n° 558 Soulaimani et Ouanaimi2011

558 Volume 2 (Notes & Mém. n° 557) : Haut Atlas et Anti-Atlas, circuit oriental (6 jours). Oukaimeden (1 jour). Guéliz-Ourika (1 jour) / High Atlas and Anti-Atlas Eastern Loop (6 days).Oukaimeden (1 day). Gueliz-Ourika (1 day).

Volume 3 (Notes & Mém. n° 558) : Anti-Atlas et Haut Atlas, circuit occidental (6 jours). AntiAtlas central (4 jours) / Anti-Atlas and High Atlas Western Loop (6 days). Central Anti-Atlas (4 days).

Volume 4 (Notes & Mém. n° 559) : Moyen Atlas (6 jours). Haut Atlas central de Beni Mellal à Imilchil (4 jours) / Middle Atlas (6 days). Central High Atlas from Beni Mellal to Imilchil (4 days).

Volume 5 (Notes & Mém. n° 560) : Rif central et occidental (6 jours). Rif oriental (3 jours) / Central and Western Rif (6 days).- Eastern Rif (3 days).

Volume 6 (Notes & Mém. n° 561) : Anti-Atlas occidental & Provinces sahariennes (6 à 8 jours) / Western Anti-Atlas and Saharan Provinces (6 to 8 days).

Volume 7 (Notes & Mém. n° 562) : Haut Atlas occidental (3 jours). Haut Atlas central, partie nord-ouest (3 jours), / Western High Atlas (3 days). Northwestern part of Central High Atlas (3 days). Volume 8 (Notes & Mém. n° 563) : Meseta nord-occidentale (3 jours). Rehamna (1 jour).- Jbilet (1 jour). Siroua (2 jours). Saghro oriental (2 jours) / Jbilet (1 day). Rehamna (1 day). Northwestern Meseta (3 days). Siroua (2 days). Eastern Saghro (2 days).

Volume 9 (Notes & Mém. n° 564) : Les principales mines du Maroc / Main Mines of Morocco.

Nouveaux Guides Géologiques et Miniers du Maroc - Volume 3 - Circuits : Anti-Atlas et haut Atlas, circuit occidental & Anti-Atlas central

Volume 1 (Notes & Mém. n° 556) : Présentation des circuits. Introduction à la géologie du Maroc / Introducing the tours. Overview of the Geology of Morocco.

2011

La série des Nouveaux Guides

ROYAUME DU MAROC MINISTÈRE DE L’ÉNERGIE ET DES MINES, DE L’EAU ET DE L’ENVIRONNEMENT DIRECTION DU DÉVEL OPPEMENT MINIER ISSN 0374-9789 NOTES ET MÉMOIRES DU SERVICE GÉOLOGIQUE N°558

NOUVEAUX GUIDES GEOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC NEW GEOLOGICAL AND MINING GUIDEBOOKS OF MOROCCO NEW GEOLOGICAL AND MINING GUIDEBOOKS OF MOROCCO

A. Michard, O. Saddiqi, A. Chalouan, E. Rjimati & A. Mouttaqi (Eds.) A. MICHARD, O. SADDIQI, A. CHALOUAN, E. RJIMATI & A. MOUTTAQI (Eds)

Volume 3

ANTI-ATLAS ET HAUT ATLAS, CIRCUIT OCCIDENTAL ANTI-ATLAS AND HIGH ATLAS, WESTERN LOOP par / by Abderrahmane SOULAIMANI & Hassan OUANAIMI

ANTI-ATLAS CENTRAL CENTRAL ANTI-ATLAS

par / by Hassan OUANAIMI & Abderrahmane SOULAIMANI

ÉDITIONS DU SERVICE GÉOLOGIQUE DU MAROC RABAT 2011

Photos de couverture : En haut : Plis dysharmoniques dans les calcaires du Cambrien inférieur entre Tata et Igherm (Anti-Atlas occidental ; voir circuit C4, journée J5). En bas : La célèbre discordance du Tizi n’Tarhatine : des quartzites du Néoprotérozoïque inférieur, faiblement inclinés, reposent sur les micaschistes à filons pegmatitiques verticaux du Paléoprotérozoïque (Anti-Atlas central ; voir circuit C5, journée J4).

Cover pictures : Top : Disharmonic folds in the Lower Cambrian limestones between Tata and Igherm (Western Anti-Atlas; see Tour C4, day J5). Bottom : The well-known Tizi n’Tarhatine unconformity : weakly tilted, Neoproterozoic quartzites overlie Palaeoproterozoic mica-schists with vertical pegmatite dykes (Central Anti-Atlas; see Tour C5, day J4).

ROYAUME DU MAROC MINISTÈRE DE L’ÉNERGIE ET DES MINES, DE L’EAU ET DE L’ENVIRONNEMENT DIRECTION DU DÉVEL OPPEMENT MINIER ISSN 0374-9789 NOTES ET MÉMOIRES DU SERVICE GÉOLOGIQUE N° 558

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Volume 3

Anti-Atlas et Haut Atlas, circuit occidental Anti-Atlas and High Atlas, western loop par / by Abderrahmane SOULAIMANI & Hassan OUANAIMI

Anti-Atlas central Central Anti-Atlas

par / by Hassan OUANAIMI & Abderrahmane SOULAIMANI

ÉDITIONS DU SERVICE GÉOLOGIQUE DU MAROC RABAT 2011

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La série des Nouveaux Guides Volume 1 (Notes & Mém. n° 556) : Présentation des circuits. Introduction à la géologie du Maroc / Introducing the tours. Overview of the Geology of Morocco. Volume 2 (Notes & Mém. n° 557) : Haut Atlas et Anti-Atlas, circuit oriental (6 jours). Oukaimeden (1 jour). Guéliz-Ourika (1 jour) / High Atlas and Anti-Atlas Eastern Loop (6 days).Oukaimeden (1 day). Gueliz-Ourika (1 day).

Volume 3 (Notes & Mém. n° 558) : Anti-Atlas et Haut Atlas, circuit occidental (6 jours). AntiAtlas central (4 jours) / Anti-Atlas and High Atlas Western Loop (6 days). Central Anti-Atlas (4 days).

Volume 4 (Notes & Mém. n° 559) : Moyen Atlas (6 jours). Haut Atlas central de Beni Mellal à Imilchil (4 jours) / Middle Atlas (6 days). Central High Atlas from Beni Mellal to Imilchil (4 days).

Volume 5 (Notes & Mém. n° 560) : Rif central et occidental (6 jours). Rif oriental (3 jours) / Central and Western Rif (6 days).- Eastern Rif (3 days).

Volume 6 (Notes & Mém. n° 561) : Anti-Atlas occidental & Provinces sahariennes (6 à 8 jours) / Western Anti-Atlas and Saharan Provinces (6 to 8 days).

Volume 7 (Notes & Mém. n° 562) : Haut Atlas occidental (3 jours). Haut Atlas central, partie nord-ouest (3 jours), / Western High Atlas (3 days). Northwestern part of Central High Atlas (3 days). Volume 8 (Notes & Mém. n° 563) : Meseta nord-occidentale (3 jours). Rehamna (1 jour).- Jbilet (1 jour). Siroua (2 jours). Saghro oriental (2 jours) / Jbilet (1 day). Rehamna (1 day). Northwestern Meseta (3 days). Siroua (2 days). Eastern Saghro (2 days).

Volume 9 (Notes & Mém. n° 564) : Les principales mines du Maroc / Main Mines of Morocco.

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NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC - VOLUME 3

SOMMAIRE / CONTENTS

Circuit C4 : Anti-Atlas et Haut Atlas, circuit occidental / Tour C4 : Anti-Atlas and High Atlas, Western Loop.......................................................................................................................................... 09 Points clés / Highlights........................................................................................................................................ 11 Documents à consulter ou emporter.................................................................................................................. 12 J 1: Marrakech-Agadir via le couloir d’Argana (270 km).............................................................. 12 Arrêt J1-1 : La bordure nord-atlasique à Imi-n-Tanout................................................................... 12 Arrêt J1-2 : La Faille d’Imi-n-Tanout-Ichemrarn................................................................................ 14 Arrêt J1-3 : Empreintes de pattes de Sauropodes du Jurassique moyen....................................... 14 Arrêt J1-4 : La Faille d’Amzri dans le couloir d’Argana................................................................... 16 Arrêt J1-5 : Les basaltes infraliasiques d’Argana............................................................................... 16 Arrêt J1-6 : Marqueurs tectoniques de l’extension triasique............................................................. 17 Arrêt J1-7 : Faille d’Ameskroud.................................................................................................................. 18 J 2 : Agadir-Tafraout via Aït Baha (200 km)......................................................................................... 19 Arrêt J2.1 : L’enveloppe cambrienne du Kerdous à Imi M’qorn............................................... 23 Arrêt J2.2 : Passage Précambrien-Cambrien à l’est de Kerdous................................................... 24 Arrêt J2-3 : Basaltes d’Ida Ougnidif, marqueurs de l’extension fini-précambrienne........... 24 Arrêt J2-4 : La déformation hercynienne à la bordure orientale du Kerdous.......................... 25 Arrêt J2-5 : Plis de glissement gravitaire et extension dans le Cambrien inférieur............... 27 Arrêt J2-6 : La discordance PIII/PII au col d’Aferni...................................................................... 27 Arrêt J2-7 : Les schistes paléoprotérozoïques du Kerdous.............................................................. 28 Arrêt J2-8 : Gneiss du J. Ouiharen-Idîkel................................................................................................ 29 Arrêt J2-9 : Granite de Tafraoute................................................................................................................. 29 J 3 : Tafraout-Goulimine via Tiznit (210 km)......................................................................................... 30 Arrêt J3-1 : Granite rose de Tafraoute à Aday......................................................................................... 30 Arrêt J3-2 : Discordance de la série d’Anzi sur le socle paléoprotérozoïque........................... 30 Arrêt J3-3 : Panorama du col du Kerdous : la retombée occidentale de la boutonnière........ 31 Arrêt J3-4 : L’Ordovicien à l’Ouest de la boutonnière du Kerdous.............................................. 32 Arrêt J3-5 : La déformation hercynienne à la base de Jbel Inter.................................................... 32 Arrêt J3-6 : Aplatissement-cisaillement et recristallisation dans l’axe du J. Inter.................... 34 Arrêt J 3-7 : Ennoyage vers le sud du Cambrien de Lakhssas.......................................................... 36 J4 : Goulmine-Tata via Assa (410 km)................................................................................................... 35 Arrêt J4-1 : Faille de Fask.......................................................................................................................... 37 Arrêt J4-2 : Déformation pénétrative des Schistes à Paradoxides............................................... 38 Arrêt J4-3 : Col d’Amazloug.................................................................................................................... 38 Arrêt J4-4 : Jbel Tazout : Dévonien supérieur-Tournaisien.......................................................... 40 Arrêt J4-5 : Le Carbonifère du Jbel Ouarkziz et de la Betana.......................................................... 40 Arrêt J4-6 : Le Dévonien inférieur des Rich : Rich 1 et 2 d’Assa............................................... 41 Arrêt J4-7 : Pli mineur chevauchant d’Icht....................................................................................... 44 Arrêt J4-8 : Les Rich 1 et 2 de l’anticlinal de Tissenrhal................................................................ 45 Arrêt J4-9 : Calcaire à Sellanarcestes de l’oued Meskaou............................................................... 45 J5 : Tata-Taroudant via Tagmoute-Irherm (240 km)......................................................................... 46 Arrêt J5-1 : Relation plissement/fracturation dans l’anticlinal d'El Bouir................................ 47 Arrêt J5-2 : Fracturation de la barre Tata-Akka à Oufrane.............................................................. 49 Arrêt J5-3 : Virgation de la barre de Tata-Akka entre Oufrane et Jbair................................... 49 Arrêt J5-4 : Fracturation de la dalle composite gréso-calcaire du Rich 3 à Jbair..................... 50 Arrêt J5-5 : Cisaillements dans le Bani de Tata ; vue de profil......................................................... 50 Arrêt J5-6 : Cisaillements dans le Bani de Tata : vue de face....................................................... 52 Arrêt J5-7 : Plis de détachement dans l’Adoudounien au toit de la Tagragra de Tata......... 53 Arrêt J5-8 : Plis dysharmoniques dans le niveau de décollement du Cambrien inférieur ......... 54

SOMMAIRE

J6 : Taroudant-Marrakech via le Tizi n’Test (230 km).................................................................... Arrêt J6-1: La zone subatlasique méridionale ; panorama du versant sud du Haut Atlas............ Arrêt J6-2 : Auberge « Belle Vue » : la ZFTT sur le versant sud du Haut Atlas...................... Arrêt J6-3 : Le Tizi n’Test.............................................................................................................................. Arrêt J6-4 : Auberge d’Idni : le linéament atlasique ZFTTa et le Horst de Tadafelt............... Arrêt J6-5 : Bassin triasique de Talat n’Ya’qoub à Tinemal............................................................ Arrêt J6-6 : Un segment actif de la ZFTTh à Imidel, vallée du N’fis............................................ Arrêt J6-7 : Zone subatlasique septentrionale : séries du Plateau de Kik (Trias-Crétacé)......... Arrêt J6-8 : Pont de l'oued Rérhaia : le Viséen de Souktana............................................................. Arrêt J6-9 : Panorama de Douar Sour : Zone subatlasique et plaine du Haouz......................... Remerciements........................................................................................................................................................ Références ...................................................................................................................................................................

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55 58 60 62 63 64 65 66 68 68 69 69

Circuit C5 : Anti-Atlas central / C5 Tour : Central Anti-Atlas......................................................... 73

Points clés / Highlights............................................................................................................................................ 75 Documents à consulter ou emporter ............................................................................................................... 76 Journée J1 : Agdz-El Mhamid via Zagora (200 km)............................................................................. 76 Arrêt J1-1 : Ourika n’Ourmast ; les Grès terminaux et la séquence du Cambrien moyen......... 77 Arrêt J1-2 : Dyke de dolérites triasico-liasiques au pont de Tansikht............................................ 78 Arrêt J1-3 : Terminaison orientale de l’Anticlinal JBEB, aspect de la fracturation............ 81 Arrêt J1-4 : Terminaison périclinale de l’antiforme de Bou Azzer, faciès du Cambrien moyen et aspect de la fracturation............................................................................................................... 81 Arrêt J1-5 : La zone de faille Zagora-Oum Jerane-Taouz (ZFZOT) : une branche paléozoïque de l’AMAA........................................................................................................................................ 82 Arrêt J1-6 : Le 1er Bani à Aït Semgane...................................................................................................... 83 Arrêt J1-7 : Chevauchement mineur au sommet du 1er Bani........................................................... 83 Arrêt J1-8 : L’Ashgill supérieur au col des Beni Salmane................................................................. 85 Arrêt J1-9 : Le groupe du 2ème Bani au nord d’El Mhamid................................................................ 85 Journée J2 : Zagora-Bou Azzer-Agdz (180 km)...................................................................................... 86 Arrêt J2-1 : Le volcanisme du Cambrien inférieur d’Al Glo’a........................................................ 89 Arrêt J2-2 : Le bassin néoprotérozoïque supérieur de Trifya (Ediacarien)............................. 90 Arrêt J2-3 : La Série de plateforme de Bleïda....................................................................................... 92 Arrêt J2-4 : La mine de Bleïda............................................................................................................... 92 Arrêt J2-5 : La granodiorite de Bleïda....................................................................................................... 93 Arrêt J2-6 : Le grand dyke de Foum Zguid....................................................................................... 94 Arrêt J2-7 : Ophiolite d’Aït Ahmane.......................................................................................................... 95 Arrêt J2-8 : Les dépôts périglaciares (dropstones) de Tidilline....................................................... 96 Arrêt J2-9 : La Série de Tidilline à Tidilline......................................................................................... 97 Journée J3 : Agdz-Agadir Tissint via Foum Zguid, Alougoum (240 km)............................... 98 Arrêt J3-1 : Les grès du Tabanit au sud de Tasla.................................................................................... 99 Arrêt J3-2 : Failles normales à la base des grès terminaux d’Aghbar.......................................... 99 Arrêt J3-3 : Le Cambrien du flanc SW de la boutonnière de Bou Azzer...................................101 Arrêt J3-4 : Les séismites cambriennes de Talat..................................................................................102 Arrêt J3-5 : Vue panoramique d’Alougoum et zone à Cambrien supérieur-Trémadoc inférieur103 Arrêt J3-6 : Dyke gabbroïque et Formation du 1er Bani à Foum Zguid...................................105 Arrêt J3-7 : Le Dévonien inférieur de Jbel El Haydouria................................................................107 Arrêt J3-8 : Le quaternaire d’Akka n’Aït Sidi.......................................................................................107 Journée J4 : Agadir Tissint-Taliouine via Agadir Melloul et Tizi n’Tarhatine (180 km)........108 Arrêt J4-1 : Plis de décollement de Bou Semmoum.........................................................................108 Arrêt J4-2 : Barre de Tata et Calcaires supérieurs..............................................................................109 Arrêt J4-3 : Le Cambrien de la région de Tisnassamine.....................................................................109 Arrêt J4-4 : L’Adoudounien déformé du couloir d’Agadir Melloul au Tizi n’Ounzour......111

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Arrêt J4-5 : L’Adoudounien déformé du couloir d’Agadir Melloul : la faille d’Agadir Melloul......112 Arrêt J4-6 : L’Adrar Iguiguil, paléorelief quartzitique disloqué à la fin du Néoprotérozoïque......112 Arrêt J4-7 : Barre de quartzites dans le socle granitique................................................................113 Arrêt J4-8 : Vue de la boutonnière du col de Tizi n-Ouzarza............................................................114 Arrêt J4-9 : Conglomérat de l’assif n-Warhmoud..............................................................................115 Arrêt J4-10 : La double discordance du Tizi n’Tarhatine...................................................................117 Arrêt J4-11 : Le Miocène et le volcanisme alcalin néogène au Jbel Tikniouine..................119 Remerciements...........................................................................................................................................................119 Références....................................................................................................................................................................120 Annexe....................................................................................................................................................................123

Notes et Mém. Serv. Géol. Maroc, n° 558, 2011, pp. 9-72, 78 fig.

Circuit C4 / Tour C4

ANTI-ATLAS ET HAUT ATLAS, CIRCUIT OCCIDENTAL ANTI-ATLAS AND HIGH ATLAS, WESTERN LOOP par / by Abderrahmane SOULAIMANI & Hassan OUANAIMI

In Nouveaux Guides géologiques et miniers du Maroc / New Geological and Mining Guidebooks of Morocco, Michard A., Saddiqi O., Chalouan A., Rjimati E., Mouttaqi A. (Eds), Notes et Mémoires du Service géologique du Maroc, 2011, n°s 556-564

Circuit C4 / Tour C4

Anti-Atlas et Haut Atlas, circuit occidental Anti-Atlas and High Atlas, western loop par / by

A. SOULAIMANI1 & H. OUANAIMI2

Un classique du Sud marocain ; 6 jours, 1600 km A classic tour in Southern Morocco ; 6 days, 1600 km drive Points clés : Ce circuit de six jours offre un aperçu global de la géologie du Sud marocain le long d’itinéraires d’une exceptionnelle qualité d’affleurement à travers les zones occidentales des chaînes du Haut Atlas et de l’Anti-Atlas. En partant de Marrakech (J1), vous découvrirez les séries méso-cénozoïques liées à l’évolution de l’Atlantique central (Trias synrift du couloir d’Argana, basaltes tholéïtiques, etc.) ainsi que les failles nord- et sud-atlasiques (Imi-nTanout et Ameskroud). Les jours suivants (J2 et J3) sont dédiés au Massif de Kerdous, exemple du substratum précambrien de l’Anti-Atlas, et à la déformation varisque dans sa couverture (Plateau de Lakhssas). Le contraste entre les spectaculaires plis dans l’Ordovicien (Bani) et le Dévonien (Rich) et le Carbonifère seulement monoclinal de Jbel Ouarkziz fera l’objet de la quatrième journée (J4). Enfin, par leur excellente qualité, les plis du Dévonien des Rich de Tata permettent d’aborder la thématique des réservoirs plissés et fracturés (J5). De nombreuses villes et sites touristiques se rencontrent sur le chemin, dont la visite est possible (Agadir, Tafraoute, Tiznit, Goulmine, Tata, Taroudant). Le tour vers Marrakech (J6) est décrit par le col mythique du Tizi n’Test, avec son linéa ment faillé à réactivations varisque et atlasique.

Highlights : This six-day field trip is designed for discovering the geology of South Morocco through carefully selected, outstanding stops. Starting from Marrakech (D1), you will discover the Mesozoic-Cenozoic series recording the Central Atlantic evolution (Triassic syn-rift sequence of the Argana Corridor, CAMP basalts, etc.) and the northern and southern Atlas faults at Imi-n-Tanout and Ameskroud, respectively. D and D3 are dedicated to the Kerdous Eburnian - Pan-African massif and to its late Proterozoic-Paleozoic folded cover (Lakhssas Plateau). The Variscan deformation of the Bani (Ordovician) and Rich (Devonian) folds contrasting with the Monoclinal Ouarkziz (Carboniferous) is observed during D4, whereas the impressive fold interferences in the Tata region and the relationships between fractures and folding constitute the main topic of D5. Historical cities or sites occur along the route (Agadir, Tafraoute, Tiznit, Goulmine, Tata, Taroudant...), which can be visited. The journey back to Marrakech (D6) is planned through the mythic Tizi n’Test Pass, along a fault lineament reactivated twice, i.e. during the Variscan and Atlas orogenies. 1 2

Cadi Ayyad University, Faculté des Sciences Semlalia, Laboratoire GEOHYD, av. Moulay Abdellah, BP 2390, Marrakech, Morocco. E-mail : [email protected]

Département de Géologie, ENS, Université Cadi Ayyad, BP S2400, Marrakech, Maroc. E-mail : [email protected]

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Documents à consulter ou emporter :

1) Ouvrages ♦ Vol. 1 des Nouveaux Guides on y trouve une vue d'ensemble de l'évolution géologique des deux chaînes traversées par notre circuit (Anti-Atlas et Atlas) ; ♦ The Geology of Morocco. Structure, Stratigraphy, and Tectonics of the Africa-Atlantic-Mediterranean Triple Junction, Edited by A. Michard, O. Saddiqi, A. Chalouan, D. Frizon de Lamotte Springer Verl., Berlin, Heidelberg, vol. 116, 404 p. ; • Pique A. & Soulaimani A. (2006) : Pierres et paysages du Sud marocain. Eds. Géode, terre et patrimoine. 120 p. ♦ Piqué A., Soulaimani A., Laville E., Amrhar M., Hoepffner C., Bouabdelli M., Chalouane A. (2007). La Géologie du Maroc, Eds. Géode, terre et patrimoine, 280 p.

2) Cartes ♦ Carte routière du Maroc (échelle 1/1 000 000 conseillée) ; ♦ Carte géologique du Maroc au 1/1 000 000 ; ♦ Carte géologique du Maroc au 1/500 000, feuille Marrakech (épuisée) ; ♦ Carte géologique du Maroc au 1/200 000, feuilles de Goulimine et Dra inférieur (Choubert et al., Notes et Mém. 90, 1956), Foûm el Hassane-Assa (Choubert et al., Notes et Mém. 59, 1969) et Akka-Tafagount-Tata (Hollard et al., Notes et Mém. 163, 1970) ; ♦ Carte géologique du Maroc au 1/100 000, feuilles d’Imin-Tanout (Duffaut et al., Notes et Mém. 203, 1981), Couloir d’Argana (Tixeront & Duffaud, 1974), Tafraout (Notes et Mém. 307 ,1983), Tiznit (Notes et Mém. 360, 1991), Bou Izakarn (Notes et Mém. 311, 1992), Goulimine (Notes et Mém. 437, 2005), Igherm (Choubert & Faure-Muret, Notes et Mém. 309, 1983), Taroudannt (Choubert et al., Notes et Mém. 306, 1983), Amezmiz (Labriki et al., Notes et Mém. 372, 1996) ; ♦ Cartes géologiques au 1/50 000, Tanalt (Smith et al., Notes et Mém. 401, 2001) ; Tanalt (Barnes et al., Notes et Mém. 403, 2001) ; Tahnnawt (Angoud et al., Notes et Mém. 446, 2002).

3) Echelle des temps géologiques ♦ L’échelle internationale, édition 2009, est donnée en Annexe 2, en fin de volume. Dans cette nouvelle charte, l’âge de la limite Pliocène-Quaternaire est passé de 1,8 à 2,6 Ma. Ce changement n’est pas pris en compte dans les pages qui suivent.

J1 : Marrakech-Agadir via le couloir d’Argana (270 km)

Itinéraire et thèmes (fig. 1.1) : Plaine plio-quaternaire du Haouz. Couverture crétacée-éocène de Chichaoua. Bordure nord du Haut Atlas occidental à Imi-n-Tanout. Dépôts syn-rift du Trias du Couloir d’Argana. Trapps

basaltiques du Trias-Lias. Faille Sud-Atlasique à Ameskroud. Bassin néogène du Souss.

Route and themes (fig. 1.1) : Haouz Pliocene-Quaternary plain. Cretaceous carbonates of Chichawa. High Atlas northern border at Imi-n-Tanout. Triassic syn-rift deposits and CAMP basalt trapps in the Argana Corridor. Souh Atlas Fault at Amskroud. Neogene Souss Basin.

Route : A partir de Marrakech, prendre vers l’ouest la route d’Essaouira (N8) ; on roule sur les dépôts néogènes et quaternaires de la plaine du Haouz, ravinés par des oueds qui prennent naissance dans le Haut Atlas et se déversent dans l’oued Tensift. On traverse l’un de ces oueds, l’oued N’fis, au niveau du village Loudaya, à 30 km de Marrakech.

