AVANT-PROPOS Ce livre prolonge dans le temps celui qui avait t publi voici une dizaine

dannes sous le titre : Gologie du Maroc ; les domaines rgionaux et leur volution structurale (d. Pumag, 1994).

Depuis cette poque, la progression des recherches sur la gologie du Maroc a amen un largissement et un approfondissement considrable des connaissances dont la simple rdition de louvrage ne pouvait rendre compte. Cest pourquoi une rcriture de lensemble sur la base du texte initial de Alain PIQUE a t envisage, dans loptique cette fois dune uvre collective. Ainsi, chapitre par chapitre, les spcialistes des divers domaines sont intervenus : Abderrahmane SOULAIMANI pour lAnti Atlas, Mostafa AMRHAR et Edgard LAVILLE pour lAtlas, Mohamed BOUABDELLI et Christian HOEPFFNER pour la Meseta, et Ahmed CHALOUAN pour le Rif.

Contrairement la rgle adopte en 1994 qui cherchait nomettre aucune rfrence significative, les co-auteurs se sont attachs pour allger le texte ne citer que les travaux aisment consultables. Ceci limine, et ce fut parfois un choix difficile faire, les communications aux congrs et les thses restes indites. Pour faciliter une prise de contact rapide par les tudiants, chaque chapitre est suivi, en italiques, dun court rsum qui en reprend les donnes essentielles.

Toutes les figures ont t redessines, souvent simplifies et toujours modifies daprs celles des travaux dont tous sont cits dans le texte qui les accompagne.

Nous souhaitons que cet ouvrage puisse fournir aux tudiants du Maroc, pour lesquels il a t crit, une approche aise et rapide de la gologie de leur pays.

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1.1. Les paysages

De la Mditerrane au Sahara et de lAtlantique aux Hauts plateaux algro-marocains, le Maroc offre une trs grande diversit de paysages et de climats (Fig. 1). Bien souvent, ces rgions gographiques apparaissent, aussi, comme des domaines structuraux dont chacun prsente une histoire gologique particulire (Fig. 2).

1.1.1. Le Maroc saharien et prsaharien

L'extrme Sud saharien est tabli sur des terrains cristallins prcambriens. Quelques reliefs un peu plus accentus bordent le pays reguibate : au nord un ensemble de cuestas E-W, constitues par des couches sdimentaires palozoques trs faible pendage au nord ; l'ouest, des sries palozoques plisses qui forment les reliefs appalachiens du Zemmour au del desquels s'tend la plaine atlantique de Tarfaya, Laayoun, Boujdour et Dakhla.

1. INTRODUCTION : LE MAROC, AFRIQUE SAHARIENNE, ATLANTIQUE

ET MEDITERRANEENNE

Fig. 1. Esquisse gographique du Maroc

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Fig. 2. Carte gologique densemble du Maroc

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Les plateaux de la Hamada de Tindouf (ou du Draa), constitus surtout de calcaires, dominent les terrains palozoques. Les rares oueds sont dirigs vers le centre de la cuvette de Tindouf.

Au nord de l'oued Draa, l'Anti Atlas est un large bombement parallle au Haut Atlas qui apparat souvent en arrire-plan. Sa partie occidentale et centrale s'lve des altitudes moyennes de 2000 m. Les terrains prcambriens affleurent au cur de "boutonnires" entoures par des sries sdimentaires palozoques qui s'allongent en rides parallles, orientes gros-sirement WSW-ENE. Les deux plus importantes morphologiquement sont le jbel Bani et le jbel Ouarkziz. Des dpressions, les Feijas, sont occupes par des roches moins rsistantes l'rosion. A l'est du coude du Draa, au-del de Zagora, l'Anti Atlas oriental est moins lev ; il ne comporte plus que deux boutonnires de terrains anciens : les jbel Saghro et Ougnate et, l'est du Tafilalt, il s'ennoie sous la Hamada du Guir. Sur son flanc nord, l'Anti Atlas central se raccorde morphologiquement au Haut Atlas par l'avance du jbel Siroua. En dehors du Siroua, Anti Atlas et Haut Atlas sont spars par un ensemble de dpressions formant le Sillon sud-atlasique, occup par des calcaires et des pandages dtritiques subhorizontaux.

1.1.2. Les Atlas

C'est le pays de la montagne et de la haute montagne, relativement bien arros o naissent les grands oueds atlantiques dont lOum-er-Rbia, l'oued Moulouya qui se jette en Mditerrane et ceux qui, comme le Ziz, se perdent dans les bassins endoriques sahariens.

1.1.2.1. Le Haut Atlas

C'est l'lment morphologique le plus important du Maroc. Il spare les plateaux et les plaines atlantiques, au nord et l'ouest et le domaine saharien, au sud et au sud-est. Une trs forte diffrence dans les prcipitations, bien plus marques sur le versant nord quau sud se remarque dans la prsence, au nord, de forts, anciennes et reboises, qui contrastent avec la scheresse du versant sud de la chane, protg des vents dorigine atlantique.

Le Haut Atlas occidental culmine au jbel Toubkal 4165 m. La partie la plus leve du Haut Atlas occidental est constitue de terrains cristallins prcambriens et palozoques. Sa cou-verture msozoque plisse apparat l'ouest avec les couches tendres du couloir d'Argana et les calcaires des Ida-ou-Tanane. On retrouve une couverture plisse la limite nord du Haut Atlas occidental, d'Imi n'Tanoute Amizmiz et au sud, entre le massif du Tichka et la plaine du Souss.

Le Haut Atlas central, du Tizi n'Tichka la valle de l'oued Ziz, est occup presque exclusivement par les sries msozoques plisses. Des massifs de roches basiques affleurent dans la rgion d'Imilchil. La morphologie du Haut Atlas central est domine par des zones tabulaires, 2000 m d'altitude, comme le "Plateau des Lacs", spares par des rides o culminent le jbel Mgoun (4071 m) et le jbel Azourki (3685 m).

Au-del de la valle de l'oued Ziz, le Haut Atlas oriental lve ses plus hauts sommets sa bordure nord, comme au jbel Ayachi (3760 m) qui domine la dpression de Midelt. La chane est traverse par la route de Fs Rachidia qui emprunte le Tizi n'Talrhemt (2000 m) puis la valle du Ziz. Au-del, les terrains anciens rapparaissent dans les boutonnires en cuvette comme celle

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du Tamlelt. L'aridit s'accrot vers l'est et le paysage est, comme dans l'Atlas algrien, la steppe alfa.

1.1.2.2. Le Moyen Atlas

Le chanon moyen atlasique se spare du Haut Atlas dans la rgion de Beni-Mellal et il s'tend en direction du nord-est jusqu' Taza. La bordure nord-occidentale est boise avec des chnes-verts et, au-dessus de 1600 m, des cdres, mais dans la bordure sud-orientale, beaucoup plus aride, le chne-vert cde la place l'alfa.

Le Moyen Atlas regroupe deux entits structurales diffrentes :

- le "Moyen Atlas tabulaire", au nord-ouest. Cest le Causse calcaire, des plateaux karstiques 1800-2000 m daltitude, parsems de cnes volcaniques et de coules rcentes ;

- le "Moyen Atlas pliss", au sud-est. Des cuvettes synclinales sont spares par des lignes de crtes o s'indi-vidualisent les plus hauts sommets : jbel Tichoukt (2796 m), jbel Bou-Iblane (3190 m) et jbel Bou-Naceur (3340 m).

1.1.3. Le Maroc atlantique

Entre l'ocan Atlantique, le Haut Atlas, le Moyen Atlas et le Rif, ce domaine gographique forme un quadrilatre o on distingue des ensembles morphologiques et gologiques.

1.1.3.1. Les massifs et les plaines du Maroc central

Llment majeur est le Massif Central. Cest un ensemble dissymtrique, dont laltitude moyenne s'lve vers le sud-est, en direction du Moyen Atlas, le point culminant tant atteint au jbel Mtourzgune avec 1627 m. Les pluies

y sont suffisamment abondantes (500 mm par an) pour quy subsistent des forts, souvent dgrades, de chnes verts. Ce massif est constitu de roches sdimentaires plisses, plus ou moins mtamorphises et de granitodes dge palozoque. Plus au sud, les Rehamna et les Jbilete sont dautres massifs palozoques, moins levs (700 m pour les Rehamna, 1000 m pour les Jbilete), mais plus arides. Tous ces terrains mergent de plaines, par exemple le Plateau des Phosphates dont le substratum msozoque et cnozoque est rest tabulaire.

1.1.3.2. La plaine ctire

Elle s'tend entre l'Atlantique et l'ensemble des massifs et plaines du Maroc central. Le relief est plat, sauf l'extrme sud. Au nord, la Chaouia montre des dpts principalement rcents avec des sols argileux sombres ("tirs"). Les sries palozoques n'affleurent que dans les valles des oueds ctiers et dans celle de l'Oum-er-Rbia, o elles servent d'ancrage plusieurs barrages hydrolectriques. Les Doukkala prolongent au sud la Chaouia. Le substratum ancien n'y affleure pas sauf, trs localement, El Jadida. Des calcaires msozoques sont souvent recouverts par d'anciennes dunes consolides. Dans les Abda et, plus au sud, les Chiadma, la plaine ctire se rtrcit et les collines des Haha sont, 600-800 m d'altitude, le contrefort du Haut Atlas.

1.1.3.3. Les dpressions priphriques

Au nord, un ensemble dprim spare, sur une largeur de quelques dizaines de kilomtres, de Rabat Mekns, Fs et Taza, le Massif Central et le Rif. Les dpts, marneux et

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calcaires, marins et lacustres, portent des sols rouges ("hamri") que le volume annuel des prcipitations (500-600 mm) rend fertiles sans irrigation. Les plaines du Haouz, entre Jbilete et Haut Atlas, et de Bahira-Tadla, entre Rehamna et Haut Atlas, sont combles de dpts alluviaux issus surtout de l'Atlas et trs arides, mais lirrigation peut cependant y crer des primtres trs fertiles.

1.1.4. Le Maroc oriental

Ce domaine est limit au nord et l'ouest par le Rif et le Moyen Atlas, au sud par le Haut Atlas, et il souvre l'est sur l'Algrie. Les prcipitations d'origine atlantique sont bloques sur les pentes occidentales du Moyen Atlas; aussi, le Maroc oriental est une rgion aride, avec une pluviosit annuelle infrieure 300 mm. Ce plateau d'un millier de mtres d'altitude prolonge les hauts-plateaux algriens. La couverture tabulaire msozoque est accidente par quelques bas massifs palozoques (Debdou, Mekkam, Jerada, etc.) et par un sillon rcent o sest log la valle de loued Moulouya.

1.1.5. Le Rif Cet arc montagneux, convexit oriente vers le centre du Maroc, borde la Mditerrane. On y distingue plusieurs sous-rgions :

1.1.5.1. La Haute Chane

Sur la cte mditerranenne, un liser assez rduit en largeur est constitu de terrains cristallins anciens qui plongent sous la mer au long d'une cte rocheuse. Cette bande troite est domine par la Dorsale calcaire, prolonge dans les

Bokkoya. La ville de Tetouan occupe la cluse de l'oued Martil qui coupe angle droit la ligne de crtes. Au sud-est de la dorsale se trouve le jbel Tidirrhine (2452 m), le point culminant du Rif. Dans l'ensemble, la Haute Chane est bien arrose, avec des prcipitations sup-rieures 1000 mm par an, ce qui permet l'installation de forts de chnes et de cdres. Vers l'est, cependant, l'altitude diminue et les prcipitations sont moins abondantes. L'ensemble est drain par l'oued Ouerrha et ses affluents.

