8.1- Le district plombifère de la Haute Moulouya (Aouli-Mibladen, Zeïda) /

The High-Moulouya lead district (Aouli-Mibladen, Zeida)

Y. RADDI1, S. ESSARRAJ2 & A. MICHARD3

 

Points clés : Mines de plomb de type filonien pour Aouli, stratiforme pour Mibladen (type MVT) et pour Zeïda (type redbeds). Aouli est encaissé dans les schistes et les quartzites paléozoïques de la boutonnière de la Haute Moulouya ; Mibladen, dans les couches marno-calcaires du Lias à l’est de la boutonnière, et Zeïda dans les grès rouges du Trias du côté ouest. L’ensemble paraît contrôlé par l’évolution mésozoïque du seuil jurassique de la Haute-Moulouya.

Highlights : Lead mines, vein-type ore for Aouli, stratabound ores for Mibladen (MVT) and Zeïda (redbed type). The Aouli veins are hosted in the Paleozoic metasediments of the High Moulouya massif; the Mibladen mineralizations are hosted in the marly carbonates of the Liassic cover east of the massif, and the Zeïda ones are hosted in the Triassic red sandstones to the west. These mineralizations seem to be controlled by the Mesozoic evo lution of the High Moulouya Jurassic shoal.

Localisation : Les deux gisements de Mibladen et d’Aouli  sont situés respectivement à 15 km et 25 km au NE de Midelt, dans la cuvette de la Haute Moulouya (fig. 8.1.1). GPS : Mibladen N 32°45’ 08’’, W 04°39’23’’, alt. 1400 m ; Aouli N 32°48’ 45’’, W 04°35’11’’, alt. 1150 m. Le gisement de Sidi Ayad se localise quelques kilomètres au NE du district d’Aouli, auquel il se rattache. Zeïda est situé 30 km au NW de Midelt sur la route de Meknès : N 32°49’ 28’’, W 04°57’18’’, alt. 1460.

Substance exploitable : Plomb

Etat et historique : Les mines de la Haute-Moulouya sont toutes à l’arrêt, depuis 1983 pour Aouli-Mibladen, et de- puis 1986 pour Zeïda. L’existence d’importants déblais miniers entraîne une pollution notable des aquifères et des eaux du fleuve Moulouya en métaux lourds (Pb notamment) et arsenic (Bouabdli et al., 2005 ; El Hachimi et al., 2005). Exploitées industriellement depuis le début du siè cle, les mines d’Aouli-Mibladen ont été très actives dans les années 70, leur production était en moyenne de 300 000 tonnes par an de concentré plomb à environ 3%.

La découverte des premiers indices entre le ksar d’Aouli (Hawli) et l’oued Ansegmir date de 1923, par la Compagnie Minière de l’Afrique du Nord, qui a donné naissance à la Société des Mines d’Aouli. L’étude géologique va dé- montrer l’existence de deux gisements exploitables à Mibladen et Aouli. Les deux centres entrent en exploitation en 1939, après la mise en place de l’infrastructure nécessaire (laveries, centrales thermiques et hydroélectriques). En 1946, la prise du contrôle technique par la compagnie mi nière Peñarroya va permettre le développement de l’activité. A noter que la création d’un service géologique en 1960 contribuera efficacement au succès des recherches. Cependant, suite à l’épuisement des carrières à Mibladen  et à la fluctuation des cours des métaux, les mines entrent dans une période difficile dès 1967. Malgré un nouveau

Direction Régionale MEMEE de Meknès, BP : 40, Midelt, Maroc. E-mail : rad-diyoussef@yahoo.fr

2 Laboratoire Géoressources, URAC 42, Dépt. Sciences de la Terre, Faculté des Sciences et Techniques, Université Cadi Ayyad, BP 549, Marrakech, Maroc. E- mail : essarrajsamira@yahoo.fr

3 10, rue des Jeûneurs, Paris. E-mail : andremichard@orange.fr

 

FIG. 8.1.1 : Localisation des mines d’Aouli-Mibladen et Zeïda, A) sur un extrait de la carte routière du Maroc au millionième (Michelin) ; B) sur un extrait de la carte géologique du Maroc au 1/1 000 000 (1985).

FIG. 8.1.1 : Location of the Aouli-Mibladen and Zeida mines, A) on the Michelin road map, scale 1/1 000 000 ; B) on the Geological map of Morocco, scale 1/1 000 000 (1985).

programme de recherche entrepris par le BRPM en 1973, et conduisant à la reprise d’activité en 1977 à Mibladen et 1979 à Aouli, les deux centres fermeront en 1983. Entre 1973 et 1983, les deux mines auront produit 2 930 000 tonnes de concentré de plomb (Anonyme, 1996a).