Tout le long de ce trajet, la plaine du Haouz est bordée au sud par les hauts reliefs de l’Atlas et au nord par ceux, plus proches, des Jbilet (les « petites montagnes »). Notons que ces dernières sont une sorte d’avant-poste de la chaîne atlasique, puisqu’elles sont bordées au nord par une importante faille inverse néogène. Quelques affleurements paléozoïques surgissent au sein de la plaine, dont les calcaires dévoniens de Jbel Gueliz à Marrakech (voir itinéraire C3, vol. 2) et sur notre route, ceux de Jbel Ardouz à Mzoudia (Km 50, GPS : 31°34’10"N ; 08°38’42"W), exploités par la cimenterie ASMAR. Le substratum paléozoïque affleure encore au SE de Chichaoua (douar Ighouar). On y voit des terrains ordoviciens plissés et métamorphiques (schistosité subméridienne) appartenant au domaine hercynien de Meseta occidentale, comme la Koudiat Mzoudia elle-même.

La ville de Chichaoua est située sur des calcaires turoniens, dominés par une colline formée d’un talus marneux d’âge Maastrichtien puis de calcaires et marnes de l’Eocène (Jbel Tilda, 473 m ; fig. 1.2). A Chichaoua, prendre à gauche la direction d’Agadir, en direction du sud. On roule sur les calcaires du Crétacé-Eocène sur une quinzaine de kilomètres, puis sur des alluvions quaternaires dont la pente augmente progressivement vers le sud (glacis-terrasse). A droite de la route, on aperçoit les reliefs des Jbel Jbaïl, Kharouba et Bou Zergoun, structures anticlinales disposées en échelon au front de la chaîne atlasique. Arrêt J1-1 : La bordure nord-atlasique à Imi-n-Tanout (GPS : 31°10’04’’N ; 08°51’05’’W)

S’arrêter à la sortie sud de l’agglomération, en face du vieux village d’Imi-n-Tanout, et grimper à droite de la route pour disposer d’une bonne vue vers le SE (fig. 1.3). La bordure nord du Haut Atlas montre ici des séries crétacées et tertiaires redressées. Du sud vers le nord, on distingue : i) la barre calcaire turonienne, formée de calcaires lumachelliques puis de grès ; ii) le Sénonien caractérisé par des marnes blanches crayeuses ; iii) des calcaires marneux de l’Eocène. Ces séries marines sont recouvertes en

CIRCUIT C4 : ANTI-ATLAS ET HAUT ATLAS, CIRCUIT OCCIDENTAL

FIG. 1.1 : Carte géologique simplifiée des zones occidentales du Haut Atlas et de l’Anti-Atlas, redessinée à partir de la carte du Maroc au 1/1 000 000. Le parcours de l’excursion est souligné en noir, les arrêts sont indiqués dans les cercles blancs. FIG. 1.1 : Simplified geological map of the Western High Atlas and Anti-Atlas, redrawn from the geological map of Morocco, scale 1/1000 000. Black line with arrows indicates the itinerary and direction of the trip. Arrêts are indicated in the white circles.

FIG. 1.2 : - Vue vers le nord de la butte-témoin éocène de Chichaoua. FIG. 1.2 : Northward view of the Eocene hill which overhangs the town of Chichawa.

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FIG. 1.3 : Vue générale vers le SE des séries méso-cénozoïques de la bordure nord du Haut Atlas dans la cluse d’Imi n’Tanout. FIG. 1.3 : Southeast view of the Cretaceous-Eocene series at the northern border of the High Atlas, Imi-n-Tanout cluse.

discordance par le conglomérat continental mio-pliocène à galets souvent striés et tronçonnés du fait de la poursuite du raccourcissement atlasique (voir vol. 2, circuit C2, notamment). Ces couches néogènes sont basculées vers le nord par les dernières compressions atlasiques, qui provoquent le renversement du Crétacé sur le Tertiaire vers l’est.

Au niveau de la cluse (Imi = « bouche » en berbère), la route recoupe la barre de calcaire turonien à pendage nord, puis les séries du Crétacé inférieur à dominante marnogréseuse jaune (Albien), puis des marno-calcaires (Barrémien à Clansayésien). Ces séries marines se rattachent au bassin côtier atlantique d’Essaouira-Agadir. Vers l'est, le Crétacé anté-Aptien devient continental (Circuit 1, J1).

Route : La route tourne vers l’ouest et suit dans un premier temps la rive droite de l’oued Imi-n-Tanout qui longe la faille du même nom. Celle-ci met en contact le substratum cambro-ordovicien soulevé au sud et les séries crétacées au nord. Arrêt J1-2 : La Faille d’Imi-n-Tanout-Ichemrarn (GPS : 31°09’04’’N, 08°51’55’’W)

L’arrêt se situe dans la montée vers le col à peu de distance d’Imi n’Tanout et permet d’observer dans le paysage vers le SE la faille d’Imi-n-Tanout-Ichemrarn. C’est l’une des grandes failles inverses nord-atlasiques. Le substratum paléozoïque (Jbel Bou Ibawene et Waninalene) au sud est soulevé contre les séries apto-albienne (Jbel Lemgo) au nord (fig. 1.4). Cette tectonique est illustrée par une structure en crochon de faille inverse qui affecte des couches jurassique au niveau du col plus à l’est (Tizi Warguiwine ; tizi = col en berbère). Comme les principales failles atlasiques, la faille d’Imi-n-Tanout a enregistré une histoire complexe, d’abord précambrienne, puis paléozoïque (hercynienne) (Cornée et al., 1987), et finalement méso-cénozoïque.

Route : La route longe pendant plusieurs kilomètres la vallée E-W d’Imi-n-Tanout-Asseratou et la faille majeure séparant le bloc cambro-ordovicien d’Aït Lahcen au sud, à déformation hercynienne, et les séries crétacées du Jbel Lemgo, basculées vers le nord. Ensuite, la route serpente en légère ascension au sein des faciès rouges redressés et faillés du Jurassique et du Crétacé inférieur, avant la grande descente vers l’oued Irohalen. Arrêt J1-3 : Empreintes de pattes de Sauropodes (GPS : 31°07’00’’N, 08°58’57’’W)

Après une longue descente, la route traverse l’oued Irouhalen à la localité de Tafaytour et entame une longue montée. Sitôt celle-ci amorcée, on remarque sur le parement gauche de la route une surface structurale subverticale de marnes et grès rouges du Jurassique ou Crétacé inférieur. Sur celle-ci sont visibles de nombreuses structures polygonales ou sub-circulaires, juxtaposées ou superposées, de taille centimétrique à décimétrique (fig. 1.5). Les études récentes ont montré que ces marques, restées longtemps énigmatiques, correspondent à des empreintes de Dinosauriens (Jenny et al., 1981 ; Ishigaki, 2009). Ce dernier auteur a comptabilisé près de 500 traces de pattes de « petits » Sauropodes. Les empreintes des pattes antérieures et postérieures ont respectivement un diamètre de 20 et 70 cm. Route : Poursuivre la route (N8) qui prend, une fois la montée terminée, une direction SW, recoupant d’abord la Faille d’Imi-n-Tanout-Ichemrarn, puis longeant désormais les faciès rouges du Trias du couloir d’Argana. On roule dans un premier temps sur le plateau de Tazidra sur près de 15 km avant d’entamer la descente du col de l’oued Amzri, plus connu sous le nom Foum Jrana (bouche de grenouille). Avant de quitter le plateau de Tazidra, au sud du


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FIG. 1.4 : Vue vers l’est de la faille nord-atlasique d’Imi-n-Tanout (ligne jaune en tirets). K : Cambrian, Js : Jurassique, Ci : Crétcé inférieur. FIG. 1.4 : Eastward view of the Imi-n-Tanout North Atlas Fault (dashed yellow line). K : Cambrian, Js : Jurassic, Ci : lower Cretaceous.

FIG. 1.5 : Empreintes de pattes de Sauropodes sur une surface de stratification du Jurassique moyen, redressée à la verticale. En vignette : détail des structures.

FIG. 1.5 : Sauropod tracks on a Middle Jurassic vertical bed west of Imi n’Tanout. Insert : enlargement of a group of tracks

village du même nom, on peut apercevoir à droite de la route l’un des exemples les plus spectaculaires illustrant le basculement de blocs durant l’extension triasique. Il s’agit de la répétition de crêtes gréseuses (formation « T6 », entre les douars d’Agrouaou et Tifelfal), orientées N-S à N30, par des failles à pendage vers l’est ; ces failles déterminent la répétition des niveaux stratigraphiques T5 et T6 (Tixeront, 1973). Géologie du couloir permo-triasique d’Argana

Dans le Haut Atlas occidental, les terrains triasiques sont, pour l’essentiel, cantonnés dans le couloir d’Argana (fig. 1.6), C’est un bassin allongé NE-SW entre le substratum hercy-

nien du bloc paléozoïque à l’est et le bassin atlantique d’Agadir à l’ouest. La disposition de ses formations continentales montre un pendage général vers l’ouest, avec les terrains permiens à la base, le long de la bordure orientale. Le bassin est structuré selon un système de grandes failles ENE-WSW, NE-SW et WNW-ESE, dont l’activité (au moins pour certaines d’entre elles) est continue jusqu’à l’Actuel. Les séries rouges triasiques ont été étudiées et cartographiées en détail par Tixeront (1973) qui y a distingué 8 formations (t1 à t8), coiffées par les laves basaltiques infra-liasiques (fig. 1.6A, B). Les deux premières formations sont rapportées au Permien et les autres au Trias. La formation t3 vient d’être datée du Trias inférieur

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FIG. 1.6 : Le couloir triasique d'Argana : A) Schéma structural d'après Tixeront (1974) et Medina (1991), avec localisation des arrêts ; B) Colonne stratigraphique simplifiée d'après Tixeront (1974) et Aït Chayeb et al. (1998).

FIG. 1.6 : The Triassic corridor of Argana : A) Structural sketch after Tixeront (1974) and Medina (1991), with location of the stops ; B) Simplified stratigraphic column from Tixeront (1974) and Aït Chayeb et al. (1998).

(Tourani et al., 2010 ; Klein et al., 2010). Les formations t4 et t5 sont rapportées au Trias moyen et au Carnien, et les suivantes, t6 à t8, au Norien. Or l’évolution du bassin permo-triasique d’Argana est en relation étroite avec l’ouverture de l’Atlantique central. Elle enregistre le rifting attesté par le contexte extensif et l’épanchement de laves basaltiques tholéïtiques intraplaques (Medina, 1994 ; Piqué & Laville, 1995 ; Ait Chayeb et al., 1998). Les basaltes tholéïtiques sommitaux appartiennent à la province magmatique de l’Atlantique central “CAMP” (Knight et al., 2004), couronnant le stade de rifting à la limite TriasJurassique (~200 Ma). Le bassin d’Argana présente beaucoup de similitudes avec ceux d’Amérique du Nord, notamment celui de Nouvelle Ecosse (Olsen, 1997). On trouvera une description détaillée du couloir d’Argana dans le volume 7 des Nouveaux Guides, circuit 11, J1. Arrêt J1-4 : La Faille d’Amzri dans le couloir d’Argana (GPS : 30°58’12’’N ; 09°02’60’’W)

Cet arrêt se situe près du village d’Amzri dans la série grésosilteuse du Trias. D’ici, on peut voir sur le versant NW une faille inverse WNW-ESE qui affecte les séries gréso-pélitiques rouges d’Adrar Amadil Igzour. La variation cartographique de son rejet, qui devient plus important dans le Jurassique, ainsi que sa géométrie, sont en faveur d’un léger décollement dans

le Trias supérieur. Cette structure est parallèle à la Faille d’Amzri (fig. 1.7), grande structure décro-chevauchante dextre qui décale la crête triasique d’Adrar Amadil Igzour, au nord, relativement à la crête jurassique du Jbel Tama au sud. Ces derniers terrains forment une falaise continue sur plusieurs kilomètres sur la bordure ouest du couloir d’Argana.

Route : La N8 longe le couloir d’Argana à la limite entre les formations triasiques T4 et T5, parallèlement et à l’ouest de l’assif n’Aït Moussa. Vers l'est, se dresse toujours le massif ancien paléozoïque (massif d’Ida ou Mamoud), et à l’ouest, la corniche jurassique de Jbel Tama. Au niveau du village de Timzgadiouine une piste part vers la gauche (est) et conduit au district minier de Seksawa. Juste après, la continuité du Jbel Tama s’interrompt au niveau du village d’Aït Khettab Oufella pour reprendre plus au sud. Le village est situé au pied de magnifiques travertins liés à des chutes d’eau intermittentes qui proviennent du plateau jurassique de Tizguine. Arrêt J1-5 : Les basaltes infraliasiques d’Argana (GPS : 30°46'3,35"N ; 9°9'4,21"W)

Au sud des travertins d’Aït Khettab Oufella, d’épaisses coulées basaltiques affleurent le long du flanc ouest du couloir d’Argana, sous les falaises carbonatées jurassiques. On peut les voir de plus près au-delà du village d’Argana,


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FIG. 1.7 : Vue vers le NW d’un décollement associé à une faille dans le Trias de la bordure ouest du couloir d’Argana, près du village d’Amzri. FIG. 1.7 : Faulted Triassic red beds near Amzri village : an example of décollement level at the western border of the Argana Corridor.

par exemple au point GPS indiqué, où elles apparaissent en hauteur sur le flanc du plateau d’Iggui Yirès sous forme d’empilement de coulées sombres (fig. 1.8). Pour y accéder, il faut prévoir une escalade d’une bonne demi-heure.

Les basaltes d’Argana se placent à la partie sommitale de la formation T8 de Bigoudine. Il s’agit d’un empilement de plusieurs coulées dont les variations d’épaisseur (30 à 60 m) sont à mettre à l’actif d’une tectonique de blocs. L’absence de structure en pillow-lavas indique un contexte de mise en place aérien à subaérien (Aït Chayeb et al., 1998). A leur base, un niveau blanchâtre souligne l’altération hydrothermale qui affecte les siltites. Un âge Trias supérieur-Lias inférieur leur a été attribué sur la base des datations paléontologiques des sédiments associés (Jalil, 1996) et d'âges isotopiques (K/Ar, 196 ±17 Ma (Manspeizer et al., 1978). Ces basaltes, dont le chimisme est celui de tholéïtes intraplaques, se sont mis en place pendant l’événement majeur de la Province magmatique de l’Atlantique central (CAMP), considéré comme responsable de la crise biologique de la limite Trias-Jurassique.

supérieur (T8). L’une de ces entailles fraîches (voir point GPS) montre de nombreuses failles N-S à NNESSW métriques à décamétriques à composante normale (fig. 1.9). Leur agencement montre une succession de horsts et grabens, témoins de la tectonique extensive triasique. De nombreuses failles similaires, dont certaines à l’échelle cartographique, sont fréquentes dans les séries

Route : La route N8 longe la rive ouest de la retenue du barrage Abdel Moumen, bâti sur l’oued Issene, et entame l’ascension du col de Tizi El-Hajaj avant l’ultime descente vers Ameskroud et la plaine du Souss. Arrêt J1-6 : Marqueurs tectoniques de l’extension triasique (GPS : 30°37’36’’N ; 09°20’45’’W)

Dans la descente vers Ameskroud, des parements ont été rafraîchis récemment le long de la route, permettant l’observation de bonnes coupes dans les siltites rouges du Trias

FIG. 1.8 : Vue des coulées basaltiques infraliasiques de la CAMP à la bordure ouest du Couloir d’Argana.

FIG. 1.8 : View of the Triassic-Liassic CAMP trapps at the western border of the Argana Corridor.

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sud du Haut Atlas (Choubert & Faure-Muret, 1965). Ce « sillon » est assimilable à un bassin d’avant-pays atypique. Vers l’est, sa limite nord est un système de failles communément appelé « accident ou faille sud-atlasique », à l’ouest elle est plus complexe et intègre plusieurs structures du système du Tizi n’Test , considéré comme élément majeur de l’évolution des chaînes varisques et atlasiques (Mattauer et al., 1972 ; Proust et al., 1977 ; Ouanaimi & Petit, 1992), système sur lequel on reviendra pendant la dernière journée (J6) de ce circuit.

Le bassin du Souss constitue une dépression triangulaire allongée E-W, bordée au nord par le Haut Atlas, et au sud par l’Anti-Atlas. Il s’étend sur 150 km depuis l’océan Atlantique jusqu’aux abords du massif de Siroua, avec une FIG. 1.9 : Failles normales mineures dans les siltites rouges du Trias supérieur, au sud du couloir d’Artopographie qui s’élève progressivement vers gana, attribuables à la tectonique extensive triasique. l’est jusqu’à 700 m s’altitude. Il est traversé en FIG. 1.9 : Road cut showing a system of normal faults crosscutting the Upper Triassic siltites : an examson centre par l’oued Souss. Sa topographie ple of Triassic extensional tectonics in the Argana Corridor. dissymétrique, avec une bordure nord raide et permo-triasiques du couloir d’Argana. Leur abondance une limite sud à pente plus faible, est la conséquence d’une dans les formations antérieures à T8 dans certaines localidéformation atlasique qui s’atténue du nord au sud. tés montre leur caractère synsédimentaire. L’histoire géologique du bassin est d’abord liée à celles des Route : La route aborde bientôt l'ascension du col de Tizi bassins côtiers d’Essaouira-Agadir dont il constitue la parAl Hajaj toujours dans les formations triasiques et entame tie méridionale depuis le Trias jusqu’au Crétacé (Medina, la descente vers la plaine du Souss. Vers l’ouest, on peut 1994), puis à celle du Haut Atlas occidental dont il est acobserver à plusieurs endroits des structures de décollement tuellement l’avant-pays. Cette évolution a abouti à une strucdans les séries jurassiques (Calcaires d’Id Omoulid) qui ture en synclinorium comprenant deux dépocentres, à l’est et forment la corniche de Jbel Azazoul. à l’ouest (Nairn et al., 1980). Sa bordure nord ou front sudatlasique, correspond au prolongement de la zone faillée du Arrêt J1-7 : Faille d’Ameskroud Tizi n’Test, orientée WSW–ENE. Elle est formée par un ré(GPS : 30°31’58’’N ; 09°19’46’’W) seau de quatre failles principales (fig. 1.11), d’ouest en est, Au terme de la longue descente du versant sud du Haut les failles, d’Agadir-Tagragra, de l’oued Issen, de Taroudant Atlas occidental vers la plaine du Souss, on observe sur le et de d’Oulad Berhil. Vers le sud du bassin, les failles d’El parement droit du dernier virage vers Ameskroud des niKeléa et de Biougra constituent d’importants accidents dont veaux carbonatés du Jurassique redressés et plissées avec l’activité principale a eu lieu lors de la distension triasique. un déversement vers le sud (fig. 1.10). On se situe ici sur L’obliquité de ces failles par rapport au rift triasique sugla faille d’Ameskroud, une des branches de la Faille sud atgère un fonctionnement comme failles de transfert qui s’enlasique (SAF) qui longent la bordure sud du Haut Atlas ocracinent sur des plans de détachement subhorizontaux qui cidental (fig. 11A). D’autres explications sont fournies ont contrôlé l’ouverture de l’Atlantique. dans le paragraphe suivant, concernant la géologie du basLors de la collision Afrique-Europe, le bassin du Souss est sin du Souss. soumis à une inversion tectonique qui a débuté après l’Eocène, du moins dans les zones occidentales du bassin. Cette Route : A partir d’Ameskroud, la route pénètre dans la inversion serait contrôlée par le fonctionnement d’un plan plaine du Sous où elle contourne par l’est, d’abord la strucde détachement profond, incliné vers le nord, probablement ture plissée de Lgouz, interprétée comme un anticlinal à une ancienne structure hercynienne, à partir de laquelle déversement sud à l’aplomb de la faille d’Ameskroud, puis émergent aussi bien les failles du système du Tizi n’Test que plus au sud le pli, plus symétrique, de Tagragra. celles d’El Keléa et de Biougra (fig. 1.11C). Le raccourcisGéologie du bassin du Souss sement, dont le taux est estimé à 20% (Mustaphi et al., 1997), est accompagné de décollement dans les séries évaAvec le bassin de Ouarzazate situé à l’est du Siroua, le basporitiques du Trias. sin du Souss fait partie du « sillon pré-africain » à la marge


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FIG. 1.10 : Plissement des formations jurassiques décollées à l’aplomb de la faille sud-atlasique d’Ameskroud. FIG. 1.10 : Folded Jurassic series above the South Atlas Fault at Ameskroud.

L’activité néotectonique des structures du bassin du Souss est clairement matérialisée par l’implication des niveaux plio-quaternaires dans une déformation d’amplitude métrique à décamétrique. L’activité sismique régionale est relativement modérée avec néanmoins de violentes secousses comme celle du séisme destructeur d’Agadir en 1960.

J2 : Agadir-Tafraout via Aït Baha (200 km)

Itinéraire et thèmes (fig. 2.1) : L’accent est mis sur l’évolution polycyclique du socle Précambrien. Socle éburnéen (Paléoprotérozoïque). Couverture de plateforme néoprotérozoïque. Plis et cisaillements panafricains. Magmatisme du Néoprotérozoïque terminal. Granite de Tafraoute. Transgression de l’Adoudounien-Cambrien inférieur et tectonique extensive associée. Route and themes (fig. 2.1) : Emphasis is on the Precambrian polycyclic evolution. Eburnian basement (Paleoproterozoic). Neoproterozoic platform series. Pan-African folding and shearing. Late Neoproterozoic magmatism. Tafraoute granite. Adoudounian-Cambrian transgression and coeval extensional tectonics Introduction à l'étude du Précambrien du Kerdous

La boutonnière précambrienne du Kerdous est l’une des plus étendues de l’Anti-Atlas ; y affleurent largement les deux principales unités lithostructurales protérozoïques, qui sont le substratum paléoprotérozoïque et les formations néoprotérozoïques. Cet ensemble est scellé par les dépôts transgressifs du Cambrien inférieur (fig. 2-1 ; voir aussi vol. 1, fig. 5).

Le socle paléoprotérozoïque représente plus de 30 % de la superficie de la boutonnière de Kerdous. Il affleure dans deux massifs, au NE, dans le massif de Tafraoute-Tasrirt et, au SW, dans celui de Tazerwalte (Tazeroualt). Le premier, le plus étudié, est formé de roches métamorphiques (schistes, micaschistes, gneiss, migmatites), dérivant en partie d’un ensemble gréso-pélitique à alternances turbiditiques. Ces roches métamorphiques sont recoupées par plusieurs massifs de granitoïdes datés du Paléoprotérozoïque. L’intensité du métamorphisme est très variable et augmente graduellement de la périphérie (épizone) vers le centre (plateau de Tasrirt, mésozone et catazone).

Selon Hassenforder (1987), une déformation éburnéenne D1 est responsable d’une foliation S1 associés à des plis isoclinaux P1. Elle est souvent transposée dans une déformation ultérieure D2 attribuée à l’événement panafricain, responsable aussi des rétromorphoses des métamorphites D1. Ces terrains éburnéens sont recoupés par plusieurs plutons de granitoïdes calco-alcalins, ainsi que par des leucogranites et des pegmatites. On y distingue des granitoïdes syntectoniques, comme le massif de Tasrirt, associé à des injections de liquides granitiques dans des schistes très métamorphiques (migmatites, selon Choubert, 1963), et des massifs post-tectoniques de type Tahala et Tazerwalte. Le massif gneissique du Jbel Ouiharen, allongé E-W au nord de Tasrirt, est considéré comme un granite éburnéen ultérieurement transformé en orthogneiss par la déformation panafricaine.

Les terrains néoprotérozoïques sont représentés par deux grands ensembles : les quartzites du Groupe du Lkest (J. El Kest, 2359 m), équivalent du Groupe de Taghdoute rencon-

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FIG. 1.11 : Le front sud-atlasique le long du bassin du Souss (Sebrier et al., 2006). (A) : Représentation de structures néotectoniques sur topographie numérique (données SRTM) ; (B) : Structures tectoniques sur image LANDSAT TM. ; (C) : Coupe géologique interprétative du bassin du Souss. Les anciennes failles normales majeures se sont propagées en surface selon deux géométries : i) propagation directe de rampe vers la surface, e.g. : la faille à Ameskroud ; ii) propagation sur un décollement de couverture qui produit le pli de rampe par cintrage de Tagragra. SAF : Faille Sud Atlasique ; NAF : Faille Nord Atlasique ; SSF : Faille sud de Siroua ; AAF : Faille de l’Anti-Atlas ; WHA : Haut Atlas Occidental (Voir le texte pour les failles I, II, III et IV).

FIG. 1.11 : The southern High Atlas front along the Souss basin (Sebrier et al., 2006). (A) : Neotectonic sketch map. Background SRTM90 digital topography. The active faults are mapped with red heavy lines ; (B) :Map of the tectonic structures on a LANDSAT TM image. (C) : Crustal scale interpreted cross-section. The former normal fault rooted at depth propagated upward during inversion with two different geometries : i) direct upward propagation up to the surface, e.g. Ameskroud Fault ; ii) ramping off to a shallow detachment level up to Tagragra Fault bend fold. (SAF : South Atlasic Fault ; NAF : North Atlasic Fault ; SSF : South Siroua Fault ; AAF : Anti-Atlas Fault ; WHA : Western High Atlas) See text for faults I, II, III and IV.

tré plus à l’est (voir circuit C1, journée J2), et les formations volcano-détritiques du Groupe de Ouarzazate. Le premier ensemble correspond à d’anciennes arénites de plateforme épicontinentale, qui renferment localement des niveaux de schistes, conglomérats et carbonates. Comme partout dans l’Anti-Atlas, cette série est fortement injectée par des dykes et sills doléritiques (Suite de Toudma). Les contacts entre les quartzites néoprotérozoïques et le socle éburnéen sont partout faillés, notamment le long de la vallée d’Ameln où une zone de cisaillement décro-chevauchante dextre affecte les schistes de Kerdous (Paléoprotérozoïque) et les quartzites du Lkest. Ce cisaillement, attribuable à la déformation panafricaine, est responsable d’une foliation subéquatoriale S2 et du redressement des quartzites du Lkest. Le second ensemble néoprotérozoïque est formé de dépôts volcano-détritiques tardi- et post-tectoniques regroupés en plusieurs groupes (Tafraoute, Anzi, Feiyzirt, Tanalt, Ait Baha et Oufoud). Dans le bassin d’Anzi se déposent, en

conditions péri-glaciaires, des alternances de conglomérats polygéniques (tilloïdes), de grès et de silts varvés. Les formations attribuées aux groupes supérieurs sont sensiblement de même nature, mais associées à une importante activité volcanique. Dans l’ensemble, ces dépôts sont contrôlés par une tectonique extensive et le magmatisme associé, de nature calco-alcaline, est formé de rhyolites, ignimbrites et andésites. Vers le sommet, des basaltes tholéitiques intracontinentaux (ici, les basaltes d’Ida Ougnidif) se sont épanchés dans tout l’Anti-Atlas avant la transgression cambrienne. Durant celle-ci, le volcanisme, encore actif, est de nature alcaline.

