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L’extension continentale au Néo-Protérozoïque supérieur-Cambrien inférieur dans l’Anti-Atlas (Maroc) Abderrahmane SOULAIMANI

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L’extension continentale au Néo-Protérozoïque supérieur-Cambrien inférieur dans l’Anti-Atlas (Maroc) Abderrahmane SOULAIMANI
Bull. Soc. géol. Fr., 2003, t. 174, no 1, pp. 83-92
L’extension continentale au Néo-Protérozoïque supérieur-Cambrien inférieur
dans l’Anti-Atlas (Maroc)
Abderrahmane SOULAIMANI1, Mohamed BOUABDELLI2 et Alain PIQUÉ2
Mots clés. – Anti-Atlas (Maroc), Extension continentale, Néo-Protérozoïque, Cambrien.
Résumé. – Dans l’Anti-Atlas (sud du Maroc), la couverture du Néo-protérozoïque supérieur, discordante sur les structures panafricaines, s’organise en « séries » volcaniques et détritiques (Groupe du Saghro et de Ouarzazate), recouvertes
par les dépôts carbonatés cambriens. De nouvelles observations réalisées dans cette couverture montrent qu’elle résulte
d’un épisode extensif dont témoignent, outre les structures extensives, des mises en place de magmas et des manifestations hydrothermales. Cet épisode, qui se maintiendra jusqu’au Cambrien inférieur, est interprété en termes d’extension
continentale post-panafricaine.
The Upper Neoproterozoic-Lower Cambrian continental extension in the Anti-Atlas
(Morocco)
Key words. – Anti-Atlas (Morocco), Rifting, Neoproterozoic, Cambrian.
Abstract. – Introduction. – In the Anti-Atlas, south of Morocco (fig. 1), the Precambrian terrains are usually divided
into several “series” (fig. 2) : the Paleoproterozoic (PI) is an old crystalline basement, at least Eburnean ; the
Neoproterozoic (PII) is constituted by metasedimentary rocks, quartzites and limestones, indicative of a shelf, in which
volcano-sedimentary and volcanic flows are intercalated, laterally grading to an ophiolitic complex along the Sirwa-Bou
Azzer axis. These PII rocks have been deformed in the course of the Panafrican orogeny ; above the underlying upper
Proterozoic terrains and in major unconformity on the Panafrican structures, the Saghro group (PII3) and Ouarzazate
group (PIII) series are volcanic and volcano-clastic sequences, often considered as late-Panafrican molasses. Above
them, the Tata group (Adoudounian), constituted by marine carbonates and siltstones, represents the earliest Cambrian.
Recent structural and sedimentological observations
Recent observations have been realized through all the Anti-Atlas, of which the present note gives only examples that
are the most significant and easily accessible. They show that the PII3 conglomerates were not everywhere deposited
around Panafrican paleoreliefs ; they often contain large bodies of quartzites embedded within the conglomerates (fig. 3).
Clearly, the PII3 is an olistostrome at the base of the PIII détrital and volcanic series, which were deposited at the base
of active faults. The development of these reliefs took place several tens of millions of years after the end of the Panafri3
can paroxysm and therefore the PII and the PIII are post-Panafrican deposits, unrelated to the Panafrican orogeny. Study of synsedimentary structures (folds, faults, progressive unconformities : fig. 4 to 7) reveals the extensive character of
3
this faulting event that extends even in basal Cambrian. Between the PII series and PIII an angular unconformity due to
tilting can exist, but we did not find there plicative structures clearly related to the compressive late-Panafrican « B2 »
phase sometimes described in the litterature. In the western Anti-Atlas, the extension is pure, with a NW-SE direction ;
it is N-S in the central Anti-Atlas and it is transtensive according to N070oE faults, en échelon between sinistral N110o
E trending faults in the central-eastern Anti-Atlas. In the detail, nevertheless, the synsedimentary structures suggest slidings from raised zones that correspond to the future inliers (fig. 7).
Magmatic and metallogenic activity
This extension accompanies various events : (1) a marine transgression, from west to east ; (2) the emplacement of extrusive magmas, first calco-alkaline then tholeiitic ; (3) an hydrothermal activity responsible for the concentration of
Co, Au, Cu, etc. These concentrations were in the past attributed to various episodes, from the pre-Panafrican extension
to the Hercynian compression. In fact, they result from the circulation of hydrothermal solutions that deposited, in the
superficial levels of the crust, products extracted from the PIII magmas or the PII Proterozoic serpentines. The circulations took place in the old compressive structures (e.g. the Panafrican foliation) reopened during the extensive episode
described above.
Discussion and conclusion : the late Proterozoic-early Cambrian rifting
The crustal extension that affected the Anti-Atlas started during the late Proterozoic, after the end of the main Panafrican deformation. Its tectonic significance is discussed with regard to the Panafrican orogeny : either a late Panafrican
extension, bracketed between two compressive deformations and possibly related to a thinning of the orogenic crust, or
a post-Panafrican extension, unrelated to compressive phases, described as a synrift event. In the Anti-Atlas, it develo-
1 Laboratoire de Géologie structurale,
2 Institut universitaire européen de la
Faculté des Sciences Semlalia, Marrakech (Maroc).
mer, Université de Bretagne occidentale, Brest.