La découverte de Zeïda par une équipe du BRPM inter- vient seulement en 1958.

Une usine pilote est mise en place en 1960-62, et les études exploratoires sont développées par le BRPM puis par la SODIM, créée en 1966 (50 % BRPM et 50 % Société Zellidja). Jusqu’en

1973, 200 km de sondages sont réalisés (Anonyme, 1996b), et le gisement entre en exploitation dès 1972. Jusqu’en 1985, la mine a fourni 16 145 000 de tonnes de tout-venant à 3,6 % Pb qui ont donné 630 373 tonnes de concentré de plomb, moins du quart de la production d’Aouli-Mibladen ; les ré- serves résiduelles sont estimées à 8 Mt, à une teneur équivalente (Wadjinny, 1998).

Cadre géologique : Les trois gisements considérés constituent un remarquable district plombifère (Emberger, 1965a, b). Le site d’Aouli, profondément encaissé dans le socle hercynien du massif de Midelt (fig. 8.1.2 A), contraste avec les sites de Mi bladen et Zeïda, situés dans la couverture subho rizontale discordante sur le socle. Le gisement de Zeïda est encaissé dans les couches gréseuses du Trias, celui de Mibladen dans les couches carbonatées du Lias (fig. 8.1.2 B, C). L’ensemble apparaît au centre de la cuvette morphologique de la Haute Moulouya. Celle-ci correspond à un bassin néogène détritique entre les chaînes du Haut Atlas et du Moyen Atlas (voir vol. 2, circuit C1, Saddiqi et al., 2011). Au Jurassique, c’était au contraire un domaine de haut-fond entre les sillons subsidents  correspondant aux deux futures chaînes. Le socle de l’ancien haut-fond affleure dans les massifs ou boutonnières de Midelt-Aouli et de Boumia, au sud-ouest. Il est formé de roches métamorphiques (schistes et amphibolites) d’âge paléozoïque mal déterminé (Cambro-Ordovicien ? Dévonien ? Michard et al., 2010), de la série schistogréseuse mé tamorphique de l’Adrar Akourar (fig. 8.1.3 ; Raddi  et al., sous presse), et d’un complexe de granodiorite et granite datés, respectivement, à 330 ± 2 et 319 ± 2 Ma par U-Pb sur zircon (Oukemeni et al., 1995). Le socle est recouvert en discordance par une couverture mésozoïque tabulaire. Celle-ci dé- bute par des grès, argilites rouges et basaltes du Trias du côté ouest, nord (fig. 8.1.4) et nord-est, mais du côté sud-est, le Lias carbonaté arrive jusque sur le socle. L’absence du Trias paraît liée ici au passage d’une zone faillée NE-SW (« accident Aouli-Ksabi » ; Dagallier, 1977) ayant joué au Lias inférieur d’après la présence de conglomérats à galets de basaltes dans les couches liasiques. Le Lias moyen est représenté par 120 à 160 m de dépôts calcaires et dolomitiques de plate-forme interne (Dagallier, 1977).

Le Lias su périeur (Toarcien rouge) et le Dogger sont très minces (Benshili, 1989) par rapport à ce qui s’observe dans le Moyen Atlas et le Haut Atlas, d’où la notion de haut-fond de la Haute Moulouya (voir le circuit C1 cité plus haut, ainsi que le circuit C6, vol. 4, Charrière et al., 2011).

 

 

 

. 8.1.2 : Les trois mines en vue satellitaire (Google earth).- A : La mine d’Anjil (district d’Aouli), encaissée dans les micaschistes paléozoïques (msAk).- B : Mibladen, exploitation des minéralisations stratiformes du Lias moyen (l3).- C : Zeïda, exploitation des minéralisations dans les arkoses et grès rouges du Trias (tr) transgressifs sur la paléosurface horizontale du granite va risque (gr).

FIG. 8.1.2 : The three mines in satellite view (Google Earth).- A : Anjil mine (Aouli district) deeply nested in the Paleozoic micaschists (msAk).- B : Mibladen, exploitation of the strata bound mineralization in the Middle Liassic (l3).- C : Zeida, exploitation of the mineralization of the red Triassic arkoses and sandstones (tr) overlying the horizontal paleosurface of the Variscan granite (gr).

 

. 8.1.3 : Carte géologique de la région d’Aouli-Mibladen (partie NE de la carte au 1/125 000 publiée par Emberger, 1965a). Localisation : fig. 8.1.1B.

FIG. 8.1.3 : Geological map of the Aouli-Mibladen region (NE part of the geological map, scale 1/125 000, published by Emberger, 1965a). See fig. 8.1.1.1B for location.