1.1.5.2. Le Moyen Rif

C'est un domaine moins lev, autour des villes de Ouezzane et de Chefchaoune. Le substratum est form surtout de schistes et de marnes. L'altitude moyenne est de 800 900 m, mais quelques massifs (jbel Sougna, Rhesana, Outka), constitus de terrains plus rsistants, dpassent 1600 m d'altitude. Comme la Haute chane, cette rgion est bien arrose ; elle est draine par l'oued Loukkos.

1.1.5.3. Le Prrif

Les collines du Prrif, constitues principalement de marnes et d'argiles montrent des reliefs mous sauf au sud, dans les Rides prrifaines, o le jbel Zerhoun, avec ses 960 m, domine la plaine de Mekns.

1.1.5.4. Le Gharb

Cest une plaine alluviale, comble sur une grande paisseur par des limons rcents amens du Moyen Atlas par l'oued Sebou et du Rif par l'oued Ouerrha. Les sols, trs riches, sont bien exploits grce l'irrigation.

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1.2. Les tapes de l'exploration gologique du Maroc

1.2.1. Les anciennes exploitations minires

Comme ailleurs, la recherche des substances minrales utiles a prcd les tudes purement gologiques. Au Moyen-ge, succdant sans doute des travaux plus anciens, des mines taient en exploitation ; au jbel Aouam, dans le Massif central, on extrait du minerai de fer au cours de la premire moiti du douzime sicle. Au dbut du seizime sicle, de l'argent provient du massif ancien du Haut Atlas et du cuivre de l'Anti Atlas central. L'expansion portugaise du seizime sicle coincide avec un essor important de la prospection et de l'exploitation minire et, en 1579, le sultan Moulay Ahmed ngocie la vente de 4000 quintaux de cuivre.

1.2.2. Le dbut de l'exploration gologique

Au dix-neuvime sicle, plusieurs expditions pntrent au Maroc et, au prix de grandes difficults, parviennent y raliser quelques observations, dabord au nord du pays, de Tanger Tetouan (COQUAND, 1847), puis dans le Haut et lAnti Atlas. En 1889, THOMSON pntre au cur de l'Atlas ; il dcrit le Massif ancien comme une le dans la mer crtace puis les grs rouges du Nfis, dposs dans un lac de montagne, eux-mmes plisss, individualisant ainsi, ds cette poque, les mouvements hercyniens puis atlasiques.

Au dbut du vingtime sicle, le mouvement de recherche s'acclre. Entre 1901 et 1907, BRIVES parcourt, du Gharb l'Atlas, peu prs tout le Maroc occidental dont il donne une description en 1909. LEMOINE traverse les mmes rgions en 1904 et il complte les coupes de BRIVES. GENTIL, enfin,

partir de 1904, sillonnera pratiquement tout le Maroc, y compris les territoires non soumis l'administration centrale. Il rsume ses conceptions en 1920 dans une carte gologique au 1/500.000.

1.2.3. Les grandes monographies A partir des travaux de leurs devanciers,

mais avec des conditions de travail bien moins prilleuses, une quipe de gologues, rattachs pour la plupart au jeune Service des Mines, s'attache ensuite la cartographie des grandes rgions une chelle plus prcise, souvent au 1/200.000: les Jbilete (BARTHOUX, 1924), le pays Zar (LECOINTRE, 1926), le Maroc sud-occidental (ROCH, 1930), l'Atlas de Marrakech (MORET, 1931), le Maroc oriental (RUSSO, 1926), le Prrif (DAGUIN, 1927). A la mme poque, dautres explorent le Sahara. Par la suite sont tudis le Moyen Atlas et le Massif Central (TERMIER, 1936), le Haut Atlas et l'Anti Atlas (NELTNER, 1938), le Rif (LACOSTE, 1934; FALLOT, 1937), les Rehamna et le Maroc atlantique (GIGOUT, 1951). Paralllement, l'uvre cartographique de CHOUBERT et de son quipe s'exprime ds 1952 par la trs belle carte gologique du Maroc au 1/500.000.

1.2.4. Les travaux modernes. Alors que se poursuivent et s'affinent les travaux des stratigraphes et palontologues du Ministre des Mines et d'autres services techniques, des quipes universitaires continuent l'inventaire. La progression des travaux est acclre par le Plan national de Cartographie (PNCG) et dsormais le Maroc, pratiquement dans son ensemble est cartographi. On mesure ainsi le chemin parcouru en quelques dizaines d'annes.

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2.1 L'Afrique stable : le craton Ouest-africain

Au Nord-Ouest de lAfrique, le craton Ouest-africain (Fig. 3 et DALLMEYER et LECORCHE, 1991) est constitu de terrains cristallins prcambriens, les boucliers de Lo et Reguibate, et de leur plate-forme non dforme, remplissage essentiellement palozoque, les bassins de Taoudenni et de Tindouf. Autour du craton se moulent des chanes fini- prcambriennes, dites pana-

-fricaines, dont celle du sud du Maroc dans lAnti Atlas, et celle du Sahara occidental, terminaison septentrionale des Mauritanides. Au Maroc, ces chanes panafricaines sont reprises, de faon plus ou moins intense, la fin du Palozoque, dans le cadre de lorogense hercynienne.

2. LE MAROC SAHARIEN

Fig. 3. Le Maroc saharien A. Carte du craton Ouest-africain, avec localisation de la figure B B. Carte du Sahara occidental, avec localisation des coupes (1, 2) de la figure 5

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211. La Dorsale reguibate

La Dorsale reguibate affleure lextrme sud du Maroc et elle s'tend plus largement sur les territoires mauritanien et algrien (Fig. 3 A,B). Sous des dpts rcents : regs, dunes, sebkha ou hamada, cette rgion montre des terrains cristallins anciens, surtout des roches mtamorphiques de haut degr, gneiss, cipolins, amphibolites et migmatites, spares par des granitodes.

La partie occidentale du bouclier reguibate est compose de terrains archens : migmatites et quartzites ferrugineux, alors que la partie centrale et orientale contient des roches moins mtamorphiques et des granitodes burnens (ROCCI et al., 1991). Le groupe lithostratigraphique le plus caractristique du domaine occidental est compos d'anciens niveaux ferrugineux alternant avec des lits siliceux qui ont subi un mtamorphisme souvent catazonal. Ce mtamorphisme, dat environ 3100 Ma, est contemporain du dveloppement d'une foliation parallle au litage sdimentaire. Les structures kilomtriques sont des dmes qui rsultent de phnomnes diapiriques. Plus l'est, on rencontre des sries volcano-sdimentaires (Birrimien I d'Algrie et de Mauritanie) plisses et mtamorphises avant le dpt des formations dtritiques du Birrimien II. Le Birrimien II a subi un vnement tectono-mtamorphique environ 2040 Ma et les granites intrusifs dans la srie se seraient mis en place entre 1970 et 1755 Ma. Cest lorogense burnenne.

A lissue de cet pisode orognique, le bouclier est dfinitivement stabilis; il nest pas affect par lorogense panafricaine que nous verrons plus bas dveloppe dans ses zones priphriques, et les terrains de sa couverture palozoque, parfois pais, sont tabulaires et horizontaux.

2.1.2. La plate-forme de Tindouf

2.1.2.1. La srie palozoque au sud de Tindouf

Le bassin de Tindouf se prsente sous une forme allonge WSW-ENE sur plus de 800 km de longueur. Ses sries palozoques, incompltes sa base, reposent directement sur le socle cristallin reguibate et peuvent atteindre jusqu 10 km dpaisseur. Elles affleurent principalement le long des bordures du bassin et sont recouvertes dans toute la partie centrale par les formations rcentes du Crtac de la Hamada.

Cest un bassin non dform de forme asymtrique. Au long de sa bordure sud, les couches prsentent un trs lger pendage (1 2) vers le nord tandis que, au nord, la bordure mridionale de lAnti Atlas elles sont un peu plus bascules vers le sud, avec des pendages moyens de 15 (Fig. 4). Le contraste est grand avec les sries palozoques plus dformes de l'Anti Atlas au nord de la plate-forme de Tindouf et celles du Zemmour plus l'ouest, auxquelles la squence de Tindouf passe, en transition rapide, sur quelques dizaines de kilomtres.

a- Ordovicien (le Cambrien n'est reprsent que sur le flanc nord, dans lAnti Atlas) : grs et microconglomrats du Groupe de Garat-el-Hamoueid, pais ici de 0 60 m. Ils plongent trs lgrement au nord et, d'aprs les donnes gophysiques, leur profondeur atteindrait 6 000 m sous le cur du bassin de Tindouf. Ils rapparaissent au nord, dans la couverture de l'Anti Atlas, o ils forment le Groupe du Second Bani, de l'Ordovicien suprieur ;

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b- Silurien : Les facis sont argileux

puis carbonats, nombreux graptolites. Les roches sont parfois directement poses sur le socle ;

c- Dvonien + Dvonien infrieur : 200 m d'paisseur,

surtout grseux dans la falaise de Dalaat-ad-Dmyia. Des niveaux de fer oolitique sont localement trs abondants dans les couches transgressives, comme celles de l'Emsien terminal de Gara Djebilet en Algrie ;

+ Dvonien moyen : 200 m environ, schisto-grseux puis marno-calcaire, avec des bancs polypiers ;

+ Dvonien suprieur : 200 300 m d'paisseur. Les facis, argiles violaces et gypse, rvlent une tendance rgressive. La srie s'achve par un conglomrat famennien.

d- Carbonifre + Strunien : 100 m de matriel

dtritique fin, marin Spirifer. + Tournaisien calcaro-grseux

Spirifer tornacensis et Syringothyris cuspidata. Les paisseurs s'accroissent vers l'est et passent de 50 m au Maroc 100 m en Algrie ;

+ Visen infrieur et moyen calcaro-grseux et argilo-marneux avec des niveaux de grs grossiers laminations obliques. Dans les niveaux fins apparaissent des goniatites (Munsteroceras cf. subglobusum). L'paisseur de l'ensemble passe de 90 m l'ouest 300 m l'est ;

+ Visen suprieur marno-grseux puis calcaire ; c'est le "Calcaire carbonifre", Productus giganteus et polypiers, qui marque le maximum de la transgression. A prsent, les zones occidentales sont plus subsidentes que

Fig. 4. Coupe schmatique dans le bassin de Tindouf

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les zones orientales, avec des paisseurs respectives de 600 et 400 m ;

+ Carbonifre moyen. La rgression s'effectue au Namurien en direction de l'est. Les niveaux continentaux sont rouges ou bariols. Le Westphalien y a t dat, par Neuropteris, en sondage sous Tindouf.

2.1.2.2. Les dpts rcents

Ils seront tudis plus loin, avec ceux de la bordure nord du bassin.

2.2. Les marges du craton

2.2.1. Le Sahara occidental et le Zemmour

Cette vaste rgion, aux confins du

Maroc et de la Mauritanie, comprend (Fig. 3 B) :

- La chane cristalline des Ouled Dhlim, charrie sur le craton Ouest-africain par l'intermdiaire d'une mince bande de terrains parautochtones. C'est le chanon le plus septentrional des Mauritanides ;

- Plus au nord, le Zemmour oriental subtabulaire et, l'ouest, la chane plisse du Dhlou. C'est l'avant-pays mauritanien, reli en continuit l'Anti Atlas occidental.

