésites et méta-dacites.
Ce complexe andésitique et ingimbritique chevauche le complexe ultrabasique et basique.
II. 12. Les données pétrographiques et minéralogiques
La minéralogie des laves acides et basiques du complexe a été décrite en détail par
Chiron (1973) dans le Guidimakha et par nous-même dans l'Aftout du Taganet. Nous avons
complété ce travail par une étude de la lames minces d'échantillons prélevés dans le
complexe acide lors d'une tournée en 1981 dans le Guidimakha.
Le tableau 48 ci-contre synthétise les données pétrographiques. Les termes effusifs
sont recristallisés mais ont, en général, remarquablement conservé leur texture originelle.
Ils sont localement transformés en prophyroïdes, les faciès tuffacés en schistes dont la
"foliation" majeure est soulignée soit par des muscovites blastiques (méta-rhyolites et
méta-tufs rhyolitiques), soit par de l'actinote ou de la chlorite.

ANALYSES
431
._-------
Métabasaltes Méta - andési.t:es Méta - da"Hes Méta - rhyolites
2359 2356 81 D 191 1780 2534 1834 2457 2459 1774
Si02 47.39 47.27 54.90 54.00 53.99 69. Il 63.67 79.61 77. 07 76.70
TI02 .36 1. 41 .95 1. 00 .84 .52 .24 .12 .22 .14
AL203 18.86 17.52 15.70 14.90 17.56 14.24 17.40 9.71 Il.66 12.15
FE203 9.23 8.55 2.30 2.75 3.05 2.64 1.52 .68 1. 37 1. 74
FEO 2.24 3.88 5.00 2.40 3.45 1.00 .66 .72 .49 .49
MNO . 17 . 17 .15 . la .14 .13 . 04 .0\ . la .01
MGO 4.08 3.51 4.20 3.35 3.20 1. 23 .38 .33 .36 .32
CAO 10.51 12.48 8. la 10.70 8.09 2. la .49 . 17 .28 .28
NA20 3.35 2.50 5.35 4.80 5.49 4.70 9.14 1. 02 4.21 5.81
K20 .11 .14 .75 0.00 .18 2.86 2.50 8.26 4.66 2.69
P205 .06 • la .35 .60 .03 . 08 .03 . 01 .01 .01
C02 0.00 0.00 0.00 3.35 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
H20+ 2.62 1. 93 1. 20 1. 80 3.04 1. 27 .26 .15 .27 .33
H20- .09 .06 .05 .05 .09 .10 . 02 .05 .06 .08 !
i
TOTAL 99.07 99.52 99.00 99.80 99.15 99.98 100.81 100.84 100.76 100.75
C. 1. P. W.
Qz 0.00 0.00 0.00 8.64 0.00 24.66 4.52 42.57 34.18 31. 86
Or .68 .85 4.54 0.00 1.11 17.16 15.06 48.55 27.45 15.86
Ab 29.38 21.66 46.26 41.42 48.32 40.28 74.72 3.81 33.78 47.26
An 37.42 37.04 16.97 19.49 23.65 9.41 0.00 a.oo 0.00 0.00
Ne 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Le 0.00 0.00' 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Ae 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 1. 87 1. 95 1. 46 1. 48
META-Na20 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 .59 0.00 0.00
META-K20 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Di 13.68 21. 73 18. II 7.76 14.83 .55 1.77 .65 1.03 1.09
Wo 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Hy 2.24 10.68 6.71 10.12 7.65 4.09 .28 1. 63 .43 .94
01 12. 07 1. 22 2.75 0.00 .78 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Ma 2.94 3.19 1. 94 1. 34 1. 73 2.17 1. 25 0.00 1. 25 1. 20
He 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 1. 18 0.00 0.00 0.00 .39
Ilm .71 2.75 1. 85 1. 94 1. 66 1.00 .45 .23 .42 .27
Ap .15 .24 .85 1. 45 .07 .19 .07 .02 .02 .02
Ca 0.00 0.00 0.00 8.32 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
cor 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Tableau 49 Composition chimique et normes CIPW.