Manuscrit déposé le 7 mars 2001 ; accepté après révision le 20 septembre 2002.
Bull. Soc. géol. Fr., 2003, no 1
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A. SOULAIMANI et al.
ped through late Proterozoic and early Cambrian times. It aborted at the end of the early Cambrian. Evidences of a comparable extension are found in northern Morocco, western Europe and as far in the Middle East, i.e. all along the
northern margin of the paleo-Gondwana.
INTRODUCTION
Situé sur la bordure NW du craton ouest-africain, le domaine de l’Anti-Atlas (fig. 1) constitue la transition vers les
zones orogéniques du Maroc septentrional, mobiles au Phanérozoïque. C’est un large bombement atlasique d’orientation ENE-WSW, superposé à un plissement hercynien dont
le cœur des anticlinaux laisse apparaître le socle cristallin
protérozoïque à la faveur de « boutonnières ». L’excellente
qualité de ses affleurements, la continuité et la grande extension de ses séries paléozoïques y ont permis l’établissement de coupes stratigraphiques de référence [Destombes et
al., 1985]. De même, les nombreuses concentrations minérales en Cu, Co, Au, Ag, etc., font de cette région une riche
province métallogénique.
A cela s’ajoute le grand développement de séries sédimentaires et magmatiques mises en place entre la fin des
déformations panafricaines et le dépôt des premiers niveaux
paléozoïques datés. Ce sont ces séries qui font l’objet de la
présente note. On résumera d’abord l’état actuel des connaissances sur la géologie du Néo-Protérozoïque supérieurCambrien inférieur de l’Anti-Atlas, avant de présenter nos
observations et d’en tirer des conclusions d’ordre structural
et géodynamique.
LE NÉO-PROTÉROZOÏQUE SUPÉRIEUR
ET LE CAMBRIEN INFÉRIEUR DE
L’ANTI-ATLAS : ÉTAT DES CONNAISSANCES
Dans l’Anti-Atlas, les travaux anciens [Choubert, 1963 ;
Michard, 1976] ont individualisé plusieurs « séries »
(fig. 2), datées par d’assez nombreuses données radiométri-
FIG. 1. – Schéma géologique de l’Anti-Atlas (cartouche : Maroc).
FIG. 1. – Geological sketch map of the Anti-Atlas.
Bull. Soc. géol. Fr., 2003, no 1
ques dont nous ne présenterons ici (tabl. I), parmi les plus
récentes, que celles qui sont fondées sur la méthode U-Pb, a
priori les plus fiables si l’on considère les réactivations
thermiques ultérieures. Résumons ici les grands traits de ces
séquences.
Paléo-Protérozoïque (PI)
Il s’agit de terrains cristallins, granitoïdes et roches métamorphiques de degré variable, considérés comme les plus
anciens de l’Anti-Atlas. Des datations géochronologiques
anciennes [Charlot, 1978] et récentes [Aït Malek et al.,
1998, De Beer et al., 2000] y confirment la présence d’intrusions de granitoïdes éburnéens, à environ 2 Ga. Ces terrains cristallins forment le socle de la série néoprotérozoïque sus-jacente.
Néo-Protérozoïque (PII)
Sur la plus grande partie de l’Anti-Atlas, le PII est constitué
de quartzites et de carbonates qui reposent en discordance
sur le socle éburnéen. Du Sirwa vers Bou-Azzer, l’importance des calcaires et des quartzites diminue progressivement, au fur et à mesure que se développent des shales noirs
avec des niveaux de silts, jaspes et laves bimodales. Ainsi,
on passe latéralement d’une plate-forme épicontinentale à
une marge puis, à Bou-Azzer et à Sirwa même, à une lithosphère océanique dont témoigne un complexe ophiolitique
[Leblanc, 1976]. Un arc volcanique contemporain est décrit
dans le Sirwa [Schermerhorn et al.,1986 ; El Boukhari et
al., 1991, Gresse et al., 2000]. A l’est de l’axe Sirwa-Bou
Azzer, dans le Saghro, des faciès confinés accompagnent
des turbidites de rift intracontinental [Fekkak et al., 2002].
EXTENSION CONTINENTALE AU MAROC
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TABL. I. – Datations U/Pb sur zircons des différentes roches magmatiques
néoprotérozoïques de l’Anti-Atlas.
TABLE I. – U/Pb ages from zircons of Neoproterozoic ignous rocks of the
Anti-Atlas.
FIG. 2. – Colonne lithostratigraphique de l’Anti-Atlas.
FIG. 2. – Lithostratigraphic column of the Anti-Atlas.