2.2.1.1. Les Ouled Dhlim.

La chane cristalline des Ouled Dhlim (Adrar Soutouf) est la zone la plus septentrionale des Mauritanides (ALIA MEDINA, 1949). Isol du reste de la chane par la culmination de la Dorsale reguibate, ce chanon est assez mal connu pour des raisons historiques. Il est constitu de sries mtamorphiques qui ont t charries vers lest sur le craton Ouest-africain par l'intermdiaire d'une mince bande de terrains parautochtones palozoques (Ordovicien

Dvonien) (SOUGY 1962, ARRIBAS, 1968, SOUGY et BRONNER 1969). Des tudes prliminaires (LECORCHE et al., 1991) ont permis d'y distinguer plusieurs units, empiles d'ouest en est. La synthse de VILLENEUVE (2005), prenant en compte lensemble des Mauritanides, y reconnat, aussi, un empilement dunits allochtones, numres dest en ouest, du craton vers la chane (Fig. 3B, 5, coupe 2) :

- un avant-pays constitu du socle Ouest-africain et de sa couverture sdimentaire ;

- une unit parautochtone constitue de roches sdimentaires et volcaniques surtout palozoques ;

- une unit comprenant des roches ophiolitiques et mtamorphiques pan-africaines, et des ensembles sdi-mentaires et volcano-sdimentaires palozoques ;

- un ensemble de granites et de rhyolites calco-alcalins correspondant une marge active panafricaine surmont par sa couverture palozoque conserve dans des roches faiblement mtamorphiques ou sdimentaires ;

- une unit allochtone supracrustale avec des rhyolites, des tufs et des roches mtasdimentaires, toutes affectes par un mtamorphisme hercynien.

Si lon considre lensemble des datations radiomtriques disponibles, il semble que lon doive distinguer une phase orognique Panafricaine I , 680-620 Ma, louverture de fosss la marge occidentale du craton 600-590 Ma, et enfin un vnement hercynien 330-270 Ma.

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Sur le socle reguibate, la succession palozoque autochtone parautochtone est la suivante:

- conglomrats et grs ravinants et tillites de l'Ashgill infrieur ;

- argiles sombres et calcaires Scyphocrinus et orthocres du Silurien ;

- shales et calcaires crinodes, trilobites et ostracodes, siltites calcareuses Acrospirifer du Dvonien.

Structuralement, du craton vers le front du charriage, c'est--dire d'est en ouest, les sries palozoques montrent des structures de plus en plus pntratives : des plis NNE-SSW axe horizontal et dverss l'est dans les couches de l'Ordovicien suprieur et du Silurien, puis des plans de cisaillement dans les grs dvoniens et, finalement, des zones de mylonites au contact de la srie allochtone. A l'intrieur de celle-ci, l'observation sur photographies ariennes

suggre l'existence de structures probablement anciennes, semblables celles qui affectent les terrains anciens autochtones, recoupes par les plans de cisaillement et les mylonites contemporains du charriage. Des structures cassantes, enfin, sont attribues au rifting msozoque. On retrouverait la srie autochtone au-del de la klippe des Ouled Dhlim l'ouest, en bordure du bassin ctier de La'Youne.

2.2.1.2. Le Zemmour Les sries de couverture sont

discordantes sur le socle prcambrien ; au sud-ouest du Zemmour, les plus anciennes reposent directement sur les terrains cristallins.

a- Carbonates stromatolites du groupe d'El Thlethyate, peut-tre d'ge Protrozoque terminal ;

Fig. 5. Coupes dans le Sahara occidental (localises sur la fig. 3) 1: Zemmour ; 2 : Ouled Dhlim

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b- Groupe d'Oumat el Ham. Des grs ("Grs scolites infrieurs"),

reposant directement sur le socle ont fourni des fragments de Fallotaspis ( ?), et des calcaires Archeocyathus ont t dcouverts, mais en position structurale incertaine. Au nord du Zemmour, une seconde formation transgressive repose, elle aussi, directement sur le socle. Elle est constitue de shales graptolites du Tremadoc (Adelograptus, Clonograptus), de siltites Dictyonema puis d'argiles et de calcaires lenticulaires trilobites de l'Arenig. La troisime formation, celle des "Grs scolites suprieurs", est de nouveau dtritique. Le groupe est limit son sommet par une surface rosive. Les paisseurs augmentent fortement, passant de 150 m en moyenne dans le Zemmour oriental 700 m dans le Dhlou (Zemmour occidental pliss).

c- Groupe de Garat-el-Hamoueid Les terrains recouvrent une surface

rosive d'origine glaciaire o les stries possdent une orientation E-W. Les niveaux de base sont une tillite qui, vers le sommet, passe des grs faonnement arien. L'paisseur du groupe (0-200 m), est la plus grande l'est o les terrains reposent directement sur le socle. Contrairement aux niveaux sous-jacents, l'paisseur ne s'accrot pas dans le Dhlou o, par ailleurs, les caractristiques glaciaires sont moins videntes. Cette srie azoque est rattache l'Ashgill suprieur par comparaison avec l'Anti Atlas, o des niveaux semblables contiennent des faunes marines.

d- Silurien. Il est reprsent par des argiles et

shales graptolites (Monograptus, Climacograptus, Diplograptus) puis par des calcaires, parfois rcifaux, Cardiola interrupta, Scyphocrinites elegans et orthocres. L'paisseur est d'environ 90 m. L encore, elle

n'augmente pas vers l'ouest ; par contre, elle s'accrot trs nettement vers le nord, en direction de l'Anti Atlas.

e- Dvonien La srie, paisse de plus d'un millier

de mtres, est complte du Gdinnien au Frasnien et elle est aisment corrle avec celle de l'Anti Atlas occidental. Le Dvonien infrieur est surtout schisto-grseux, avec des niveaux de calcaires lumachelliques brachiopodes. Les grs de Tighirt, eifliens dans leur partie suprieure, contiennent des dbris de plantes. Ils correspondent au quatrime Rich de l'Anti Atlas. Au Dvonien moyen, des barres polypiers apparaissent dans une srie marno-calcaire, avec de vritables biohermes. Le Dvonien suprieur est reprsent par des siltites plus ou moins argileuses attribues au Frasnien.

La chane plisse des Mauritanides n'est pas connue cette latitude, mais le Zemmour prsente les caractres d'une ceinture externe (Fig. 5, coupe 1). Comme dans l'autochtone des Ouled Dhlim, il existe un gradient de dformation d'est en ouest : l'est, les minces terrains de couverture qui reposent sur le socle reguibate ne sont pas dforms. Par contre, la dformation se dveloppe dans le Zemmour central, sur une bande d'une quinzaine de kilomtres de large; les plis, NNE-SSW, y sont flanc E raide. A la frange occidentale du Zemmour, dans la zone du Dhlou, elle aussi d'une quinzaine de kilomtres de large, les plis sont plus serrs et des chevauchements vers l'est apparaissent, portant par exemple les dolomies protrozoques sur les grs ordoviciens. Cette dformation n'est pas date avec prcision ; elle est postrieure aux derniers terrains affects, d'ge dvonien, mais sa limite suprieure n'est pas connue.

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222. L'Anti Atlas La chane de l'Anti Atlas prolonge en

continuit celle du Zemmour vers le nord. De l'embouchure du Dra jusqu'au Tafilalt, elle s'tend en direction ENE-WSW sur plus de 700 km de long et environ 150 km de large (Fig. 3C, 6).

Au point de vue structural, c'est un vaste bombement anticlinal qui se prolonge au-del, avec une direction NW-SE, dans la chane de l'Ougarta. Le long de son axe, cet anticlinal est rod et les terrains anciens, prcambriens, affleurent dans des boutonnires qui jalonnent l'Anti Atlas d'ouest en est ; les plus importantes, en superficie, sont celles du Bas Dra, Ifni, Kerdous, Igherm, Zenaga, Bou Azzer, Saghro et Ougnate. D'ouest en est, le niveau d'rosion est de moins en moins profond ce qui traduit l'ennoyage progressif de la ride anticlinale vers l'est. Les terrains palozoques couvrent les flancs de l'Anti Atlas. Ils sont peu dvelopps sur la bordure nord, le plus souvent faille, qui domine les sillons sud-atlasiques ; par contre, ils s'talent largement sur le flanc sud ; l, ils forment le Jbel Bani, monoclinal ou pliss, et la bordure septentrionale du bassin de Tindouf.

Leur faible dformation, la grande

continuit des coupes et les parfaites conditions d'affleurement font de cette rgion un secteur privilgi pour les tudes stratigraphiques et palontologiques du Palozoque infrieur et moyen.

2.2.2.1. Les terrains prcambriens

Les terrains protrozoques de lAnti

Atlas ont fait lobjet, ds le dbut du 20me sicle, de plusieurs tudes gologiques bases sur des levs cartographiques appuys ensuite par des datations isotopiques. Jusquaux annes 1980, ces travaux ont abouti classer les terrains prcambriens de l'Anti Atlas en plusieurs units lithostratigraphiques successives : "systmes, sries, complexes, etc. (CHOUBERT, 1952, 1963). La subdivision classiquement adopte tait la suivante :

PI (Archen et Paloprotrozoque), PII (Noprotrozoque) et PIII (Nopro-trozoque terminal) quoi sajoutait lAdoudounien ou Infracambrien.

Fig. 6. Carte gologique schmatique de lAnti Atlas

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Ces subdivisions souffraient de labsence de datations prcises, mais aussi du lien imprcis et souvent erron tabli entre le degr du mtamorphisme des roches et leur ge, les sries les plus mtamorphiques ntant pas toujours les plus anciennes. Utilisant cette nomenclature, plusieurs recons-titutions godynamiques bases sur ltablissement des units litho-structurales et la nature et les relations mutuelles entre les roches intrusives et leur encaissant ont t proposes (CHOUBERT, 1963 ; LEBLANC, 1975 ; LEBLANC et LANCELOT, 1980 ; BILAL et DERRE, 1989 ; IKENNE et al., 1997 ; SAQAQUE et al., 1989a).

A partir des annes 1990, la suite du lancement du Plan National de Cartographie Gologique (PNCG) par le Ministre de lEnergie et des Mines, de nouvelles tudes ont t entreprises, sappuyant notamment sur de nouvelles donnes gochronologiques, surtout les datations par U-Pb sur zircon (BGS, 2001; THOMAS et al, 2002 ; WALSH et al., 2002 ; GASQUET et al., 2004). Ces travaux adoptent dans leurs classifications la nomenclature en Supergroupes, Groupes et Formations recommande par la Commission internationale de Stratigraphie. Pour linstant, les tudes restent souvent ponctuelles, lchelle de telle ou telle boutonnire, et peu de modles lithostratigraphiques synth-tiques lchelle de lAnti Atlas sont tablis (THOMAS et al., 2004 ; GASQUET et al. 2005). On utilisera ici la nouvelle nomenclature tout en rappelant, chaque fois quil sera ncessaire, les quivalents dans lancienne classification, encore bien admise dans la littrature gologique de lAnti Atlas.

Il ressort aussi bien des travaux anciens que rcents que les terrains prcambriens de lAnti Atlas sont forms par deux grands ensembles distincts: i)

un substratum ancien dge palo-protrozoque (2Ga), structur lors de lorogense burnenne et ii) des terrains noprotrozoques associs au cycle panafricain (800 560 Ma).

Classiquement, les terrains prcambriens de lAnti Atlas se rpartissent en deux domaines dest en ouest: i) louest, un domaine cratonique caractris par laffleurement du substratum protrozoque et appartenant au craton Ouest-africain et ii) lest un domaine dit panafricain mobile o seuls les terrains no-protrozoques sont reprsents laffleurement (CHOUBERT, 1963). Ces deux domaines sont spars par lAccident Majeur de lAnti Atlas (AMAA) (CHOUBERT, 1947), grande suture panafricaine de direction WNW-ESE qui jalonne lAnti Atlas central, de la partie sud du massif du Sirwa (Siroua) jusqu Zagora.

+ Le Paloprotrozoque et l'orogense

burnenne Initialement connu sous le nom de la

Srie des Zenaga et du Kerdous (Prcambrien I de CHOUBERT), le substratum ancien de lAnti Atlas affleure exclusivement louest de laccident majeur de lAnti Atlas (CHOUBERT, 1947 et Fig. 7). Cest un socle cristallophyllien (schistes, paragneiss, migmatites, dolrites, etc.), recoup par des plutons granitiques et granodioritiques et affect dune foliation composite trs localement horizontale.