Les travaux antérieurs sont unanimes sur le caractère polycyclique des déformations protérozoïques dans l’AntiAtlas occidental en général, et dans le massif de Kerdous en particulier (Hassenforder, 1987 ; Aït Malek et al., 1998). Deux épisodes magmatiques s’opposent, l’un aux alentours de 2 Ga., et l’autre entre 610 et 550 Ma. Le premier, essen-


FIG. 2.1 : Carte géologique simplifiée du massif précambrien du Kerdous, redessinée d’après les cartes géologiques au 1/50 000 de Had-n-Tahala (Barnes et al., 2001a), Anzi (Barnes et al., 2001b), Tanalt (Smith et al., 2001) et Barrage Youssef Ben Tachafine (Waters et al., 2001). FIG. 2.1 : Simplified geological map of the Kerdous Precambrian inlier, redrawn from the geological maps, scale 1/ 50 000, sheets of Had-nTahala (Barnes et al., 2001a), Anzi (Barnes et al., 2001b), Tanalt (Smith et al., 2001) and Barrage Youssef Ben Tachafine (Waters et al., 2001).

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tiellement plutonique, est associé au cycle orogénique éburnéen, événement à l’issue duquel le Craton Ouest-Africain (CWA, WAC) est formé, et le second, surtout volcanique, est à rattacher aux événements panafricains tardifs (Aït Malek et al., 1998 ; Barbey et al., 2004). Cependant, sur le plan de la déformation, il est plus difficile de séparer ces deux épisodes (Nachit et al., 1996 ; Soulaimani & Piqué, 2004). La foliation des roches les plus métamorphiques dans le plateau de Tasrirt est associée à l’événement éburnéen (Hassenforder, 1987). Cette attribution est basée sur la corrélation, souvent erronée, entre le degré de métamorphisme et l’âge des formations, corrélation qui était autrefois adoptée pour établir les découpages lithostructuraux du Précambrien de l’Anti-Atlas. L’ancienne foliation serait reprise le long de grandes zones de cisaillement qui affectent les quartzites néoprotérozoïques et les anciens plutons Hassenforder (1987). Cependant, aucune reprise d’ancienne foliation n’est visible hormis dans les zones de cisaillement. Le massif de Tafraoute-Tasrirt lui-même ne montre qu’une seule foliation à disposition concentrique, raide à la périphérie et subhorizontale au centre. Cette foliation souligne ainsi une struc-

ture en dôme, qui explique le gradient de métamorphisme croissant vers le centre. Le dôme de Tasrirt est limité par deux zones de cisaillement ductile E-W dextres au nord et au sud (fig. 2.2). Le centre de la structure est recoupé par plusieurs granitoïdes, d’abord calco-alcalins et à mise en place syn- à tardi-tectonique (type Tarçwat ; Pons et al., 2006), puis alcalins post-tectonique (type Tafraoute) (Barnes et al., 2001a). L’âge de la foliation, qui est aussi celui de la structure en dôme, est alors contraint par celui de la mise en place du massif de Tarçwat (583-560 Ma ; Aït Malek et al., 1998). C’est aussi l’âge des principales vulcanites des séries volcanodétritiques du Groupe de Ouarzazate (Groupe de Tanalt) qui se dépose à la périphérie de la boutonnière, dans un contexte extensif. Selon Soulaimani & Piqué (2004), on est en présence d’une exhumation de dômes métamorphiques (Tasrirt et Ouiharen), associée à la mise en place de plutons granitiques dans un contexte transcurrent, lors d’un épisode d’extension crustale fini-protérozoïque, consécutif à l’épaississement panafricain. Le modèle proposé reste cependant hypothétique, en attendant de nouvelles recherches pétrostructurales et géochronologiques.

FIG. 2.2 : Structure et évolution du massif paléoprotérozoïque de Tafraoute-Tasrirt (Soulaimani & Piqué, 2004). A- carte géologique simplifiée du Kerdous ; B- Carte structurale du massif de Tafraoute-Tasrirt ; C- Coupe géologique interprétative de l’évolution fini-Protérozoïque ; D- modèle cinématique du massif de Kerdous. FIG. 2.2 : Structure and evolution of the Paleoproterozoic Tafraoute-Tasrirt massif (Soulaimani & Piqué, 2004). A- Simplified geological map of the Kerdous inlier ; B- Structural map of the Tasrirt dome ; C- Schematic cross-section ; D- Kinematic model for Late Proterozoic tectonics in the Kerdous inlier.


Route : Quitter Agadir (km 0) et prendre la rocade vers le SE. Après le passage sur le pont de l’oued Souss, à 8 km, tourner à gauche en direction de Biougra et Tafraoute. On roule sur les alluvions récentes de la plaine fertile du Souss. Des limons et des encroûtements, parsemés de dunes à l’ouest, constituent les niveaux superficiels.

A 20 km d’Agadir, on traverse l’agglomération d’El-Keléa, connue pour sa source hydrothermale (fontaine publique à droite de la route). C’est à ce niveau qu’émerge la faille d’El Keléa (fig. 1.11C). Vers le sud apparaissent les montagnes du Kerdous (Jbel El Kest) derrière le plateau cambrien d’Aït Baha, qu’on commence à gravir à partir d’Imi M’qorn. A Imi M’qorn (40 km d’Agadir), on quitte la plaine du Souss et pénètre dans une cluse qui traverse les premiers reliefs cambriens de l’Anti-Atlas. La couverture cambrienne du massif du Kerdous est ici formée de calcaires récifaux à Archéocyathes du Cambrien inférieur (Calcaires supérieurs), exploités par des carrières de marbre et de gravier (à gauche de la route). Les strates cambriennes sont inclinées vers le nord avec un pendage faible (~25°). Ce basculement vers le nord est la résultante d’une longue histoire de mouvements synsédimentaires puis orogéniques au cours du Paléozoïque, puis de mouvements mésocézoïques (marge atlantique surrection atlasique). Arrêt J2.1 : L’enveloppe cambrienne du Kerdous à Imi M’qorn (GPS : 30°06’38,2’’N ; 09°13’48,2’’W)

A environ 4 km de la cluse, et après avoir traversé la cuvette d’Imi M’qorn, la route remonte dans les Calcaires

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supérieurs vers le plateau d’Ayt Wakrim. L’arrêt prévu en hauteur permet d’avoir un panorama sur la plaine du Souss, au nord des premières buttes cambriennes et, audelà, sur les reliefs imposants du Haut Atlas (fig. 2-3). En contrebas, la cuvette d’Imi M’qorn est due à l’effondrement, par une faille de plus de 150 m de rejet, des séries schisteuses du Cambrien inférieur et des Grès terminaux (base du Cambrien moyen ; Geyer & Landing, 2004) qui forment la butte de Taourirt Agouarm au centre de la cuvette (fig. 2-4)

Sur le parement droit de la route, on peut observer les alternances de barres carbonatées des Calcaires supérieurs où s’intercalent des niveaux schisteux. Les calcaires montrent des laminations stromatolithiques et des plans stylolitiques parallèles à la stratification, acquis lors des processus de compaction diagénétique.

Route : Sur une quinzaine de kilomètres, nous roulons sur le plateau carbonaté d’Ayt Wakrim, d’abord sur les Calcaires supérieurs, ensuite sur la Série lie-de-vin et finalement sur les Calcaires inférieurs (Cambrien inférieurAdoudounien ; voir la colonne stratigraphique du Paléozoïque dans le vol. 1, fig. 7). La pente est imperceptible jusqu’à Aït Baha où on atteint les premiers terrains volcano-détritiques du Précambrien terminal (Groupe de Ouarzazate ou PIII), représentés ici par les rhyolites du Groupe de Tanalt.

A Aït Baha, 54 km d’Agadir, avancer tout droit vers le SE dans la direction de Tafraoute (une autre route vers Tafraoute via Tanalt bifurque à droite). Notre route, très sinueuse, va longer le flanc NE du massif du Kerdous sur

FIG. 2.3 : Vue vers le nord à partir de la remontée vers le plateau d’Ayt Wakrim. La cuvette d’Imi M’qorn (Cambrien inférieur à moyen) s’étale au premier plan, séparée de la plaine du Souss par des reliefs de Calcaires supérieurs (carrières). Au dernier plan, on aperçoit la muraille du Haut Atlas. FIG. 2.3 : Northward view from the Ayt Wakrim Plateau. The Imi M’qorn depression (Lower to Middle Cambrian) extends in the foreground, separated from the Souss plain by the Lower Cambrian Upper Limestones (queries). The High Atlas barrier can be seen in the background.

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FIG. 2.4 : La transition Précambrien-Cambrien en bordure NE du Kerdous (région d’Aït Baha ; regard vers le sud) ; A : Vue vers le nord ; B : Coupe géologique du Cambrien d’Ayt Wakrim en bordure nord du massif du Kerdous (d’après Ambroggi et Neltner, in Choubert, 1952).

FIG. 2.4 : The Late Proterozoic-Cambrian transition at the NE border of the Kerdous inlier (Aït Baha area, looking south) ; A : Northward view ; B : Geological cross-section of the Ayt Wakrim Cambrian Plateau at the northern edge of Kerdous inlier (From, Ambroggi and Neltner, in Choubert, 1952).

plus de 10 km. Elle est tracée sur les schistes et grès verts de la Série de base de l’Adoudounien entre la corniche des Calcaires inférieurs à gauche et, à droite, les rudes escarpements de l’oued Aït Baha, creusés dans les séries volcano-détritiques (PIII). Arrêt J2.2 : Passage Précambrien-Cambrien à l’est de Kerdous (GPS : 30°02’41’’N ; 09°04’2,7’’W)

Après avoir dépassé le barrage d’Aït Baha, s’arrêter au km 70 d’Agadir. Cet arrêt offre une bonne vue en coupe E-W (fig. 2.5A) sur le passage des séries volcaniques du Groupe d’Ouarzazate (PIII) aux premiers dépôts de l’Adoudounien-Cambrien inférieur, représentés ici par la Série de base. Celle-ci, épaisse d’environ 150 m, montre de bas en haut (fig. 2.5B), des conglomérats, un niveau schisteux pélitique, une dalle carbonatée (calcaire de base), et environ 50 m de schistes et grès verts sur lesquels passe la route. Cette série est coiffée par la Dolomie de Tamjoute (Calcaires inférieurs) formant cuesta. Dans le Calcaire de base, on note la présence de passées gréseuses montrant des structures synsédimentaires, telles que des slumps et des brèches intraformationnelles à éléments calcaires et à galets de quartzites. Ces derniers sont issus de formations néoprotérozoïques du type de celles du Jbel Lkest (dont on aperçoit au loin vers le SW les crêtes dentelées). Arrêt J2-3 : Basaltes d’Ida Ougnidif, marqueurs de l’extension fini-précambrienne (GPS : 29°51’30’’N ; 08°58’15’’W)

Cet arrêt se situe au-dessus du village d’Ida Ougnidif (km 114), sur la nouvelle route vers Tanalt qui gravit vers l’ouest les pentes quartzitiques du J. Lkest. S’arrêter au

sommet pour avoir une vue complète sur la cuvette d’Ida Ougnidif, bordée à l’ouest par les quartzites néoprotérozoïques et à l’est par les séries du Cambrien inférieur qu’on vient de traverser. Le soubassement de la cuvette est essentiellement basaltique (fig. 2-6). La pente abrupte qui délimite les quartzites correspond à une zone de failles normales NNW-ESE (fig. 2-7), réactivant probablement une paléofaille. Les quartzites sont affectés par diverses structures extensives (fentes de tension, mini-grabens,…) indiquant un effondrement vers le NE. Dans le compartiment effondré se sont accumulés d’épais dépôts conglomératiques (PIII), à éléments essentiellement quartzitiques, anguleux et mal classés, réunis par une matrice siliceuse. Ces dépôts sont surmontés vers l’est par le basalte d’Ida Ougnidif, en coulées superposées sur plusieurs dizaines de mètres. Au sommet des coulées, des structures en coussins indiquent une mise en place sous-aquatique. Pétrographie et géochimie

Au microscope, ces basaltes montrent une texture microgrenue intersertale à sub-ophitique à la base, microlitique fluidale, aphyrique à porphyrique vers le sommet. Ils sont totalement transformés en une minéralogie secondaire du faciès schistes verts (albite, chlorite, actinote, épidote, sphène, calcite et quartz). La minéralogie primaire serait formée de plagioclase, clinopyroxène, olivine, ilménite et apatite.

D'un point de vue géochimique, ils se caractérisent par i) une albitisation secondaire du plagioclase, suite à un enrichissement en Na2O et un appauvrissement en CaO ; ii) les rapports XMg (0,40 à 0,64), ajoutés à la variabilité des teneurs en Ni (64-280 ppm), Cr (77-355 ppm) et éléments incompatibles, montrent que les magmas ont subi, à des


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FIG. 2.5 : La transition Précambrien-Cambrien en bordure NE du Kerdous (région d’Aït Baha ;) ; A : Vue vers le sud ; B : Coupe géologique

FIG. 2.5 : The Precambrian-Cambrian transition at the NE border of the Kerdous inlier (Aït Baha area) ; A : Southward view of the transition ; B : Cross-section of the Precambrian-Cambrian transition at the eastern border of the Kerdous massif.

degrés divers, des processus de fractionnement et/ou de contamination crustale ; iii) les concentrations en TiO2 (1,70-2,78 %) et P2O5 (0,22-0,46 %) sont comparables à celles des basaltes intraplaques. Les spectres multi-éléments normalisés au manteau primitif (fig. 2-8) montrent un enrichissement en éléments fortement incompatibles, un faible fractionnement des terres rares légères par rapport aux terres rares lourdes (La/Yb = 1,79-4,53), une faible anomalie négative en Nb (Th/Nb = 0,07-0,13 ; La/Nb = 0,86-2,26), absence d'anomalies négatives en Zr et TiO2 et un faible fractionnement des terres rares légères par rapport aux terres rares lourdes. Tous ces caractères confirment la nature tholéïtique et le caractère anorogénique de ces laves (Soulaimani et al., 2004). A noter que des manifestations volcaniques analogues sont décrites dans plusieurs localités autour des autres boutonnières de l’Anti-Atlas (Bajja, 2001; Algouti et al., 2001). Ce sont des marqueurs de l’extension préalable à la transgression cambrienne sur les ruines de la chaîne panafricaine. Route : Retourner à Ida Ougnidif et prendre la direction de

Tafraoute. La route traverse différents affleurements de basaltes où des arrêts sont possibles. Arrêt J2-4 : La déformation hercynienne à la bordure orientale du Kerdous (GPS : 29°49’04’’N ; 08°53’59’’W)

Juste après le village de Tagmoute (29°49’44’’N ; 08°54’55’'W), et toujours le long de la zone de faille décrite précédemment, on peut observer à droite de la route des affleurements de conglomérats du PIII. Le conglomérat polygénique est ici affecté par une schistosité subverticale de direction N150 (fig. 2-9), traduisant le serrage hercynien (Carbonifère supérieur). Un peu partout dans l’Anti-Atlas occidental, on note que les niveaux conglomératiques constituent un niveau favorable à l’apparition de la schistosité ; leurs galets peuvent, selon l’intensité de la déformation, être tronçonnés ou non. Dans le cas présent, les galets sont seulement réorientés et rares sont ceux qui montrent un début de tronçonnement dans la matrice schistosée. La déformation observée témoigne du rôle important de ce couloir de faille lors du serrage hercynien

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FIG. 2.6 : Vue vers le NE de la dépression d’Ida Ougnidif. Au-dessous du Cambrien basal (Série de base) se se placent des coulées basaltiques. FIG. 2.6 : View of the Ida Ougnidif depression, looking northeast-ward. Basalt flows occur here beneath the Lowermost Cambrian cover (Série de base).

FIG. 2.7 : Coupe géologique interprétative de la bordure orientale du massif du Kerdous au niveau d’Ida Ougnidif. FIG. 2.7 : Interpretative cross-section of the eastern edge of the Kerdous inlier at Ida Ougnidif.

FIG. 2.8 : Spectres multi-éléments normalisés au manteau primitif des basaltes d’Ida Ougnidif et de ceux de Jbel Kerkar (bord ouest du Kerdous). FIG. 2.8 : Normalized multi-elemental spectra for Ida Ougnidif and Jbel Kerkar basalts (east and west of the Kerdous massif, respectively).


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comme faille bordière du massif du Kerdous, assimilable à une structure en « pop-up ». Arrêt J2.5 : Plis de glissement gravitaire et extension dans le Cambrien inférieur (GPS : 29°44’53’’N, 08°49’22’’W)

Cet arrêt est situé sur le début de la route d’Aït Abdellah, qui prend vers la gauche (est) à partir de celle de Tafraoute, au niveau du col d’Aferni (km 145 d’Agadir). S’arrêter dans la descente à 1 km de l’embranchement. Sur le parement gauche de la route, on observe de belles structures de déformation synsédimentaire qui affectent certains niveaux des calcaires adoudouniens (fig. 2.10). Il s’agit de plis isoclinaux décamétriques couchés dans des alternances pélitiques et carbonatées peu inclinées. Le plus remarquable montre dans son flanc long de petites failles normales scellées par les laminations sus-jacentes, donc clairement synsédimentaires. Ces structures gravitaires témoignent de la persistance de l’extension, déjà active durant la période fini-précambrienne, lors du dépôt des niveaux carbonatés cambriens (Soulaimani et al., 2003).

Route : Faire demi-tour et à la bifurcation, reprendre à gauche la route vers Tafraoute. Après environ 1,5 km, on débouche sur la belle vallée d’Ameln au col d’Aferni. Arrêt J2.6 : La discordance PIII/PII au col d’Aferni (GPS : 29°44’10’’N ; 08°50’41’’W)

FIG. 2.9 : Conglomérat fini-Précambrien affecté par une schistosité varisque redressée le long de la bordure orientale du Kerdous. FIG. 2.9 : Upper Neoproterozoic conglomerates from the eastern border of the Kerdous inlier, showing a Variscan, steeply dipping cleavage.

Cet arrêt au col montre une vue superbe (fig. 2.11A) sur la vallée des Amelns (Vallée des amandiers). Plusieurs villages jalonnent cette vallée, bâtis près des sources au pied du J. Lkest (leur population est réduite car souvent expa-

FIG. 2.10 : Structures synsédimentaires dans le Cambrien inférieur (Adoudounien) à l’est du Kerdous. Photo du haut : vue générale d’un pli de glissement gravitaire (slumping) à déversement ouest dans des alternances carbonatées-pélitiques. Photos du bas : vues rapprochées de failles normales synsédimentaires dans le flanc normal long.

FIG. 2.10 : Synsedimentary structures in the Lower Cambrian (Adoudounian) limestones, eastern border of the Kerdous Massif. Top : view of an isoclinal slump fold verging westward. Bottom : close views of the synsedimentary normal faults within the normal limb.

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triée dans les villes du Maroc ou de l’étranger pour s’y adonner aux activités commerciales). La vallée est creusée dans les Schistes du Kerdous (Paléoprotérozoïque). Elle est bordée au nord par les quartzites néoprotérozoïques redressés (J. Lkest) et au sud par le massif orthogneissique de Jbel Ouiharen-Idîkel. Une large zone de cisaillement décro-chevauchante dextre passant dans la vallée sépare ces deux ensembles (Hassenforder, 1987 ; Soulaimani et Piqué, 2004). La zone de cisaillement est soulignée dans le paysage par des lentilles quartzitiques kilométriques allongées parallèlement à la direction générale du couloir. Au col où nous sommes, elle est recouvert en discordance majeure, tout comme les quartzites redressés, par les conglomérats du Groupe de Tanalt (fig. 2.11B). Ces derniers présentent un pendage faible vers l’est, comme les carbonates du Cambrien sus-jacents. La zone de cisaillement des Ameln et le plissement des quartzites

du Lkest sont donc d’âge panafricain à tardi-panafricain, antérieur aux dépôts conglomératiques sommitaux du Groupe de Tanalt (ou Groupe d’Ouarzazate, PIII). Arrêt J2.7 : Les schistes paléoprotérozoïques du Kerdous (GPS : 29°44’45’’N ; 08°54’38’’W)

Les Schistes du Kerdous, d’âge Paléoprotérozoïque (« PI ») sont représentés, le long de la descente de la vallée des Ameln, par une alternance gréso-pélitique de faible degré métamorphique (schistes verts à biotite, avec des taches d’andalousite) où le litage sédimentaire est bien conservé. Les schistes montrent une foliation redressée de direction E-W. Par endroit, la foliation porte une linéation minérale à fort plongement, proche de la ligne de plus grande pente. Les critères cinématiques indiquent un chevauchement vers le nord. A l’échelle de toute la Zone Faillée de la Vallée des

FIG. 2.11: A : Panorama sur la vallée des Amelns (ou d’Amelne), depuis sa terminaison orientale au col d’Aferni. B : Discordance des conglomérats du Groupe de Tanalt (« PIII », Ediacarien supérieur) sur les Quartzites du Lkest, redressés par le plissement panafricain, au col d’Aferni. FIG. 2.11 : A : Panorama of the Amelne valley from its eastern tip at the Aferni Pass. B : Unconformity of the Tanalt conglomerates (“PIII”, Late Ediacran) on top of the Lkest Quartzites tilted by the Pan-African folding, at Aferni Pass.

VCIRCUIT C4 : ANTI-ATLAS ET HAUT ATLAS, CIRCUIT OCCIDENTAL

Ameln (ZFVA ; fig. 2-2 A et C), la déformation cisaillante s’accentue jusqu’au contact avec les quartzites du Lkest, et une composante décrochante dextre s’ajoute à la cinématique de chevauchement (Hassenforder, 1987) Arrêt J2.8 : Gneiss du J. Ouiharen-Idîkel (GPS : 29°44’27’’N, 08°54’37’’W)

Le massif orthogneissique du Jbel Ouiharen-Idîkel forme une bande E-W de 10 km de long pour une puissance moyenne de 600 à 800 m. A l’ouest, la bande gneissique est recoupée par le granite de Tafraoute, tandis qu’à l’est, elle est recouverte en discordance par les conglomérats du PIII. Ces orthogneiss (fig. 2-12) passent localement et graduellement à des granites porphyroïdes isotropes qui affleurent dans une zone médiane du Jbel Ouiharen et du Jbel Idîkel plus à l’est.

Les orthogneiss présentent un débit planaire pénétratif qui affecte aussi bien les minéraux secondaires (muscovite et tourmaline) que les minéraux d’altération (séricite, chlorite et épidote) et est aussi postérieur à une première rétromorphose. Les feldspaths sont cataclasés et sont remplis

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de liserés noirs à minéraux secondaires. C’est une déformation dans un régime de cisaillement simple à cinématique chevauchante vers le nord comme le montre, à l’œil nu, l’asymétrie des zones abritées aux bords des porphyroclastes feldspathiques. La déformation qui affecte ces orthogneiss présente la même géométrie et la même cinématique que celle qu’on retrouve dans les Schistes du Kerdous, ou encore dans les quartzites néoprotérozoïques. Le processus d’orthogneissification est donc à associer aux déformations panafricaines.

Route : Continuer le long de la vallée vers l’ouest jusqu’au carrefour, et prendre à gauche la direction de Tafraoute. Arrêt J2.9 : Granite de Tafraoute (GPS : 29°44’57’’N ; 08°57’36’’W)

Peu avant l’entrée de la ville de Tafraoute, on peut voir sur les deux parements de la route (qui est ici en tranchée) le contact entre le granite fini-protérozoïque de Tafraoute (objet de l’arrêt J3.1) et les Schistes du Kerdous (fig. 2.13). Dans la zone de contact, le granite se charge en grandes enclaves de schistes et acquiert une foliation parallèle au

FIG. 2.12 : Macrophoto de l’orthogneiss mylonitique du Jbel Ouiharen, dans la zone de cisaillement panafricaine de la vallée des Ameln.

FIG. 2.12 : Close view of the Jbel Ouiharen mylonite from the Vallée des Ameln Pan-African shear zone.

FIG. 2.13 : Contact intrusif du granite fini-Protérozoïque de Tafraoute (clair, à gauche) dans les Schistes paléoprotérozoïques du Kerdous (sombres, à droite), à l’entrée nord de Tafraout.

FIG. 2.13 : Intrusive contact of the Late Proterozoic Tafraoute granite (light colored, on the left) in the Kerdous slates (dark, on the right) at the northern entrance to Tafraoute.

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contact. Celui-ci est sécant sur la foliation du substrat métamorphique, aussi bien sur celle des Schistes du Kerdous que sur celle de l’orthogneiss (prolongement des gneiss de Jbel Ouiharen-Idîkel)

J3 : Tafraout-Goulimine via Tiznit (210 km)

Itinéraire et thèmes : Le Précambrien du Kerdous (suite). Granite de Tafraoute. Discordance entre Série d’Anzi et substratum paléoprotérozoïque. Couverture paléozoïque occidentale. Déformation hercynienne dans le Plateau de Lakhssas.