ANALYSE
433
Cranodio-
D i o r i tes qua r t z i q u e 5 rite
D 141 892 D 205 D 44 K 38 D 204 D 203 K 42 F 118 K 40 1652 299
Si02 60.05 60.00 59.75 59.70 59.05 58.50 58.15 58. la 57.70 57.50 57. 15 67.15
rI02 .60 .70 .74 .55 .65 .75 .72 .65 .85 .85 .70 0.00
AL203 16.40 16. JO 16.60 15.90 17.60 16.35 17.70 16.60 16.25 16.45 16.40 14.15
FE203 7.15 4.65 2. la 7.85 6.65 2.60 6.95 2.75 2.55 2.65 2.70 2.00
FEO .50 2.55 4.86 .32 1. 00 5.27 1. 30 5.32 6.03 5.93 4.80 1.85
MNO .12 .12 .13 .12 .12 .15 .12 .15 .18 .20 .15 .05
MGO 2.58 3.45 2.38 3.30 2.08 3.36 3.14 3.30 3.76 3.75 4.10 2.95
CAO 5.70 3. la 6.45 5.50 6.20 6.60 6.27 6.70 7.35 7.38 6.45 3.55
NA20 2.70 2.40 2.80 2.75 2.40 2.60 2.80 2.50 2.70 2.60 2.45 4.75
K20 2.20 2.80 1. 85 2.55 2.50 1. 80 2.50 1.80 1. 80 1. 90 2.15 2. la
P205 .15 .15 .13 .16 . la .12 .16 .18 0.00 0.00 .30 . la
C02 O. 00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 O. 00 0.00 0.00
H20+ 1. 75 2.30 1. 30 1. 63 1. 65 1. 35 .73 1. 45 1. 32
1. 37 1.85 .65
1
H20- .07 .40 .20 .08 . 17 .20 . la .20 .15 • la . la . \0
TOTAL 99.97 98.72 99.29 100.4 100.17 99.65 100.64 99.70 99.86 99.88 99.30 99.48
c. 1. P. W.
Qz 16.86 17.69 16.81 14.14 19.34 14.56 10.72 14.36 10.64 10.49 12.31 18.97
Or 13.26 17.25 11.19 15.28 15.04 10.85 14.82 10.86 10.82 Il.42 13.06 12.59
Ab 23.25 21. 12 24.20 23.55 20.62 22.40 23.71 21.55 23.19 22.33 21.27 40.69
An 26.58 15. Il 27.83 23.77 30.31 28.12 28.35 29.28 27.30 28.00 28. la II. 21
Ne 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Le 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Ae 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
META-Na20 0.00 0.00 ·0.00 0.00 O. 00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
META-K20 0.00 0.00

% SiOZ
436
Nom de la roche
< S3 Gabbro calco-alcalin
53 - 57 Diorite
57 - 6Z
Diorite quartzique
6Z - 70 Granodiorite
> 70 Granite
Selon cette classification adaptée aux plutonites, les diorites quartziques et les
granitoïdes semblent constituer une suite. Toutefois l'examen des normes permet d'indivi­
dualiser en gros deux séquences
- une première suite dite de Mbout (57, 15 % < SiO Z < 76 %) subalcaline à calco­
alcaline allant des diorites quartziques aux granites calco-alcalins en passant
par les granodiorites et les monzogranites,
- une deuxième suite dite de Kelbé (SiOZ > 76 %) alcaline avec les leucogranites à
muscovite.
Elles pourraient représenter l'expression d'un magmatisme calco-alcalin.
De plus les teneurs en A1Z03 sont relativement élevées dans les termes intermédiaires:
16 à 18 % dans les diorites quartziques, 15 % dans les granodiorites. Dans les granites
calco-alcalins elles varient de 11,70 % (SiOZ = 76 %) à 16,15 % (SiOZ = 7Z,95 %) ; dans
les leucogranites, les teneurs en A1Z03, plus faibles, oscillent entre 11,80 % (SiOZ =
76, la %).
Les teneurs en KZO restent élevées pour les diorites quartziques de 1,80 à Z,55 %,
pour les granodiorites à Z,IO %, pour les granites calco-alcalins de 1,45 % à 5,60 %
pour les leucogranites de 5 à 5,75 %.
En définitive tous ces caractères tendent à individualiser un domaine calco-alcalin
dans les Mauritanides centrales.
II. 3. Affinités magmatiques du complexe pluto-volcanique occidental
Le caractère commun aux laves (rhyolites exceptées) et aux plutonites est leur
richesse en AL Z 0 3 aussi bien pour les termes basiques (méta-basaltes, méta-andésites,
diorites), et les termes intermédiaires (dacites, granodiorites) que les termes acides
(granites).