Dans lAnti Atlas central, le complexe des Zenaga (THOMAS et al., 2002) est constitu de schistes supracrustaux, de gneiss et de migmatites, recoups par des plutons de nature calco-alcaline, tels la tonalite dAsourg (2032 7 Ma), la granodiorite dAzguemerzi (2032 5 Ma), et le granite de Tazenakht (2037 9 Ma). Ces divers plutons recoupent une srie

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de schistes qui, peu mtamorphiques au nord de la boutonnire, voluent au sud-est vers des micaschistes grenat et sillimanite renfermant des lentilles damphibolites. Lge de lencaissant, tabli partir de celui de zircons reliques dans les corps plutoniques (THOMAS et al., 2002), est estim 2 170 Ma. Cet encaissant mtamorphique est affect par une foliation gnrale dge burnen dorientation E-W NE-SW (ENNIH et al., 2001 ; SAIDI et al., 2001).

Le long de lAccident Majeur de lAnti Atlas, les affleurements palo-protrozoques sont rares. On les dcrit uniquement dans la boutonnire de Bou Azzer-El Graara (CHOUBERT, 1963 ;

LEBLANC, 1975). Dans le massif de Bougmane, des leptynites, gneiss, et amphibolites sont dforms et localement mylonitiss, probablement lors de la phase dcaillages qui affecte cette zone de suture panafricaine (RAHIMI et al., 1999). Cependant, cette attribution base uniquement par le simple degr de mtamorphisme lev est remise en cause par des datations dans le massif de Tazegzoute (753 1 Ma pour les gneiss ills et 752 2.4 Ma pour les mtagabbros associs). Ces ges noprotrozoques correspondent ceux de la cristallisation du protolite magmatique.

Fig. 7. Carte des affleurements burnens dans lAnti Atlas avec les datations radiomtriques des granitodes burnens

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Plus louest, dans le massif du Kerdous, le complexe du Kerdous est un mlange de roches mtamorphiques et magmatiques similaires (BGS, 2001a,b). Leur disposition est toutefois ici de forme concentrique, tout comme la foliation qui les affecte, suggrant une mise en place sous forme de dmes syn-mtamorphiques (SOULAIMANI et PIQUE, 2004). De la priphrie au centre de cette structure on passe de roches de faible degr de mtamorphisme, les schistes, phyllites et psammites dorigine turbiditique du Groupe de Had-nTahala (BGS, 2001a,b), aux gneiss et migmatites du Plateau de Tasserirt. Localement, des roches pimta-morphiques sont associes des pisodes de mtamorphisme rtrograde. Comme Tazenakht, plusieurs plutons calco-alcalins ont livr un ge paloprotrozoque : le granite dAmaghouz (2058 1 Ma), le granite de Tahala (2060 12 Ma) et celui dAnammr (2058 11 Ma) (BGS, 2001a). Une autre datation (U-Pb) du granite de Tahala, fixe 2043 1.8 Ma (BARBEY et al., 2004) carte dfinitivement lhypothse mise antrieurement par les mmes auteurs (NACHIT et al. 1996) de labsence de roches paloprotrozoques ici.

Au SW du Kerdous, le massif de Tazerwalt (Tazeroualt) prsente des formations prcambriennes similaires. Le granite de Tazerwalt y est dat 1 973 Ma par la mthode Rb-Sr.

On retrouve un substratum comparable un peu partout dans les autres boutonnires de lAnti Atlas occidental. Dans la Tagragra de Tata, les granites de Targant (2046 7 Ma) et dOudad (2041 6 Ma) recoupent une squence mtavolcanique date 2072 8 Ma. Notons que cette dernire datation est le seul ge direct clairement tabli pour le substratum paloprotrozoque non

plutonique de lAnti Atlas (WALSH et al., 2002). Lencaissant des intrusions est form de squences turbiditiques mtamorphises dans le facis schistes verts o sintercalent des niveaux volcaniques affects par une foliation ESE-WNW plan axial de plis isoclinaux faiblement plongeant (WALSH et al., 2002).

Dans la boutonnire dIfni, le socle paloprotrozoque est reprsent par le seul granite dAlouzad (JEANNETTE et al., 1981), non encore dat par U-Pb, et dont les roches encaissantes ne sont que ponctuellement reprsentes laffleurement.

Dans la boutonnire du Bas Dra, les granites dAouinat At Oussa et de Sidi Sad qui recoupent un encaissant schisteux et gneissique ont livr des ges compris entre 1987 et 2020 Ma. Selon la mme mthode U-Pb sur zircons, des ges similaires sont attribus au granite dAt Makhlouf Igherm (2050 6 Ma : AIT MALEK et al., 1998) et aux granites calco-alcalins peralumineux dans la Tagragra dAkka (2047 Ma : GASQUET et al. 2004).

Tous ces terrains anciens sont recoups par un rseau complexe de dykes de mta-dolrites dont certains sont associer au magmatisme paloprotrozoque comme latteste leur datation 2040 6 Ma dans la Tagragra de Tata (WALSH et al., 2002). De mme, des pegmatites et granites leucocrates muscovite et tourmaline recoupent localement les granitodes anatectiques et livrent, sur des muscovites, des ges Rb-Sr disperss entre 1860 et 1500 Ma (CHARLOT, 1978 ; CAHEN et al. 1984 ; SOULAIMANI et PIQUE, 2004).

Il faut en outre souligner que des microgranites porphyriques et des pegmatites associes des filons basiques sont dats dans la Tagragra

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dAkka 1760 Ma par U-Pb sur zircons (GASQUET et al., 2004). Ces auteurs associent ces roches du Palo-protrozoque terminal des manifes-tations magmatiques caches, peu reprsentes dans les autres boutonnires de lAnti Atlas.

On retiendra de ce survol que les terrains cristallins les plus anciens de lAnti Atlas sont presque exclusivement des granitodes pour lesquels les ges radiomtriques U-Pb indiquent une mise en place lgrement antrieure 2000 Ma. Localement, des tudes Rb-Sr livrent des valeurs plus jeunes, suggrant ainsi une ou des reprises thermiques postrieures. Il ne fait donc pas de doute que la crote considre a subi une mobilisation qui correspond par son ge lorogense burnenne. Cependant, beaucoup de travail reste encore accomplir pour cerner les aspects structuraux de cette orogense et, a fortiori, en dlimiter les caractristiques godynamiques.

+ Le Noprotrozoque et l'orogense

panafricaine (le Supergroupe de lAnti Atlas)

Ds le dbut du Noprotrozoque, une dislocation fragmente la bordure nord du craton Ouest-africain. A ce stade de rifting sont associes trois squences synchrones qui sintgrent dans le cadre de lvolution du cycle panafricain et traduisent sa palogographie et son contexte gotectonique: i) les dpts de plateforme cratonique louest et au centre ; ii) la crote ocanique reprsente dans les vestiges dun complexe ophiolitique qui jalonne lAMAA ; iii) les formations volcano-sdimentaires de bassins ocaniques dans lAnti Atlas central et oriental, associes ou non des roches darcs tmoins de subductions ocaniques (Fig. 8).

-a. Les dpts de marge passive (Groupe de Taghdoute)

Les roches de ce groupe forment les principaux reliefs rsiduels qui caractrisent les boutonnires de lAnti Atlas central et occidental. Il sagit dune pile calcaro-quartzitique de plusieurs milliers de mtres dpaisseur connue sous le nom du Systme des Calcaires et des Quartzites (NELTNER, 1938 ; CHOUBERT, 1952), ou Prcambrien II2 (CHOUBERT et FAURE-MURET, 1970) ou encore PII infrieur (LEBLANC, 1975). Le contact de ces formations avec le socle burnen parfaitement pnplan est dans la plupart des cas dordre tectonique, souvent matrialis par des plans de cisaillement sub-horizontaux ou verticaux, et rarement discordant comme cest le cas au Tizi nTaghatine. Les terrains, toujours plisss, sont souvent en affleurements chaotiques, surtout dans lAnti Atlas occidental, sans doute la suite deffondrement ultrieurs. On les retrouve aussi, le long de lAMAA, en cailles et lambeaux isols au sein dun systme de chevauchements panafricains.

L o elles affleurent, ces sries sont intimement lies des roches volcaniques basiques tholitiques injectes sous forme de sills concordants, de laves ou de rseaux filoniens (CHOUBERT et FAURE-MURET, 1973 ; HAFID et al., 2001 ; EL AOULI et al., 2001).

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Dans lAnti Atlas occidental, au nord

du Kerdous, le Groupe des Calcaires et des Quartzites, nomm ici Groupe du Jbel Lkest (BGS, 2001a,b), forme une srie, paisse de 2000 3000 m au Jbel Lkest, qui montre des variations latrales importantes. Son contact cisaillant sur le socle burnen est sans doute une ancienne discordance rutilise ultrieurement en zone de dtachement dcrochevauchante dextre (SOULAIMANI et PIQUE, 2004). Cest un ensemble dtritique avec des siltites, des grs

plitiques, des conglomrats et surtout des puissants niveaux quartzitiques comme ceux du jbel Lkest. Ceux-ci sont d'anciennes arnites, trs matures, dont le matriel est probablement issu du bouclier africain. Au sein de ces quartzites, des intrusions basiques de dolrites et de gabbros se sont mises en place sous forme de sills et de laccolites plus ou moins concordants avec le litage sdimentaire (Suite de Toudma : BGS, 2001a,b). Leur affinit gochimique est tholiitique. Dans le

Fig. 8. Les vnements tectoniques au Prcambrien dans lAnti Atlas

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reste de lAnti Atlas occidental des quartzites picontinentaux plus ou moins puissants, souvent plisss, se prsentent en affleurements disparates dans lextrme sud-ouest de la boutonnire du Bas Dra (CHOUBERT et FAURE-MURET, 1969), dans les massifs dIda ou Zekri et dIda ou Zedoute dans la boutonnire dIrherm (CHOUBERT et FAURE-MURET, 1973), et dans les boutonnires dIfni (JEANNETTE et al., 1981), dAt Abdellah et dAlma. Cest dans ces rgions qua t dfinie la srie dOurty, association de vulcanites basiques, de calcaires et de schistes srciteux, recouvrant le systme des quartzites (CHOUBERT et FAURE-MURET, 1973).

Dans lAnti Atlas central, louest des Zenaga, la coupe du Tizi nTaghatine (NELTNER, 1938) montre plusieurs milliers de mtres de quartzites autochtones qui reposent directement sur le socle burnen. Des calcaires souvent stromatolitiques s'y intercalent. Ces facis, aisment corrlables avec

ceux dcrits plus louest, tmoignent dun stade juvnile de linstallation dune marge continentale en extension (BOUOUGRI et SAQUAQUE, 2004). Le long de lAMAA, le Groupe des Calcaires et des Quartzites affleure de faon discontinue, en lambeaux allochtones peu pais, depuis le massif du Sirwa (Siroua) jusqu la boutonnire de Bou Azzer-El Graa (CHOUBERT, 1963 ; LEBLANC, 1975 ; LEBLANC et MOUSSINE-POUCHKINE 1994 ; BOUOUGRI et PORADA, 2002). Dans le chanon de Nkob (massif du Siroua), ces dpts enregistrent une plus grande instabilit tectono-sdimentaire et ils tmoignent dun stade plus mature de lvolution dune marge continentale (EL BOUKHARI et al., 1991 ; BOUOUGRI et SAQUAQUE, 2000). L aussi, un important rseau filonien dolritique composition de tholites continentales accompagne cette activit extensive (HAFID et al., 2001). Ces manifestations sont dates 78710 Ma (CAHEN et al., 1984) et attribues la Suite dIfzwane (THOMAS et al., 2002, 2004).