Dans l’ensemble, la répartition de ces terrains montre,
du SW au NE, le passage d’une plate-forme cratonique à
une marge passive et, enfin, une croûte océanique représentée par les ophiolites de Bou-Azzer et de Sirwa. Ce dispositif résulte d’une distension crustale contemporaine de la
mise en place de gabbros et de diabases, datés à 788 ± 8 Ma
[Clauer, 1974].
La déformation panafricaine
A Bou Azzer, le serrage panafricain s’est effectué dans un
régime décro-chevauchant senestre vers le SW [Saquaque et
al., 1989]. De même, l’arc magmatique du Sirwa est charrié, vers le sud, sur la marge cratonique [Schermerhorn et
al., 1986 ; Admou, 2000]. L’âge du métamorphisme épizonal synschisteux panafricain a été fixé à 685 ± 15 Ma à
Bou-Azzer [Clauer, 1974]. Il est contemporain de celui des
migmatites d’Iriri du Sirwa, datées à 663 ± 14 Ma [Gresse
et al., 2000].
Ailleurs dans l’Anti-Atlas, la déformation panafricaine,
hétérogène, se concentre dans des zones cisaillées ductiles
E-W, dextres dans le Saghro [Ighid et al., 1989] et chevauchantes dans le Kerdous [Hassenforder, 1987].
La couverture néo-protérozoïque supérieur
Groupe de Saghro (PII3)
Souvent, une série volcanique et sédimentaire dite du PII3
repose en discordance sur les structures panafricaines. Ce
sont des niveaux sédimentaires continentaux qui résultent
du démantèlement d’une topographie montagneuse en
conditions périglaciaires (glaciation varangienne : [Deynoux, 1978]). Dans le Kerdous, les dépôts PII3 du bassin
d’Anezi sont contrôlés par des décrochements dextres E-W.
A Bou-Azzer, dans la Série de Tiddiline, peut-être contemporaine, Hefferan et al. [1992] décrivent des plis et des chevauchements qu’ils attribuent à la phase panafricaine
tardive « B2 » et ils concluent que la sédimentation est encore syntectonique, contrôlée par le même régime transpressif que celui qui avait régné lors de la compression
panafricaine majeure.
(1) Juery et al. [1974] (2) Juery et al. [1975] (3) Clauer (4) Ducrot et Lancelot [1977] (5) Leblanc et Lancelot [1980] (6) Mifdal et Peucat [1985]
(7) Landing et al. [1998] (8) Compston et al. [1992] (9) Mrini [1993]
(10) Chebaa [1996] (11) At Malek et al. [1998] (12) De Wali et al. [2001]
(13) De Kock et al., Thomas et al., De Beer et al. [2000].
L’âge de ces séries azoïques, approché par celui des roches magmatiques associées, est globalement compris entre
685 Ma (âge du paroxysme panafricain) et 618 Ma, considéré comme la base de la série sus-jacente du PIII [Jeannette
et al., 1981]. Dans le Sirwa, le Groupe de Saghro est considéré comme plus ancien que la rhyolite de Tadmant datée à
605±9 Ma [Thomas et al., 2000].
Groupe de Ouarzazate (PIII)
Bien souvent, le PIII est séparé des niveaux sous-jacents par
une discordance angulaire rapportée à la phase tardi-panafricaine « B2 » [Leblanc et Lancelot, 1980 ; Hassenforder,
1987]. Dans le Kerdous, il est représenté par la « Série de
Tanalt » constituée par une alternance de dépôts continenBull. Soc. géol. Fr., 2003, no 1
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A. SOULAIMANI et al.
taux souvent détritiques, et des laves rhyo-ignimbritiques.
Souvent la série, tabulaire, est basculée sous les carbonates
cambriens ; aussi ses épaisseurs préservées sont très variables, de 0 à plusieurs centaines de mètres.
Dans le Saghro, les faciès fluviatiles et lacustres comportent un ensemble de laves basiques calco-alcalines, datés
entre 586 ± 20 et 563 ± 10 Ma [Mifdal et Peucat, 1985].
Dans le Sirwa, des âges similaires sont donnés par la rhyolite de Tidili (571 ± 8 Ma) et le granite de Tikitar
(559 ± 6 Ma). La base de la série est ici discordante sur le
granite d’Askaoun daté à 578 ± 8 [De Beer et al., 2000].
Des âges équivalents (578 ± 15 Ma) sont fournis au nord
dans le Haut-Atlas [Juery, 1974 ; 1975].
Groupe de Tata (Adoudounien)
Le Groupe de Tata est formé, au-dessus d’une série de base
détritique, par une trilogie rencontrée dans tout
l’Anti-Atlas : à la base les Calcaires inférieurs où s’intercalent dans l’Anti-Atlas central les laves du jbel Boho, datées
à 534 ± 10 Ma [Leblanc et Lancelot, 1980] ; au milieu, les
shales violacés de la série régressive « lie-de-vin » ; au
sommet, les Calcaires supérieurs. Les datations géochronologiques et des découvertes paléontologiques [Buggisch et
Flügel, 1986] dans les Calcaires inférieurs assurent que la
totalité de l’« Adoudounien » est à ranger dans le Cambrien
inférieur.