Vourinos
Corse
Asprokambo Afghanistan (Orsini,
(Beccaluva & al (in Oebon,1983) 1972)
Diorites quartziques Granodiorites
Granites
'---'
Si02
qD
68,82
Gr
76,09
Gd
67,02
G
73,67
Gd
67,00
Moy.
i---
8,6954
Var.
1,1281
E/t Min.
-----
1,0621 57,50
Max.
60,05
Moy,
65,4300
Var.
5,9168
E/t
2,4324
Min.
03,75
Max.
67,15
Moy. Var. E/t Min.
74,3432 3,1988 1,7885 71,80
Max.
78, 00
Ti0 2 0,29 0,40 0,50 0,21 0,46 0,5600 0,0671 0,2591 0,05 0,75 0,2800 0,1568 0,3959 0 0,56 0,13600,02150,1467 0,01 0,70
AI203 12,52 10,94 15,38 13,79 15,29 6,5772 0,3231 0,5684 16,10 17,70 14,6260 0,4418 0,6646 14,15 15,09 13,9725 1,6713 1,2928 Il,70 16,15
Fe203 4,4181 5,1716 2,2741 1,10 7,85 3,1850 2,8084 1,6758 2 4,37 0,6385 0,0902 0,3004 0,20 1,25
4,70 2,66
FeO
4,01 l,54 3,44
3,4436 5,3360 2,3099 0,32 6,03 1,7850 0,6084 0,0919 1,72 1,85 0,4321 0,0733 0,2708 0,18 1,25
MnO 0,12 0,08 0,08 0,03 0,09 0,1418 0,0007 0,027 4 0,12 0,20 0,0950 0,0040 0,0636 0,05 0,14 0,0253 0,0003 0,0187 0,01 0,08
MgO 1,56 0,94 1,43 0,32 J,23 3,2018 0,3871 0,6222 2,08 3,78 3,1200 0,0578 0,2404 2,95 3,29 0,19460,355 0,1885 0,09 0,76
CaO 6,80 3,70 3,77 0,84 3,29 6,1545 1,3582 1,1654 3,10 7,38 3,3150 0,1104 0,3321 3,08 3,55 1,1775 0,60800,7798 0,15 3,10
Na20 2,43 2,89 3, S4 3,27 3,80 2,6090 0,0214 0,1530 2,40 2,80 3,57S0 2,7612 1,6617 2,40 4,75 4,0217 0,3812 0,6174 2,95 S,DO
K10 0,14 0,24 2,99 S,I3 2,6S 2,1681 0,1346 0,3669 1,80 2,80 3,1900 2,3762 1,5414 2,10 4,28 4,2121 1,1781 1,0857 2,70 S,75
P105 0,05 0,06 0,1318 0,0068 0,0819
C02
°
0
°
°
0,30 0,0700 0,0018 0,0424 0,04 0,1 0,1214 O,OJ:J2 0,1796 0,01 1,00
0 0 0
° °
0 0
°
0
° °
H2 0+ 1,5181 0,1567 0,3959 0,73 1,85 1,3000 0,8450 0,9192 0,65 1,95 0,6667 0,0877 0,2962 0,20 1,24
H10- 0,1609 0,0087 0,0937 0,07 0,40 0,1100 0,0002 0,01/i1 0,10 0,12 0,2810 0,8664 0,9308 0,01 5
-._-
Tableau 54 Données chimiques de divers types de roches caractéristiques de sites géotectoniques.
qD : diorite quartzique
Gr : granite
Gd : granodiorite
0
.j:>.
(.ù
(()

447
- L'examen de la carte géologique (fig. 86) montre la juxtaposition tectonique par
l'intermédiaire d'un grand contact anormal des deux complexes pluto-volcanique acide et
basique-ultrabasique. Or les études sur les zones de subduction actuelles ont montré que
la distance séparant la fosse du front pluto-volcanique orogénique est de l'ordre de
175 ± 75 km (Dickinson, 1970), En fait dans les zones de subduction avec participation
d'une plaque continentale comme envisagé dans le cas des Mauritanides centrales, les
distances sont de l'ordre de 150 km (Sugimura et Uyeda 1974), On est donc amené à envisager
pour expliquer cette juxtaposition un raccourcissement de l'ordre de 150 km !
En définitive il semble qu'il soit donc possible d'appliquer le modèle de la
tectonique des plaques aux Mauritanides, comme l'ont fait déjà beaucoup d'auteurs sur les
chaînes du Protérozoïque supérieur (Caby et Leblanc, 1973 ; Leblanc 1975, 1976, 1981 ;
Baker 1973 ; Wood 1974 ; Thorpe, 1978 ; Neary 1973 ; Baker et al. 1976 ; Shanti et al.
1979).

cette histoire en tenant compte de chacun des ensembles intéressés, nous poserons le
453
problème du mécanisme de mise en place d'une structure en contact anormal avec le socle
suivant un accident subhorizontal de plus de 100 km de flèche. Le mécanisme sera étudié
à partir de ceux proposés dans différents exemples de structures en nappes.
1-5. Géométrie des déformations dans les Mauritanides centrales (région de Mejeria)
I-51. Les caractères structuraux généraux
La distribution structurale actuelle est fortement dissymétrique et sépare distinc­
tement en unités structurales successives les ensembles lithologiques. L'étude comparée
des déformations qui caractérisent ces ensembles a révélé qu'ils sont marqués par les
tectoniques tangentielles superposées et successives. Les principales déformations ont
été chronologiquement ordonnées dans les tableaux 15 et 36 à partir des événements
tectoniques enregistrés indirectement dans l'avant-pays ou des quelques données géochro­
nologiques existantes (Lille, 1967).
I-52. Les caractères spécifiques
a) La schistosité générale
A l'échelle de la chaîne dans le secteur de Mejeria nous avons observé une schisto­
sité générale liée à la déformation D 2 présumée pan-africaine en éventail: dans l'unité
de Djônâba cette schistosité a un pendage ouest qui varie de 45 à 60° vers l'avant-pays.
Elle a été par la suite déformée par la tectonique hercynienne N-S.
b) Les contacts anormaux
L'examen de la carte géologique (pl. ) a montré que l'ensemble des formations
est affecté de grands contacts anormaux NNH-SSE à N-S s'allongeant parallèlement aux
contours, se localisant souvent au contact entre les différentes unités lithologiques et
se relayant longitudinalement. Ces contacts anormaux sont localement soulignés par des
zones de mylonites. Ils montrent une inclinaison générale ouest qui s'atténuerait avec
la profondeur, un déplacement général constant avec un chevauchement de la partie supé­
rieure vers l'Est par rapport à la partie inférieure. Cette inclinaison d'ensemble semble
être en relation avec le "corps lourd" des Mauritanides, enraciné, d'origine mantellique,
penté vers l'Ouest et interprété comme une suture résultant d'une collision continentale
à l'origine de la formation de la première chaîne protérozoique supérieur, panafricaine.
c) Les caractères structuraux des complexes magmatiques acides et UB-B
Nous avons souligné (p.315 ) que cet ensemble de terrains volcano-sédimentaires,