Fig. 9. Carte de la chane panafricaine du Siroua et de Bou Azzer

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-b. Le Groupe de Bou Azzer et locanisation noprotrozoque

Le long de lAMAA, des lambeaux ophiolitiques sont emballs au sein des sries volcano-sdimentaires et des plutons basiques intermdiaires (CHOUBERT, 1947 ; LEBLANC, 1973, 1975 ; SCHERMERHORN et al. 1986 ; BRABERS, 1988 ; SAQUAQUE et al., 1989a,b ; ADMOU et JUTEAU, 2000; THOMAS et al., 2002).

Le complexe ophiolitique de Bou Azzer-El Graara affleure sur une longueur de 15 km et une largeur de 4 km (LEBLANC, 1975, 1976). Il correspond aux vestiges dune lithosphre ocanique disloque au cours de lorogense panafricaine. De bas en haut on rencontre successivement : des pridotites mantliques serpentinises, sur une paisseur de 2000 m ; des cumulats ultrabasiques et basiques avec, leur sommet, des microgabbros et des diorites quartziques recoups par des dykes basiques ; des diabases et des laves spilitises en coussins et une srie volcano-sdimentaire au sommet de laquelle se trouvent des intercalations calcaires et quartzitiques de facis identiques ceux de la plate-forme (Fig. 9).

Au nord-ouest, dans le massif du Siroua (Sirwa), on retrouve le prolongement du complexe ophiolitique de Bou Azzer-El Graara (SCHERMERHORN et al. 1986 ; THOMAS et al., 2002). Des units lithologiques compltes dune squence ophiolitique sont dcrites dans la localit de Khezama, ici aussi trs tectonises et mtamorphises. Il sagit de serpentines, de harzburgites, mta-wehrlites et mta-pyroxenites associes des cumulats gabbroques et un complexe filonien, le tout surmont dune unit sommitale de basaltes en coussins. Cest dans ce complexe ophiolitique quest dcrit lun des plus anciens systmes hydrothermaux ocaniques fossiles connus ce jour (ADMOU et JUTEAU, 2000).

Lge noprotrozoque des ophiolites de lAnti Atlas central est fix par la mthode Rb-Sr 788 10 Ma (CLAUER, 1974), ge de leffet thermique induit dans les sdiments plitiques de Tachdamt par des dykes basiques probablement contemporains de locanisation. Dans le Siroua, une datation U-Pb sur zircons confirme cette dernire datation en livrant un ge de 762 1 Ma pour le plagiogranite de Tasriwine associ lophiolite (SAMSON et al. 2004).

-c. Les formations volcano-sdimentaires du Groupe du Saghro (Cryognien)

Le long de lAccident majeur de lAnti Atlas, du Siroua (Sirwa) vers Bou-Azzer, des ensembles volcano-sdimentaires complexes sont associs aux cailles des calcaires et quartzites. Au sein de la mme srie, l'importance des calcaires et des quartzites diminue progressivement au fur et mesure que se dveloppent des shales noirs avec des niveaux de siltites et de jaspes et, surtout, des coules volcaniques acides et basiques. A Bleda, au sein de shales noirs pais de 500 1 000 m, une minralisation en sulfures de cuivre dont lexploitation est actuellement abandonne se dveloppe. Ces ensembles volcano-dtritiques sont interprts comme des dpts de marge continentale, quivalents latraux de la couverture de plate-forme cratonique (LEBLANC, 1975 ; LEBLANC et BILLAUD, 1978).

Dans le Siroua (Sirwa), lquivalent du Groupe du Saghro est une srie dont lpaisseur est estime plus de 8 000 m, affecte par un rseau daccidents chevauchants et dcoupe en six formations (THOMAS et al., 2002). Les quatre formations de base indiquent une sdimentation flyschode associe des formations volcaniques et volcano-clastiques drives dun arc volcanique

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proche (Arc dIriri) ; les formations sommitales sont plutt de nature conglomratique et arkosique. Dans le Siroua, le Groupe du Saghro montre ainsi lvolution dun bassin ocanique noprotrozoque depuis son extension jusquau comblement qui culmine lors du paroxysme panafricain fix 660 Ma. Son ge reste cependant peu contraint. Il est plus ancien que 614 Ma, ge du granite dIda ou Illoum qui le recoupe, voire plus ancien que 660 Ma, ge du mtamorphisme rgional associ au paroxysme panafricain ici, dautant plus que ses niveaux flyschodes de base contiennent des horizons diamectiques glaciaires, corrls la glaciation gnralise connus ailleurs au Gondwana environ 700 Ma (THOMAS et al., 2004).

Dans le jbel Saghro, les terrains les plus anciens correspondent des sries sdimentaires et volcano-sdimentaires qui affleurent dans les boutonnires de Sidi Flah-Bouskour, de Kelaat Mgouna, de Boumalne du Dades (FEKKAK et al., 2002) et dImiter (MARINI et OUGUIR, 1990 ; OUGUIR et al., 1996). Dans cette dernire, au sud de Tineghir, cest une srie sdimentaire dau moins 1200 m dpaisseur dominante grsoplitique qui se termine par des schistes noirs encaissant le gte argento-mercurifre dImiter (GUILLOU et al., 1988 ; CHEILLETZ et al., 2002 ; LEVRESSE et al., 2004). Les facis confins de shales riches en matire organique sont lis des effets locaux (morphologie du bassin) ou des pisodes de sdi-mentation anoxique d'ampleur globale. Ces formations terrignes, surtout turbiditiques, correspondent un environnement de bas de marge o l'alimentation venait du nord (MARINI et OUGUIR, 1990; OUGUIR et al. 1994). Dans lensemble du Saghro, l'extension crustale pr-panafricaine est peu importante et les bassins restent intra-

continentaux (LECOLLE et al., 1991 ; FEKKAK et al., 1999 ; FEKKAK et al., 2002). Au sein des turbidites, des coules basaltiques composition de tholites de rifts continentaux sintercalent (OUGUIR et al., 1994 ; MOKHTARI et al., 1995 ; FEKKAK et al., 2001). Cependant, le contexte gotectonique de cette sdimentation reste encore dbattu. En effet, Imiter, certaines caractristiques sdimentologiques et surtout labondance de fragments volcaniques attestent dune sdimentation de marge continentale active dont les sdiments proviendraient dun arc volcanique sur crote continentale situ plus au nord (OUGUIR et al., 1994). En revanche, linfluence de telles sources magmatiques est exclue pour les autres massifs o les dpts sont associer un contexte de marge passive issue de lextension dun rift continental, loin de tout contexte darc (FEKKAK et al., 2002). Dans ce contexte, les concen-trations mtalliques de la rgion dImiter taient interprtes comme le rsultat dun hydrothermalisme plus ou moins diffus et dun volcanisme distensif contemporains, o elles sont fixes par la matire organique abondante. On peut aussi y voir la manifestation dun pisode extensif post-panafricain.

-d. Les formations darc magmatique

(Groupe dIriri) Cest un ensemble associ

locanisation noprotrozoque, constitu de roches darc magmatique formes dans un contexte de subduction ocanique au nord du craton Ouest-africain. Dans le Siroua, les roches darc, souvent en contact tectonique avec les autres formations, sont les schistes de Tachakoucht et des tonalites orthogneissifies (Migmatite dIriri : THOMAS et al., 2002). Ces dernires, dates 743 14 Ma, se forment donc postrieurement locanisation dont lge de formation

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est actuellement fixe 762 1 Ma (SAMSON et al. 2004). On associe aussi ces formations darc les gneiss de lOurika dans le Haut Atlas (THOMAS et al., 2004)

A Bou Azzer-El Graara, des sries volcano-sdimentaires cailles et mtamorphises, associes aux schistes bleus, amphibolites et roches basiques sont interprts comme un assemblage davant-arc et un prisme daccrtion (SAQUAQUE et al. 1989a ; NAIDOO et al., 1991), dvelopps sur une zone de subduction plongeant vers le nord. Des travaux antrieurs (BODINIER et al., 1984) attribuent ces formations un bassin marginal ou arrire-arc li une subduction pendage sud.

-e. Lorogense panafricaine

La disposition des terrains A Bou Azzer-El Graara, (Fig. 9),

SAQUAQUE et al. (1989a) montrent que la disposition d'ensemble est complexe et ils distinguent trois zones :

- une unit nord-est, autochtone probable. Elle est constitue de sdiments protrozoques dtritiques, pais d'au moins 2000 m, et de coules acides et basiques transformes en spilites et en kratophyres. L'ensemble est recoup par des diorites quartziques. Il s'agit ici de dpts de talus continental, l'avant d'un arc volcanique ;

- une unit centrale, en contact avec les terrains du nord-est par des dcrochements snestres. C'est le complexe ophiolitique disloqu, recoup par des plutons de diorites quartziques et des filons ;

- une unit sud-ouest, clairement allochtone. C'est un mlange de sdiments ocaniques, de roches volcaniques basiques alcalines et de

matriel ophiolitique dans une matrice mtasdimentaire.

Une situation comparable est dcrite dans le jbel Siroua (Sirwa), o SCHERMERHORN et al. (1986) distinguent des ophiolites d'avant-arc (formation de Tourtit) et un arc insulaire (gneiss de Tachoukacht). Des roches volcaniques, actuellement mta-morphiques et folies, indiquent, par leurs spectres gochimiques, un envi-ronnement typiquement ocanique de rides mdio-ocaniques et d'les intra-ocaniques (ADMOU et JUTEAU, 2000, THOMAS et al. 2002) ; des dolrites et des laves d'affinit boninitique sont attribues l'activit d'un arc insulaire intra-ocanique (CHABANE et al., 1991).

Ainsi, la rpartition des terrains du Protrozoque suprieur montre, du sud-ouest au nord-est, le passage d'une plate-forme cratonique o dominent les calcaires et les quartzites une marge passive avec sa srie volcano-sdimentaire, toutes deux caractrises par un magmatisme basique tholiitique et, enfin, une crote ocanique reprsente par les ophiolites de Bou Azzer. Au-del, vers le nord-est, c'est l'arc volcanique et, probablement, une crote continentale cache l'affleurement. Ce dispositif rsulte d'une distension crustale con-temporaine de la mise en place des intrusions de gabbros et de diabases, date 788 8 Ma par gochimie Rb-Sr sur des sdiments mtamorphiss dans l'aurole de contact de ces massifs basiques.

La collision panafricaine majeure A Bou Azzer-El Graara, le rap-

prochement tectonique des diffrentes units s'est effectu lors de la collision oblique des terrains d'avant-arc avec l'arc volcanique lui-mme, situ au NE, et le craton burnen au SW, suivie de la migration du magmatisme d'arc

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travers les cailles. On empruntera SAQUAQUE et al. (1989b) les conclusions suivantes, tires d'une tude des structures lies la mise en place de corps magmatiques, diorites quartziques et granodiorite de Bleida, intrusifs dans des mtasdiments, des roches volcano-sdimentaires et des serpentinites de cette boutonnire de Bou Azzer. Un grand nombre de corps magmatiques sont en gros contemporains de la phase majeure de la dformation panafricaine. De rcentes datations des ces granitoides calco-alcalins donnent des ges de cristallisation de 653 1,6 Ma pour la diorite quartzique dAt Abdallah et la granodiorite de Bou Offroh, et 640 8 Ma pour la diorite quartzique dOusdrate (INGLIS et al. 2005). Les deux premiers plutons sont synchrones de la dformation panafricaine majeure qui sest opre dans un climat mtamorphique de type Schistes verts, tandis que le massif dOusdrate montre des caractres tardi-tectoniques. Sur le plan gochimique, ces granitodes syn- tardi-collisionnels prsentent une tendance moyennement potassique, ce qui les diffrencie des autres plutons post-tectoniques, telle la granodiorite de Bleda qui est fortement potassique (BERAAOUZ et al., 2004). Leur mise en place s'est effectue dans un rgime associant un chevauchement gnralis vers le SW un dcrochement ductile snestre ; les chevauchements vers le nord reconnus la partie septentrionale de la boutonnire s'inscrivent dans ce schma de transpression. Ainsi, la phase majeure de la dformation panafricaine se traduit ici par la collision oblique composante snestre des zones voques plus haut et le charriage vers le sud-ouest du prisme d'accrtion. L'ensemble de la Srie des Quartzites est mtamorphis dans le facis des Schistes verts. L'ge du

mtamorphisme pizonal a t fix, toujours par la mthode Rb-Sr, 685 15 Ma dans la boutonnire de Bou Azzer (CLAUER, 1974). Il s'agit d'un vnement thermique panafricain.