Au-dessus des Calcaires supérieurs, des formations pélitiques et carbonatées et un ensemble gréseux (Grès terminaux) représentent le Cambrien inférieur. Le Cambrien
moyen est représenté par des siltites grauwackeuses (Schistes à Paradoxides), et des grès-quartzites d’El Hank-Tabanit
[Destombes et al., 1985].
NOUVELLES OBSERVATIONS STRUCTURALES ET
SÉDIMENTAIRES
Groupe du Saghro
Des observations réalisées dans la « Série d’Anezi » de
l’Anti-Atlas occidental [Soulaïmani et al., 2001], nous ne
retiendrons ici que l’exemple, pris dans la boutonnière
d’Aït Abdallah ([Massacrier,1980] et fig. 1). Au centre de
cette boutonnière, un massif de quartzites néo-protérozoïques forme un îlot ennoyé par des conglomérats à galets
quartzitiques attribués au Groupe du Saghro. Au moment du
dépôt de ces conglomérats, le massif constituait un paléorelief à l’origine des galets. Dans la région affleurent d’autres
corps quartzitiques de forme lenticulaire, longs parfois d’un
kilomètre pour une épaisseur de quelques dizaines de mètres. Ces lentilles sont intercalées dans les conglomérats,
parallèlement à leur litage (photo 1). Elles ont été interprétées autrefois comme des écailles insérées tectoniquement
au sein du conglomérat d’Anezi lors de la tectonique tardi-panafricaine. A l’affleurement, cependant, aucune structure tectonique, failles, stries, etc. n’est visible entre les
quartzites et les conglomérats (photo 2). Par ailleurs, la
schistosité visible dans les conglomérats se retrouve avec la
même orientation dans l’ensemble des série sus-jacente
(PIII et Cambrien). Il s’agit donc de la schistosité hercynienne. Par conséquent, il n’existe pas ici de phase tectonique séparant le Groupe de Saghro des niveaux
sus-jacents. Plutôt que des écailles tectoniques, les lentilles
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quartzitiques sont des olistolites mis en place dans le bassin
où se déposaient les galets. La description du Groupe de
Saghro comme un olistostrome à la base du Groupe de
Ouarzazate [Soulaïmani et al., 2001] conduit à des considérations qui seront développées au cours de la discussion.
Dans l’Anti-Atlas central, les structures (plis, basculement et discordances) qui affectent la Série de Tidiline et
sont souvent attribuées à une compression tardi-panafricaine (« Phase B2 » des auteurs) peuvent aussi bien être interprétées comme des structures hercyniennes, concentrées
dans un plan de décollement entre le socle précambrien et la
couverture paléozoïque.
Groupe de Ouarzazate
Ses conglomérats contiennent en général des galets subarrondis de diamètre pluricentimétrique qui peuvent cependant atteindre des tailles plus importantes (1 à plusieurs
m3), parfois très mal classés et de forme anguleuse [Piqué et
al., 1999]. Il est certain que ceux-ci se sont directement déposés sur des pentes ou au pied de reliefs accentués, les autres, plus émoussés, étant repris dans un système fluviatile.
Ces dépôts sont contrôlés, au moins dans certains cas, par
des failles normales extensives : dans l’Anti-Atlas central, à
Bou Azzer, des laves acides du PIII sont affectées par des
hémigrabens hectométriques remplis de dépôts détritiques
PIII (fig. 3) et limités par des failles normales N070oE, en
échelon entre des failles plurikilométriques transtensive sénestre N110-120oE [Azizi Samir et al., 1990]. Dans le Sirwa, sur d’anciennes failles E-W s’enracinent des bassins
également en hémi-grabens et à remplissage volcano-détritiques [Thomas et al., 2000].
A la bordure SW de la boutonnière du Bas Drâa des
failles normales N160oE basculent les niveaux du PIII avant
le dépôt des termes de base de la série cambrienne. Ces basculements engendrent la disparition locale du PIII et la discordance angulaire fréquente qui le sépare du Cambrien
[Piqué et al., 1999]. Plus au nord, enfin, dans le plateau des
Lakhssas entre les boutonnières du Kerdous et d’Ifni, ce
sont des failles N-S qui contrôlent les dépôts du Groupe de
Ouarzazate et qui continuent à fonctionner jusqu’au dépôt
de la Série lie-de-vin [Soulaimani, 1998].
Groupe de Tata
De nombreuses structures synsédimentaires affectent les niveaux cambriens. Dans la région de Tazenakht, Buggisch et
Heinitz [1984] puis Heinitz et al. [1986] décrivent dans les
FIG. 3. – Hémigrabens dans la couverture de la boutonnière de Bou Azzer
[d’après Azizi et al., 1990].
FIG. 3. – Half grabens in the Bou Azzer inlier cover [after Azizi et al., 1990].