Elles découpent les faciès indurés en amygdales tectoniques décimétriques à métriques
455
qui renferment des plis d'entraînement à orientations variables
+ en outre nous avons pu observer dans ces méta-mixtites, entre deux surfaces d'écaillage,
des blocs hétérométriques ou des galets de roches compétentes (granites, quartzites)
éclatés mais déformés de telle sorte que l'élongation maximum est toujours statistiquement
parallèle à la direction de déplacement général, sensiblement Ouest-Est •
• En conclusion les observations structurales à toutes les échelles montrent l'existence
de nombreuses surfaces de glissement confondues avec la stratification encore visible
(glissement structural) à l'intérieur de l'unité de Djônâba se déplaçant le long d'une
faille elle-même parallèle à So. Le glissement s'accompagne de plis dissymétriques indi­
quant un déplacement Ouest-Est. Ce glissement le long des surfaces de stratification est
facilité par le fait que ces surfaces sont bien individualisées ; en effet, certaines
formations constituant cette unité sont hétérogènes et montrent une superposition de
couches relativement peu épaisses (1 à 50 cm), alternativement compétentes et incompéten­
tes.
Cette unité présente en outre des structures de déformation et des caractères méca­
niques voisins de ceux d'autres unités ou de séries impliquées dans des nappes (celles
des unités des complexes magmatiques acide et UB-B).
Un tel comportement mécanique et de telles structures ne se limitent pas uniquement
dans le cas des Mauritanides centrales, à l'unité de Djônâba. Les autres unités de la
zone mobile Farkâka, oued Amoûr, El Aoueija, El Hneikât se présentent dans leur ensemble
comme des séries rythmiques fortement anisotropes: l'anisotropie est due à la rythmité
initiale, à la foliation mais aussi à la présence de surfaces de sshistosité antérieures
à la mise en place de la nappe panafricaine.
Le tableau 57 regroupe les caractères rhéologiques majeurs des différentes unités
structurales étudiées, dans le but d'envisager leur comportement mécanique probable.
L'ensemble de ces formations possède des caractéristiques rhéologiques variées et diffé­
rentes mais qui, toutes et pour des raisons diverses (climat métamorphique à l'Ouest,
nature des roches à l'Est), permettent d'envisager un comportement plastique du matériel
lors des tectoniques tangentielles superposées. En outre les structures antérieures
(sédimentaires et tectono-métamorphiques) déterminent de même les surfaces potentielles
de glissement et vont jouer un rôle important au cours de ces déformations.
1-6. Récapitulation
Nous résumons ci-dessous l'ensemble des données devant permettre de proposer un
schéma évolutif pour les Mauritanides centrales.

458
- Les deux complexes magmatiques de la zone mobile, calco-alcalin et alcalin d'une part,
ultrabasique et basique d'autre part sont en juxtaposition tectonique le long d'un grand
contact anormal traversant le secteur central des Mauritanides sur plus de 600 km. Cette
position structurale de l'ophiolite en double ceinture métamorphique (HT-BP) / (HP-BT)
que nous avons cru identifier au cours de l'étude des unités suggère malgré le démembre­
ment et les écaillages une mise en place :
+ soit par subduction (modèle de Miyashiro, 1973 ; Ernst, 1975),
+ soit par écaillage-obduction (modèle de Parrot et Whitechurch, 1978 précisé par Nicolas
et Le Pichon, 1980),
+ soit par collision (modèle de Nicolas, 1974 dans les Alpes occidentales, ou de Mattauer
et al. .. 1981, en Corse).
- Les déformations par cisaillement tangentiel sont responsables de l'écaillage généralisé,
de la blastomylonitisation et ont rendu possible le déplacement en masse de ce matériel
vers l'Est sur le craton ou sa couverture; l'ensemble est déplacé suivant un contact de
base à faible plongement vers l'Ouest, affectant une tranche de terrain relativement peu
épaisse; le déplacement d'ensemble se fait de l'Ouest vers l'Est comme le montrent les
dissymétries des plis (p.377) et la disposition des accidents le long d'un contact de
base correspondant à une surface de décollement à faible plongement ouest (p.377 ) ; nous
retrouvons donc là une disposition géométrique des éléments structuraux analogues à celle
observée dans les coupes des Appalaches ou des Rocheuses.
- Du point de vue mécanique et structural il n'y a pas de différences entre les méta-pluto­
volcanites de l'Ouest et les méta-mixtites de l'Est. Dans toutes deux nous trouvons les
mêmes schistosités panafricaines SI de flux, S'I (ou SI+C) mylonitique, SI de fracture
des failles inverses associées à des plis et dès glissements le long de surfaces d'aniso­
tropie (schistosités antérieures et/ou stratifications).
- En ce qui concerne l'avant-pays à l'Est (zone d'affleurement du groupe de Tichilît el
Beida), nous observons des séries "rythmiques bien stratifiées mais ne montrant pas de
glissement. Cela semble traduire l'amortissement du plissement d'Ouest en Est.
II - SCHEMA DE FORMATION ET D'EVOLUTION DES r·1AURITANIDES CENTRALES
II-l. Schémas antérieurs
Avant 1973 divers schémas géodynamiques ont déjà été proposés pour donner une
explication "autochtoniste" régionale de l'histoire géologique du tronçon central des
Mauritanides (fig. 5 ). Presque tous les auteurs accordent une part prépondérante à un