FIG. 8.1.4 : Vue de la couverture triasicoliasique de la boutonnière de la Haute Moulouya sur sa bordure nord. msAk : micaschistes paléozoïques de l’Adrar Akourar ; ta-g : Trias supérieur argilo-gréseux ; tb : basaltes du Trias supé- rieur ; li : Lias inférieur ; lm : Lias moyen ; msAK : micaschistes paléozoïques. Cliché Y. Raddi.

FIG. 8.1.4 : View of the Triassic-Liassic cover of the High Moulouya inlier along its north border. msAk : Adrar Ak- ourar Paleozoic schists ; ta-g : Upper Triassic argillites and sandstones ; tb : Upper Triassic basalts ; li : Lower Lias- sic ; lm : Middle Liassic ; msAK : Paleozoic micaschists. Photo Y. Raddi.

Description des gisements et minéralogie : Selon les descriptions de Bouladon (1952), Emberger (1965), Wadjinny (1998), complétées par des observations personnelles, le gisement d’Aouli comprend deux champs filoniens : le champ « Henri » rassemblant des filons orientés NE-SW, encaissés dans un granite et des formations paléozoïques métamorphisées ; et le champ filonien Sidi Ayad, plus au nord, avec les filons Marabout et Tissoudine orientés NE- SW et E-W et encaissés dans des formations paléozoïques métamorphisées (fig. 8.1.3). La minéralisation est particulièrement développée dans la zone de l’accident d’Aouli- Ksabi correspondant à la bande déformée entre les deux failles normales « Henri » et « Amourou » (figs. 8.1.3, 8.1.5). Les filons, d’extension hectométrique à kilométrique, ont une puissance comprise entre 1 et 8 m et se pré- sentent sous forme de colonnes minéralisées alternant avec des colonnes stériles. Le minerai (4% Pb) est constitué essentiellement de galène faiblement argentifère, avec un peu de pyrite, sphalérite et chalcopyrite, dans une gangue de quartz (avec barytine rose et plus rarement fluorine). Le concentré de galène du filon « Henri » titrait 300-600 g/t Ag et 400-800 g/t Bi (Bouladon, 1952). La cérusite abondante, la malachite et l’azurite plus rares, constituent les minéraux secondaires.

L’ensemble du gîte de Mibladen est réparti sur 15 km de long ; il est bordé par les failles d’Aouli et Amourou. La minéralisation de Mibladen est stratiforme, sous forme d’amas subhorizontaux dans les formations carbonatées et dolomitiques du Lias moyen. Les amas minéralisés sont encaissés dans deux séries carbonatées du Lias, une série inférieure de 10 m de puissance et une supérieure de 25 m de puissance. La teneur du minerai exploité était de 5% Pb. Le minerai est constitué de galène et cérusite (secondaire) dans une gangue de calcaire dolomitique et de barytine. La pyrite est répandue régulièrement dans la roche, même peu minéralisée. On y trouve aussi d’autres minéraux secondaires qui résultent de l’oxydation de la galène, à savoir la vanadinite, la wulfénite et l’anglésite. D’après

Bouladon (1952), la particularité des minéralisations d’Aouli et Mibladen réside dans l’abondance de la barytine et la rareté de la sphalérite et de la chalcopyrite. Le même auteur note que le minerai oxydé de Mibladen est moins riche en argent et beaucoup moins riche en bismuth que le minerai d’Aouli et titre en moyenne 75.5% Pb, 0.3% Zn, 270 g/t Ag et 0.04g/t Bi.

La minéralisation de Zeïda est également stratiforme, mais encaissée dans les grès et arkoses du Trias (Trias moyen ou base du Trias supérieur ?) transgressifs sur le granite. La minéralisation est concentrée dans des paléo-chenaux. Elle s’étend vers le SW jusqu’à Boumia (Amade, 1965). Elle comporte essentiellement de la galène et de la barytine rose abondante, de la cérusite (supergène), avec accessoirement anglésite, wulfénite et vanadinite (comme autres minéraux d’altération supergène). Ces minéraux occupent les interstices entre les grains de sable des arkoses. Des veinules non-économiques de galène-barytine recoupent les arkoses et les granites d’Aouli ou Boumia (Amade, 1965).

Les méthodes d’exploitation ont été principalement en galerie et chambres à Aouli (fig. 8.1.6A), en galerie ou carrière à Mibladen (fig. 8.1.6B), en carrière à Zeïda. L’enrichissement du minerai se faisait sur place par gravi métrie et flottation.