Route and themes : Precambrian basement of the Kerdous inlier (continuation). Late Neoproterozoic Tafraoute granite. Anzi Series/Eburnian basement unconformity. Western Paleozoic cover. Variscan deformation of the Lakhssas Plateau. Arrêt J3.1 : Granite rose de Tafraoute à Aday (GPS : 30°09’70’’N ; 09°13’15’’W)

Quitter Tafraoute vers le SE en direction de Tiznit par Tahala. Nous roulons sur le granite fini-précambrien de Tafraoute pour une dizaine de kilomètres. L’altération en boules de ce granite est l’un des traits touristiques attrayants de la région. On peut admirer les chaos granitiques le long du trajet et notamment au niveau du village d’Aday

(fig. 3-1). Le granite de Tafraoute et ses équivalents (Agouni Yessene, Tazoulte, etc. ; cf. fig. 2.1) dont les âges varient entre 545 et 550 Ma, sont des intrusions post-tectoniques monzogranitiques à composition chimique subalcaline à alcaline potassique. Ce sont des manifestations plutoniques d’un magmatisme dont les termes volcaniques sont très abondants (Groupe de Ouarzazate). La tendance géochimique globale est celle d’un magmatisme calco-alcalin qui évolue vers des termes plus alcalin à la base du Cambrien. Route : La route longe le bord sud-ouest du granite de Tafraoute, puis pénètre dans celui de Tahala, daté du Paléoprotérozoïque (1920 ± 40 Ma) par la méthode Rb/Sr (Charlot, 1978), âge précisé ultérieurement par la méthode U/Pb sur zircons (2060 ±12 Ma ; Barnes et al., 2001a) et (2044 ±1.8 Ma ; Barbey et al., 2004). Malgré leur grande différence d’âge, le passage entre le granite de Tafraoute et celui de Tahala reste imperceptible dans le paysage. Seule leur réponse différente vis-à-vis de l’érosion (altération en boules pour le granite de Tafraoute, altération plus lamellaire pour celui de Tahala) permet une localisation approximative de leur contact. Après le village d’Ighalen n’Aït Abbas, la route grimpe en lacets dans les Schistes du Kerdous, encaissant méridional du granite de Tahala. Au col, prendre à droite la route qui remonte à l’ouest vers le col de Tizi n’Imouchchioum et s’arrêter au bout d’1 km, avant d’atteindre le col. Arrêt J3.2 : Discordance de la série d’Anzi sur le socle paléoprotérozoïque (GPS : 29°36’20’’N ; 09°09’17’’W)

Cet arrêt offre un panorama sur la dépression de Tahala, à substratum granitique et schisteux, et sur les reliefs qui la borde, le plateau de Tasrirt à l’est, la barrière des quartzites du Lkest au nord, et à l’ouest une falaise constituée par les séries volcano-sédimentaires d’Anzi (fig. 3.2). Ces dernières sont d’âge Néoprotérozoïque supérieur (niveau rhyolitique daté par U/Pb zircon à 614 ±38 Ma ; Barnes et al, 2001a). Elles reposent en discordance majeure sur le socle métamorphique de Tahala (Paléoprotérozoïque). Nous nous situons approximativement sur le prolongement de cette discordance, mais le contact est ici remobilisé par des décollements, comme l’indique la présence de niveaux cataclasés, des torsions de la foliation, etc. La Série d’Anezi

FIG. 3.1 : Paysage typique du chao granitique rose de Tafraoute au village d’Aday. FIG. 3.1 : Typical landscape in the Tafraoute pink granite at Aday village.

La Série d’Anzi, attribuée au Précambrien PII3 par G. Choubert (1963), correspond à des niveaux sédimentaires qui résultent du démantèlement d’une topographie montagneuse en conditions périglaciaire : glaciation varangienne (Deynoux, 1987 ; Hassenforder, 1987). Elle est équivalente à la Série de Tiddiline dans la boutonnière de


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FIG. 3.2 : Vue vers le nord de la bordure ouest de la plaine de Tahala. La série d’Anzi repose en discordance sur le socle éburnéen. FIG. 3.2 : Northward view of the western edge of the Tahala plain. The Anzi Formation overlies unconformably the Eburnian basement.

Bou Azzer qui, elle, est affectée par des plis et des chevauchements attribués à la phase panafricaine tardive « B2 » (Leblanc, 1975), phase liée, selon Hefferan et al. (1992), au même régime transpressif que la compression panafricaine majeure. Dans le Kerdous, le bassin d’Anzi est décrit comme étant contrôlé par des décrochements EW dextres et NE-SW sénestres, antérieurement aux dépôts de la série discordante de Tanalt (Groupe de Ouarzazate).

Selon les subdivisions établies pour les cartes géologiques au 1/50 000 de la boutonnières de Kerdous (Barnes et al. 2001a et b ; Smith et al., 2001 ; Waters et al., 2001), l’ensemble des formations volcano-détritiques non métamorphiques sont rangées dans le Groupe de Ouarzazate, subdivisé ici en quatre groupes, i) à la base le Groupe de Tafraoute, formé par un mélange d’ignimbrites, rhyolites, tufs, grès conglomérats...; ii) surmonté par les grès fins et conglomérats du Groupe d’Anzi, puis ; iii) par les grès et conglomérats argileux du Groupe de Tanalt et finalement; iv) le Groupe d’Afoud formé d’ignimbrites et de rhyolites intercalées de conglomérats. Ces groupes sont à leur tour subdivisés en formations puis en membres. L’âge de ces séries azoïques, approché par celui des volcanites associées, s’étend entre 620 Ma et 544 Ma (base du Cambrien). En l'absence des notices (non publiées) de ces cartes géologiques, le détail de ces nouvelles subdivisions et leur contexte géodynamique restent non précisés.

Route : Faire demi-tour et reprendre la route de Tiznit. Maintenant, on roule sur la Série d’Anzi. La route longe la plupart du temps l’oued Ida Ousmlal, qui coupe les séries gréseuses et volcaniques en gorges successives, jusqu’à la cluse de Jem’at Idawsmlal. Elle débouche alors sur une plaine schisteuse où on rejoint la route Tiznit-Tafraoute via Al Khamiys-n-Aït Wafqa. Après le village d’Ida Ousmlal, prendre à droite en direction de Tiznit. Jusqu’au col du Kerdous (qui donne son nom au massif), la route suit la

terminaison occidentale du plateau paléoprotérozoïque d’Aït Wafqa, qui correspond globalement à l’anticlinal de Tiyfrmiyt-Tighmi, couloir à substratum paléoprotérozoïque qui se rétrécit par endroit à quelques centaines de mètres. S’arrêter dans le parking de l’Hôtel Kerdous. Arrêt J3.3 : Panorama du col du Kerdous : la retombée occidentale de la boutonnière (GPS : 29°33’04’’N ; 09°20’27’’W)

L’arrêt au col du Tifermit (Hôtel de Kerdous) s’impose, avant la grande descente (Afoud) vers la cuvette de Tighmi (à 20 km) et la plaine de Tiznit (ville située 40 km plus loin). Perché à 1262 m d’altitude, le site offre un panorama remarquable sur le flanc ouest de la boutonnière précambrienne et permet de voir, si les conditions s’y prêtent, audelà de la plaine de Tiznit, les reliefs cambriens de la bordure du massif d’Ifni et parfois même l’océan Atlantique (fig. 3.3). L’hôtel Kerdous est bâti sur une zone faillée où les terrains paléoprotérozoïques (micaschistes), situés sur le prolongement ouest de la zone faillée de Tighmi-Tiyfrmiyte, sont recouverts par les dépôts volcanodétritiques du Groupe de Ouarzazate.

Route : La longue descente vers Tiznit se fait en deux étapes. La première longe le contact socle/couverture jusqu’au rebord de la dépression schisteuse de l’oued Tizgui, la deuxième se fait sur les ignimbrites rhyolitiques et tufs du Groupe de Tafraoute. Après le village de Tighmi, on laisse à gauche la route du Tazerwalt, massif paléoprotérozoïque subcirculaire formant un appendice au SW de la boutonnière de Kerdous. Notre route continue vers le NW et suit les gorges de l’oued Bou Iguechdern, entaillées dans les séries volcano-détritiques du Protérozoïque terminal, puis dans les formations carbonatées et gréso-silteuses sus-jacentes (Série de base et Cambrien inférieur ; fig. 3.4). On rejoint enfin l’oued Assaka, encaissé dans les

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FIG. 3.3 : Panorama de la retombée ouest du Kerdous et de la plaine de Tiznit, vu à partir du col de Tifermit (Hôtel Kerdous). FIG. 3.3 : Scenic view of the western flank of the Kerdous massif and the Tiznit plain, from Tifermit Pass (Kerdous Hotel).

FIG. 3.4 : Coupe géologique de la bordure ouest du Kerdous au niveau de l’oued Assaka (d’après Choubert, 1952).

FIG. 2-4 : Geological cross-section of the western border of the Kerdous inlier along the Assaka wadi (from Choubert, 1952).

schistes de l’Ordovicien inférieur (Formation de Tachilla), entre des terrasses fluviatiles très développées. Arrêt J3.4 : L’Ordovicien à l’ouest de la boutonnière du Kerdous (GPS : 29°37’4,5’’N ; 09°29’24’’W)

Après la traversée de l’oued Assaka, et au-delà du village de Bouchtil, une belle coupe de la terminaison sud du synclinal ordovicien du J. Ouarzemimene-Tachilla apparaît à droite de la route (fig. 3.5A). Les couches de l’Ordovicien présentent un pendage faible vers l’ouest, comparable à celui des couches cambriennes traversées précédemment. Malgré leur faible déformation apparente, ces séries du Paléozoïque inférieur sont considérées comme étant décollées de leur substratum et déplacées vers l’est lors du serrage hercynien (voir coupes géologiques dans la carte de Tiznit au 1/100 000 ; fig. 3.5B). L’importance de ce type de décollement croît en allant vers l’ouest de l’Anti-Atlas (Belfoul et al., 2002 ; Michard et al., 2010).

Route : Après l’oued Assaka, on entre dans la plaine de Tiznit, prolongement sud de la Plaine du Souss. A l’arrivée à Tiznit, prendre à gauche vers le sud la route de Goulimine (N1). A partir de Tiznit, située à 260 m d’altitude, on peut voir les reliefs bordant les boutonnières d’Ifni à

l’ouest et du Kerdous à l’est. Entre les deux surgit le Jbel Inter, relief frontal du plateau de Lakhssas qui sépare la plaine de Tiznit au nord de celle de Bou Izakarne au sud. En allant vers le sud, on roule d’abord sur la plaine quaternaire (calcaires lacustres) entaillée par divers oueds, dont l’oued Adoudou ou Oudoudou (d’où vient le nom d’Adoudounien) au pied du Jbel Inter (point GPS : 29°31'16,19"N ; 9°41'43,55”W). On entre dans le synclinal de Talïnt, coincé entre le J. Inter et le Kerdous (fig. 3.6). Arrêt J3.5 : La déformation hercynienne à la base de Jbel Inter (GPS : 29°24’58’’N ; 09°43’04’’W)

L’arrêt se situe au début de la montée vers le plateau de Lakhssas. Là, les Calcaires supérieurs montrent une déformation intense, avec des plis mineurs serrés, d’axe NS accompagnés par une schistosité subverticale de plan axial (fig. 3.7). La stratification est soulignée par des niveaux siliceux sombres microplissés au sein du calcaire recristallisé ductile. Les plis centimétriques visibles à l’affleurement sont des plis d’ordre 3, ils apparaissent sur des plis métriques d’ordre 2 qui sont eux-mêmes des plis mineurs associés aux plis régionaux d’ordre 1 (anticlinal du J. Inter et synclinal de Talïnt). Les calcaires renferment des cristaux de pyrites à zones abritées remplies de fibres syn-


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FIG. 3.5 : A- Succession stratigraphique de l’Ordovicien au sud du Jbel Ouarzemimene, flanc ouest du Kerdous.- B : Coupe correspondante, extraite de la carte géologique au 1/100 000 du Maroc, feuille de Tiznit (1991). FIG. 3.5 : A- The Ordovician stratigraphic succession at the southern Jbel Ouarzemimene along the western flank of the Kerdous inlier.- B : Corresponding cross-section, from the Geologic map of Morocco, scale 1/100 000, sheet Tiznit (1991).

FIG. 3.6 : Carte structurale du secteur du plateau cambrien de Lakhssas ; les stéréogrammes représentent la projection (canevas de Wulff, hémisphère inférieur) des plans de stratification (S0) et de schistosité (S1) ; B : coupe géologique interprétative (A-A’ sur la carte).

FIG. 3.6 : Structural map of the Lakhssas Plateau area ; stereograms (Wulff stereonet, lower hemisphere) represent bedding (S0) and foliation data (S1) ; B : E-W interpretative geological cross-section (A-A' in the map).

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ron 30 km. C’est la "Série lie-de-vin" qui affleure en synclinal dans l’axe du plateau et forme le cœur de l’anticlinal de Jbel Inter, dessiné par les Calcaires supérieurs et la Série schisto-calcaire à Archéocyathes. Le plateau constitue donc un synclinorium entre les culminations de socle des boutonnières d’Ifni et de Kerdous. Il montre une déformation très hétérogène qui s’intensifie au centre du plateau le long de failles subverticales, en particulier celles qui bordent latéralement le Jbel Inter (Soulaimani, 1998). Les plis de direction N-S sont hiérarchisés (voir plus haut), et à axes faiblement plongeants vers le nord ou vers le sud. Localement, la schistosité de plan axial subverticale montre des virgations régionales sénestres N160 et dextres N10-20. La linéation d’étirement, peu marquée, est sur la ligne de plus grande pente de la schistosité (Soulaimani & Bouabdelli, 2005). En dehors de la partie médiane du plateau, la schistosité est quasi absente ou fruste. Les divers critères cinématiques relevés le long de ces couloirs de cisaillement montrent un soulèvement synschisteux du substrat de Jbel Inter, « pop-up » formé dans un contexte régional transpressif (fig. 3-6B). Arrêt J3.6 : Aplatissement-cisaillement et recristallisation dans l’axe du J. Inter (GPS : 29°23’57’’N ; 09°44’5,8’’W)

Cet arrêt est localisé à la borne kilométrique « Goulimine 70 », juste après la montée sur le plateau (Tizi Mighert). On est dans l’une des zones de l’Anti-Atlas où la couverture cambrienne a été la plus intensément déformée lors FIG. 3.7 : La déformation hercynienne dans les calcaires du Cambrien inférieur du Plateau de Lakhsdu serrage hercynien. Les niveaux carbonatés sas ; A) série carbonatée-siliceuse à stratification inclinée vers le nord et schistosité verticale, dans la sont recristallisés (marbres) et affectés par une terminaison sud du synclinal de Talaïnt ; B) détail d’un flanc normal associés à des plis mineurs ; C) schistosité pénétrative (foliation) subverticale de début de transposition de la stratification (S0) dans les plans de schistosité (S1) ; D) plis isoclinal à charnière épaissie sur la faille bordière de Jbel Inter ; E) plan de cisaillement illustrant la dominance de moudirection N-S. Les marqueurs plissés (fig. 3-7D) vement verticaux. semblent être pour une part d’anciens joints styFIG. 3.7 : Variscan deformation in the Lower Cambrian limestones of the Lakhssas Plateau. A) folded lolitiques parallèles à la stratification (créés par siliceous carbonates with northward dipping bedding and vertical foliation, southern Talaïnt syncline ; B) close view of a normal limb associated with minor folds ; C) incipient transposition of the stratila compaction diagénétique). Les plis isoclinaux fication (S0) in the foliation plane (S1) ; D) isoclinal fold with thickened hinge, Jbel Inter bordering montrent un fort épaississement de la charnière, fault ; E) ductile shear zone with dominant vertical motion. dû à la ductilité du marbre. Les axes plongent cinématiques orientées verticalement. Enfin, des critères soit vers le nord, soit vers le sud, attestant la composante de sens de mouvement sur les bandes de cisaillement viencisaillante de l’aplatissement dans le plan de la schistosité. nent confirmer l'existence des déplacements synschisteux, Des structures S/C (shear bands) verticales, associées à à cinématique verticale dominante. une linéation d’étirement plongeant dans la ligne de plus grande pente, témoignent d’une cinématique d’expulsion Le Plateau de Lakhssas : structure générale verticale avec déversement à l’est. Le Jbel Inter apparaît Le plateau de Lakhssas (nommé d’après le village Tleta comme une boutonnière potentielle en « pop-up », encore Akhssas, fig. 1.1) s’élève entre les boutonnières précamrecouverte des niveaux inférieurs du Cambrien. De fait, briennes de Kerdous et d’Ifni à une altitude moyenne de les données gravimétriques confirment le soulèvement du socle sous le Jbel Inter (Soulaimani, 1989). 1000 m, sur une longueur de 50 km et une largeur d’envi-


Notons que les failles limitant le pop-up du Jbel Inter ont été réactivées durant les mouvements atlasiques récents, comme en témoigne la persistance d’une activité sismique régionale.

Route : Sur plus de 15 km, la route circule sur le plateau calcaire, couvert d’arganiers et d’euphorbes épineuses. La végétation y est souvent plus verdoyante car elle bénéficie des brises marines venant de l’ouest et de précipitations assez abondantes. Cependant, seules les « fontaines » permettent aux habitants d’avoir des réserves d’eau sur ce plateau karstique. Dans cette région où l’installation de plusieurs sites de carrières et marbrerie constitue un véritable levier économique, le village de Tlata Lakhssas est le centre administratif et la principale agglomération des tribus d’Aït Baâmrane, connues pour leur farouche résistance à l’installation du protectorat français au début du XXème siècle. Arrêt J 3.7 : Ennoyage vers le sud du Cambrien de Lakhssas (GPS : 29°11’04’’N ; 09°44’64’’W)

Le Cambrien du sud du Plateau de Lakhssas est globalement moins déformé qu’au nord, du fait du plongement axial des plis vers le sud, où ils s’ennoient sous la plaine de Bou Izakarn (fig. 3.8). La descente sur Bou Izakarne se fait par une vallée étroite creusée dans la Série lie-de-vin par l’oued Imgharen. A partir de l’arrêt indiqué, on aperçoit au SE les reliefs cambriens (Jebel Taïert) à orientation NE-SW. En arrière-plan, si le temps est limpide, on aperçoit les hauts reliefs des quartzites ordoviciens du Bani plissé. Vers le SW, les séries carbonatées cambriennes sont surplombées en arrière-plan par les montagnes précambriennes de la boutonnière d’Ifni, avec notamment les ignimbrites du J. Fogo (1250 m).

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Route : A Bou Izakarne, prendre à gauche vers Goulmine = Guelmim (N1). De Bou Izakarne jusqu’à Goulimine la route reste sur les Schistes à Paradoxides du Cambrien moyen (pélites et greywackes verdâtres) qui affleurent dans les falaises d’Adrar Akenbouch (à gauche de la route). La ville de Goulmine est appuyée sur une barre de quartzite (barre de Goulimine) intercalée dans ces schistes. La partie supérieure des schistes verdâtres (Km1c) forme le flanc ouest du synclinal perché du J. Taïert, coiffé par les Grès à Lingules ou Grès de Tabanit.

J4 : Goulmine-Tata via Assa (410 km)

Itinéraire (fig. 1.1) et thèmes : Stratigraphie et déformation des séries paléozoïques. Plis varisques de l’Ordovicien du Bani occidental. Plis du Dévonien des Rich. Amortissement de la déformation hercynienne vers la bordure du bassin cratonique de Tindouf-Zag ; le Carbonifère monoclinal de Jbel Ouarkziz.

Route (fig. 1.1) and themes : Stratigraphy and deformation of the Paleozoic series. Variscan folds in the western Bani Ordovician strata. Folding of the Devonian Rich Group. Vanishing Variscan deformation at the north border of the Tindouf-Zag cratonic basin ; the Carboniferous monocline of Jbel Ouarkziz. Introduction à la tectonique hercynienne entre Bani occidental et Ouarkziz

L’Anti-Atlas occidental est considéré comme un domaine plissé d’avant-pays de la chaîne varisque, globalement symétrique de la chaîne appalachienne des « Valley and Ridge » (Soulaimani, 1998 ; Burkhard et al., 2006 ; Soulaimani & Burkhard, 2008). Néanmoins, l’Anti-Atlas se caractérise par la présence de larges affleurements de socle

FIG. 3.8 : Vue vers le SW de la fermeture anticlinale dans les calcaires cambriens d’Andja, au sud du plateau de Lakhssas, le long de la descente vers la plaine de Bou Izakarn. FIG. 3.8 : South-western view of the Andja perianticline in the Cambrian limestones, south of the Lakhssas plateau in the slope towards the Bou Izakarn plain.

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précambrien qui correspondent à des antiformes faillés entourés de couverture paléozoïque plissée. Ainsi, le style tectonique est de type « thick-skinned» qui contraste avec celui de type « thin- skinned» des « Valley and Ridge » (Soulaimani et al., 1997 ; Helg et al., 2004). Signalons qu’une tectonique à structures tangentielles significatives s’observe à l’extrême ouest de l’Anti-Atlas entre Ifni et Bas Drâa (Soulaimani, 1998 ; Belfoul et al., 2002 ; Michard et al., 2010). Dans la plus grande partie de l’Anti-Atlas centre-occidental, la couverture paléozoïque, épaisse de plus de 7-8 km, est affectée par des plis droits fortement dysharmoniques (fig. 4.1). Les décollements les plus significatifs qui permettent ce plissement s’opèrent au sein de la Série liede-vin, des Schistes à Paradoxides et des shales noirs siluriens. Les niveaux compétents montrent des plis cylindriques et droits, contrastant avec les zones plus internes au SW d’Ifni, où le déversement des structures vers le SE est évident. Les plis possèdent des amplitudes et des longueurs d'onde gouvernés par l’épaisseur de chaque for-

mation. Les plis des épais quartzites ordoviciens du Bani ont 3 à 5 kilomètres d’amplitude alors que ceux des niveaux plus minces de calcaire et grès dévoniens des Rich ont une amplitude 10 fois inférieure. Le taux de raccourcissement global obtenu par restauration de ces plis est de 15–20% (Caritg et al., 2004 ; Helg et al., 2004). La présence ou non de structures en duplex est discutée (Soulaimani, 1998 ; Belfoul et al., 2002 ; Michard et al., 2010). Le raccourcissement du socle s’opère par l’inversion des anciennes failles normales ayant contrôlé l’extension finiprotérozoïque et cambro-ordovicienne. Le contraste impressionnant entre les plis en échelon du J. Rich dévonien et les séries monoclinales du J. Ouarkziz carbonifère a suscité diverses interprétations, incluant une zone de décrochement hercynienne (Piqué & Michard, 1989), voire (bizarrement !) néogène (Weijermars, 1993), ou un effet d’amortissement de la déformation hercynienne vers le SE (Soulaimani et al., 1997). Cet amortissement est également interprété comme l’expression en surface d’une

FIG. 4.1 : A : Localisation des arrêts de la première partie de la journée J4 reportés sur l’image Landsat 7 de l’AntiAtlas sud-occidental ; le trajet est en ligne noires discontinues. B : Coupe schématique à travers les séries paléozoïques plissées de l’Anti-Atlas occidental sur le transect Goulimine-Assa (AB sur la carte) (d’après Soulaimani, 1998).

FIG. 4.1 : A : Field stop location for the first half of day J4 plotted on the Landsat 7 scene of the southwestern Anti-Atlas ; Black dashed lines indicate the itinerary ; B : Schematic cross-section (AB in the map) of the folded Palaeozoic series of the Western Anti-Atlas, Goulimine-Assa transect (from Soulaimani, 1998).


structure en triangle sous le J. Ouarkziz, qui recouvrirait, selon un chevauchement aveugle vers le NW, les plis du J. Rich (Burkhard et al., 2006), ou comme une combinaison de ces mécanismes décrochants et chevauchants (Michard et al., 2010).

La première partie de la journée J4, entre Goulimine et Assa-Ouarkziz, montrera les différentes séries paléozoïques selon une coupe NW-SE, perpendiculaire aux axes des plis hercyniens (figs. 4.1, 4.2). Au long de la coupe, les paysages traversés dépendent étroitement de la géologie. En quittant Goulimine, la route longe la feija (combe) interne des Schistes à Paradoxides de la plaine de Fask. On traverse ensuite, par plusieurs cluses et cols successifs, les barres quartzitiques de l’Ordovicien qui forment les flancs de larges plis hecto- à kilométriques. Entre le Bani plissé et les crêtes dévoniennes des Rich, s’étale la plaine d’Assa-Aouinat Torkoz dont la couverture quaternaire masque généralement les shales siluriens. Au-delà des Rich, également plissés, mais à relief plus modéré que le Bani, s’étale de nouveau une large plaine, celle de l’oued Drâa à substratum schisteux du Dévonien supérieur, le plus souvent masqué par les alluvions quaternaires. Elle est bordée au SE par les calcaires et grès carbonifères du Tazout et de l’Ouarkziz, qui surgissent selon un imposant alignement ENE-WEW de crêtes monoclinales de 400 km de long. Ici on est sur la bordure nord du bassin de Tindouf (ou de Zag), considéré comme la partie méridionale, restée stable, du grand bassin paléozoïque dont la partie nord correspond à l’Anti-Atlas occidental. La seconde partie de la journée sera consacrée principalement aux plis affectant le Dévonien entre Assa et Tata.

Route : Pour prendre la direction d’Assa par la N12, on traverse le centre ville (km 0) par la place du souk (marché), en direction de l’est. Jusqu’au village de Fask, à 15 km, la route longe la rive nord de la palmeraie de l’oued

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Seyyâd qui traverse d’est en ouest la plaine schisteuse du Cambrien moyen. On aperçoit à droite, au sud de la plaine, les reliefs de la terminaison périclinale de Jbel Taïssa, extrémité de la boutonnière précambrienne du Bas Drâa. Au nord, la corniche des Grès du Tabanit du bord sud du Jbel Taïert montre une succession de bancs gréseux.