De mme, l'arc insulaire intra-ocanique du Siroua-Sirwa est charri, vers le sud, sur la marge cratonique (SCHERMERHORN et al., 1986). Les datations ralises dans des gneiss tonalitiques au sein des migmatites dIriri indiquent aussi un ge plus rcent (663 13 Ma) attribu au mtamorphisme rgional associ la mise en place migmatitique et donc la dformation panafricaine majeure dans ce secteur (THOMAS et al., 2002).

Dans la rgion d'Imiter, la partie orientale du Saghro, une centaine de kilomtres au nord-est de la suture de Siroua-Bou Azzer, la dformation pan-africaine est tudie dans des granitodes et leur encaissant (IGHID et al., 1989). La schistosit rgionale, d'orientation gnrale N 60 E, subit des virgations proximit des corps intrusifs ainsi que le long de zones cisailles de largeur kilomtrique, orientes E-W. La disposition cartographique des trajectoires de la schistosit indique le jeu dextre de ces zones de cisaillement. La forme des massifs plutoniques, la disposition des plans de fluidalit magmatique et la contemporanit des minraux du mtamorphisme de contact et de la schistosit suggrent une mise en place syncinmatique de ces corps mag-matiques. Dans le dtail, on montre que le plus ancien de ces massifs, la granodiorite d'Igoudrane, a subi une dformation et une structuration interne semblable celles de l'encaissant, tandis que les autres massifs plus rcents comme la diorite quartzique de Taouzzakht s'interprtent comme le rsultat du remplissage de mgafentes de tension NW-SE branches sur les cisaillements dextres. Lge de ces

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vnements tectoniques reste cependant peu contraint vu la diffrence importante entre les premires datations Rb-Sr des masses plutoniques panafricaines, entre 755 et 720 Ma, et leurs nouvelles datations par la mthode U-Pb sur zircons (575 555 Ma), (DE WALL et al. 2001 ; CHEILLETZ et al., 2002).

Plus louest, dans la rgion dIrherm, et plus prcisment dans sa partie NE (massif dIda ou Zeddoute), la dformation panafricaine est bien enregistre dans les termes suprieurs du systmes des quartzites de la Srie dOurty, forms de sries volcaniques et schisteuses (CHOUBERT et FAURE-MURET, 1973). Elle se manifeste notamment par une schistosit pntrative de direction NE-SW associe des cisaillement qui attestent dune vergence SE.

Dans la rgion du Kerdous (Fig. 10 A), la phase principale de l'orogense panafricaine correspond un charriage vers le nord par des failles ductiles qui sparent les quartzites de leur substratum burnen. La dformation panafricaine est particulirement intense dans deux linaments cisaills orients grossirement E-W: la zone de Tighmi-Tifermit (ZTT) et celle de la valle des Ameln (ZVA). La premire de ces zones se caractrise par une foliation pntrative qui accompagne des plis dissymtriques vergence nord; la direction de transport, matrialise par une lination de glissement, est N-S NNE-SSW. Plus au nord, la valle des Ameln est jalonne le long de son flanc nord par une large zone de cisaillement entre les schistes de Kerdous et les quartzites du jbel Lkest. Ce couloir dformation plus intense renferme de nombreuses lentilles quartzitiques de taille parfois kilomtrique, tires et boudines dans les plans de foliation sub-quatoriale et fort pendage sud, ainsi que des gneiss cataclass. Dans

les schistes et micaschistes du socle burnen, la dformation panafricaine s'exprime par la superposition de plis dbit S2 pntratif sur une foliation ancienne. Ces plis prsentent une direction axiale N I20 N80 E. Le rgime de la dformation est non coaxial et la cinmatique de cette zone est dcrochevauchante dextre vers le NW, (SOULAIMANI et PIQUE, 2004). Durant la dformation panafricaine, le mtamorphisme est pizonal.

Les autres boutonnires de lAnti Atlas occidental (Tagragra de Tata, dAkka, dIfni et du Bas Dra) sont marques par labsence de dpts du Noprotrozoque infrieur moyen. Leur socle mta-morphique burnen est directement recouvert de dpts post-panafricains du Groupe de Ouarzazate et il est ainsi difficile de distinguer les effets propres la seule tectonique panafricaine.

-f. Le Supergroupe de Ouarzazate

(s.l.) : Ediacarien Dans tout lAnti Atlas, dpaisses

sries dtritiques, volcano-dtritiques et volcaniques reposent en discordance sur le socle burnen ou panafricain. Ces dpts continentaux non mtamorphiques, peu ou pas dforms, sont classiquement subdiviss en deux ensembles : la srie dAnezi/Tiddiline (PII3) la base, surmonte en discordance par la srie de Ouarzazate/Tanalt (PIII). Globalement, lchelle de lAnti Alas, il est souvent difficile de placer la limite entre ces deux sries car elles prsentent de grandes similitudes sdimentologiques et magmatiques. Dans lAnti Atlas occidental par exemple, les deux sries sont regroupes en une seule formation attribue la srie de Ouarzazate (SOULAIMANI et al., 2001 ; BGS, 2001b). Dans lAnti Atlas central en revanche, la srie de Tiddiline est toujours bien distincte de celle de Ouarzazate sus-jacente, et elle est

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mme regroupe avec les sries panafricaines du Groupe de Saghro (THOMAS et al., 2004 ; GASQUET et al. 2005).

La Srie de Tiddiline/Anezi (Prcambrien

II3) Dans la boutonnire de Bou Azzer- El

Graara, la formation non mtamorphique de Tiddiline (CHOUBERT, 1963 ; LEBLANC, 1975) est forme de dpts silicoclastiques qui recouvrent en discordance le socle panafricain. Cantonne dans des bassins bords par des dcrochements, cette formation remanie les roches du complexe ophiolitique noprotrozoque ainsi que les lments de la granodiorite post-tectonique de Bleda. Ces dpts sont contemporains de massifs hypovolcaniques (microdiorite quartzique, spilites et kratophyres). Lanalyse dtaille de cette srie (HEFFERAN et al., 1992) montre quelle est forme de trois squences distinctes qui prsentent un granoclassement croissant vers le haut. La squence de base, forme dargiles et de grs, est surmonte dune squence intermdiaire conglomratique, le tout tant coiff par des argiles et des arnites. Lpaisseur de la formation de Tiddiline est trs variable et prsente un maximum dans le bassin de Trifya au SW de la boutonnire. Ces terrains sont affects par un plissement modr et des chevauchements attribus la phase panafricaine tardive ( Phase B2 : LEBLANC, 1975). Certains considrent que cette srie rsulte dune sdimentation syn-tectonique effectue dans un bassin de collision contrl par le mme rgime transpressif que celui qui a rgn lors de la compression panafricaine (HEFFERAN et al., 1992). Son ge reste problmatique. Longtemps, elle tait date entre 615 Ma, ge (DUCROT et LANCELOT, 1979) de la granodiorite de Bleda quelle recouvre, et 580 Ma attribu la base de la srie de Ouarzazate, mais les

rcentes datations de la granodiorite de Bleda livrent des valeurs plus rcentes, 574 4 Ma (INGLIS et al., 2004) qui amneraient considrer la srie de Tiddiline plutt comme une unit basale de la srie de Ouarzazate.

Dans le Kerdous, la srie comparable dAnezi est probablement contemporaine de celle de Tiddiline. Cette srie post-tectonique dbute par un pisode volcanique acide : rhyolites, rhyodacites, tufs et ignimbrites dont les produits nivlent les paloreliefs panafricains. La formation de base est elle-mme ravine par les niveaux sdimentaires sus-jacents. Ceux-ci montrent, sur une paisseur d'environ 2000 m, des facis alluviaux continentaux rsultant du dmantlement d'une topographie montagneuse en conditions priglaciaires. C'est l'pisode de la glaciation varangienne, fini-prcambrienne (DEYNOUX, 1978). Le bassin d'Anezi, dans la boutonnire du Kerdous, est limit par des dcrochements dextres E-W.

Ailleurs dans l'Anti Atlas, on retrouve des sries comparables ; dans la boutonnire d'Ifni, par exemple, la formation dtritique de base du "Groupe du Sirwa (Siroua)", quivalent latral de la Srie d'Anezi, est recoupe par les granites de Mesti, dont la mise en place est chelonne entre 681 et 688 Ma (JEANNETTE et al., 1981). D'une manire gnrale, cette srie est peu dforme, peine bascule. Parfois, cependant, comme c'est le cas dans la rgion d'Anezi, elle est flexure et plisse le long de failles anciennes ractives. Ces mouvements tardi-panafricains rsultent ici d'une compression sub-mridienne qui produit des coulissages snestres NE-SW et un rejeu inverse de la zone cisaille de la valle des Ameln. Une rotation anti-horaire de la direction de raccourcissement se produit ensuite ; les dernires dformations sont cassantes. La srie sus-jacente est nettement discordante.

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Fig. 10. Carte et coupe de la boutonnires du Kerdous (A) et dAt Makhlouf (partie occidentale de la boutonnire dIrherm : B). Explications dans le texte

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Dans le Jbel Saghro, et plus prcisment dans la boutonnire de Kelaat Mgouna, un ensemble conglomratique associ des niveaux piclastiques puis pyroclastiques repose en discordance sur les sries panafricaines du Groupe de Saghro. Cette srie attribue au PII suprieur (CHOUBERT, 1963) est verticalise et affecte par une schistosit de fracture N 80 E (LECOLLE et al., 1991) attribue la phase panafricaine tardive.

Le Groupe de Ouarzazate (sens strict) A la base de la couverture

palozoque de lAnti Atlas, des sries volcaniques et volcanodtritiques puissantes attribues au Prcambrien terminal (CHOUBERT, 1952 ; BOYER et al., 1978) reposent en discordance sur le socle prcambrien encore instable. Connus sous le nom de Formation de Ouarzazate ou Prcambrien III , ces dpts continentaux reprsentent plus de 50% des affleurements prcambriens dans lAnti Atlas. Ils montrent dimportantes variations dpaisseur (0 2000 m) associes de nombreuses discontinuits internes, ce qui rend difficiles les corrlations entre les diffrents affleurements. Le matriel volcanique y est dominance acide de nature calco-alcaline (rhyolites, rhyodacites et dacites), souvent ignimbritique avec quelques intercalations dhorizons basiques andsitiques. De nombreux corps plutoniques, notamment des granites hypovolcaniques ainsi que des intrusions acides, sont intimement lis la formation de Ouarzazate. Vers le haut, cette formation passe progressivement et en concordance ou en lgre discordance aux dpts carbonats cambriens (Groupe de Taroudant).