EXTENSION CONTINENTALE AU MAROC
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PH. 1. – Vue générale d’une lentille sédimentaire de quartzites déposée dans les conglomérats du PII-III. En haut à gauche, la corniche « adoudounienne »
(calcaires inférieurs) discordante sur l’ensemble détritique sous-jacent. Boutonnière d’Aït Abdallah, vue vers le sud.
PH. 1. – General view of a sedimentary quartzitic lense intercalated within the PII-III conglomerates. Above left, the unconformable Adoudounian sequence (Lower limestones). Ait Abdallah inlier, view toward the south.
PH. 2. – Base de l’olistolite quartzitique reposant sur des niveaux de conglomérats du PII-III à éléments quartzitiques. La schistosité raide qui affecte les
conglomérats se retrouve, plus haut dans la série, dans les calcaires « adoudouniens ». Boutonnière d’Aït Abdallah.
PH. 2. – Base of the quartzitic olistolit lying on the PII-III conglomerate. The steeply dipping cleavage present in the conglomerate affects also the Adoudounian carbonates. Ait Abdallah inlier.
PH. 3. – Charnière de pli synsédimentaire dont le plan axial est faiblement penté au nord-est affectant les Calcaires inférieurs. Route Tafroute-Aït Abdallah.
PH. 3. – Hinge of a slump fold in the Lower limestones. Its axial plane dips weakly to the north-east. Tafraoute-Ait Abdallah road.
PH. 4. – Flanc du pli de la photo 3, montrant des failles synsédimentaires pentées à l’ENE.
PH. 4. – Limb of the same slump fold shown in photo 3, affected by extensional synsedimentary faults dipping to the ENE.
PH. 5. – Niveau de brèches synsédimentaires dans les Calcaires inférieurs. Route de Bou Azzer à Tata.
PH. 5. – Synsedimentary brecciae in the Lower limestones. Bou Azzer-Tata road.
PH. 6. – Pli synsédimentaire à la base des Calcaires supérieurs. Route de Tazenakht à Foum Zguid (bordure sud-ouest de la boutonnière de Bou Azzer).
PH. 6. – Slump fold at the base of the Upper limestones. Tazenakht-Foum Zguid road (southwest border of the Bou Azzer inlier).
Bull. Soc. géol. Fr., 2003, no 1
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A. SOULAIMANI et al.
Calcaires inférieurs des plis et figures de glissements synsédimentaires. Parmi nos observations dans d’autres secteurs
de l’Anti-Atlas, nous ne citons ici que quelques affleurements représentatifs.
A l’est de la boutonnière du Kerdous, non loin du départ
de la route d’Aït Abdallah, des plis décamétriques s’intercalent dans des alternances pélitiques et carbonatées basculées. Le plus remarquable, à plan axial penté de 30oNE,
montre une charnière affectée par des plissottements décimétriques (photo 3). Quelques mètres en arrière, son flanc
normal est affecté par des failles décimétriques à effondrement vers l’ENE dont le caractère synsédimentaire ne fait
aucun doute (photo 4). La combinaison d’une compression
au nez du pli et d’une extension à sa queue est la preuve de
son caractère gravitaire, son caractère synsédimentaire étant
confirmé par : son insertion dans des niveaux non perturbés,
le style plastique de la déformation, le remplissage des hemigrabens décimétriques, etc.
Sur la bordure SW de la boutonnière de Bou Azzer, un
autre affleurement sur la route Bou Azzer-Tazenakht,
montre deux niveaux particuliers intercalés dans les couches tabulaires des calcaires inférieurs : 1) des horizons de
brèches synsédimentaires à éléments centimétriques anguleux (photo 5) ; 2) des niveaux à plis synsédimentaires décimétriques, à axes souvent courbes et à orientations
orthogonales : E-W et N-S, montrant ainsi une extension
liée à un étalement gravitaire. Non loin d’ici, des failles
synsédimentaires NW-SE à effondrement NE affectent la
Série Lie-de-vin et les premiers niveaux des Calcaires supérieurs.
Sur l’autre flanc de la boutonnière de Bou Azzer, à environ 40 km de Foum Zguid, des plis pluridécamétriques affectent la base de la série des Calcaires supérieurs (photo
6). Là aussi, leur nature synsédimentaire ne fait aucun
doute : ni leur substratum, la Série Lie-de-vin, dont ils sont
séparés par un plan de décollement, ni les niveaux sus-jacents ne sont plissés. Leur déversement est vers l’ENE.
Toutes ces observations montrent que : 1) la tectonique
synsédimentaire, active au Néo-Protérozoïque supérieur,
s’est poursuivie au Cambrien inférieur ; 2) les structures qui
la traduisent ont des vergences variables à l’échelle de
l’Anti-Atlas mais lorsqu’on les rapporte à une boutonnière
particulière, les plis synsédimentaires sont divergents par
rapport au centre de la boutonnière. Ceci suggère que, au
Cambrien inférieur, les flancs de la boutonnière étaient en
déséquilibre gravitaire sous l’effet du soulèvement de ce qui
deviendra ensuite son cœur ; 3) le résultat de cette activité
synsédimentaire est l’épaississement des séries du Cambrien inférieur lorsqu’on s’éloigne du centre des futures
boutonnières.