Arrêt J4-1 : Faille de Fask (GPS : 28°57’1,7’’N ; 09°46’56’’W) A partir de cet arrêt situé à 20 km de Goulmine, on observe un panorama au nord de Fask (près de la cluse de Talïnt Kharbine et de la piste de Tagante, village à 15 km au NNE de Fask) montrant les séries de Jbel Taïert coupées par une grande faille, probablement connectée au bord oriental du plateau de Lakhssas. A l’est de cet accident, une structure anticlinale affecte les formations du Cambrien moyen, sans doute chevauchées vers l’est par les séries du Jbel Taïert et déversées sur les séries ordoviciennes plus à l’est. Cellesci montrent des niveaux de quartzites fortement plissés, décollés et poussés vers le SE sur les niveaux schisteux inférieurs (fig. 4.2).

Route : A l’est de Fask, laisser à gauche une mauvaise route vers l’est (un segment non aménagé de la N12) et prendre à droite la route de Zag vers le SE. Cette route contourne les synclinaux perchés quatzitiques d’Adrar n’Taïloukst (831 m), d’Adrar Amesmardane (985 m), et plus à l’est celui d’Adrar Oumrhajjid (1036 m). Les quartzites sommitaux appartiennent généralement aux formations d’âge Caradoc du 1er Bani et du Groupe de Ktaoua (Marrante, 2008). Les formations périglaciaires de l’Ordovicien supérieur, trop minces, ne sont pas observables sur notre route (voir vol. 7, circuit C13, arrêt J2-3). Ces synclinaux d’axe NE-SW sont séparés par des anticlinaux où affleurent des niveaux inférieurs de l’Ordovicien, plus pélitiques (Formations de Tachila et de Fezouata), voire même les formations du Cambrien moyen.

FIG. 4.2 : Plissement et décollement dans les séries ordoviciennes du Bani de Fask. FIG. 4.2 : Folding and décollement of the Bani Ordovician series at Fask.

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Arrêt J4-2 : Déformation pénétrative des Schistes à Paradoxides (GPS : 28°50’25’’N ; 09°42’55’’W)

S’arrêter à 46 km de Goulimine, en face d’Adrar Tanselfoute où la route traverse en tranchée des affleurements de Schistes à Paradoxides. Ceux-ci sont affectés par un clivage schisteux bien marqué (ici, ce sont bien des « schistes », au sens strict du terme, et non de simples pélites et greywackes à grain fin !). L’intersection de la stratification avec ce clivage pénétratif à fort pendage (fig. 4.3A) fournit un débit en crayons (« frites ») parallèles à l’axe des plis, ici de direction N35E. Vers le NE, on peut voir une fermeture anticlinale dans les séries ordoviciennes bordant à gauche l’Adrar Oumrhajjid, dont les quartzites sommitaux sont redressés. Note sur le gradient géothermique syntectonique

Le développement de structures tectoniques pénétratives (schistosité, linéation) comme celles qui s’observent ici donne une indication sur la température atteinte vers la base des séries paléozoïques pendant leur plissement, probablement de l’ordre de 200-250°C. On rapprochera cette observation de celle faite dans les conglomérats de la Série de base adoudounienne au NE du Kerdous (arrêt J24). De fait, les études des traces de fissions sur zircon dans les massifs du Kerdous et d’Ifni ont permis à Sebti et al. (2009) de montrer que ces massifs de socle ont été portés à une température supérieure à ~230°C vers 330 Ma. Ce résultat est en bon accord avec les âges K/Ar à 315±9 Ma obtenus par Bonhomme & Hassenforder (1985) sur la fraction fine des micas extraits des formations d’Anzi et

de Tanalt de la même région, qui suggèrent des températures encore supérieure au Carbonifère, pendant l’orogenèse hercynienne. Dans leur étude sur la cristallinité de l’illite dans le Paléozoïque de l’Anti-Atlas, Ruiz et al (2008) montrent qu’un métamorphisme épizonal à anchizonal affecte la partie inférieure de la pile sédimentaire plissée, en particulier dans la région que nous traversons (fig. 4.3B). La cristallinité de l’illite est d’autant meilleure (le réchauffement indiqué d’autant plus fort) qu’on considère des niveaux plus anciens. Un gradient géothermique élevé (35-43°C) est mis en évidence, probablement lié à la richesse en éléments radioactifs du socle sous-jacent. Route : Au niveau du village de Targmaïte (60 km de Goulimine), apparaît à gauche de la route, selon une coupe NWSE, une large structure synclinale coiffée par une épaisse barre quartzitique de l’Ordovicien supérieur, au flanc sud d’Adrar n’Tiouargâne (1091m). Des niveaux moins compétents montrent des plis mineurs d’entraînement, cohérents avec la géométrie du pli coffré majeur (fig. 4.4A,) Arrêt J4-3 : Col d’Amazloug (GPS : 28°49’24’’N ; 09°32’23’’W)

Sept kilomètres après le village de Targmaïte (67 km de Goulimine), s’arrêter dans la montée du col d’Amazloug par lequel la route traverse l’Adrar Oui-n-Tigunite. Cette barrière ordovicienne (fig. 4.4C) constitue le flanc SE d’une longue structure synclinale NE-SW. Vers le nord, on aperçoit la fermeture anticlinale à axe faiblement plongeant vers le NE de la structure d’Adrar n’Tiouargâne (fig. 4.4 B) dont on a précédemment observé le flanc sud. La vue vers le SW montre une autre charnière anticlinale, entre les quartzites

FIG. 4.3 - A : Intersection stratification-schistosité dans un affleurement cambrien (arrêt J4.2).- B : Cristallinité de l’illite dans le Paléozoïque de l’Anti-Atlas occidental, d’après Ruiz et al. (2008). FIG. 4.3 - A : Intersection between bedding and tectonic cleavage in a Cambrian outcrop (stop J4.2).B : Illite crystallinity in the Palaeozoic series of Western Anti-Atlas, after Ruiz et al. (2008).


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FIG. 4.4 : Plissement des séries quartzitiques ordoviciennes du 1er Bani entre Fask et Assa (région de Targmaïte) ; A) dysharmonies à la base des quartzites d’Adrar n’Tiouargane ; B) Anticlinal coffré au nord de Targmaïte ; C) redressement des quartzites d’Adrar Oua-n-Noûmes, vue depuis le col d’Amazloug ; D) fermeture anticlinale dans sa partie NW. FIG. 4.4 : Folding of the Ordovician 1st Bani quartzites in Targmaïte area between Fask and Assa ; A) disharmonic folds at the base of the massive quartzite of Adrar Tiouargane ; B) box anticline north of Targmaïte ; C) steeply deeping quarzite of Adrar Oua-n-Noûmes, seen from the Amazloug Pass ; D) anticline closure NW of the pass.

FIG. 4.5 : Vue frontale des séries carbonifère des J. Tazout et J. Ouarkziz depuis la plaine du Drâa au sud d’Assa. FIG. 4.5 : Frontal view of the Carboniferous series of J. Tazout and J. Ouarkziz from the Drâa plain south of Assa.

redressés d’Adrar Oua-n-Noûmes à gauche et d’Adrar Ouamalou n’Tzegzaouine à droite (fig. 4.4D).

Route : Au-delà du col d’Amazloug s’étale une large dépression qui correspond à un anticlinal à matériel cambrien moyen (Schistes à Paradoxides et Grès du Tabanit). La route traverse le sud de cette structure, puis une ultime gorge dans l’Ordovicien, pour déboucher sur la plaine d’Assa-Aouinat Torkoz, à 86 km de Goulimine. La plaine s’est développée sur un substratum silurien et dévonien in-

férieur. Elle est recouverte par des dépôts quaternaires caillouteux, parsemés d’acacias épineux. En regardant vers le nord, on peut voir les quartzites ordoviciens formant un pli anticlinal cylindrique dont le flanc SE s’enfonce sous la plaine. En se tournant vers le sud, on aperçoit les séries dévoniennes des Rich qui dominent la ville d’Assa. Après la ville d’Assa, la route s’engage sur la plaine de l’oued Drâa, dont on traverse bientôt le lit large et peu encaissé. La plaine est totalement recouverte par des regs

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quaternaires, qui masquent les formations du Dévonien supérieur, puissante série de 2000 à 2500 m d’épaisseur apparente, formée essentiellement d’argilites à intercalations gréseuses surtout développées vers le haut. La plaine est limitée au sud par deux crêtes étagées, celle du Tazout à relief modéré au premier plan, et celle de l’Ouarkziz, plus élevée, au dernier plan (fig. 4.5).

Arrêt J4-4 : Jbel Tazout : Dévonien supérieurTournaisien (GPS : 28°27’16,7’’N ; 09°21’46,4’’W) S’arreter au terme de la montée du Jbel Tazout et escalader la crête à l’est du col. On est sur la formation de Tazout dévono-carbonifère, disposée en cuesta monoclinale à faible pendage (20°) vers le SSE (fig. 4.6). A la sédimentation argileuse de bassin du Famennien succède au Tournaisien le dépôt de 400 à 500 m d’argilites intercalées de trois barres gréseuses à rides et nombreuses autres figures sédimentaires (pistes, fossiles...) de milieu peu profond. La barre inférieure (Tazout 1), riche en brachiopodes, fait encore partie du Dévonien terminal. Le « Tazout 2 » est attribué aux niveaux de transition du « Strunien » alors que l’ultime barre (Tazout 3) est datée du Tournaisien inférieur. Les barres gréseuses de Tazout constituent des séquences successives de comblement par des matériaux détritiques venant du sud. Au delà du J. Tazout s’ouvre la Betaïna (diminutif de Betana). C’est une plaine étroite, plus élevée que celle du Drâa, et allongée entre les crêtes du Tazout et de l’Ouarkziz. Elle est constituée environ d’un millier de mètres d’argilites et marnes gréseuses à goniatites, d’âge Tournaisien et Viséen inférieur. Route : Au sud du Jbel Tazout, la route longe la plaine de la Betaïna sur près de 2 km vers le SW avant de tourner vers le sud pour traverser l’ultime barrière, celle de Jbel Ouarkziz (portant une antenne hertzienne), avant le bassin saharien de Tindouf-Zag. Après quelques lacets sur la montée de l’Ouarkziz, la route de Zag atteint la plaine de la Betana, où l’on s’arrêtera (arrêt J4-5) avant de faire demi-tour.

Arrêt J4-5 : le Carbonifère du Jbel Ouarkziz et de la Betana (GPS : 28°22’50’’N ; 09°23’11’’W)

C’est l’arrêt le plus méridional de ce circuit, entre les formations du J. Ouarkziz et de la Betana. L’Ouarkziz (fig. 4.7) est une majestueuse barrière qui affleure en continu sur plus de 400 km de long. La formation du J. Ouarkziz, épaisse de 650 m, est subdivisée en deux unités. L’unité inférieure qui forme la cuesta principale est constituée de calcaires marins riches en coraux et brachiopodes, intercalés de grès et d’argiles sableuses. L’unité supérieure est dominée par des argiles gypsifères à l’ouest qui évoluent vers des argiles marron et vertes à niveaux calcaires dolomitiques noirs vers l’est. Cet ensemble correspond au Viséen supérieur et au Namurien inférieur.

Au-dessus de l’unité précédente, la série continentale de la Betana est formée d’environ 1500 m de grès et d’argilites à débris de plantes d’âge Namurien à la base (Série de Jbel Reouina) et Westphalien à Stéphanien inférieur vers le sommet (Série de Merkala). Ces formations sont déposées par des courants en tresses qui été alimentés à partir du NW, c’est-à-dire de l’Anti-Atlas occidental (cf. Fabre, 2005). Plus au sud, ces séries sont couvertes par la hamada de Tindouf (Crétacé à Néogène). Remarques sur l'âge de la déformation

Le passage entre les séries marines de l’Ouarkziz et les formations continentales de la Betana est souligné par une discontinuité de ravinement. Celle-ci est à associer aux effets du plissement hercynien de l’Anti-Atlas. Les effets de cette phase tectonique restent imperceptibles dans le bassin cratonique de Tindouf, dont le bord septentrional n’est que légèrement basculé vers le sud, probablement sous l’effet de la structure en triangle décrite à son front (Burkhard et al., 2006). L’âge Carbonifère supérieur du plissement de l’Anti-Atlas occidental est aussi confirmé par les datations K/Ar réalisées sur la fraction fine micacée

FIG. 4.6 : Coupe géologique de la bordure nord du bassin de Tindouf-Zag au sud d’Assa (d’après Choubert, 1952, modifiée).

FIG. 4.6 : Geological cross-section of the northern border of the Tindouf-Zag Basin south of Assa (from Choubert, 1952, modified).


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FIG. 4.7 : Vue des formations viséennes du J. Ouarkziz, montrant leur pendage faible vers le sud.

FIG. 4.7 : Photograph of a N-S natural cross-section of the J. Ouarkziz Visean formations showing their shallow southward dip.

extraite aussi bien de la base des séries paléozoïques (Bonhomme & Hassenforder, 1985) que de son substratum précambrien (Margoum, 2001, in Soulaimani & Piqué, 2004). Les âges livrés par l’analyse de trace de fission sur zircons des granites de Kerdous donnent, on l’a dit plus haut (arrêt J4-2), des âges similaires pour le réchauffement syntectonique (Sebti et al., 2009).

Route : Au retour vers Assa, faire un arrêt au col au travers du Jbel Ouarkziz (GPS : 28°25'0,97"N ; 9°24'30,21”W). D’ici se présente vers le nord un panorama qui permet de récapituler les principaux éléments géomorphologiques de l’Anti-Atlas occidental. (fig. 4.8). A Assa, prendre la route de Foûm El Hassane (P1801) vers le NE. Après avoir traversé l’oued Assa, s’arrêter près de la première crête du J. Rich (Sidi Bou Lasrar) qui se présente à droite de la route. Introduction à la géologie des Rich

Le Groupe des Rich est défini comme une succession de quatre formations sédimentaires, presque identiques (Hollard, 1967 et 1981). Chaque Rich est constitué par un mince niveau calcaire basal, suivi de rythmites (gréso-pélites), puis de grès. Ces formations sont (fig.4.9), de bas en haut, le Rich 1 (Fm d’Assa), le Rich 2 (Fm de Merzâ Akhsai), le Rich 3 (Fm de El Annsar ou Fm de de Mdaouer El

Kbir ou encore Fm de Timrhanrhart inférieur) et le Rich 4 (Fm de Nkheila ou Fm de Khebchia). Hollard (1981) attribue le Groupe des Rich à la période Siegenien supérieur Eifelien inférieur. Ces attributions sont confirmées par les données paléontologiques (Lazreq & Ouanaimi, 1998 ; Weddige, 1998 ; Jansen, 2000 et 2001; Becker et al., 2004) qui sont présentées dans la synthèse de El Hassani (2004). Les âges seraient comme suit : Lochkovien supérieur à Praguien pour le Rich 1, Praguien supérieur à Emsien basal pour le Rich 2, Emsien inférieur et moyen pour le Rich 3 et Emsien supérieur à Eifélien inférieur pour le Rich 4. Par ailleurs, le Groupe des Rich présente de grandes variations latérales NEE-SW, le long de la plaine du Drâa. Des interprétations séquentielles et tectoniques de ces variations ont été présentées par Ouanaimi (2004), Ouanaimi & Lazreq (2008) (fig.4.10) et par Lubeseder et al. (2009).

Arrêt J4.6 : Le Dévonien inférieur des Rich : Rich 1 et 2 d’Assa (GPS : 28°37’27,5’’N ; 09°24’23,5’’W) L’arrêt est situé 2 km à l’ENE d’Assa. Les Rich 1 et 2 de Sidi Bou Lasrar sont exposés selon une coupe naturelle de la longue crête double qu’on peut suivre sur plus de 50 km en direction ENE sur les images satellite (fig. 4.1) ou sur Google Earth. Les deux Rich superposés, d’une cinquan-

FIG. 4.8 : Panorama sur l’Anti-Atlas occidental depuis le J. Ouarkziz.

FIG. 4.8 : Panorama of the Western Anti-Atlas as seen from J. Ouarkziz.

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FIG. 4.9 : Localisation des arrêts dans la colonne stratigraphique du Groupe des Rich du Dévonien inférieur (d’après Becker et al., 2004, modifié). F IG . 4.9 : Location of stops in the stratigraphic column of the Lower Devonian Rich Group (from Becker et al., 2004, modified).

FIG. 4.10 : Variations latérales des séquences du Groupe des Rich (R) dans le bassin du Drâa et par rapport aux régions voisines (Hollard, 1967 ; Ouanaimi ; 2004 ; Ouanaimi & Lazreq, 2008). D : discontinuités majeures, TST : Intervalle transgressif, HST : Cortège de haut niveau marin ; (l’échelle verticale est exagérée).

FIG. 4.10 : Lateral variations of the Rich Group sequences (R) in the Drâa basin, compared to the neighbouring areas (Hollard, 1967 ; Ouanaimi ; 2004 and Ouanaimi & Lazreq, 2008). D : major discontinuities, TST : Transgressive system tract, HST : High stand system tract ; (the vertical scale is amplified).


taine de mètres d'épaisseur chacun, sont fortement inclinées vers le sud et marquent le début des formations dévoniennes au toit des shales siluriens. (fig. 4.11). La succession montre, à distance, la séquence du Rich 1, représentée de bas en haut par des siltites, des siltites gréseuses et des grès. Elle est surmontée par la séquence du Rich 2, proche de notre arrêt, qui débute par un intervalle transgressif calcaire et se poursuit également par des siltites gréseuses, puis des grès. Les siltites gréseuses et les grès correspondent à un cortège de haut niveau, respectivement inférieur et supérieur. On notera le caractère très fossilifère des dépôts, ainsi que les nombreuses figures sédimentaires qui témoignent d’une dynamique de plateforme soumise à l’influence des vagues et des marées. Route : Reprendre la route vers le NE, en longeant le

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Rich1. A gauche, des cônes de déjection quaternaires provenant du Bani forment un vaste glacis. A environ 27 km d’Assa, on traverse les séries des Rich 1 au Rich 3, près de l’oued Infguene (GPS : 28°44'07"N, 09°11'32”W). Un arrêt optionnel en ce point peut offrir l’occasion d’observer dans de petites falaises en bord de l’oued, la transgression, sur les grès du Rich 1, des calcaires du Rich 2 avec une lumachelle à brachiopodes, crinoïdes, orthocères, bryozoaires, riche en galets ferrugineux. La route pénètre ensuite dans un synclinal dont elle va suivre la gouttière axiale, constituée de couches du Dévonien moyen souvent masquées par du Quaternaire. Elle quitte obliquement cette gouttière au bout de 16-17 km, pour se rapprocher du Bani, au pied duquel affleurent des couches fossilifères du Silurien supérieur (calcaires, argilites et grès). La structure du Bani plissé est compliquée par des che-

FIG. 4.11 : Vue vers l’est des Rich 1 et 2 à Sidi Bou Lasrar (NE d’Assa). FIG. 4.11 : View of Rich 1 and 2 at Sidi Bou Lasrar (NE of Assa), looking eastward.

FIG. 4.12 : Structure du flanc sud de l’Anti-Atlas occidental dans la région de Foum-el Hassane.- A : Interprétation de l’image Landsat d’après la carte géologique du Maroc au 1/200 000, feuille de Foum El Hassane-Assa. ki : Cambrien inf. ; km1 : Schistes à Paradoxides ; km2 : Grès du Tabanite ; or1: Schistes de Fezouata ; or2 : Grès du Zini ; or3 : Schistes de Tachilla ; or4 : Grès du 1er Bani ; ors : Ordovicien sup. du 2ème Bani ; si : Silurien ; s-di : Siluro-Lochkhovien ; di/dm/ds : Dévonien inférieur, moyen, supérieur.- B : Coupe schématique d’après Burkhard et al. (2006), modifié. P III : Néoprotérozoïque supérieur (Groupe d’Ouarzazate, Ediacarien sup.) ; Cb : Cambrien ; Or : Ordovicien ; Si : Silurien ; L-MD : Dévonien inf.-moyen ; UD : Dévonien sup. ; LC : Carbonifère inf..

FIG. 4.12 : Structure of the Anti-Atlas southern flank of the Foum el Hassane area.- A : Interpretation of the Landsat scene after the Geological map of Morocco, scale 1/200 000, sheet Foum el HassaneAssa.- B : Cross-section after Burkhard et al. (2006), modified.

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vauchements à vergence NW, visibles sur les images satellitaires (fig. 4.12). Des failles inverses longitudinales amènent des charnières anticlinales, dessinées par les quartzites du 2ème Bani (ors, Ordovicien supérieur) à chevaucher vers le NW les charnières plus larges du 1er Bani (or4, Caradoc). Ces chevauchements sont le résultat de décollements en triangle, représentés schématiquement sur la coupe figure 4.2B (Burkhard et al., 2006). La route traverse ensuite Foûm El Hassane (Foum el Hisn), dont la palmeraie est établie dans la cluse de l’assif n-Tmanart (assif = oued en tamazight), assif important qui prend sa source dans le massif de Kerdous et s'écoule dans l’oued Drâa. On traverse l’assif n-Tmanart dans la direction SSE, puis la route s’oriente au NE, de façon à rester à l’extérieur (SE) du Bani. Au carrefour qui se présente 5 km plus loin, prendre à gauche, dans la direction d’Icht (2 km) et Bou Izakarn. Dans les pentes rocheuses qui dominent au NE la palmeraie d’Icht se dessine une charnière anticlinale qui fait l’objet du prochain arrêt. Arrêt J4.7 : Pli mineur chevauchant d’Icht (GPS : 29°03’36’’N, 8°51’32’’W)

S’arrêter après Icht, près de la borne Tighjijt 61 km, en face de la coupe naturelle de la rive gauche du foum (cluse) d’Icht. La série gréso-quartzitique supérieure du 1er Bani (Caradoc) est affectée d'un pli anticlinal conique, chevauchant vers le NW la partie principale des couches du Bani

(fig. 4.13A, B). La structure se présente comme un repli mineur associé au pli majeur dont le cœur anticlinal (Cambrien inférieur et moyen) est situé plus au NW (fig. 4.12). Cependant, la base de ce pli mineur est tronquée par une faille inverse qui s’amortit en un décollement dans les strates pélitiques du Ktaoua (or5-6), comme on le voit sur la vue satellitaire. On peut y voir l’amorce d’une des structures mentionnées plus haut, visibles au sud de Foum el Hassan (fig. 4.12). La présence systématique d’une faille de raccourcissement en palier (parallèle aux couches) et rampe (recoupant les couches) amène à voir dans ce type de structure un pli de rampe précoce basculé sur le flanc d’un anticlinal majeur plus tardif (fig. 4.13C). On retrouvera des structures semblables au sud de Tata (arrêts J5-5 et 6). Route : Faire demi-tour, retourner au carrefour et prendre à gauche la route N12 vers Akka. On suit le bord nord de la plaine siluro-dévonienne qui s’étend entre le Bani et, au SE, l’anticlinorium NE-SW de l’Adrar Zouggar (fig. 4.13). Celui-ci, qui fait réapparaître largement l’Ordovicien au milieu des Rich, a été le site d’un forage qui a atteint le Précambrien supérieur (PIII) à 3400 m de profondeur. Ceci amène donc à envisager une structure en horst ou pop-up dans le socle sous-jacent (cf. coupe fig. 4.12B). A une quinzaine de kilomètres du carrefour d’Icht, la route s’engage dans l’axe anticlinal de Tissenrhal entre deux synclinaux dévoniens. On longe pendant quelques kilomètres

FIG. 4.13 : Structure mineure de pli de rampe anticlinale basculé dans le flanc d’un pli majeur du Bani à Icht.A : Vue satellitaire plongeant au NE (Google Earth) ; B : Vue rapprochée de l’anticlinal de rampe ; C : Interprétation de l’évolution structurale, avec stade 1, formation d’un pli de rampe, et stade 2, basculement sur un pli majeur.

FIG. 4.13 : Minor ramp fold tilted on the SE flank of a major Bani fold at Icht. A : Satellite view plunging northeast-ward (Google Earth) ; B : brought closer sight of the ramp fold, and C : Interpretation with step 1, ramp anticline, and 2, tilting


une barre très redressée, qui correspond aux calcarénites ferrugineuses de l’intervalle transgressif de la séquence du Rich 1. Ce banc apparaît d’abord au nord de la route, puis va constituer la base de la série du flanc sud de l’anticlinal. Arrêt J4.8 : Les Rich 1 et 2 de l’anticlinal de Tissenrhal (GPS : 29°07'00’’N ; 07°39'43’’W)

S’arrêter près de la borne kilométrique qui porte (au verso pour nous) l’indication «Bou Izakarn 122 ». La succession de deux Rich est visible au sud de la route (fig. 4.14). Le banc basal transgressif des calcaires fossilifères du Rich 1 présente de grandes stratifications entrecroisées qui témoignent de dépôts peu profonds à forte énergie. Il est surmonté par des niveaux pélitiques et gréso-pélitiques à minces intercalations carbonatées, parfois nodulaires (base du cortège de haut niveau marin). Cependant, le Rich 1 est ici dépourvu de ses grès supérieurs, disparus plus au SW vers Foûm El Hassane. La séquence du Rich 2 commence avec un niveau calcaire transgressif semblable à celui vu à Assa, puis viennent des grés et pélites, puis des grès, représentant respectivement la partie inférieure et supérieure du cortège de haut niveau (CHN).

Route : La route se dirige ensuite vers le NE et se rapproche des surfaces structurales du Bani, près d'Aït Oubelli, 17 km plus loin, village à nouveau lié à une cluse coupant le Bani. Dans la plaine, des affleurements de Silurien sont signalés sur la carte au 1/200 000 (feuille Foum el Hassane). Vers le sud, on aperçoit la terminaison de l’anticlinorium de l’Adrar Zouggar-Addana, auquel on peut accéder par plusieurs pistes (anciennes mines de plomb), dont celle qui part du Douar Tizounine, 23 km à l’est d’Aït Oubelli.