467
III-24. Mise en place des nappes hercyniennes (unités de Gâoua et de çangarafaJ
Les nappes hercyniennes ne sont représentées que par un ensemble de klippes de
matériel quartzitique et gréseux. Elles sont constituées de formations très cohérentes,
homogènes et isotropes ; leur comportement au cours de leur mise en place intervenue à
l'Hercynien est nécessairement très différent de celui des autres formations. Ces forma­
tions à dominante quartzitique, constituent un ensemble rigide ou du moins très compétent
se déplaçant en bloc sur les formations panafricaines sous-jacentes elles-mêmes remises
en mouvement.
Le déplacement des quartzites et grès nécessite, compte tenu de leurs caractères
rhéologiques, une pente descendante, c'est-à-dire que la partie supérieure de la "nappe
panafricaine" sur laquelle ce mouvement s'effectue présente une inclinaison vers l'Est.
Nous avons donc à l'Hercynien un mouvement général vers l'Est affectant l'ensemble
des unités et s'effectuant suivant deux processus d'importance inégale:
- déplacement par flux plastique pour les formations constituant l'essentiel de la nappe
panafricaine; ce mouvement n'est qu'une reprise et une poursuite du mouvement majeur
s'étant produit au Panafricain;
- déplacement par glissement de masses quartzitiques et grèseuses sur la surface de la
nappe sous-jacente en mouvement ce déplacement en bloc correspond au glissement par
gravité "gravitational gliding" le matériel de Gâoua-Çangarafa pourtant si comparable
à celui du Taganet viendrait de plus loin, à l'Ouest de lé zone de suture panafricaine.
Les caractères structuraux différents des quartzites à séricite de Gâoua à l'Ouest
structurés et plissés en antiformes et synformes plats par rapport à ceux des grès et
quartzites de çangarafa à l'Est plissés en mégasrructures synclinales ou anticlinales
de nappes déversées vers l'Est et le Sud-Est résultent probablement du comportement rela­
tif variable du matériel sous-jacent et des quartzites et grès.
Dans l'unité de Gâoua le glissement des quartzites s'est arrêté (pente insuffisante)
alors que la nappe sous-jacente subit toujours un mouvement de poussée vers l'Est. La
nappe ne peut s'étaler car la partie supérieuree est devenue horizontale (Elliott, 1976),
Les formations intéressées vont se plisser en une structure synforme large impliquant les
quartzites à séricite et leurs surfaces de glissement. Dans l'unité de Cangarafa, au
contraire, dans les grès et quartzites le glissement s'est arrêté avant que le mouvement
général vers l'Est de la nappe sous-jacente soit terminé. Grès et quartzites sont alors
intégrés aux structures résultant de la fin du mouvement de l'ensemble du matériel.

469
- l'existence d'une suture décelée par la gravimétrie,
la collision entre un continent passif à l'Est, le craton ouest-africain, et un micro (?)
continent, à l'Ouest, à marge active.

472
fermeture d'un bassin marginal entraînant une collision du craton ouest-africain (marge
passive) avec un micro-continent à l'Ouest (marge active).
- L'ensemble II à matériel sédimentaire comportant une faune dévonien moyen au sommet est
conservé en klippes sur l'ensemble 1. Cette faune confirme l'âge hercynien de la mise en
place tangentielle de ce deuxième ensemble.
La mise en place des deux orogènes et partant leurs relations mutuelles ont été
expliquées par un mécanisme de déformation progressive en régime cisaillant, influencé
par les caractères rhéologiques du matériel, les conditions de température et de pression.
Des modèles de mise en place des nappes ont été proposés pour chaque unité structurale.
Ainsi le bâti actuel des Mauritanides centrales nous apparaît comme le résultat de
la superposition de deux orogènes, l'un panafricain, l'autre hercynien, venus successive­
ment chevaucher la marge occidentale du craton ouest-africain. La structure de la chaîne
apparaît alors comme très probablement du type pelliculaire ("thin skinned tectonics"),
comme la géophysique l'a récemment démontré pour d'autres chaînes, telles les Appalaches,
les Rocheuses ou les Calédonides écossaises.