Il est encore trop tôt pour préciser dans le détail la géométrie de ce dispositif en zones surélevées et affaissées
mais on peut d’ores et déjà en dessiner les grandes lignes.
C’est dans l’Anti-Atlas occidental que se situe le maximum
d’épaisseur des terrains du Néo-Protérozoïque supérieur et
du Cambrien inférieur et c’est dans cette région que débute
la transgression cambrienne [Choubert, 1963].
La direction de l’extension est variable à l’intérieur du
domaine anti-atlasique. A l’ouest, elle s’effectue par le jeu
de failles et de flexures syn-sédimentaires orientées N-S à
N160oE, observées à l’échelle de l’affleurement dans la
boutonnière du Bas Drâa et sur les flancs du synclinorium
faillé des Lakhssas. Plus à l’est, les failles extensives à
Bou-Azzer sont en échelon entre les failles N110oE parallèles à la suture panafricaine et aux limites de la boutonnière
[Azizi et al., 1990]. Entre ces deux régions, l’extension à
l’origine de la formation des hémigrabens E-W dans le massif de Sirwa, est N-S [Thomas et al., 2000]. La même orientation est déterminée à l’est de la boutonnière d’Igherm
[Heinitz et al., 1986].
La fin de cet épisode extensif est variable. Il est précoce
dans la boutonnière du Bas Drâa (fig. 4), avant le dépôt de
la Série Lie-de-vin ; ailleurs, il n’intervient pas avant le début du dépôt des Calcaires supérieurs. A l’échelle de
l’Anti-Atlas, la fin de l’extension date du dépôt des « Grès
terminaux » (fin du Cambrien inférieur), dont les faciès et
les épaisseurs sont relativement homogènes d’ouest en est
[Choubert, 1963 ; Benziane et al., 1983].
LES ROCHES MAGMATIQUES
Les roches magmatiques occupent un volume abondant
dans les Groupes de Saghro et de Ouarzazate. Ce sont des
roches volcaniques acides et basiques et des granitoïdes. On
trouvera leur description pétrologique dans de nombreuses
monographies régionales [Hassenforder, 1987 ; Ikenne,
1997]. Au point de vue géochimique, les premières roches
analysées ont révélé une composition calco-alcaline [Boyer
et al., 1978], expliquée dans le contexte d’un magmatisme
tardi-panafricain.
Au sein du Groupe de Ouarzazate, les successions volcaniques forment deux cycles consécutifs [Youbi, 1998]. Le
premier est une série différenciée (basaltes, andésites et
rhyolites) à caractère « orogénique » ; le second comprend
un ensemble bimodal (basaltes, dolérites, ignimbrites et
rhyolites) de nature alcaline et/ou tholéiitique intraplaque.
Le sommet du groupe de Ouarzazate est par ailleurs caractérisé à l’échelle de l’Anti-Atlas par un horizon de coulées
Bilan : le régime extensif au Néo-Protérozoïque supérieur-Cambrien inférieur
Cette tectonique extensive conduit à une architecture en zones hautes et basses. On peut montrer, par les structures
synsédimentaires qui les limitent, que les zones en surélévation sont situées à l’emplacement des futures boutonnières
et que, par conséquent, celles-ci sont préfigurées de longue
date avant qu’elles ne constituent les grands anticlinaux
hercyniens [Jeannette et Piqué, 1981 ; Heinitz et al., 1986 ;
Soulaïmani, 1998].
Bull. Soc. géol. Fr., 2003, no 1
FIG. 4. – Hémigraben dans l’Anti-Atlas occidental [d’après Destombes et
al., 1985, réinterprété].
FIG. 4. – Half graben in the western Anti-Atlas [after Destombes et al.,
1985, reinterpreted].
89
EXTENSION CONTINENTALE AU MAROC
basaltiques tholéiitiques et intra-continentales [Soulaïmani,
1998].
On notera, enfin, que ces roches sont l’équivalent effusif de granitoïdes mis en place dans le socle cristallin de
toutes les boutonnières (tabl. I).
MÉTALLOGÉNIE
Divers types de minéralisations sont concentrés aussi bien
dans le socle protérozoïque qu’au sein de sa couverture volcano-détritique et sédimentaire. Ces minéralisations ont été
attribuées à des épisodes orogéniques divers. Ainsi, dans le
Saghro, les concentrations argentifères d’Imiter étaient rapportées au PII et attribuées à un hydrothermalisme associé à
un volcanisme distensif dans un milieu anoxique [Baroudi
et al., 1993]. A Bou-Azzer, les concentrations cobaltifères,
liées spatialement aux serpentines du PII étaient considérées, au moins localement, comme contemporaines de l’altération météorique des roches ultrabasiques [Leblanc,
1981]. Les filons cuprifères de Bleida, non loin de Bou
Azzer, enfin, étaient supposés liés à des amas sulfurés précambriens, antérieurs à l’orogenèse panafricaine [Billaud,
1977].