Encore 19 km, et on traverse Akka, village connu pour sa

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superbe palmeraie sur l’oued Akka, avec ses vieilles bâtisses perchées sur la falaise du 2ème Bani au pied de l’échine principale du Bani (formations du 1er Bani et du Ktaoua ; cf. carte géologique au 200.000ème, feuille AkkaTafagount-Tata). Après Akka, la route rentre à nouveau dans le domaine des Rich et passe bientôt près du village d’Om El Aàlg (GPS : 29°21’33"N, 08°11’24”W), bâti sur des calcaires subrécifaux de la base de la séquence Rich 2. Vers l'est, le paysage est constitué par les gréso-pélites et les grès de comblement de cette séquence. On se dirige ensuite vers Tata, en longeant les flancs des structures plissées des Rich, souvent dans les marnes et argilites du Dévonien moyen à supérieur. Arrêt J4.9 : Calcaire à Sellanarcestes de l’oued Meskaou (GPS : 29°25’48"N ; 08°04’04"W) A proximité du pont de l’oued Meskaou (à quelque 20 km d’Akka), les grès noirâtres que longe la route appartiennent à la séquence de comblement du Rich 3. Ils constituent le flanc SE redressé d’un anticlinal serré et faillé, de direction axiale N35. Au-dessus de ces grès, affleure un niveau calcaire qui souligne le début d’une vaste transgression marine d’âge Emsien supérieur. Ce niveau débute par un mince horizon de calcarénite quartzeuse et ferrugineuse à traces de trilobites, suivi de calcaires massifs gris, puis de calcschistes riches en goniatites. Il est connu sous le nom de calcaires à Sellanarcestes Wenckenbachi (Hollard, 1967, 1981) et constitue un niveau repère de très grande extension. D’un point de vue séquentiel, il correspond à l’intervalle transgressif de la base de la séquence du Rich 4, dont les termes clastiques de comblement, bien développés au SW de la plaine du Drâa (Assa, Torkoz), disparaissent ici. Comme on peut le remarquer dans le paysage, le reste de la séquence se

FIG. 4.14 : Le Dévonien inférieur du flanc SE de l'anticlinal de Tissenral.

FIG. 4.14 : Lower Devonian succession of the southeast limb of the Tissenral anticline.

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confond avec les marnes et argilites du Dévonien moyen qui forment la dépression synclinale plus à l’est. Une coupe stratigraphique détaillée de ce niveau est décrite près de Tata par Ebbighausen et al. (2004).

perimposed Variscan episodes ; Variscan thrusts in the Bani. Afternoon from Tata to Taroudant: Detachments at the base of the Paleozoic cover ; fold interferences and disharmony in the Lower Cambrian series; basement pop-up of Tagmoute.

J5 : Tata-Taroudant via Tagmoute-Irherm (240 km)

Depuis la région d’Assa jusqu’à celle d’Akka (fig. 1.1, journée J4), le flanc SE des séries ordoviciennes du J. Bani présente des plis de direction NE-SW à grand rayon de courbure, parfois associés à des chevauchements mineurs. Au SE du Bani, à partir du transect de Foum el Hassan, les terrains ordoviciens réapparaissent dans l'anticlinorium de l'Addana (Agueliz, Adrar Zouggar, Bou Oudaden), au sein des séries siluro-dévoniennes plissées. A proximité de Tata, le J. Bani change brutalement de direction et devient E-W, soulignant la direction d’une faille majeure, la faille de Tata, qui le sépare du Dévonien du côté sud. Cette direction est associée à la surrection du socle précambrien qui affleure dans les boutonnières de part et d’autre de Tata, et particulièrement à l’est (Tagragra de Tata).

Route : Après l’oued Meskaou, la route continue vers Tata (encore à une trentaine de kilomètres) en se tenant toujours sur les plaines à l’est du Bani. Puis elle parvient à une barre ordovicienne E-W très redressée, située à quelques kilomètres au sud de Tata. La barre présente des variations de pendage et de brusques virgations bien visibles dans le paysage. Ces structures seront étudiées au cours de la journée J5.

Itinéraire et thèmes (figs. 1.1, 5.1) : Matinée au sud de Tata : plis dans le Dévonien du Groupe des Rich ; relations plissement/fracturation ; interférence de plis au sud de Tata ; rôle possible de phase hercyniennes superposées ; chevauchements dans le Bani de Tata. Après-midi entre Tata et Taroudant : Décollements à la base de la couverture paléozoïque ; interférences et dysharmonies dans les plis du Cambrien inférieur ; le pop-up de socle à Tagmoute.

Route and themes (figs. 1.1, 5.1) : Morning south of Tata: Variscan folds in the Devonian Rich Group ; folds and fracturation relationships; fold interferences ; putative role of su-

Introduction à l'étude des plis de la région de Tata

Au sud de Tata, les séries dévoniennes montrent une multitude de plis régionaux, orientés généralement NE-SW à NNE-SSW qui appartiennent au Groupe des Rich (fig. 5-1). La faible longueur d'onde des plis des Rich contraste avec celles des plis du Bani, dysharmonie imposant l’existence de détachement dans les séries argileuses du Silurien et du

FIG. 5-1 : Localisation des arrêts dans le Rich 3 au sud de Tata (J5.1 à J5.4) et dans l'Ordovicien du Bani (J5.5 et J5.6) sur un extrait de la carte géologique du Maroc au 1/200 000, feuille d’Akka-Tafagount-Tata (1970), avec localisation de la Faille de Tata. Le circuit en boucle est indiqué en tirets noirs. FIG. 5-1 : Location of the arrêts south of Tata on an excerpt of the geological map of Morocco, (1/200 000, sheet of Akka-TafagountTata, 1970). 5.1 To 5.4 : lower Devonian arrêts ; 5.5 and 5.6 : Ordovician Bani stops, near Tata faults ; the way is indicated with a dashed dark line.


Dévonien inférieur (Lochkovien). Par endroit, les plis sont accompagnés de chevauchements plats qui amplifient l’épaississement des séries (Cortes, 2000 ; Caritg, 2003).

Dans le Dévonien des Rich au sud de Tata, des interférences de plis d’axe NE-SW (direction du Bani et des Rich vers Akka) et d’axe E-W (direction du Bani de Tata) déterminent des structures en dômes et cuvettes (« boîte à œufs »). On peut y voir a priori le résultat de deux épisodes de déformation successifs ou bien d’un seul épisode de déformation dans un secteur singulier de convergence. Les études structurales et microtectoniques sont en faveur de deux phases de plissement superposées (Gaulier et al., 1994 ; Ouanaimi, 2002 ; Caritg et al., 2004 ; Ouanaimi, 2004). Dans ce qui suit, nous soulignerons plusieurs arguments en faveur de cette interprétation, y compris à l’échelle de tout l’Anti-Atlas.

Le plissement modéré des formations dévoniennes est favorable à l’étude de la porosité de fracture dans les zones plissées. Nous examinerons les rapports entre les plis hercyniens et la formation des réseaux de diaclases, une thématique débattue de longue date (Stearns, 1964 ; Ramsay, 1967, Ramsay & Huber, 1987) (fig. 5.2) mais qui continue à faire l’objet de recherches de terrain, d’essais expérimentaux et de simulations. Une attention particulière sera accordée, aux fractures dont les directions sont obliques aux axes des plis (fractures O), souvent considérées comme cisaillantes, alors que la réalité du terrain montre que dans la plupart des cas elles correspondent à des fractures de « mode I ».

A l'échelle régionale, cette thématique a été abordée par Donzeau (1971) dans l'Ougarta, suivi par Desthieux (1977) dans l’anticlinal du J. Addana. Les plis des Rich constituent une excellente illustration des réservoirs plissés/fracturés en subsurface, étudiée par les géologues de l’IFP (Gaulier et al., 1994 ; IFP, 1995) avec la contribution de l'un de nous (H. Ouanaimi). Certains de ces plis ont été pris comme témoins expérimentaux et de simula-

FIG. 5.2 : Classification ATO des fractures associées à un pli cylindrique (d’après Ramsay et Huber, 1987 ; modifié). A : fractures axiales (longitudinales), T : fractures transversale, O1 : fractures obliques gauches et O2 : fractures obliques droites.

FIG. 5.2 : The ATO classification of the fractures associated with a cylindrical fold (from Ramsay and Huber, 1987 ; modified). A : axial fractures (longitudinal), T : transversal fractures, O1 : left oblique fractures and O2 : right oblique fractures.

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tions (Cortès ; 2000 ; Guitton et al., 2003) et intégrés dans une large étude de terrain à l'échelle du Sud marocain (Ouanaimi, 2002 et 2004).

Des dykes et sills doléritiques infraliasiques affleurent dans ce domaine, dans le prolongement sud du grand dyke de Foum Zguid. Ils recoupent obliquement les structures hercyniennes. Leur mise en place s’intègre dans la formation de l’immense province magmatique de l’Atlantique central (CAMP) à la fin du rifting triasique (voir vol. 1, fig. 12 et vol. 3, Circuit C5).

Route : Reprendre la route vers Akka. On traverse d’abord les petites collines du Tabanit (fin du Cambrien moyen), puis la barrière ordovicienne E-W du Bani de Tata, qu’on étudiera seulement au retour, en fin de matinée. Entre ces deux ensembles, la faille de Tata n’est pas visible – c’est en fait essentiellement une structure du socle. Après la cluse du Bani (où se place le village de Tiiti), continuer sur 12 km jusqu'à ce que la route atteigne la barre de Tata-Akka (le grès-quartzite sombre du sommet du Rich 3, ici en pendage ESE très fort), près de la localité d'Oufrane (GPS : 29°35'36"N ; 08°00'10”W). On est à 20 km de Tata. Une belle vue s’offre à nous sur les virgations de cette barre, que nous examinerons de près par la suite (arrêt J5-3). Nous quittons la route goudronnée pour prendre une piste qui part à gauche en direction SE, traverse l'oued Addis (Adis) et continue dans une gouttière synclinale dont le substratum, d’âge Dévonien moyen, est masqué par le Quaternaire. Après 2,3 km, la piste arrive à l’entrée d’un mini-canyon que l'oued Addis a creusé perpendiculairement à l’axe de l’anticlinal d’El Bouir (ou J. Al Touzy). Arrêt J5-1 : Relation plissement/fracturation dans l’anticlinal d'El Bouir (GPS : 29°34'40"N ; 07°59'00”W)

Le pli d’El Bouir est un anticlinal ouvert parfaitement cylindrique (fig. 5.3), à axe sub-horizontal de direction N 40. Il affecte les grès du Rich 3 (Emsien), surmontés sur les deux flancs par un mince niveau calcaire fossilifère, équivalent de l'horizon à Sellanarcestes rencontré hier (arrêt J4-9), puis par des niveaux pélitiques à intercalations calcaires d'âge Dévonien moyen (Eifelien).

Un admirable réseau de fractures s’est développé dans la voûte gréseuse. Il comporte les familles régionales transversale (T : N135) et longitudinale ou axiale (A : N40). Comme fractures secondaires obliques (O), il y a surtout une famille subéquatoriale et parfois une famille orthogonale, subméridienne. Cette distribution se retrouve dans l’ensemble du pli (Guitton et al., 2003). L’examen détaillé des relations entre ces fractures et les superpositions de stries de friction permet de proposer une chronologie de la

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déformation mettant en jeu deux phases successives de contrainte NW-SE, puis N-S (fig. 5.4).

Sur le flanc NW, les fractures de la famille A sont réouvertes et remplies de calcite. Le développement de fentes de tension en échelon témoigne de leur réactivation en mouvements cisaillants.

Une petite marche jusqu’à la crête du pli, de préférence en rive sud du canyon, permet d’observer le pli avec une exposition parfaite (fig. 5.3A). La coupe du canyon montre la partie supérieure des grès du Rich 3 (20 à 25 m) constituant une unité mécanique, recoupée par des HPF (High Persistant Fractures) longitudinales et transversales. La disposition de ces deux familles majeures de fractures a sans doute favorisé l’installation du canyon. Soulignons la géométrie arquée ou oblique à la stratification des fractures longitudinales. L’observation des structures en coupe

le long du canyon permet de déceler des couloirs fracturés de type « branché » ou en queue de cheval, indiquant un mouvement normal sur ces fractures qui accommodent la courbure du plissement.

Sur le flanc SE (GPS : 29°34’40,5"N ; 07°59’01,2”W), les fractures longitudinales constituent un bon marqueur des mouvements tectoniques superposés dans la région : i) dans un premier temps, elles sont recoupées par une première série de chevauchements probablement liés aux plissements (fig. 5.3B) ; ii) elles sont ensuite réactivées en failles normales, et finalement iii) réactivées en décrochements sénestres lors de la phase tardive de raccourcissement N-S (fig. 5.3C). Ces mouvements successifs sont enregistrés par des failles présentant des miroirs à stries superposées. La chronologie de la déformation est synthétisée dans un schéma interprétatif (fig. 5.4).

FIG. 5.3 : Anticlinal d’El Bouir affectant le sommet du Rich 3 ; A) vue d’ensemble vers le nord, le cercle blanc indique le lieu des photos suivantes ; B) Petit chevauchement tardif recoupant les diaclases longitudinales (L) ; C) Réactivation sénestre d'une fracture longitudinale lors de la deuxième phase de plissement ; D) Fractures longitudinales F4 (N40) obliques à la stratification recoupant une unité mécanique gréseuse. Noter les fractures en queue de cheval (flèches) témoignant d’une tendance à la réactivation en failles normales qui accommodent le plissement.

FIG. 5.3 : El Bouir anticline, top of Rich 3 ; A) general view to the north, white circle indicates location of the following photographs ; B) late thrust crosscutting the longitudinal fractures (L) ; C) sinistral reactivation of a longitudinal fracture during the subsequent shortening event ; D) longitudinal fractures F4 (N40) oblique to the stratification within a sandy unit. Note the “horse tail” connected fractures (arrows).


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FIG. 5.4 : Récapitulation de l'évolution du pli d'El Bouir. 1) début de la formation de la famille transversale ; 2) début du plissement régional et formation de la famille A ainsi que de petits chevauchements naissants ; 3) Augmentation de la courbure, densification de la famille longitudinale, accommodation par des failles normales et chevauchements sur les flancs ; 4) Raccourcissement N-S, réactivation sénestre de la famille L, gauchissement du pli et de la charnière et naissance des fractures secondaires obliques (agrandissement).

FIG. 5.4 : Summary of the evolution of the El Bouir fold. 1) early formation of the transverse set ; 2) initiation of regional folding, formation of the longitudinal set, and thrusting ; 3) Increase of the curvature, L set densification, normal fault accommodation and thrusting in the flanks ; 4) N-S shortening, sinistral reactivation of the L set, warping of the fold hinge and oblique secondary fractures O (enlarging).

Route : Revenir par la même piste jusqu’à Oufrane, près de la route goudronnée, puis prendre la piste qui va traverser l’oued Addis puis longer la barre Tata-Akka vers le nord. S’arrêter au bout de quelques centaines de mètres. Arrêt J5-2 : Fracturation de la barre Tata-Akka à Oufrane (GPS : 29°36'40"N ; 08°00'00”W)

La barre de Tata-Akka se situe ici dans une zone d'interférence entre le plissement régional d’axe NE-SW et un plissement tardif d’axe E-W à ESE-WNW. Ces interférences déterminent l’individualisation de structures en dômes (e.g. oued Addis) adjacent à des structures en cuvettes (e.g. Tiggane et Tazzoult), et engendrent la grande virgation de la barre (Ouanaimi, 2002 et 2004 ; Caritg et al., 2004). Le réseau de fractures dans cette barre est le même que dans le pli d'El Bouir (fig. 5.5). Ces fractures sont bien visible sur une surface structurale gréseuse du toit du Rich 3, orientée NE-SW et inclinée de 50° vers l'est, et qui constitue le flanc NW d'une longue gouttière synclinale. On retrouve facilement les familles principales communes ATO, dont les caractéristiques géométriques (longueur, espacement, critère butant) montrent que les deux familles suborthogonales obliques (O1 et O2) sont tardives. Cependant, la trace de la famille longitudinale L (axiale), d'habitude subhorizontale sur les flancs des plis, plonge ici nettement vers le nord. La perturbation de cette famille L à l'approche de la terminaison périclinale que représente la virgation voisine plaide en faveur du caractère tardif de cette virgation (2ème phase de plissement). Route : Continuer la piste vers le nord jusqu'à la virgation principale de Jbair.

FIG. 5.5 : A) Photo du réseau de fracture affectant la barre de Tata-Akka ; B) stéréogramme de distribution des fractures ATO (hémisphère inférieur) dans les arrêts : J5-1 (A), J5-2 (B) and J5-3 (C).

FIG. 5.5 : A) Photograph of the joint network affecting the Tata Akka bar ; B) The ATO joint distribution stereograms (lower hemisphere) in Arrêts J5-1 (A), J5-2 (B) and J5-3 (C).

Arrêt J5-3 : Virgation de la barre de Tata-Akka entre Oufrane et Jbair (GPS : 29°37'34"N ; 07°58'50”W)

Dans le secteur de Jbair (Jebaïr), la barre de Tata-Akka tourne en moins de 800 m d'une direction NNE-SSW avec un pendage de 60° SE, à une direction E-W à pendage de 55°N (fig. 5.6). Sur ce flanc de pli E-W, la configuration des

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FIG. 5.6 : Vue générale de la virgation de Jbair. FIG. 5.6 : General sight of the Jbair virgation.

familles de diaclases reste classique, avec un réseau principal, un réseau secondaire et les réseaux perpendiculaires à la stratification. Cependant, la famille précédemment transversale est désormais longitudinale, tandis que celle initialement longitudinale devient ici transversale. Les familles secondaires obliques, quant à elles, restent sensiblement constantes. Plus au nord, la barre tourne et s’oriente selon la direction des plis régionaux NNE-SSW. Cette géométrie s’explique au mieux par la succession de deux épisodes de raccourcissement, d’abord NW-SE, puis N-S.

Route : Continuer la piste vers le village de Jbair, bordé d’une belle palmeraie. Eviter la piste se dirigeant à Oum El Gourdane vers l’est, et suivre tout droit vers le nord celle qui va à Anorhrif. Celle-ci remonte et franchit la barre Tata-Akka juste à l’amont de Jbair. Se garer près du puits sur la crête de la barre, puis descendre à pied sur les sables dunaires au pied de la barre. Arrêt J5-4 : Fracturation de la dalle composite grésocalcaire du Rich 3 à Jbair

(GPS : 29°38'43"N ; 07°55'05”W) Le mince niveau calcaire à Sellanarcestes apparaît au sommet de la dalle gréseuse à fort pendage SE (fig. 5.7). Les deux faciès (grès et calcaires) ne présentent pas le même comportement vis-à-vis de la fracturation. Les bancs gréseux présentent un réseau de diaclases où seules ‘T’ et ‘O’ sont exprimées, alors que sur les calcaires, c’est la famille longitudinale ‘A’ qui est bien individualisée. Cette initiation sélective de diaclases exprime un contrôle lithologique sur la fracturation (Auzias, 1995). Remarquer par ailleurs l’existence de fractures non systématiques (polygonales) dans les grès. Ce type de fractures correspond à l’effet de contraintes résiduelles, contrairement aux réseaux systématiques voisins qui sont d’origine tectonique (champs de contraintes orientées).

Route : Continuer la piste vers le NE vers le beau village perché d'Anorhrif, que l'on aperçoit de loin. Avant d'y arriver, une petite crête du Rich 2 se dresse à notre gauche. Ce site est idéal pour réaliser une belle coupe du cortège de haut niveau de la séquence Rich 2. Les couches gréseuses sont parfois lumachelliques (brachiopodes) et montrent de très belles structures sédimentaires (litages en mamelons, gouttières d'érosions, rides de vagues), souvent ordonnées dans des séquences élémentaires typiques. Ces dernières témoignent d’un milieu agité, dominé par une dynamique de houles et de tempêtes. Au revers de la crête, des gravures rupestres sont signalées dans les couches gréseuses compétentes.

Traverser ensuite l'oasis d'Anorhrif et rejoindre la route goudronnée qui regagne Tata. Elle traverse le Jbel Bani dans la cluse de Tiiti. Arrêt J5-5 : Cisaillements dans le Bani de Tata ; vue de profil (GPS : 29°42’1,4"N ; 07°59’5,5”W)

S’arrêter près du village d’Addis (Adis), 300 à 400 m au NE de la cluse. Derrière nous au nord, les collines correspondent aux grès du Tabanit (sommet du Cambrien moyen). Ces formations correspondent au flanc sud du vaste anticlinal E-W dont la boutonnière protérozoïque de Tata constitue le cœur. Nous sommes sur les schistes des Feija externes (Arenig-Llanvirn), dont la partie inférieure est cachée par la plaine, tandis que la partie supérieure forme les pentes basses de la barrière principale, dont le haut relief est fait des grès quartzitiques du 1er Bani, d’âge Llandeilo (fig. 5.8A). Cependant, dans cette partie proche de la cluse, le Bani de Tata comporte en fait deux parties séparées par une zone de cisaillement longitudinale. La partie nord est faite par les grès du 1er Bani en pendage normal vers le sud, tandis que la partie sud comporte des éléments du 1er Bani suivis par les schistes et grès de Ktaoua (Cara-


FIG. 5.7 : Variation des réseaux de diaclases en fonction de la lithologie dans la terminaison de la barre Tata-Akka (Rich 3) près de Jbair (vue vers le NW). FIG. 5.7 : Variation of the joint network according to lithologies in the northern tip of the Tata-Akka beds (top Rich 3) close to Jbair (view to the Northwest).

FIG. 5.8 : Le J. Bani au sud de Tata.- A : Vue vers l'est de la coupe naturelle N-S de la cluse de Tiiti.- B : Vue vers le sud de la face interne de la crête ordovicienne.- C : Vue verticale satellitaire (Google Earth). C1 : cisaillement en replat et rampe à vergence W à NW ; or3 : Fm de Tachilla ; or4 : 1er Bani ; or5 : Fm de Ktaoua inf. et de Rouid Aïssa ; or6 : Fm de Ktaoua sup. FIG. 5.8 : The J. Bani south of Tata.- A : Eastward view of the N-S natural cross-section exposed in the Tiiti gap.- B : Southward view of the internal flank of the Bani range.- C : Vertical satellite view (Google Earth). C1 is a flat and ramp fault verging W or NW-ward.

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doc) en série renversée à pendage N. On comprendra mieux la structure de cette barre en l’observant de face à l’arrêt suivant, et en utilisant les vues satellitaires. Route : Reprendre la route vers Tata et s’arrêter à environ 1,5 km au NE de l’arrêt précédent. Arrêt J5-6 : Cisaillements dans le Bani de Tata : vue de face (GPS : 29°43’5,7"N ; 07°58’13,2”W)

Depuis ce nouveau point de vue, on peut observer de loin des failles inverses longitudinales, associées à des plis en crochons sub-isoclinaux serrés (fig. 5.8B). Ces failles sont celles de la zone de cisaillement longitudinale citée plus haut. La faille C1 n’est autre que celle observée en coupe lors de l’arrêt précédent. En examinant la barre en vue verticale (fig. 5.8C), ces cisaillements sont parallèles aux couches sur leur plus grande longueur, jusqu’à ce qu’elles rejoignent une rampe qui leur fait changer de niveau (failles en rampes et paliers). La position des rampes et les crochons associés (crochons présents au mur ou au toit des failles) suggèrent un mouvement des couches supérieures (essentiellement le Ktaoua), dirigé grossièrement vers l’ouest, antérieurement au basculement de l’ensemble suivant l’axe E-W de la grande structure.

l’Anti-Atlas ; cf. Raddi et al., 2007 ; Michard et al., 2010)

Route : Pour rejoindre la ville d’Igherm (~100 km), on prend la route de Souk Tleta Tagmoute, nouvellement goudronnée, en direction du NNW. Cette dernière longe grosso modo le cours de l’oued Tata, en traversant un vaste synclinorium de terrains d’âge Adoudounien-Cambrien inférieur entre les boutonnières d’Agouliz (ou Tata) au sud, de la Tagragra de Tata à l’est et d’Igherm au nord, avant d’escalader les reliefs précambriens de la boutonnière d’Igherm (fig. 5.10). Sur le trajet jusqu’au delà de Tagmoute, les flancs de la vallée que suit la route montrent une multitude de plis de longueur d’onde et d’amplitude diverses dans les formations carbonatées du Cambrien inférieur. De nombreux arrêts sont particulièrement attrayants.

Un premier arrêt optionnel se présente à 7 km au nord de Tata. A l’ouest de la route, on observe des plis arrondis ou en chevrons d’axe N120 E, d’amplitude hectométrique. Ils sont parallèles à l’allongement de la Tagragra (« cuvette ») de Tata, dont on aperçoit la crête périphérique de volcanites PIII vers le NE.

Pour l’essentiel, la boutonnière est constituée de terrains d’âge paléoprotérozoïque (xI sur la fig. 5.10). Ce sont des schistes phylladiques (métapélites et métaturbidites avec une foliation ESE-WNW à fort pendage) recoupés par des intrusions granitiques faiblement foliées. Des datations UPb zircon ont fourni un âge de 2072±8 Ma sur des métatuffites intercalées dans les schistes, tandis que deux massifs de granite étaient datés à 2046±7 Ma et 2041±6 Ma respectivement (Walsh et al., 2002). Il s’agit donc du socle éburnéen. Au N de la boutonnière, entre le socle et la couverture « PIII » (dont les ignimbrites ont été datées à 565±7 Ma par les mêmes auteurs), s’intercale une petite unité de Quartzites et calcaires (Groupe de Taghdout-Lkest).