Dans le Siroua (Sirwa), environ 2000 m de dpts volcanosdimentaires, en discordance sur le Groupe de Saghro,

se sont dposs dans deux hemi-grabens parallles orientation E-W. Une tectonique extensive active est responsable de la diffrence de facis de part et dautre de la faille quatoriale de NKob entre les dpts septentrionaux, surtout volcaniques et ceux de la partie sud, plutt conglomratiques. Au moins cinq centres volcaniques y ont t identifis au sein desquels les laves basales montrent une dominance and-sitique qui volue vers des produits volcanoclastiques acides vers le sommet en passant par des rhyo-dacites dans les niveaux intermdiaires (BAJJA et al., 1998 ; THOMAS et al., 2002). Cest ici que les premires datations U/Pb (MIFDAL et PEUCAT, 1985) ont permis de fixer les limites gochronologiques de la formation de Ouarzazate entre 580 12 Ma, ge des laves acides de Jbel Bachkoune, et 563 10 Ma, celui des ignimbrites micaces de Tiouine. La base du Groupe de Ouarzazate est sans doute plus ancienne comme latteste lge livr par les deux niveaux rhyolitiques de Tadmant (606 6 Ma) et de Tamriwine (605 9 Ma) : THOMAS et al. (2002). Cependant, les donnes de terrain attestent que cette base est nettement postrieure la mise en place des granodiorites post-tectoniques de Mzil et dAskaoun, dats respectivement 614 10 et 575 7 Ma (THOMAS et al., 2002). Dautres datations au sein de la formation confirment les ges tablis antrieurement, notamment celui de la rhyolite de Tifhfist (571 8 Ma) et des plutons hypovolcaniques associs de Tazoulte : 559 6 Ma, Tilsakht : 577 6 Ma et Imourkhssene : 562 5 Ma. Ces divers plutons renferment en outre des zircons 2 Ga hrits du socle paloprotrozoque sous-jacent. Des ges similaires ont t obtenus plus au sud dans la boutonnire des Zenaga pour la rhyolite de Tawzzart (577 6

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Ma) et le granite hypovolcanique de Tilsakht (579 7 Ma) par THOMAS et al. (2002).

Dans le Kerdous, sur environ 700-800 m, la srie quivalente de Tanalt est constitue par une alternance de roches dtritiques continentales : brches et conglomrats, grs et siltites, dposes souvent sous une faible paisseur d'eau, et de roches volcaniques rhyo-ignimbritiques, beaucoup plus importantes en volume que dans la srie d'Anezi. Trois niveaux ignimbritiques ont t dats (BGS, 2001c,d : U/Pb sur zircon) : At Mar (600 50 Ma), Tifghilt (565 8 Ma) et Assirdar (555 7 Ma) Le socle du Kerdous est aussi recoup par plusieurs massifs plutoniques contem-porains de la formation de Ouarzazate. La granodiorite de Tarwate (Tarouate) est date entre 583 et 560 Ma et elle est donc probablement contemporaine de celle de Taourgha dans le Bas Dra date 575 4 Ma (AT MALEK et al., 1998). Elle est suivie de granites de type Tafraoute, dont celui de Tazoult dat 548 11 Ma. La Srie de Tanalt est coiffe par des roches basaltiques quon retrouve un peu partout autour des boutonnires de lAnti Atlas. Ici, elles affleurent louest au Jbel Kerkar et lest dans la dpression dIda ou Gnidif. Dans les deux cas les basaltes ont la composition chimique de tholites intracontinentales et anorogniques (SOULAIMANI et al. 2004).

A l'ouest, dans la boutonnire d'Ifni, seules danciennes datations Rb/Sr sont disponibles (JEANNETTE et al., 1981 ; MIFDAL et PEUCAT, 1985). Les roches sdimentaires et volcaniques reposent sur le granite d'Ifni, lui-mme dat 649 22 Ma ; des trachytes y ont livr un ge de 618 22 Ma. Elles supportent des ignimbrites, elles-mmes traverses par les granites hypo-volcaniques de Taoulecht et de Tiyourhza,

dont le plus jeune a t mis en place 560 22 Ma.

Dans les autres boutonnires de lAnti Atlas occidental, le Groupe de Ouarzazate prsente les mmes caractristiques et les niveaux volcaniques livrent des ges comparables : 565 7 Ma pour une ignimbrite noprotrozoque dans le Tagragra de Tata (WALSH et al., 2002), ou encore 600 5 Ma pour un dyke dacitique dans le Tagragra dAkka (GASQUET et al., 2004).

Plus lest, dans le massif du Saghro, les successions volcano-dtritiques post-panafricaines formes de conglomrats immatures associs un volcanisme dominance andsitique la base et ignimbritique vers le sommet, sont dates entre 570 7 Ma et 548 3 Ma (BGS, 2001e,f). Dans la rgion dImiter au nord de Saghro, les shales noirs dforms et mtamorphiss au Panafricain sont recouverts en discordance par la formation de Ouarzazate. Cest au sein de cette dernire formation que se met en place, dans un contexte extensif, la minralisation pithermale Ag-Hg dImiter, gntiquement associe la mise en place de la protrusion rhyolitique calco-alcaline de Takhatart date 550 3 Ma (CHEILLETZ et al., 2002 ; LEVRESSE et al., 2004) et aux dykes associs comme celui de Tachkakacht (543 9 Ma) (GASQUET et al., 2005). L aussi, des plutons granodioritiques se mettent en place, soit antrieurement comme la granodiorite dIgourdane, recouverte en discordance par le conglomrat de base, soit dune manire synchrone comme le massif de Taouzzakt dat 572 4 Ma (CHEILLETZ et al., 2002). De mme, la rhyolite de Bou Madine dans le massif de lOugnate lextrme est de lAnti Atlas livre un ge de 552 5 Ma (GASQUET et al., 2005). Un ensemble de massifs de granites roses alcalins (Isk nAlla, Bou Gaffet et

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Bouskour) occupent la zone axiale de Jbel Saghro et correspondent la fin de lactivit magmatique du Groupe de Ouarzazate.

Enfin Bou Azzer-El Graara, une pile paisse de plus de 1000 m de dpts volcanoclastiques (dacites, rhyolites, ignimbrites, conglomrats, grs, etc.) repose en discordance majeure sur le socle panafricain ou en discordance angulaire sur la srie de Tiddiline. Ces dpts sont contrls par une tectonique transtensive (AZIZI et al., 1991). La principale minralisation cobaltifre de Bou Azzer est lie ce stade fini-Prcambrien (MAACHA et al., 1998). Son ge est fix 550 Ma par datation U/Pb dune brannerite (EN-NACIRI et al., 1997). La partie suprieure de la srie est date 531 5 Ma, ge de la trachyte dAghbar, datation conforme celle de la synite de Jbel Boho, recalcule 529 3 Ma (GASQUET et al., 2005).

-g. Les dformations extensives fini-

protrozoques Il ne faut pas quitter le chapitre du

Prcambrien de lAnti Atlas sans voquer des structures extensives marques la fois dans le socle mtamorphique et dans la couverture sdimentaire (o elles persisteront dans lextrme base du Cambrien).

Le socle de plusieurs boutonnires prsente une gomtrie en dme, o lintensit du mtamorphisme crot de lextrieur vers lintrieur ; au centre du dme, le stade de lanatexie est parfois atteint, et des granites fini-protrozoques se mettent en place. Un tel dispositif caractrise, par exemple, le dme de Tasserirt (ou Tasrirt) dans la boutonnire du Kerdous (SOULAIMANI et PIQUE, 2004 et Fig. 8A). On le retrouve ailleurs, dans le bas Dra ou encore dans le massif dAt Makhlouf, la partie occi-

dentale de la boutonnire dIgherm (Oudra et al., 2005 et Fig. 10 B). Les terrains cristallins qui constituent ces massifs sont des roches mtasdimentaires folies et des granites dont celui dAt Makhlouf dat 2050 6 Ma. Un mtamorphisme rtromorphique dans le facis des Schistes Verts affecte ces roches. Le pourtour des massifs cristallins est occup par des squences, surtout quartzitiques, du Noprotrozoque et, au-del, par des affleurements conglomratiques du Groupe de Ouar-zazate. Ces sries se sont dposes dans des bassins faills et, dans le massif dAt Makhlouf, elles sont surmontes de klippes sdimentaires de quartzites mises en place de faon gravitaire.

Lanalyse structurale montre le caractre extensif des dmes gneissiques (Fig. 10 A pour le massif de Tasrirt). A At Makhlouf, elle permet de distinguer : i) une unit infrieure, les roches cristallines internes , et ii) une unit suprieure, constitue par les quartzites qui recouvrent et enveloppent la prcdente. Le contact entre les deux units se fait par une zone mylonitique paisse dune dizaine de mtres, dans laquelle la foliation S1 est transpose dans une schistosit mylonitique S2 raide sur les flancs du dme et plate au sommet. Les critres cinmatiques observs lintrieur de la zone de contact indiquent un dtachement de lunit suprieure par rapport lunit infrieure, avec un glissement vers louest et le nord-ouest (Fig. 10 B). Enfin, ltude des conglomrats du Groupe de Ouarzazate montre que leur dpt a t contrl par des failles normales nes dans le mme rgime structural.

Linterprtation donne ce dispositif est que la couverture sdimentaire sest dtache du socle cristallin, en mme temps que celui-ci se soulevait et subissait

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une exhumation. Des tudes dtailles sur le mtamorphisme et lvolution de ses conditions P-T devraient permettre de retracer les tapes de cette exhumation et de mieux cerner la cinmatique et la signification de ces dmes mtamorphiques.

Le dveloppement des bassins o se dposent les conglomrats est lie cet pisode extensif et on observe ici les tmoins de lextension dj mise en vidence au pourtour des boutonnires dans les terrains du Protrozoque terminal et du Cambrien basal (PIQUE et al., 1999 ; SOULAIMANI et al., 2003, etc.). La signification godynamique de cette extension sera considre plus loin.

2.2.2.2. Les terrains palozoques

(Fig. 11) a. Le Cambrien Le Groupe de Taroudant et la

transgression cambrienne. Entre les formations volcano-clastiques

du Supergroupe de Ouarzazate et les premiers dpts palontologiquement dats du Cambrien, un ensemble silicoclastique et carbonat constitue les premiers dpts de la transgression palozoque dans lAnti Atlas. Connus sous le nom dInfracambrien ou encore Adoudounien (CHOUBERT, 1952), ces dpts marins sont lis une transgression venant du sud-est et ils rvlent une nette subsidence au NW de lAnti Atlas. On y range les trois ensembles non fossilifres (ou non encore dats), la Srie de base, les Calcaires infrieurs et la Srie lie-de-vin.

Les premiers dpts de la Srie de base ne dpassent pas 300 m dpaisseur et ils affleurent autour des boutonnires de lAnti Atlas occidental jusqu Taliwine lest et Goulmime au sud (CHAZAN, 1954). Ces roches, aux facis grseux et carbonats caractrisent

une alternance de dpts marins et continentaux (ALGOUTI et al., 2000). Au nord de la boutonnire d'Irherm, les siltites sont minralises en cuivre la suite du lessivage de formations plus anciennes par des solutions ascendantes et du dpt des corps minraliss en ensembles stratiformes dans des horizons rducteurs (POUIT, 1966).