La disposition des concentrations minérales dans la
boutonnière de Bou Azzer rappelle celle observée plus à
l’ouest, dans le Bas Drâa. Ici, la foliation des micaschistes
est ordinairement comprise entre N140oE et N020oE.
Quatre types de corps filoniens, tous d’extension kilométrique et de puissance métrique, sont parallèles à la foliation :
1) filons de dolérite recoupant le granite rose tardif de
Taourgha ; 2) filons de quartz ; 3) filons de carbonate brun,
de type sidérose et ankérite, dont les bordures montrent parfois des gros cristaux de quartz perpendiculaires aux épontes ; 4) corps carbonatés bruns, dont le matériel fin
remplace plus ou moins complètement le matériel basique
initial en en respectant les structures. Ces corps carbonatés
sont le plus souvent situés à proximité de roches basiques.
Ces filons témoignent d’une réouverture tardive des structures synmétamorphiques, avec colmatage par des circulations de solutions hydrothermales.
Nos observations, réalisées dans plusieurs secteurs de
l’Anti-Atlas, montrent que le dispositif observé dans le Bas
Drâa peut s’appliquer à la plupart des concentrations minérales économiques de la région, mises en place au cours de
la même phase extensive fini-Protérozoïque.
DISCUSSION ET CONCLUSIONS
L’extension continentale dans l’Anti-Atlas
Marqueurs et cinématique
Durant plusieurs dizaines de millions d’années, une extension continentale s’est exercée sur la limite nord du craton
ouest-africain. La remobilisation extensive des anciennes
structures du socle s’est accompagnée de manifestations diverses dont la concomitance montre qu’il s’agit d’un épisode majeur d’extension intracontinentale.
On rencontre en effet tous les marqueurs classiques
d’une extension crustale : une tectonique extensive est à
l’origine de la création de zones relativement déprimées
d’abord occupées par des fleuves et des lacs au Néo-Protérozoïque supérieur, puis progressivement envahies par une
mer transgressive au Cambrien. Dans le cas de l’Anti-Atlas,
la « transgression adoudounienne » enregistre l’installation
progressive de conditions marines dans le domaine antiatlasique, lui-même morcelé par des horsts et des grabens.
La fusion partielle du manteau qui accompagne l’extension
crustale se traduit par la mise en place de magmas dont les
derniers sont des tholéites intraplaques et des magmas alcalins. Enfin, l’arrivée de ces magmas dans les niveaux supérieurs de la croûte s’accompagne de manifestations
hydrothermales avec leurs conséquences métallogéniques.
FIG. 5. – Cinématique du rift fini-Protérozoïque-Cambrien basal dans l’Anti-Atlas.
FIG. 5. – Kinematic of the late Proterozoic-Lower Cambrien rift in the Anti-Atlas.
Bull. Soc. géol. Fr., 2003, no 1
90
A. SOULAIMANI et al.
La direction de l’extension est variable à l’intérieur du
domaine anti-atlasique (fig. 5). Dans l’Anti-Atlas occidental, l’extension est pure et elle s’effectue par le jeu de failles
et de flexures synsédimentaires orientées N-S à N160oE.
Dans l’Anti-Atlas central, les failles extensives sont orientées E-W dans le massif de Sirwa. A Bou Azzer, l’extension
est réalisée par le jeu de failles normales N070oE en échelon entre des failles transtensives senestres N110oE qui sont
d’anciens chevauchements panafricains. La combinaison de
ces différents types de structures conduit à l’échelle régionale à une direction d’extension maximale horizontale
NW-SE.
Signification géodynamique
Les premières manifestations de la tectonique extensive débutent à l’époque du dépôt du Groupe de Saghro, du moins
dans la partie occidentale de l’Anti-Atlas [Soulaimani et al.,
2001]. La fin de l’extension qui se traduit au plan sédimentaire par le dépôt des séquences discordantes sur les séries
syntectoniques et les failles normales désormais inactives
est plus ou moins variable mais partout, à l’intérieur de
l’Anti-Atlas, elle est réalisée à la fin du Cambrien inférieur.
L’établissement précis de la signification géodynamique de cette extension continentale néo-protérozoïque se
heurte aux incertitudes qui subsistent sur l’âge et la durée
des compressions panafricaines dans l’Anti-Atlas. Une première hypothèse insiste sur la nature collisionnelle de la
chaîne panafricaine et la contemporanéité de la compression orogénique et de la sédimentation du Néo-Protérozoïque supérieur dont la plupart, sinon toutes les séquences
volcaniques et sédimentaires seraient tardi-panafricaines ;
le groupe du Saghro correspondrait à une séquence syntectonique déposée dans un contexte d’arrière-arc [Ennih et
Liégeois, 2001 ; Gresse et al., 2000]. La « phase B2 » marquerait la fin de la collision elle-même [Leblanc et Lancelot, 1980]. Ensuite, le Groupe du Ouarzazate, déposé dans
un bassin d’avant-pays en avant du front orogénique, réaliserait l’aplanissement des reliefs panafricains [Hassenforder, 1987]. Cette hypothèse implique l’existence d’une
coupure tectonique entre le dépôt du groupe du Saghro et
celui du groupe de Ouarzazate.