Interprétation génétique : Le dispositif d’ensemble de la minéralisation sulfurée plombifère du district de la Haute Moulouya (figs. 8.1.1B, 8.1.5) suggère une liaison étroite entre elle et la présence de nombreuses failles de secteur NE affectant, et le socle, et la partie inférieure de la couverture, Dogger inclus. De ce point de vue, comme du point de vue de la nature des minéralisations stratiformes, les gisements de Mibladen se rapprochent de ceux de Touissit-Bou Beker (Emberger, 1965b ; voir plus loin la fiche 9.1). Pour Jébrak et al. (1998), le gisement de Zeïda appartiendrait à la grande famille des gisements de Pb dans les grès, notamment les séries de grès rouges (redbeds) dé- finis par Björlykke & Sangster (1981). Mibladen est par

 

FIG. 8.1.5 : Coupe d’agrammatique montrant la position des minéralisations dans la boutonnière de la Haute Moulouya et dans sa couverture, d’après Emberger (1965b), modifié (échelle approximative).

FIG. 8.1.5 : Diagrammatic cross-section showing the location of the mineralizations in the High Moulouya inlier and cover, after Emberger (1965b), modified (not to scale).

FIG. 8.1.6 : Modes d’exploitation, en galerie à Aouli (A) et en chambres superficielles à Mibladen (B).

FIG. 8.1.6 : Exploitation processes through gallery at Aouli (A) and shallow rooms at Mibladen (B)

contre apparenté au type Mississippi Valley (MVT). Selon ces derniers auteurs, les MVT et les gisements de Pb dans les grès (étudiés dans d’autres secteurs du monde), seraient le résultat de la circulation de fluides similaires et seraient même génétiquement liés (Stanton, 1972 ; Rickard et al., 1979) , alors que plusieurs autres travaux mettent en doute cette liaison génétique.

Dans le cas de Zeïda et Mibladen, on aurait affaire à des dépôts de type « redbeds » et « Mississipi Valley » respectivement, liés au développement d’une couverture de plateforme sur un haut-fond de socle, entre deux bassins subsidents jurassiques. Emberger (1965b) propose un âge en partie jurassique (minéralisation syngénétique), mais en partie aussi post-Crétacé inférieur (minéralisation accessoire épigénétique). Cette hypothèse de minéralisation polyphasée s’appuie sur la présence de veinules de galène et barytine dans le conglomérat infra-cénomanien à l’aplomb des minéralisations du Lias et dans la zone de l’accident Amourou, constat noté déjà par Bouladon

(1952) qui avait proposé un âge tertiaire pour ces minéralisations. Jébrak et al. (1998) distinguent deux phases de minéralisation : l’une plombifère, d’âge trias supérieur, antérieure à l’épanchement des basaltes, et l’autre barytique, post-jurassique. Le mode de formation d’Aouli et Zeïda serait, d’après ces auteurs, en accord avec le modèle de circulation de saumures de surface ayant lessivé le socle lors de phénomènes convectifs (cf. fluides hypersalins à température modérée de la veine Marabout à Sidi Ayad) et ayant déposé leur stock métal au niveau des zones hautes. Les signatures isotopiques du Pb dans la galène des trois sites de la Haute Moulouya et dans les feldspaths potassiques du granite d’Aouli apparaissent homogènes et sug- gèrent que le granite d’Aouli pourrait être la source principale du plomb d’Aouli et de Zeïda, en admettant un âge triasique pour la minéralisation ; une source complémentaire serait à rechercher dans les roches protérozoïques sous-jacentes. En revanche, les compositions isotopiques du soufre sont homogènes uniquement entre Aouli et Zeïda , mais diffèrent à Mibladen. Pour Jébrak et al. (1998), la combinaison des données des isotopes du soufre et du plomb montre la présence de deux phases minéralisatrices et plaide en faveur de deux sources distinctes pour les fluides. La minéralisation de Mibladen correspondrait à de nouvelles venues hydrothermales minéralisatrices et/ou au lessivage-remobilisation des minerais des gisements d’Aouli et Zeïda.

L’âge de la minéralisation dans le district de la Haute Mou louya, ou plutôt de ses phases successives, reste ainsi in- certain en l’état actuel des connaissances. Si nous admettons provisoirement un âge jurassique-crétacé inférieur au moins pour la minéralisation MVT de Mibladen, il est tentant d’envisager un scénario où la convexion des saumures résulterait de l’installation, au Jurassique moyen- supérieur, de l’anomalie mantellique chaude responsable du soulèvement du domaine atlasique et du magmatisme gabbroïque contemporain (Frizon de Lamotte et al., 2009). Notons que, s’agissant des minerais analogues de Touissit Boubeker, les études récentes concluent, les unes à un âge jurassique, les autres à un âge néogène (voir ce volume, fiche 9.1)