483
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- Complexe acide occidental
Unité d'el Hneikât
493
ANALYSES CHIMIQUES
ECHANTILLONS
EH 20 27 29 35 36 38 57 59 47 49 50 51 52 54 57
2 - Complexe UB-B
Unité de Farkâka
F-21 22 23 33 34 37 12 13 15
Oued Amoûr
OA-22
3 - Granitoides
Chiron 198 1256 543 138 2461 1133 5JO 1117 1247 2204 1442
Lille D600 F246 FI16A FI16B FI09 FIIO FI3
Dia K33 K21 31 26 30 32 34 35 29 28
4 - Métabasaltes
Chiron 2359 2356
5 - Méta-andésites
Chiron 81D 191 1780
6 - Méta-dacites
Chiron 2534 1834
7 - Métarhyolites
Chiron 2457 2459 1774
8 - Diorites
Lille DI41 D205 D44 D204 D203 FI18
Dia K38 42 40
Chiron 1652 890 299
9 - Métagabbros la
Chiron 1035 1249 1077 1230
Dia E29 E30
Lille D218 F112 Fll1
10 - Métagabbros lb
Chiron 844 1793 2437 1791 2127 1866
Dia E16 E12 AH4 E17 AM3 AM6
Il - Méta-basaltes
Dia E23 AM9 AM7 E24 &'111
Chiron 1295 1875 528 491 1874
12 - Méta-dolérites
Chiron 132 6776 521 1374 852 882

495
LISTE DES FIGURES
1 - Carte structurale sChématique de l'Afrique de l'Ouest. 12
2 - Esquisse géomorphologique du Taganet occidental et de son Aftout 14
3 - Régime des vents, des températures et des pluies en Afrique de l'Ouest.... 16
4 - Vue d'ensemble de la région d'étude (assemblage photosatellite) . 19
5 - Interprétations structurales des Mauritanides centrales dans l'Aftout
du Taganet et de l'Açaba......................... 23
6 - Répartition des unités structurales dans la région de Mejeria 28
7 - Etat des connaissances sur la lithostratigraphie de la bordure ouest
du bassin de Taoudeni...... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31
8 - Localisation des secteurs d' étude du "Falémien" 40
9 - Carte géologique de la région de Toueijigjît.............................. 42
10 - Carte géologique de Tichilît el Belda et coupe AB.. 45
Il - Carte géologique du secteur d'E-n-Delbîssa et coupe AB........ 47
12 - Carte géologique du secteur d'E-n-Deibîssa-Jrelf. Coupes AB et CD.. 49
13 - Carte géologique de Toueljigjît et coupe AB '" 53
14 - Interprétations structurales de la zone falémienne à Toueijigjît. 56
15 - Paléosurface d'érosion dans la formation violine Ml du groupe de Mejeria.. 57
16 - Croquis de situation..................................................... 59
17 - Spectres d'énergie et modèle gravimétrique de l'anomalie de çangarafa..... 60
18 - Carte géologique du secteur de Tamassoumît et Et Tamarât.................. 61
19 - Interprétations structurales du secteur de Tamassoumît....... 62
20 - Carte géologique de Tamassoumît et coupe AB ,. 64
21 - Evolution diagénétique ou métamorphique des illites dans les groupes
de Tichilît el Beida, de Mejeria, les unités de Dôouâra et de Djônâba..... 70
22a- Coupe SW-NE mesurée de Khang Achetf (secteur de Mejeria 74
22 - Coupe W-E mesurée d'Aoubbâra (secteur de Mejeria)......................... 76
23 - Coupe NNW-SSE mesurée de la passe de Djoûk... .. . 78
24 - (a) : Secteurs de Kneifissat et de Tiridelline. position des coupes CD, EF. 80
24 - (b) : Coupes mesurées des secteurs d'Archâne el Khchba et de Tirideiline
el Khadra ................•................................................ 82
25 - Corrélations lithologiques des formations du groupe de Mejeria...... 87
26 - Discordance cartographique du groupe de Mejeria sur le groupe de
Tichilît el Be"ida.......................................................... 88
27 - Stratification dans le groupe de Mej eria.. .. . .. . .. .. .. . .. .. .. ... .. .. .. .. .. . 94
28 - Représentation graphique de l'analyse des roches carbonatées de la
région de Toue"ijigjît...................................................... 101
29 - Coupes du secteur de Gneiguîra...... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 105
30 - Coupes du secteur d'Ain Bâj ed. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 112
31 - Corrélations géologiques des formations d'Aghaoujeft....................... 115
32 - Répartition des paléocourants dans le groupe d'Aghaoujeft '" 120
33 - Caractères pétrographiques généraux du groupe d'Aghaoujeft.... 121
34 - Localisation des secteurs d'étude du groupe de Dikkel '" 126
35 - Carte géologique du secteur de Tabarît el Kbîr............................. 127
36 - Coupe du guelb Tabarît ould Bouna 128
37 - Carte géologique de Dikkel - Ain Bâjed.... 131
38 - Coupe de Tajâlet Gneiguîra , , 132
39 - Coupe B ,de Khneig Teintane 134
40 - Coupe Cd'Ain Bâj ed 135
41 - Coupe D du Guelb-Drousse 135
42 - Coupe E de vâou ..........•................................................ 138
43 - Coupe schématique du groupe de Dikkel dans la dépression de Vâou........... 140
44 - Carte géologique du secteur de l'oued Nouejhenna... . .. .. .. .. ... . .. . .. .. .. .. 141
45 - Coupe A de H. Nouehjenna................................................... 143
46 - Coupe B de Nouehj enna. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 143
47 - Coupe C du G. Mbarîka...................................................... 143
48 - Coupe D de Kediet H. Tourje................................................ 143