Le renversement qui accompagne le basculement cité diminue, quant à lui, puis s’annule vers l’est, la série ordovicienne redevenant apparemment continue et à pendage sud. On peut y voir l’effet du plongement axial de la grande structure, manifeste également dans la géométrie de la boutonnière précambrienne de Tata au NW de la cluse. Cette puissante structure antiforme est déversée vers le sud sur le compartiment à structuration NE-SW, abaissé d’environ un millier de mètres. La torsion des couches du Bani à la limite entre les deux compartiments est spectaLa route s’écarte ensuite de la vallée vers l’ouest, sinuant culaire. Dans cette superposition tectonique, un raccourdans les plateaux et collines cambriennes. On rencontre locissement N-S est à l'origine de l’antiforme E-W de Tata, calement les pélites rouge violacé de la Série lie-de-vin du mais aussi des interférences et virgations des séries du Dévonien dans le compartiment sud. Par contre, les cisaillements longitudinaux décrits plus haut doivent être attribués à une phase antérieure, et selon toute probabilité au raccourcissement NW-SE. Dans cette perspective, ces structures sont comparables à celles décrite à Icht. Elles se seraient formées à un stade relativement précoce du raccourcissement NW-SE (fig. 5.9). On soulignera que les raccourcissements successifs, d’abord NW-SE, puis N-S trouvent bien leur place dans l’histoire varisque de FIG. 5.9 : Schéma interprétatif de l’interférence de deux phases de déformation hercyniennes (1 et 2) l’Anti-Atlas en général (collision des dans la région de Tata. Mauritanides, puis de la Meseta avec FIG. 5.9 : Schematic diagram showing the interference of two Variscan folding phases (1 and 2) in the Tata area.


Cambrien inférieur (xk2 sur la fig. 5.10, tirée de la carte géologique du Maroc au millionième, 1985). Ces pélites surmontent les « Calcaires inférieurs » de l’Adoudounien (xk1 sur la même carte) dont on sait aujourd’hui qu’ils appartiennent essentiellement au Cambrien inférieur. Environ 10 km plus loin, un deuxième arrêt optionnel est intéressant pour observer la transgression de l’Adoudounien-Cambrien inférieur calcaire sur le Précambrien terminal (PIII) de la Tagragra, vue de profil, en coupe (fig. 5.11A). Sur cette coupe naturelle, le contact semble calme, non déformé, les couches adoudounienne (Cambrien basal) étant parallèles aux formations volcaniques PIII. Mais cet aspect est trompeur, comme on le voit à l’arrêt suivant !

La route retrouve bientôt la vallée et s’établie au pied des montagnes de son flanc occidental, en haut des glacis de rive droite. Bientôt apparaissent dans les falaises de la rive gauche, vers l’est, toute une succession de plis. La route s’élève légèrement, favorisant ainsi les observations.

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Arrêt J5-7 : Plis de détachement dans l’Adoudounien au toit de la Tagragra de Tata (GPS : 29°55’14"N ; 08°06’46”W)

S’arrêter avant que la route, jusque là orientée vers le NNW, ne tourne vers l’ouest. Vers l’est, on aperçoit au dernier plan les terrains sombres du Précambriens terminal (PIII) de la boutonnière de Tagragra de Tata, tandis que ceux, plus clairs, de sa couverture carbonatée cambrienne constituent les pentes de rive droite de la vallée. Les pentes inférieures montrent un train de plis droits en chevrons dans une série litée à interlits pélitiques, en dessous d’une falaise calcaro-dolomitique monoclinale (fig. 5.11B). Il y a donc un détachement ou décollement entre ces deux séquences mécaniquement contrastées. Une vue satellitaire oblique montre que ce décollement se place dans la partie inférieure de l’Adoudounien, au toit de sa Série de base détritique (fig. 5.11C). Les plis montrent des directions axiales variables, où dominent les directions NW, E-W et

FIG. 5.10 : Carte de l’itinéraire Tata-Igherm, extrait de la carte géologique du Maroc au millionième. x1 : Paléoprotérozoïque ; xII : Néoprotérozoïque inf. ; xIII : Néoprotérozoïque sup. ; xk1 : Adoudounien ; xk2 : Série lie-devin ; ki : Calcaires supérieurs ; km : Cambrien moyen ; ɤ: granite ; δ : dolérite.

FIG. 5.10 : Map of the Tata-Igherm itinerary, excerpt from the geological map of Morocco, scale 1/1 000 000. x1 : Paleoproterozoic ; xII : Lower Neoproterozoic ; xIII : Upper Neoproterozoic ; xk1 : Adoudounian ; xk2 : Lie-devin Serie ; ki : Upper Limestones ; km : Middle Cambrian ; ɤ : granite ; δ : dolerite.

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FIG. 5.11 : Plis dysharmoniques et décollement dans les calcaires du Cambrien inférieur à la bordure NW de la boutonnière de Tagragra de Tata. A : à l’est de l’arrêt 7 ; B : à l’arrêt 7 ; C : vue satellitaire (Google Earth).

FIG. 5.11 : Disharmonic folding and detachment in the Lower Cambrian limestones at the north-western border of the Tagragra de Tata inlier. A : east of stop 7 ; B, at stop 7 ; C, satellite view (Google Earth).

NE. Il semble s’agir ici d’axes courbes liés à un glissement des couches cambriennes vers le NNW, comme le suggère la figure d’arrachement visible à la charnière d’un pli, ou encore l’amorce de décollement dans la Série de base ellemême (cf. fig. 5.11C). Régionalement, on observe des axes variables entre E-W et N-S qui interfèrent en formant des structures en "boite à œufs" (Faïk et al., 2003, Caritg et al., 2004). Contrairement aux secteurs étudiés au sud de Tata, il est difficile ici de trancher sur la chronologie relative éventuelle de ces directions de plissement.

Route : La route d’Igherm traverse la Série lie-de-vin et les Calcaires supérieurs (ki), puis quitte temporairement les paysages calcaires traversés depuis Tata, pour déboucher sur le large synclinal de Tagmoute, occupé en son creux par les siltites et grès verdâtres du Cambrien moyen (km ; fig. 10, l’indice indiqué sur la carte au millionième est exact, mais la couleur est erronée). Des buttes témoins de grès sont conservées au sein de la cuvette, ailleurs recouverte d’alluvions quaternaires. Le village pittoresque de Souk Tleta Tagmoute est situé sur le flanc NW du synclinal, dans une cluse verdoyante entaillée dans les Calcaires supérieurs du Cambrien inférieur, à pendage SE très fort. La route traverse le village dont les vieilles bâtisses sont

nichées dans la palmeraie, puis remonte l’oued Tagmoute qui prend sa source une trentaine de kilomètres au NW dans le massif précambrien d’Igherm. Arrêt J5-8 : Plis dysharmoniques dans le niveau de décollement du Cambrien inférieur (GPS : 29°59’30"N ; 08°16’45”W)

Les méandres de l’oued Tagmoute sont encaissés dans des gorges pittoresques. Celles-ci offrent, à environ 10 km de Tagmoute, au flanc est de l’oued, un excellent exemple de plissement dysharmonique dans le Cambrien inférieur (fig. 5.12). C’est encore l’effet du découplage qui s’opère entre la couverture paléozoïque et son substratum précambrien, le décollement se faisant à la base des Calcaires inférieurs (Adoudounien) sur les niveaux gréseux de la Série de base. Route : La nouvelle route quitte la vallée encaissée en s’orientant vers l’ouest. Elle profite des affleurements de la Série lie-de-vin pendant une dizaine de kilomètres, puis pique au nord, grimpe au travers de l’Adoudounien et pénètre dans la boutonnière d’Igherm (fig. 5.10). Cette bourgade d’altitude élevée (1700 m) est bâtie près du bord occidental du massif précambrien, sur les formations du Groupe de Ouarzazate (xIII). A partir de là, on va gagner


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FIG. 5.12 : Plis dysharmoniques dans le décollement des Calcaires inférieurs sur la Série de base entre Tagmoute et la boutonnière d’Igherm. xK1 : calcaires inférieurs, SB : Série de base.

FIG. 5.12 : Disharmonic folds in the décollement between the Lower Limestones and the “Série de base”, half-way from Tagmoute to the Igherm inlier.xK1 : Lower limestones, SB : Série de base

Taroudant (88 km) sans nouvel arrêt, en traversant la zone axiale de l’Anti-Atlas (une succession de boutonnières de Précambrien terminal à couverture discontinue de Cambrien inférieur) avant de plonger vers la plaine du Souss.

J6 : Taroudant-Marrakech via le Tizi n’Test (230 km)

Itinéraire (fig. 6.1) et thèmes : Zone subatlasique méridionale. Les différents blocs de socle du versant sud du Haut Atlas. La zone faillée du Tizi n’Test (ZFTT) et sa dynamique permanente. Bassins triasiques du Haut Atlas de Marrakech. Zone subatlasique septentrionale à substratum carbonifère. Route (fig. 6.1) and themes : Southern Subatlas Zone. Main blocks of the southern flank of the High Atlas. Permanent dynamics of the Tizi n’Test Fault Zone (ZFTT). Triassic basins of the Marrakech High Atlas. Northern Subatlas Zone and its Carboniferous basement. Introduction à la tectonique de la limite Anti-Atlas Haut Atlas occidental

Il est actuellement admis que la chaîne du Haut Atlas s’est édifiée principalement par l’inversion post-crétacée d’anciennes failles normales et décrochements mésozoïques, euxmêmes hérités du socle paléozoïque et protérozoïque. Or, dans le nord-ouest du Massif Ancien du Haut Atlas (MAHA), la chaîne atlasique, orientée ENE-WSW, se superpose à la

chaîne varisque mésétienne, d'orientation NE-SW (fig. 6.2). La limite sud de cette zone poly-orogénique correspond à la zone faillée du Tizi n'Test (ZFTT), qui apparaît comme un véritable linéament permanent.

Le MAHA se caractérise par une vaste zone axiale formée de terrains anté-mésozoïques, comprenant deux blocs distincts : un bloc précambrien oriental (ou Bloc de l’Ouzellarh, Choubert, 1942) et un bloc paléozoïque occidental. La route que nous allons emprunter pour traverser le Haut Atlas suit grosso modo la limite entre ces deux blocs. Dans l’axe de la chaîne, d’étroits bassins triasiques ont été conservés le long de la ZFTT.

Le Bloc de l'Ouzellarh (BO) constitue une avancée (ou promontoire) du domaine anti-Atlasique au sein de la chaîne du Haut Atlas (Ouanaimi, 1989 ; Ouanaimi et Petit, 1992). Ce bloc est constitué d’un substratum protérozoïque panafricain, surmonté d’une série paléozoïque réduite, du fait d’une succession des phases de surrection et érosion. Il constitue une zone de seuil, au moins depuis le Protérozoïque terminal (Proust, 1961 ; Ouanaimi, 1989). L’influence de l’orogenèse varisque est modérée dans ce domaine, principalement réactivé en blocs rigides. Des plis ouverts affectent les flyschs viséens le long de ses bordures, au nord et à l’est, sans développement de schistosité pénétrative ni de métamorphisme. Le BO sépare deux compartiments paléozoïques, occiden-

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FIG. 6.1 : Localisation des arrêts de la journée J6 sur la carte géologique du Maroc au 1/1 000 000. FIG. 6.1 : Location of the J6 stops on the geological map of Morocco, scale 1/1 000 000.

FIG. 6.2 : Localisation de la zone de failles de Tizi n’Test (ici TTFZ), comme limite hercynienne entre la Meseta au nord et le domaine de l’Anti-Atlas au sud (d’après Hoepffner et al., 2006). 1 : Zone de Sehoul (a) et son probable prolongement ouest (b), 2 : Môle côtier, 3 : Zone sud, 5 : Zone orientale, 6 : Zones internes rifaines, RTFZ : Zone Faillée de Rabat-Tiflett, WMSZ: Zone Cisaillée de la Meseta Occidentale, SOFZ : Zone Faillée de Smaala-Oulmes, TBBFZ : Zone Faillée de Tazekka–Bsabis–Bekrit Fault Zone, APTZ : Zone transformante de l’Atlas Paléozoïque.

FIG. 6.2 : Location of the Tizi n’Test fault zone (ZFTT or TTFZ), as the Variscan structural limit between the Meseta to the North and Anti-Atlas domains to the South (Hoepffner et al. 2006). 1 : Sehoul Zone (a) and its likely prolongation to the west (b), 2 : Coastal Block, 3 : Central Meseta, 4 : Southern Zone, 5 : Eastern Zone, 6 : Internal zones of the Rifian chain. RTFZ : Rabat-Tiflet Fault Zone, WMSZ : Western Meseta Shear Zone, SOFZ : Smaala-Oulme`s Fault Zone, TBBFZ : Tazekka– Bsabis–Bekrit Fault Zone, APTZ : Atlas Paleozoic Transform Zone.


tal et oriental, dont la stratigraphie s'étend du Cambrien au Dévonien. Dans les deux compartiments, la polarité stratigraphique est opposée, ce qui confère au BO une structure d’antiforme NNE-SSW à N-S, qui se serait individualisé dès le Cambrien, voire même avant. Cet antiforme a subi une phase d’érosion anté-Carbonifère, avant la transgression du Viséen qui vient se déposer directement sur le Cambrien.

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dextre (Ouanaimi, 1989; Eddif et al., 2007), tandis que l'Ouzellarh réagit comme un bloc rigide. A noter que la ZFTTh constitue un tronçon de la large zone transformante paléozoïque atlasique (APTZ ; Michard, 1983 ; Piqué & Michard, 1989 ; Hoepffner et al., 2005), qui sépare le bloc mésétien de l’Anti-Atlas durant le Paléozoïque.

Lors du cycle atlasique, l’évolution du MAHA est largement conditionnée par les failles hercyniennes héritées. C’est notamment le cas pour la ZFTTa (alpine), initiée sur la ZFTTh. Sur le substratum hercynien arasé, les séries permiennes et/ou triasiques se déposent sur le Cambrien ou même directement sur le socle protérozoïque (fig. 6.5). Mais, à l’inverse de la période paléozoïque, c'est dans la

Le bloc occidental, ou Massif Ancien du Haut Atlas occidental, est limité à l’est et au sud par la ZFTT et, à l’ouest, par la Zone Faillée Ouest Mésétienne (WMSZ) (Piqué et al., 1980). Il est formé en majorité d’une série cambrienne fortement subsidente (plusieurs kilomètres d’épaisseur) où se manifeste une grande activité volcanique. Les interprétations géodynamiques basées en partie sur la nature de ce volcanisme font encore l'objet de discussions (Badra et al., 1992, Ouazzani et al. 1998 et 2001, Jouhari et al., 2001 ; El Archi et al., 2004, Aarab et al., 2005 ; Pouclet et al., ; Alvaro & Subias, 2010). Les terrains paléozoïques plus récents (de l’Ordovicien au Carbonifère) n'affleurent qu'à l'extrémité ouest, vers le couloir d'Argana. L'ensemble de ces séries est affecté par une déformation synmétamorphique et recoupé par des granitoïdes carboFIG. 6.3 : Reconstitution des blocs hercyniens du Massif ancien du Haut Atlas (MAHA) avant le cycle atlasique (Ouanaimi & Petit, 1992). nifères (dont le J. Tichka, mis en place à 291±5 Ma ; FIG. 6.3 : Reconstitution of the MAHA Variscan blocks before the Atlas orogeny Gasquet et al., 1992). De ce fait, la partie occidentale (Ouanaimi & Petit, 1992). du MAHA présente une grande affinité mésétienne, malgré la vergence vers l’est de ses structures, due probablement au pendage opposé des failles héritées.

Le contraste sédimentaire et structural entre le bloc paléozoïque occidental ‘mésétien’ et le domaine le l’Anti-Alas/Ouzellarh implique (en l’absence de déplacements mézo-cénozoïques significatifs) une activité majeure hercynienne de la Zone Faillée du Tizi n’Test (ZFTTh, h pour hercynien). A noter que ce dernier linéament est souvent confondu avec l’Accident ou Faille Sud Atlasique (FSA), défini essentiellement comme une zone de fracture alpine, d’âge Mésozoïque-Cénozoïque (Mattauer et al., 1972; Petit, 1976; Proust et al., 1977). La ZFTTh présente à l'ouest une direction atlasique, mais acquière vers l’est une orientation mésétienne NNE-SSW (Ouanaimi et Petit, 1992 ; fig. 6.3). La branche NNESSW de cette zone faillée est ultérieurement fragmentée par les phases atlasiques conduisant à la configuration actuelle (fig. 6.4).

Le contraste de déformation hercynienne entre le bloc occidental et celui de l'Ouzellarh est attribué au jeu décrochant dextre de la ZFTTh, succédant à son jeu en faille normale au début du Paléozoïque (subsidence du compartiment NW). Le prolongement NNE-SSW de la ZFTTh fonctionne comme un décro-chevauchement

FIG. 6.4 : La faille majeure hercynienne fragmentée, lors de l’orogenèse atlasique, en quatre éléments : 1 : ZFTT, 2 : faille de Tizien, 3 : Faille du N’fis, 4 : Faille supposée d’Aït Khaled (Ouanaimi & Petit, 1992). Tirets rouges : trajet de l’excursion. FIG. 6.4 : The main Variscan Tizi n’Test fault fragmented during Atlasic orogeny into four segments : 1 : ZFTT, 2 : Tizien fault, 3 : N’fis fault, 4 : Aït Khaled putative fault (Ouanaimi and Petit, 1992). Field trip : red dashed line.

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FIG. 6.5 : Distribution et épaisseurs comparées des formations anté-crétacées du Massif ancien du Haut Atlas (Ouanaimi & Petit, 1992, modifié). FIG. 6.5 : Compared distribution and thicknesses of the pre-Cretaceous series of the Massif Ancien du Haut Atlas (MAHA) (Ouanaimi & Petit, 1992 ; modified).

partie nord de ce bloc que le rift permo-triasique est le plus subsident. Cette extension est limitée à la fois par la ZFTTh, vers l'ouest (faille du N’fis), et par la ZFTT (h et a), vers le sud. A la même époque, le zones bordières (bloc paléozoïque occidental, Ouzellarh, Siroua et Anti-Atlas) constituaient des zones hautes, sur lesquelles s’effectue la transgression crétacée (Proust, 1973 ; Petit, 1976). Ailleurs, les séquences triasiques se développent dans les bassins limitrophes du Souss et de Ouarzazate, de part et d'autre du Massif de Siroua. Le Jurassique ne constitue qu’un très mince liseré en bordure nord du MAHA (Ferrandini & Ferrandini, 1984). Le MAHA constitue donc une zone haute, séparant les domaines atlantique et téthysien jusqu'au Crétacé. Il appartient au vaste Massif marocain occidental (West Moroccan Arch) orienté NNE.

L’extension Trias-Jurassique et les mouvements transtentionnels induisent quelques rejets horizontaux kilométriques, essentiellement concentrés le long des failles atlasiques (ZFTTa). Ces failles sont sujettes à des inversions post-crétacées puis post-éocènes, séparés par des périodes de quiescence. Les mouvements atlasiques, en rapport avec la convergence Afrique-Ibérie, sont encore actifs au sein du MAHA et au long de ses zones bordières (Dutour & Férrandini, 1985 ; Morel et al., 2000 ; Sébrier et al., 2006), mais une grande part des reliefs élevés de cette zone ne sont pas le résultat de cette activité tectonique, mais plutôt d’une remontée asthénosphérique sous le MAHA (e.g. Missenard et al., 2006). Route : Quitter Taroudant vers l’est par la N10 (en direction d’Ouarzazate). La route court sur la plaine du Souss,

bordée au nord par le Haut Atlas et au sud par les reliefs moins élevés de l’Anti-Atlas.

Arrêt J6-1: La zone subatlasique méridionale ; panorama du versant sud du Haut Atlas (GPS : 30°35’15"N ; 08°32’34”W) Un arrêt peut être effectué dans un endroit dégagé, par exemple au km 35. D’ici, les trois étages topographiques de l’Atlas sont distinctement observables (fig. 6.6). La zone subatlasique méridionale a une structure anticlinale formée de terrains du Crétacé supérieur à l’Eocène et de calcaires lacustres attribués à l'Oligocène ( ?). Cette structure est recoupée par la vallée des Ida-Ou-Gailal vers l'ouest et s'ennoie sous la plaine du Souss vers l'est. Au cœur de la zone subatlasique, le Crétacé est discordant sur le Cambrien qui affleure sous forme de mini-boutonnières. Ce Cambrien est dépourvu de déformation et de métamorphisme significatifs, contrairement à celui de la zone axiale, qui est schisteux et recoupé par des granites varisques tels que le granite du J. Tichka dont on aperçoit au loin les manifestations filoniennes. Entre les deux compartiments cambriens se situe la ZFTT. Route : Continuer sur la N10 jusqu’à l’embranchement de Tafingoult (N30°32'46.67" ; W8°42'46.20"), puis prendre à gauche la route de Marrakech par le Tizi n’Test. La route entame la longue montée (de 300 à 2100 m) sur des formations crétacées très redressées. Celles-ci appartiennent à la structure anticlinale de TafingouIt, qui s'ouvre largement vers l'est, autour d'un dôme schisto-calcaire du Cambrien inférieur. La route remonte ensuite à travers les niveaux sénoniens (marnes et argiles rouges, calcaires fos-


FIG. 6.6 : Le flanc méridional du Haut Atlas et le domaine subatlasique au NE de Taroudant. FIG. 6.6 : Southern flank of the High Atlas and the southern Subatlasic Zone, as seen from NE of Taroudant.

FIG. 6.7 : Schéma structural du linéament du Tizi n’Test dans la haute vallée du N'fis (Petit 1976, modifié). ZFTTh : Faille sud de la Zone du Tizi n’Test ou limite hercynienne à rejeu atlasique ; ZFTTa : Faille nord, essentiellement atlasique.

FIG. 6.7 : Structural sketch map of the Tizi n’Test lineament in the high valley of N’Fis (Petit, 1976, modified). ZFTTh : southern fault of the Tizi n’Test fault zone, Variscan fault with Atlasic reactivation ; ZFTTa : northern segment, essentially Atlasic.

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silifères), puis contourne le Cénomano-Turonien, au-dessus du village d’Aït Ou Blal.

A partir de ce virage (arrêt optionnel GPS : 30°49'13"N, 08°24'00”W), on distingue mieux les différentes zones structurales, représentées dans la carte et les coupes des figures suivantes (figs. 6.7, 6.8). Nous distinguons notamment (fig. 6.9A) : i) le Cambrien déformé et métamorphique de la zone axiale ; ii) la série rouge du couloir triasique de Tirknit ; iii) le Protérozoïque terminal (PIII)/Cambrien inférieur du compartiment nord déformé ; iv) la FZTTh ; v) le Cambrien inférieur anti-atlasique non métamorphique, montrant un crochon de faille inverse, et vi) le Crétacé flexuré de la zone subatlasique. Vers le NE, se dressent les falaises de l’Adrar n’Guinnous, avec sa succession du Protérozoïque terminalCambrien inférieur (Schistes puis dolomies massives).

La route passe ensuite dans un petit col où affleurent des marnes rouges et vertes, au voisinage immédiat du contact Paléozoïque-Crétacé. A partir de l’auberge d’Indras (GPS : 30°51’37"N ; 08°23’32”W), la route monte rapidement dans une série très déformée attribuée au PIII (arrêt optionnel). Cette série (non indiquée sur les cartes géologiques) est coiffée par une barre massive de dolérites que

la route traverse et qui contient des structures en pillow lava (Petit, 1976). Un tel volcanisme sous-aquatique, qui nous rappelle celui de l'Anti-Atlas (arrêt J2-3), est aussi décrit dans la haute vallée d’Agoundis, sous forme de basalte à olivine de nature tholéitique intraplaque (Aarab et al., 2005). En contrebas, près du village d'Aït Tyouga, la ZFTTh (limite hercynienne) apparaît clairement au nord du pli couché qui affecte le Cambrien inférieur.

Par la suite, la route prend une épingle vers l’est, sur un peu plus de 3 km, puis forme une deuxième épingle de sens opposé au-dessus du village de Targa n’Izrane. Une piste étroite s'en détache vers l'est et conduit à l’ancienne mine d'Assais (Aït Ibourk), située dans la haute vallée de l'oued Tafingoult. Elle longe à peu près le contact entre les calcaires cambriens et le Protérozoïque supérieur (PIII). Arrêt J6-2 : Auberge « Belle Vue » : la ZFTT sur le versant sud du Haut Atlas (GPS : 30°51’46"N ; 08°22’43”W) Cet arrêt offre en effet une très belle vue sur l’ensemble du versant sud du Haut Atlas et, au-delà, sur la plaine du Souss et les premiers reliefs anti-atlasiques. Vers l’ouest (fig. 6.9B), on distingue les deux branches principales de

FIG. 6.8 : Coupes géologiques à travers le linéament du Tizi n’Test (Petit, 1976, modifié). Localisation et légende fig. 6.7. FIG. 6.8 : Geological sections across the Tizi n’Test lineament (Petit, 1976, modified). Location and legend in fig. 6.7.


la zone de faille de Tizi n’Test (ZFTTh et ZFTTa). La branche sud (ZFFTh), sépare le domaine nord déformé, de type mésétien (Protérozoïque supérieur et Cambrien) du Cambrien peu déformé de type anti-atlasique au sud. Cette branche présente une histoire longue et complexe, d’abord en faille normale durant le rifting cambrien, puis activé en décro-chevauchement dextre durant l’orogenèse hercynienne, ensuite de nouveau en faille normale triasique avant d’être réactivée en faille inverse durant le cycle atlasique (Alpin). La branche nord (ZFTTa), soulignée par la série rouge du Trias, est une faille normale sénestre mésozoïque qui a été réactivée en faille inverse durant l’orogenèse atlasique. Au loin, vers le sommet de Jbel Iggui n’Ifri, ces deux branches se rejoignent en une seule faille qui borde au sud le massif cambrien déformé et recoupé par le granite hercynien du J. Tichka. Cette faille se prolonge plus loin à l’ouest vers le couloir d'Argana.