Les nouvelles observations présentées plus haut permettent de proposer une seconde hypothèse qui place l’extension continentale à l’issue de l’orogenèse panafricaine dont
les reliefs auraient été arasés, pour l’essentiel, au cours de
la période qui sépare le paroxysme orogénique du dépôt du
groupe du Saghro. Les dépôts des Groupes de Saghro-Ouarzazate s’effectuent dans un système en horsts et grabens et
ils ne montrent aucun contrôle par des contraintes compressives. La discordance du groupe de Ouarzazate sur celui du
Saghro serait de type intraformationnel et le résultat d’un
basculement extensif plutôt que d’une compression. Les reliefs au pied desquels les éléments grossiers, anguleux et
mal triés se sont déposés ne sont donc pas les paléoreliefs
panafricains, depuis longtemps érodés, mais plutôt des pentes nouvellement créées et soumises à l’érosion. Ainsi,
l’extension crustale, plutôt qu’un phénomène tardi- panafricain, correspondrait à un épisode d’extension post- (et non
tardi-) panafricain, vraisemblablement de type rift.
Il est par ailleurs important de rappeler qu’un grand
nombre de plutons néo-protérozoïques mis en place dans le
Bull. Soc. géol. Fr., 2003, no 1
socle des différentes boutonnières (tabl. I) sont contemporains des groupes de Saghro et de Ouarzazate, et donc de
l’activité extensive décrite dans la couverture néo-protérozoïque (Soulaimani et al. [2002] et travaux en cours).
L’extension crustale ailleurs au Maroc
Dans le Haut Atlas, les terrains du Protérozoïque terminalCambrien inférieur du bloc ancien montrent de grandes variations d’épaisseurs d’ouest en est [Froitzheim et al.,
1988]. Un métamorphisme hydrothermal est attribué à un
épisode extensif fini-protérozoïque [Badra et al., 1992].
Plus au nord, les Schistes à Paradoxides du Cambrien
moyen présentent également des variations d’épaisseurs,
définissant un « graben de Meseta occidentale » [Bernardin
et al., 1988], de direction NNE-SSW, prolongement nord de
la branche occidentale du rift anti-atlasique, légèrement décalé vers l’est par une faille de transfert située sur l’emplacement de la faille du Tizi n’Test. Le Cambrien inférieur est
trop peu représenté à l’affleurement pour qu’on puisse s’assurer que le régime tectonique était extensif à cette époque.
Les grès-quartzites d’El Hank (fin du Cambrien moyen)
constituent les dépôts postrift. Sans que l’on connaisse le
début de son développement, le rift ouest-mésétien n’a
avorté qu’après le segment anti-atlasique.
Le rift en dehors du Maroc
Au début du Paléozoïque, le NW de l’Afrique, la péninsule
ibérique et des blocs européens (Massif armoricain, Montagne Noire et sud du Massif central), appartenaient au
même ensemble du Gondwana occidental (fig. 6). La trace
de l’extension décrite au Maroc existe dans de nombreuses
régions de ce qui constitue l’actuelle chaîne hercynienne
d’Europe occidentale. Le rift cambrien de l’Ouest armoricain est comparable, bien que sa fermeture soit plus tardive,
trémadocienne, à celui du sud-marocain [Piqué et al.,1995].
Vers l’est, dans le socle de l’Algérie, on retrouve des
traces d’une extension fini-protérozoïque qui réactive d’anciens accidents panafricains : NW-SE dans l’Ougarta [Remichi et Lécolle, 2000] et N-S dans le Hoggar [Caby et
FIG. 6. – Place de l’Anti-Atlas à la marge nord du Gondwana à la limite
Précambrien-Cambrien [d’après Murphy et al., modifié].
FIG. 6. – Place of the Anti-Atlas in the north margin of Gondwana at the
Precambrian-Cambrian boundary [after Murphy et al., modified].
EXTENSION CONTINENTALE AU MAROC
Moussu, 1967] associées à des magmas alcalins [Liégeois et
Black, 1984]. Il en est de même en Egypte, dans le Sinaï et
dans le désert oriental [Gurguis et Awadallah, 2000].
C’est donc, toute la frange nord-gondwanienne qui est
soumise à cette époque à une tectonique extensive. Il est
certainement trop tôt pour présenter une cartographie des
91
fossés qui en résultent et pour donner leur arrière-plan géodynamique. On remarquera qu’ils témoignent du même épisode extensif que celui par lequel les blocs crustaux qui
formeront les microplaques, ou « terranes » d’Avalon, actuellement accrétés au continent nord-américain, se sont séparés du Gondwana.
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