496
49 - Coupe schématique du groupe de Dikkel dans le secteur de Nouehjenna.. ..... 140
50 - Carte géologique du secteur d'Aroueïji-Kerked-El Mraïfîg.................. 146
51 - Coupes de Tarf Aroueïj i 148
52 - Coupes de Kerked 148
53 - Coupe schématique du groupe de Dikkel dans le secteur d'Aroueïji-Kerked-
El Mraïfîg , " . . 148
54 - Carte géologique du secteur d'Akneïker.................................... 151
55 - Coupe A de Tarf Bouragga 152
56 - Coupe B de Hasseï el Hadîd 152
57 - Coupe C de Bou Ibou 152
58 - Coupe D de la terminaison périanticlinale de Fra'Ed Derbane 152
59 - Carte géologique du secteur de Nouâdar - Ej Joumlanîya... 156
60 - Coupes A et B de Khang Nouâdar 158
61 - Log stratigraphique synthétique du groupe de Dikkel ., 160
62 - Discordance de ravinement et discordance angulaire au mur de la
formation Dl.............................................................. 164
63 - Discordance de ravinement et discordance angulaire au mur de la
formation D 2
, . . 164
64 - Aspect de la discordance de base du groupe de Dikkel dans la région
d'Akneïker - Ntâkech...................................................... 165
65 - Caractères pétrographiques généraux du groupe de Dikkel 173
66 - Principales données sur la polarité de l'inlandsis fini-ordovicien
et essai de reconstitution de sa zonation... 183
67 - Coupe du secteur de Ntâkech - Matmâta , '" '" .. , 190
68 - Coupe du secteur de Dikkel-Gneiguîra 192
69 - Coupes du secteur de Tenielel-Aghneïzir , 194
70 - Coupe du secteur d'Akchât 197
71 - Evolution paléogéographique schématique du groupe de Gneïguîra............ 199
72 - Caractères pétrographiques généraux du groupe de Gneïguîra..... 205
73 - Analyse aux RX des minéraux argileux du groupe de Gneïguîra......... 207
74 - Courbe de déplacement apparent du pôle sud au Paléozoïque 212
75 - Interprétations photogéologiques des structures de la plaine de Letfatar
intéressant les formations du groupe de Tichilît el Beïda , 215
76 - Carte géologique du secteur de Mejeria et position des coupes 217
77 - Coupes sériées de la bordure plissée (secteur de Mejeria) 218
78 - Stéréogrammes synthétiques à Tamassoumît et à Gneïguîra...... 220
79 - Coupes à travers le secteur de çangarafa.................................. 227
80 - Coupe du secteur de Djônaba " 234
81 - Coupes du secteur d' Idmoûndj i. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 237
82 - Logs de séquences élémentaires synthétiques dans les écailles Dj1
à Dj6 de l'unité de Djônaba............................................... 240
83 - Carte structurale de la région de çangarafa............ 254
84 - Coupes structurales dans la région de çangarafa 255
85 - Schéma synthétique illustrant l'évolution des conditions du
métamorphisme au cours de la structuration polyphasée de l'unité de Djônaba 262
86 - Esquisse géologique des unités structurales dans les Mauritanides centrales 270
87 - Situation des coupes sériées dans la région de çangarafa... 273
88 - Coupes sériées dans la région de çangarafa............. 274
89 - Evolution structurale dans le faciès de l'échantillon K6 du granite
de l'unité de Kelbé................. 286
90 - Structure des lanières de quartz.. 288
91 - Micrographie d'un granite de Kelbé , 288
92 - (a) : Stéréogramme des stries de friction relevées sur les plans
d'écaillage dans l'unité de Kelbé................... 292
92 - (b) : Diagramme en rosace des fréquences de stries dans l'unité de Kelbé... 292
93 - Relation blastèse - déformation dans l'unité de Kelbé , 294
94 - Coupes du secteur d'el Hneïkât......... 296
95 - Composition moyenne du plagioclase dans le triangle An-Ab-Or 3 Z '" 307
96 - Composition moyenne des Cpx et Opx dans le triangle Ca-Mg-Fe +Fe ++ Mn..... 307