Au sud de la ZFTTh, le Crétacé est directement transgressif sur le Cambrien. Il en est ainsi dans toute la zone subatlasique et dans l'Ounein, ce qui indique la position haute

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de ces zones au Trias (?)-Jurassique, et la réactivation mésozoïque de la ZFTTh. Par contre, au nord de cette faille s’individualise le premier des bassins triasiques du linéament du Tizi n’Test : le bassin de Tirknit. Ce dernier est constitué d'une série détritique rouge, comprenant un conglomérat de base (« F3 » dans la nomenclature des formations permo-triasiques ; voir plus loin, arrêt 6.5), des siltites gréseuses inférieures (« F4 ») puis des grès équivalents à ceux de l’Oukaïmeden (« F5 »). Ce bassin est un hémi-graben triasique basculé vers le nord (Quarbous et al., 2003) qui se prolonge vers l’ouest, mais sans se raccorder directement au couloir d'Argana. L’abondance des galets granitiques dans le conglomérat de base du Trias indique que le granite hercynien du Tichka était à l’époque à l’affleurement (Petit, 1976). Juste derrière l'auberge, on pourra observer sur les parements de la route en tranchée un bel exemple de faille verticale dans le Cambrien (fig. 6.10). Il s’agit d’une faille alpine « froide » (large couloir cataclastique), satellite de celle du Tizi n’Test.

FIG. 6.9 : Le versant sud du Haut Atlas dans le secteur de la ZFTT.- A : Vue vers le NW à partir du virage en épingle de la route au SW du col (voir fig.6.7). Le Trias rouge (rt) est pincé le long de la branche atlasique (ZFTTa) dans les séries protérozoïques (PIII) et cambriennes (ki) du Bloc occidental.- B : Vue vers l’ouest depuis l’Auberge « Belle Vue » (arrêt 6.2), montrant la branche ZFTTh se réunissant vers l’ouest avec la ZFFTa. ki : Cambrien inférieur (a : schistes, b : dolomies), B : basaltes, km : Cambrien moyen. FIG. 6.9 : Southern flank of the High Atlas as seen from the Tizi n’Test road.- A : Northwest-ward view of the Tizi n'Test Fault Zone from the U curves of the road SW of stop 6.2 (location fig. 6.7). Triassic red beds (rt) are pinched in the Atlasic branch (ZFTTa) within the Proterozoic (PIII) and Cambrian (ki) series of the Western Block.- B : Westward view from stop 6.2 (Auberge Belle Vue) showing the Variscan branch ZFTTh connecting with the Alpine branch in the west. Ki : Lower Cambrian (a : schists, b : dolomites), B : basalts, Km : Middle Cambrian.

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FIG. 6.10 : Une faille verticale NE-SW, satellite de la faille du Tizi n’Test, derrière l’Auberge Belle Vue ; elle recoupe les dolomies du Cambrien inférieur. FIG. 6.10 : NE trending vertical fault, associated with the Tizi n’Test fault, crosscuts the Cambrian dolomites behind the “Belle Vue” inn.

Route : Le Tizi n’Test n’est plus qu’à 1 km. Noter, en bordure de la route, quelques plis couchés dans le Cambrien inférieur, avant d’entrer dans les grès du Trias.

Arrêt J6-3 : Le Tizi n’Test (GPS : 30°52’14"N ; 08°22’48”W) Au niveau du col du Tizi n’Test, la route traverse des terrains permo-triasiques rouges, réduits à un couloir faillé étroit. Ce couloir se rattache au bassin triasique du N’fis, que nous longerons plus bas au NE. Malgré l’activité touristique que connait de ce col mythique, seule une vieille auberge s’offre aux visiteurs, en 2010, comme caférestaurant et refuge. A côté est érigée une plaque commémorative en hommage aux bâtisseurs français de cet accès entre 1926 et 1932. Les indigènes berbères oubliés, qui ont exécuté cette laborieuse entreprise restent cependant maîtres des lieux... La vue panoramique vers l’ouest permet de revoir sous un autre angle la ZFTT avec ses deux branches, hercynienne (h) et atlasique (a). Dorénavant, notre itinéraire va s'éloigner de la branche hercynienne, qui va contourner le massif cambrien de Wijddane par le sud (fig. 6.7). En revanche, nous longerons constamment le prolongement de la branche atlasique (a). C’est cette dernière qui fait remonter ici le Cambrien du bloc occidental (de type mésétien) sur le Trias. Au dernier plan, les hauts sommets limitant le plateau de Tichka (Tiflillis) surplombent le Trias de Tirknit. De l'auberge du Tizi n'Test, une piste part

vers l'ouest pour remonter vers l’antenne TV. Dans cette coupe, décrite en détail par Petit (1976), des faciès de cipolins du Cambrien inférieur, très déformés et fracturés, sont surmonté de basaltes et de roches volcanodétritiques datant du passage Cambrien inférieur-Cambrien moyen (fig. 6.11, colonne 3). Ce volcanisme se retrouve de l'autre coté de la ZFTTh, dans la série de l'Ouzellarh, notamment dans la série de l’Ounein-Agoundis (colonne 1). Plus loin à l’est, dans la vallée de l’Ourika, il est plutôt andésitique et trachy-andésitique (Proust, 1961 ; Ouanaimi, 1989). D'une manière générale, le volcanisme cambrien (Ki et Km), décrit aussi dans l'Anti-Atlas oriental, est bien développé autour de la ZFTT et surtout dans le Cambrien inférieur du bloc occidental du MAHA. Son âge exact et sa signification géodynamique restent cependant encore débattus (Badra et al., 1992, Ouazzani et al., 1998 et 2001, Jouhari et al., 2001 ; El Archi et al., 2004, Aarab et al., 2005). Route : A partir du col, la route amorce la descente vers la vallée de l’oued N’fis. Elle suit le Cambrien inférieur d’Adrar-n-Guinnous (schistes et calcaires métamor-

FIG. 6.11 : Comparaison lithostratigraphique du Cambrien/Adoudounien le long de la ZFTTh. Noter l'abondance du volcanisme, notamment dans le bloc occidental, et la réduction des épaisseurs vers le nord. Références : (1) Viland, 1972 ; Petit, 1976 ; Aarab, 2005 et Landing et al., 2006 ; (2, 4 et 5) Ouanaimi,1989 ; (3) Petit, 1976.

FIG. 6.11 : Comparison of the Cambrian/Adoudounian lithostratigraphy along the ZFTTh. Note the abundance of volcanism in the Western block, and the northward thinning of the series. References : (1) Viland, 1972 ; Petit, 1976 ; Aarab, 2005 & Landing et al., 2006 ; (2, 4 et 5) Ouanaimi, 1989 ; (3) Petit, 1976.


phiques), flanqué de Trias silto-gréseux, au long de la ZFTTa. A 6 km du col (GPS : 30°55’35"N, 08°20’46”W), les affleurements triasiques, jusque-là représentés par des lambeaux faillés, s’élargissent et s’épaississent, formant le bassin d’Idni (fig. 6.8, coupes A-C). Près de la maison forestière d’Iguer (fig. 6.7), la base du Permo-Trias montre des conglomérats (F3), des argilites et grès (F4), et une puissante série de grès (F5) à pendage NE.

Des lambeaux de schistes cambriens broyés soulignent le passage de la ZFTTa, composée ici de plusieurs failles tressées. Des nombreux miroirs striés témoignent d'une composante décrochante sénestre (arrêt optionnel, GPS : 30°54’03"N, 08°20’26”W). Dans le paysage, la série triasique monoclinale (Agadir n’Ouqoun) s’adosse au horst cambrien du J. Tadafelt vers l'ouest, tandis qu'une belle vue s'ouvre, vers le NE, sur le haut massif précambrien du Toubkal (andésites et rhyolites "PIII").

La route aborde une forte descente en multiples lacets, dans la série triasique. Le long du tracé de la ZFTTa, on notera au passage le chevauchement, aussi bien vers l’est que vers l’ouest, du Cambrien sur le Trias. Vu la dangerosité de la route, le prochain arrêt est envisagé plus bas. Arrêt J6-4 : Auberge d’Idni : le linéament atlasique ZFTTa et le Horst de Tadafelt (GPS : 30°55’05"N ; 08°17’34”W)

L'arrêt se fait sur les terrains triasiques au voisinage de l'auberge d'Idni. Le panorama montre un nouvel étranglement des terrains triasiques vers le NE (Mouldikht), le long

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de la ZFTTa (fig. 6.12). A l’est et au SE, se dressent les hauts reliefs (entre 2500 et 2800 m) d’Adrar Aoulim et d’Azrou Irghane. Ils sont toujours formés de Cambrien inférieur déformé (calcaires et schistes), globalement monoclinal vers le NW, et localement surmontés de schistes verts du Cambrien moyen (Tanzat-Mouldikht), à intercalations basaltique. L’ensemble chevauche nettement des siltites et grès rouges du Trias (ZFTTa). A l’ouest, le Cambrien moyen du horst de Tadafelt vient aussi surmonter le Trias par une faille inverse. En arrière-plan s'étalent les hauts reliefs, souvent enneigés, du Précambrien de Jbel Ouanoukrim (massif du Toubkal). Dans les grès rouges d’Idni, il y a par endroits de beaux miroirs à stries inverses et des surfaces à microfailles normales précoces. Route : La route rejoint l’oued N’fis, avec à l’ouest une belle vue sur la faille inverse sud du horst de Tadafelt soulevé contre le Trias, qui comporte ici un niveau de grès roses caractéristique. Elle suit les méandres de l’oued, creusés dans le Cambrien moyen, puis le long du contact CambrienTrias, avant de déboucher, à Mzouzit, sur la jonction avec la petite vallée de l’oued Ogdemt, affluent de rive gauche du N’fis. Cette vallée marque la fin du horst de Tadafelt et le début du bassin (ou graben) triasique de Talat n’Ya’qoub. Sur la rive gauche du N’fis, on aperçoit la célèbre mosquée de Tinemal, berceau de la dynastie Almohade (XIIème siècle) qui régna sur le Maghreb et une bonne partie de l’Europe méridionale. Quitter la route principale et prendre à gauche la petite route signalée qui mène à la mosquée.

FIG. 6.12 : Panorama vu à partir de l’Auberge d’Idni montrant les horsts cambriens de Wijddane et Tadafelt (Ki, Km) le long la Faille Atlasique de Tizi n’Test (ZFTTa). La vignette montre le détail de la ZFFTa sur le côté droit de la route. FIG. 6.12 : Idni Inn Panorama : The Wijddane and Tadafelt Cambrian horsts (Ki, Km) bordering the Atlasic Tizi n'Test fault (ZFTTa). Insert : Detail view of the ZFFTa, right side of the road.

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Arrêt J6-5 : Bassin triasique de Talat n’Ya’qoub à Tinemal (GPS : 30°59’24"N ; 08°13’45”W)

La mosquée de Tinemal (Tine Mel, fig. 6-1) est bâtie sur le Trias redressé contre le Cambrien moyen du bloc occidental (fig. 6.13). Ce Trias fait partie du bassin de Talat n’Ya qoub, qui constitue le prolongement de ceux de Tirknit et d’Idni (fig. 6.14). Il comporte la même série triasique que celle du bloc de l’Ouzellarh (Oukaïmeden, Yagour,...), avec les formations caractéristiques: (F3) conglomérats et grès de base, (F4) siltites inférieures, (F5) grès de l’Oukaïmeden et (F6) siltites supérieures (Carnien). Les basaltes fini-triasiques sont absents ici, mais de rares filons recoupent la série. A travers le bassin, les épaisseurs sont variables, avec un dépocentre au niveau de Mzouzit et une réduction d’épaisseur vers les bordures est et ouest, selon un système en horst-graben, inversé lors du serrage atlasique (fig. 6.15). Lors de l'inversion tectonique, d’anciennes failles normales mineures ont été basculées jusqu’à l’horizontale, mais leur caractère synsédimentaire est encore révélé par des épaississements brusques des couches, scellées par les couches plus jeunes, des slumps, et des miroirs "hydroplastiques". Les grès de l’Oukaïmeden (F5) peuvent êtres observés derrière la mosquée. Ils montrent de fréquentes surfaces à rides et des stratifications obliques, de milieu probablement deltaïque. Les mesures des paléocourants sont compatibles avec un contrôle tectonique de la sédimentation (Petit & Beauchamp, 1986 ; Quarbous et al., 2003).

Autour du site, la série est discordante sur le Cambrien et plonge vers l’oued N’fis. Vers le SW, se détache la petite vallée de l’oued Ogdemt, entaillée le long de la faille inverse au nord du horst de Tadafelt. Vers le N et le NE, la cuvette de Talat-n-Ya’qoub est creusée dans les siltites triasiques supérieures (datées du Carnien par flore), alors que la série réduite orientale est plaquée contre le Cambrien de

FIG. 6.13 : La mosquée de Tinemal sur le flanc nord du bassin triasique de Talat-n-Ya’qoub. FIG. 6.13 : The Tinemal mosque built upon the north flank of the Talat-n-Ya’qoub Triassic basin

FIG. 6.14 : Stratigraphie des principaux affleurements triasiques le long du linéament du Tizi n’Test, à la limite entre l’Ouzellarh et le bloc occidental du MAHA, FIG. 6.14 : Stratigraphy of the main Triassic outcrops along the Tizi n’Test lineament between the Ouzellarh and the Western block of the MAHA.


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FIG. 6.15 : Coupe NW-SE du graben triasique de Tinemal et sa reconstitution avant le serrage atlasique. FIG. 6.15 : NW-SE cross-section of the Tinemal Triassic graben and its restoration before the Atlas shortening.

Wijddane, sur le tracé de la ZFTTa.

Route : Reprendre la route le long de l’oued N’fis, dont le lit s’élargit dans les faciès fins du Trias supérieur de Talatn-Ya’qoub, dominés par la vieille kasbah perchée de Goundafi. A Ijoukak (30°59’24"N ; 08°13’45"W), une piste part à droite vers la belle vallée de l’oued Agoundis (fig. 6.7). Cette vallée est attractive par ses paysages, et rejoint les séries du Précambrien-Adoudounien-Cambrien du bloc de l'Ouzellarh, à l'est de la ZFTTh (Proust, 1961 ; Viland, 1972 ; Petit, 1976).

Si l’on peut y consacrer un arrêt optionnel, il est préférable d’étudier cette coupe depuis le fond de la vallée, à partir du village d'Ighir (GPS : 30°59’34"N, 08°11’32”W), situé au nord de la mine de Tanfit (Cu, Ag). Au-dessus du socle volcanique et volcano-détritique du Protérozoïque terminal, coiffé ici par ses basaltes supérieurs (Aarab et al., 2005), la succession comporte : i) Série de base : Argilites et pélites grises et vertes à passées gréseuses ; ii) Barre dolomitique inférieure (dolomie de Tamjoute) ; iii) Horizon lie-de-vin, composé de pélites vertes et violettes à niveaux calcaires à laminations stromatolitiques ; iv) une série schisto-dolomitique inférieure, composée d’argilites vertes et violettes, de petits bancs calcaires, de pyroclastites et de bancs conglomératiques ; v) des calcaires massifs à Archéocyathes, surmontés de dolomies massives à stromatolithes., intercalés de sills de microdiorites (ou basaltes, Aarab, 2005) ; et enfin, vi) la série schisto-calcaire supérieure. Ces termes du Cambrien inférieur ne sont pas déformés d’une façon significative, ils sont monoclinaux et les figures sédimentaires y sont bien conservées (Killick, 1988). Les couches montrent de fortes variations d’épaisseur avec des biseaux stratigraphiques vers l'est, le

nord et l'ouest, au long de la ZFTTa, interprété par un système de paléofailles (fig. 6.16).

De retour sur la route principale à Ijoukak, et reprenant la direction du NE, on traverse la discordance des grès et conglomérats de base du Trias sur le Cambrien moyen du bloc occidental. Ce dernier constitue une série monotone, sur laquelle on va rouler sur plus de 30 km. Arrêt J6-6 : Un segment actif de la ZFTTh à Imidel, vallée du N’fis (GPS : 31°06’44"N ; 08°08’09”W)

Le village d’Imidel est bâti sur des schistes gréseux du Cambrien moyen. Il se situe à la jonction de l'Assif d’Aït Hsain avec l’oued N’fis. Un compartiment de silts rouges triasiques, supportant une terrasse quaternaire, est effondré contre un compartiment précambrien, dans une zone de faille complexe où se croisent les grands accidents d’Azegour (Medinet), de l’Erdouz-Sidi Fars, et du N’fis. Un grand miroir de faille, de plus de 20 m de haut, souligné par une altération blanche est visible en rive gauche, entre le Précambrien et le Trias (fig. 6.17). Compte-tenu de la fraîcheur et de l’ampleur de ce miroir, et de la discontinuité du glacis quaternaire récent, superposé à la terrasse, cette faille semble bien avoir rejoué récemment (Bhiry, 1985).

Route : Le bassin triasique se poursuit le long de la vallée, souvent caché par les dépôts quaternaires. Il réapparaît quelques kilomètres plus loin, au-delà d’Imigdal (GPS : 31°07’00"N, 08°06’28”W) où un affleurement de Trias est discordant sur le Cambrien moyen. Au-delà de Timesguine, il n’en reste qu’une pincée le long de la faille du N’fis. Juste avant Wirgane (Ouirgane), la route quitte le lit de l’oued N’fis et pénètre dans la cuvette triasique de Wirgane.

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FIG. 6.16 : Variations d'épaisseur de l'Adoudounien-Cambrien inférieur de l'Agoundis, le long du linéament (ZFTT). Simplifié d'après Killick (1988). FIG. 6.16 : Thickness variations of the Lower Adoudounian-Cambrian series along the ZFTT lineament in the Agoundis area. Simplified from Killick (1986).

FIG. 6.17 : Un segment actif de la ZFTTh au niveau d’Imidel, dans la vallée du N'fis. FIG. 6.17 : An active segment of the ZFTTh at Imidel, in the N'fis Valley.

Le contact entre Trias et granitoïde du N’fis, autrefois visible à cet endroit, avec des plans striés surtout chevauchants, est désormais submergé par la retenue du récent barrage de Wirgane. Après celui-ci, l’oued N'fis s’enfonce vers le NW en creusant des gorges au sein des séries du ProtérozoïqueCambrien, puis dans celles du Crétacé d’Ouchlifène.

A partir de Tagadirt n’Bour (GPS : 31°09’31"N ; 08°06’04”W), la faille du N’fis sépare les formations du Cambrien moyen de Takherkhort à l’est, de celles du Précambrien-Cambrien de Tighardine, à l’ouest. Il s'agit d'un tronçon de la ZFTTh, soulignée par une déformation ductile et une orthogneissification de la granodiorite et des laves acides protérozoïques. En bordure ouest de la faille, un métamorphisme de contact hercynien est bien exprimé dans le Cambrien. Cette faille paléozoïque a été réactivée avant le Crétacé, limitant à l'est une vaste zone sans dépôt triasique jusqu'au couloir d'Argana. Elle a été inversée lors du serrage atlasique. La route quitte ensuite définitivement l'oued N’fis et re-

monte dans le Trias de la cuvette de Wirgane, d'abord dans les siltites rouges salifères supérieures, puis dans les basaltes infra-liasiques, près desquels l’arrêt suivant est programmé.

Arrêt J6-7 : Zone subatlasique septentrionale : séries du Plateau de Kik (Trias-Crétacé) (GPS : 31°11'30"N ; 08°03'43”W) En regardant vers le nord, on observe la série du versant SE du Plateau de Kik (fig. 6.18) : argilites supérieure du Trias, basaltes doléritiques, argilites, grès roses et conglomérats (Néocomien), marnes jaunes, calcaire gréseux (Barrémien-Albien), calcaires et marnes, argilite et grès rouges (Cénomanien), puis la barre calcaire du Turonien. En arrière, sur le plateau de Kik, on note la présence d’affleurements du Sénonien composé de calcaires, marnes et argiles rouge gypsifères. Route : Vers le nord, la route dépasse le croisement avec celle du Tizi Ouzla puis traverse l'oued Marigha et remonte dans du Quaternaire récent jusqu'au col de Tizi n'Wadou (col du vent). Ce dernier sépare le bassin versant du N’fis


FIG. 6.18 : Vue vers le nord des séries Trias supérieur-Crétacé du Plateau de Kik. FIG. 6.18 : North-ward view of the Upper Triassic-Cretaceous series of the Kik Plateau.

FIG. 6.19 : Les dépôts viséens du massif de Souktana (Bloc de l’Ouzellarh) au niveau du pont sur l’oued Rérhaia. FIG. 6.19 : Photograph of the Visean deposits of the Souktana massif (Ouzellarh Block) at the Rérhaia bridge.

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de celui de l'oued Rérhaia (assif n'Ighighayen) et marque l’amorce d'une autre dépression triasique, celle d'Asni (fig. 6.1). Celle-ci est aussi creusée dans les argilites supérieures du Trias, bordées par les basaltes infraliasiques et la succession crétacée de deux synclinaux subatlasiques, celui du plateau Kik à l'ouest, et celui de Sidi Fars à l'est.

Vers l'est s’ouvre la belle vallée d'Imlil qui montre une excellente coupe stratigraphique, allant du Trias au Précambrien du Toubkal, et traversée par les grandes failles de la zone axiale du bloc précambrien (faille de Sidi Fars, Faille de Tizi Oussem…).

Après le croisement de la route d'Imlil, on traverse le village d'Asni et on descend l’oued Rérhaia, au pied du village de Moulay Brahim, situé sur les calcaires crétacés du Plateau du Kik. Au virage, à gauche, on recoupe la faille inverse N110, qui fait remonter le Carbonifère de Souktana contre le synclinal crétacé du Kik. La traversée de ce Carbonifère se fait le long d’une route très sinueuse, qui surplombe des gorges profondes creusées par l’oued Rérhaia, qu’on atteindra après un ultime virage à 180°. Arrêt J6-8 - Pont de l'oued Rérhaia : le Viséen de Souktana (GPS : 31°19'03"N ; 07°57'33”W)

Le Carbonifère de Souktana (~1500 m d'épaisseur) comprend trois formations majeures qui sont, de bas en haut (fig. 6.19) : i) conglomérats, grès et calcaires, à faciès littoral ou de plate-forme ; ii) flysch gréso-pélitique, localement carbonaté, faciès subsident, et iii) shales et marnes à olistolites de calcaires de plate-forme, faciès de talus (Beauchamp et al., 1984 ; Tourani et al., 1989, Izart et al., 1997). Les sédiments grisâtres, localement plissés et faillés, visibles au pont du Rérhaia appartiennent à une série généralement mo-

noclinale, inclinée vers le nord, d’âge Viséen supérieur. Comme dans le reste du Paléozoïque du bloc de l’Ouzellarh, cette série ne montre pas de schistosité pénétrative, ni de trace de métamorphisme. Au nord, une faille N70 vient séparer le Viséen du Trias. En bordure de l’ancien pont et dans les gorges, un grand bloc, basculé vers l’ENE, puis surmonté de grès et pélites, est un exemple représentatif des olistolites qui témoignent du démantèlement gravitaire d'une plateforme carbonatée viséenne dans l'Ouzellarh. Route : La route passe auprès de quelques affleurements de Trias gréseux rouge dont la base conglomératique est discordante sur le Viséen. On dépasse l’ancienne piste forestière de Tadmamt-Oukaïmeden-Ourika, puis remonte une côte jusqu’à la pointe du village de Douar Sour, où sont installés des marchands de fossiles et minéraux.

Arrêt J6-9 : Panorama de Douar Sour : Zone subatlasique et plaine du Haouz (GPS : 31°20’43"N ; 07°57’14”W) A Douar Sour, le panorama de la rive gauche de l'oued Rérhaia donne un aperçu sur l'ennoyage de la série méso-cénozoïque subatlasique sous la plaine du Haouz (fig. 6.20). On distingue, du sud vers le nord (Beauchamp et al., 1985), i) les reliefs arrondis du Viséen de Souktana ; ii) au-delà d’une faille inverse, la base gréso-conglomératique et les siltites gréseuses du Trias supérieur ; iii) des siltites carbonatées qui ont été rapportées au Lias (Ferrandini & Ferrandini, 1984). Leur pendage est vers le nord et une discordance angulaire sépare le Trias du Lias (enregistrement du basculement lié au rifting triasico-liasique) ; iv) les calcaires phosphatés de l’Eocène inférieur sur lesquels le Douar Sour est bâti. L’absence ici du Crétacé montre l’intervention d’un premier épisode de l’orogenèse atlasique ; v) des grès rouges à rapporter au moins au Dogger ; enfin,

FIG. 6.20 : La bordure nord du Haut Atlas de Marrakech le long de la vallée du Rérhaia au niveau de Douar Sour ; A : photographie (Soulaimani) ; B esquisse panoramiques (d’après Beauchamp et al., 1985). Hv : Viséen, t : Trias, Li-m : Lias inférieur à moyen, jm : Jurassique moyen, ei : Eocène inférieur, mp : Miopliocène, q : quaternaire. FIG. 6.20 : The northern front of the Marrakech High Atlas along the Rérhaia Valley at Douar Sour ; A : Photograph (Soulaimani) ; B : sketch from Beauchamp et al. (1985). Hv : Visean, t : Trias, Li-m : Lower to Middle Liasic, jm : Middle Jurassic, ei : Lower Eocene, mp : Miopliocene, q : quaternary.


vi) les grès conglomératiques du Mio-Pliocène (MP1) affectés d’un faible pendage nord et reposant en discordance cartographique et de ravinement sur l’ensemble des termes précédents. Les dépôts conglomératiques du Quaternaire (Salétien) tronquent le Mio-Pliocène et forment un glacis en pente douce vers le nord.

Route : Après l’agglomération de Tahnaoute, située au piedmont de l’Atlas de Marrakech, on roule de nouveau sur la plaine du Haouz, sur une trentaine de kilomètres avant d’arriver à Marrakech.

Remerciements : Les Auteurs ainsi que l’Editeur (A. Michard) ont bénéficié du support de l’ONHYM et de la MAPG pour la préparation de ce circuit en janv. 2007. L’excursion a été réalisée dans le cadre du Colloque international MAPG-ILP, Marrakech, 2007.

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n° 558 Soulaimani et Ouanaimi2011

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