Pl.
Pl. 2
Pl. 3
Pl. 4
Pl. 5
Pl. 6
Pl. 7
sm
LISTE DES PLANCHES HORS-TEXTE
Carte géologique du secteur de Mejeria (l/SOO 000)
Carte structurale du secteur de Mejeria (1/500 000)
Carte géologique du secteur de Mejeria et données
gravimétriques
Carte géologique de la région de Toueïjigjît (l/IOO 000)
Carte structurale de la région de Toueïjigjît (1/100 000)
Carte géologique de la région de çangarafa (1/100 000)
Carte de distribution des formations magmatiques UB-B dans
les Mauritanides centrales

503
PLANCHES PHOTOGRAPHIQUES

504
PLANCHE 1
1 - Amphibolite ("fer à cheval" de Gâoua, région d'el Hneikât)
Texture nématoblastique avec poeciloblastes de grenat (pyrope) et d'amphibole
(hornblende), chlorites magnésiennes.
Unité de Farkaka PR-RM 31c'
2 - Amphibolite (Tarkhayît, région de Boudkerine - Farkâka
Texture nématoblastique à tendance granoblastique avec grenat (pyrope), amphiboles
(hornblende pargasitique, magnésio-hastingsitique), albite, épidote riche en fer,
chlorites, oxydes ferro-titanés.
Unité de Farkâka PR-IU1 41A'
3 - Quartzite à magnétite de Gâoua (Ouaderkaize)
Schistosité de flux ; alternance de lits clairs (Q, Ab) et de lits sombres
(cl + Ab + fmg) ; noter les magnétites post-schistosité.
Unité de Farkâka PR-RM 29b
4 - Quartzite à magnétite de Gâoua (Ouaderkaize)
La schistosité est replissée noter le plissement des lentilles ou amygdales de
feldspath (albite).
Unité de Farkâka PR-RM 29

50?
PLANCHE 2

508
S - Quartzite à magnétite de Gama (Ouaderkaize)
Noter les rubans G-Ab
Uni té de Farkâka
6 - Quartzite à amphibole de Gama (fer à cheval très plissé (3 phases de déformation)
Uni té de Farkâka PR-RM 32
7 - Granodiorite de çangarafa (piste Aleg-Méjeria ? : blastomylonite)
Unité de Farkâka? PR-RM 2Y
8 - Leucogranite
Unité de Kelbé PR-RB 100

5
7
6
8
PI.:

511
PLANCHE 3

512
9 - Méta-mixtite (Dj5, Rag Diafana) faciès microconglomératique.
Noter galet de quartzite pisciforme.
Unité de DjônAba OD 812 B
10 - Méta-mixtite (Dj4, Oued Gouaioua)
Unité de DjônAba OD 1163
Il - Méta-mixtites (Dj3), Guelb Tadreica)
12 - Méta-grès (Dj3).

515
SOMMAIRE
Avant-propos .............•.................................•..•.....•...
Généralités .....................................................••...... 9
Première partie: Les formations sédimentaires de l'avant-pays........... 39
Chap. l : Etude lithostratigraphique 41
l - Groupe de Tichilît el Beïda 41
II - Groupe de Mejeria 72
III - Groupe d'Aghaouj eft 104
IV - Groupe de Dikkel ............•.•...................... 125
V - Groupe de Gneïguîra................................... 188
Chap. II Etude structurale....................................... 213
Deuxième partie Les formations à cachet sédimentaire du
soubassement de la chaîne .... .......•.....•.......•... 223
Chap. l - Unité de Djônâba ...............................••........ 225
Chap.II - Unité de Dôouâra 263
Troisième partie: Les meta-pluto-volcanites de l'Aftout du Taganet .•... 267
Chap. l - Définitions des unités structurales ............•......... 269
Chap.II - Etude du complexe pluto-volcanique acide occidental....... 289
l - Uni té de Kelbé 289
II - Unité d' el Hneïkât 295
Chap.III - Etude du complexe ultrabasique et basique oriental.. 315
l - Unité de Farkâka 315
II - Unité de l'Oued Amoûr 347
III - Unité d'el Aoueïj a 367
IV - Vue d'ensemble sur le complexe UB-B 377
Quatrième partie Les formations à cachet sédimentaire de la super-
structure de la chaîne 385
Chap. l - Uni té de Gâoua .•........•............................... 387
Chap. II - Uni té de Çangarafa....................................... 391
Cinquième partie : La signification des Mauritanides centrales -
Interprétations - Discussions .•.•.................. 403
Chap. l - Extension du découpage structural à l'ensemble du
Sud mauritanien (Gu idimakha, Boundou) et reconstitu-
tion du log ophiolitique des Mauritanides centrales...... 405

516
Chap. II - Caractères et interprétations géotectoniques des
formations magmatiques des Mauritanides centrales ..•...... 408
Chap.III - Déformations et mécanismes de mise en place des
Mauritanides centrales ...............•.•.................. 449
Conc lusions générales •..•........•.....•.....•............................ 471