Au moment du dpt des "Calcaires infrieurs", dont l'paisseur atteint 1000 m dans l'Anti Atlas occidental, la mer est restreinte dans un golfe adoudounien limit au sud par le Dra et l'Ougarta, certaines zones comme la partie orientale du Bloc ancien du Haut Atlas et le jbel Saghro restant merges. Dans l'Anti Atlas central, le premier cycle sdimentaire li la transgression palozoque dbute par un conglomrat qui remanie les lments du Supergroupe de Ouarzazate surmonts par des calcaires puis des grs de Tikirt (CHBANI et al., 1999). La prsence manifeste de roches volcaniques est bien visible autour du volcan d'Alougoum (jbel Boho). Ce dernier correspond des coules trachytiques et andsitiques alcalines, interstratifies dans les dolomies et les "Calcaires infrieurs", et mise en place dans un contexte de rift continental (ALVARO et al., 2006). Un culot synitique du jbel Boho a fourni un ge U-Pb sur zircons de 534 10 Ma (LEBLANC et LANCELOT, 1980), recalcul 529 3 Ma (GASQUET et al., 2005)

La "Srie lie-de-vin" sus-jacente, de 300 400 m d'paisseur, est rgressive, constitue par des shales violacs cristaux de sel et de gypse et par des roches dtritiques facis continentaux (grs de Tikirt) l'est. Les "Calcaires suprieurs", dernier terme de l'Adou-dounien, contiennent des faunes cambriennes et sont donc ranger dans cet tage.

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Le Cambrien infrieur dat Les "Calcaires adoudouniens suprieurs"

sont un ensemble transgressif de dolomies et de calcaires dont l'paisseur varie de 400 m environ dans l'Anti Atlas occidental 75 m ou mme 0 m dans l'est du massif.

Les calcaires stromatolites se retrouvent dans l'Ounein dans le Haut Atlas. La srie se distingue des niveaux sous-jacents par l'absence d'lments dtritiques. Le milieu de sdimentation est calme, probablement marin peu profond. Au-dessus, toujours dans le Cambrien infrieur, on rencontre, de bas en haut :

+ Formation d'Amouslek : shales et calcaires trilobites (Fallotaspis tazem-

mourtensis, Daguinaspis, etc.) et archeocyathids (Erismacoscinus, Robustocyathus, etc.) qui ont t compars ceux de Sibrie (DEBRENNE, 1990). On y rencontre des biohermes archocyathes. Des birdseyes et des polygones de dessication indiquent de brefs pisodes dmersion. L encore, l'paisseur de la formation et l'importance des lments dtritiques diminuent d'ouest en est. De 400 m dans l'Anti Atlas occidental, lpaisseur se rduit 75 m l'est, dans le jbel Saghro, o elle repose directement sur les sries du Prcambrien III.

+ Formation d'Issafene : argilites vertes et rouges et calcaires Neltneria, Boudonella, etc..

+ Formation rgressive des "Grs terminaux" (Formation dAzrir) : tufs et argilites. Dans lAnti Atlas oriental, les facis sont peu pais et continentaux et ils se distinguent difficilement des grs sous-jacents.

Ici et l, on rencontre trs souvent des indices dune tectonique sdimentaire importante (HEINITZ et al., 1986 ; BENSAOU et HAMOUMI, 2001, 2003) qui prolonge celle enregistre auparavant au Prcambrien terminal. Comme elle, elle accompagne le dveloppement de bassins sdimentaires de type hmigrabens (AZIZI et al., 1990). Lextension cesse parfois avant le dpt de la srie lie-de-vin (Fig. 12) et toujours avant la fin du Cambrien infrieur, lpaisseur des Grs terminaux tant gale dans tout le domaine anti-atlasique.

Fig. 11. Colonne lithostratigraphique des terrains palozoques de lAnti Atlas Rq. Les paisseurs indiques varient selon les localisations

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Le Cambrien moyen + Groupe des Feijas internes Les Feijas sont des zones dprimes

o affleurent des roches peu rsistantes; elles sont bordes par des rides subparallles armes par des facis plus rsistants l'rosion, les Grs terminaux du Cambrien infrieur et les grs du Tabanit (Cambrien moyen). Dans leur rgion-type (Anti Atlas occidental), les shales vertes des Feijas internes contiennent un horizon grseux de quelques dizaines de mtres d'paisseur, la barre de Goulimine.

A l'ouest d'Akka, la formation des shales infrieures a une paisseur variant de 700 m l'ouest 250 m l'est. Le niveau-repre de la "Brche Micmacca" est situ non loin de la base

de la srie. Les facis traduisent un milieu marin peu profond et indiquent une transgression dirige vers le nord et le nord-est. La faune, riche, indique le Cambrien moyen, avec Acadoparadoxides marocanus, Ellipsocephalus, Micmacca, etc.. La formation de Goulimine est reprsente par une barre mdiane de quartzites facis ctiers. Au-dessus, la formation des shales suprieures amne des facis semblables ceux des shales sous-jacentes aux grs de Goulimine, Paradoxides, Conocoryphe, etc.., qui se chargent vers le sommet en lments grseux. Les lignes isopaques de cette formation sont orientes WSW-ENE ; son paisseur dcrot d'est (325 m) en ouest (200 m Tarfaya).

A l'est d'Akka, les grs-quartzites de Goulimine disparaissent et le Groupe des Feijas internes est reprsent par un seul ensemble de shales dont l'paisseur passe de 650 m 850 m d'ouest en est. Plus l'est encore, dans la rgion d'Agdz-Zagora, la partie suprieure des shales devient grseuse et le couloir des Feijas internes se rtrcit.

+ Groupe du Tabanite Cet ensemble, rsistant l'rosion,

forme une ride qui spare les Feijas internes des Feijas externes. Les roches sont surtout grseuses. Leur paisseur peut atteindre 350 m, mais elle est ordinairement rduite par l'rosion subsquente ant-ordovicienne. Ces grs sont souvent quartzitiques et azoques, part quelques lingules. Des niveaux argilo-arnacs s'y intercalent. On y a dcouvert Bailiella et, plus haut dans la srie, Saccogonum saccatum, tous deux du Cambrien moyen.

Le Cambrien suprieur Jusqu' une poque rcente, on

considrait que le Cambrien suprieur n'tait pas reprsent dans l'Anti Atlas ni dans le reste du Maroc, soit que les sdiments ne se soient pas dposs

Fig. 12. Les dpts fini-protrozoques et du Cambrien basal A : hemi-graben contrlant la sdimentation des couches rouges du Protrozoque terminal B : hmi-graben conrlant le dpt des Calcaires infrieurs, scell par les shales de la srie lie-de-vin. Rinterprt daprs un schma de Destombes et al. (1985)

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cette poque cause dun phnomne de rifting dvelopp au nord du pays, soit qu'ils aient t dblays par l'rosion, comme les formations suprieures du Tabanite. Il a t mis en vidence par la dcouverte de faunes gondwaniennes, avec Olentella africana et Selatella lagitena (DESTOMBES et FEIST, 1987).

b. LOrdovicien Ce systme est particulirement bien

reprsent dans l'Anti Atlas o les sries ont t divises en quatre groupes. Par leur rsistance diffrente l'rosion, ils dterminent la topographie appalachienne de la plus grande partie de lAnti Atlas.

+ Groupe des Feijas externes Ces roches constituent le substratum

de la dpression situe entre les rides grseuses du Tabanit (Cambrien moyen) et du Premier Bani (Ordovicien moyen). Il s'agit surtout de shales et d'argilites grises et jauntres avec une intercalation grso-quartzitique : les grs du Zini, quivalents des Grs armoricains de France (DESTOMBES et al., 1985). Tous ces niveaux sont dats par des faunes abondantes brachiopodes, trilobites, chinodermes et, surtout, graptolites (Anisograptus, Didymograptus, etc..). Les dpts montrent souvent des pisodes transgressifs, marqus par des niveaux ferrugineux et la profondeur du milieu reste continuellement faible comme l'indiquent les facis de temptes rencontrs.

+ Groupe du Premier Bani A leur sommet, les shales des Feijas

externes s'enrichissent progressivement en matriel dtritique grossier et on passe ainsi aux grs du Premier Bani. Ceux-ci constituent une puissante barre grseuse qui, paisse de plus de 400 m dans la rgion de Zagora, est un lment morphologique majeur de la couverture palozoque de l'Anti Atlas. Vers le nord-est, cette paisseur se

rduit jusqu' 200 m et moins encore dans le Tafilalt. Ces grs reprsentent le Llandeilo et, peut-tre, la base du Caradoc.

+ Groupe de Ktaoua Les facis sont de nouveau argileux

dans l'Anti Atlas. La faune caractrise le Caradoc et lAshgill, et elle prsente des traits communs avec celle de la Bohme, tmoins dune mme situation nord-gondwanienne cette poque. Dans le Tafilalt, un biostrome de calcaires Bryozoaires (Trematopora, Arthropora, etc..) se dveloppe au Caradoc suprieur.

+ Groupe du Second Bani Les niveaux grseux du Second Bani

constituent la dernire barre rsistante, en forme de cuesta, avant les basses plaines du Draa occupes par les terrains siluro-dvoniens. A la base, une premire formation est concordante sur les argilites de Ktaoua ; au-dessus d'un mince niveau de calcaires bryozoaires, elle est constitue par environ 160 m de quartzites clairs ou sombres, laminations obliques, alternant avec des argilites et des grs bioturbs. La faune est riche en brachiopodes de l'Hirnantien (Ashgill suprieur). Une formation sus-jacente repose souvent en discordance de ravinement sur les sries antrieures, Ktaoua ou mme Premier Bani. Les facis dvelopps : "argiles microconglo-mratiques" (grains quartzeux disperss dans une matrice argileuse), conglomrats galets exotiques, ainsi que les figures sdimentaires suggrent un environnement glaciaire, corrobor par la prsence de planchers stris. La puissance de cette formation varie de 10 130 m. Les stries des planchers glaciaires et les palovalles ont une orientation sub-mridienne. Une faune rduite, surtout brachiopodes (par exemple Hirnantia sagittifera) est, comme prcdemment, proche de celle de la Bohme. Elle caractrise l'Ashgill suprieur. Ainsi, les dpts glaciaires de l'Anti Atlas correspondent ceux de l'Ordovicien

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terminal du Sahara et, comme eux, ils tmoignent de la glaciation fini-ordovicienne.

c. Le Silurien En contrebas de ceux du Second

Bani, les terrains du Silurien et du Dvonien basal affleurent dans une dpression, entre ces crtes ordoviciennes et les sommets, plus modestes, des "Rich" dvoniens. Dans l'Anti Atlas central, la coupe de l'Iriqui (DESTOMBES et al., 1985) montre une srie transgressive qui dbute au Llandovery par des grs en plaquettes, se compose ensuite surtout de shales et dargilites sombres Graptolites contenant parfois des nodules carbonats, et sachve avec une succession de squences argilo-calcaires datant du Ludlow, avec Monoclimacis haupti et M. tomczycki puis des argiles alternant avec de petits lits de grs et de calcaires sableux Scyphocrinites dge Ludlow suprieur. Lpaisseur est ici denviron 1 100 m. Plus l'ouest, cependant, elle se rduit par condensation des facis argileux du Ludlow. A An Deliouine, autre coupe classique de l'Anti Atlas, elle n'est plus que de 600 m. Dans l'Anti Atlas oriental (Tafilalt, Mader-ou Maader), on retrouve les mmes facis de schistes noirs graptolites et de calcaires Cardiola et Orthocres avec, cependant, des paisseurs plus faibles et une quantit encore plus rduite de grs.

Dans son ensemble, la sdimentation silurienne s'est faite, aprs la transgression d'origine glacio-eustatique, de faon continue dans un milieu de dpt trs calme et assez constant tout au long de l'Anti Atlas. Le changement de climat, manifeste au cours de cette poque, est d certainement une remonte vers des latitudes plus hautes et aussi, peut-tre, une variation globale.

d. Le Dvonien Contrairement aux poques antrieures,

les facis se diffrencient l'intrieur de l'Anti Atlas, entre les zones occidentales: les plaines du Draa, et les zones orientales : Tafilalt et Maader

Dvonien infrieur Dans lAnti Atlas occidental, les argilites

sableuses du Gdinnien-Siegnien, brachiopodes, trilobites, conodontes et tentaculites avec des niveaux calcaires, sont en concordance et en continuit avec les niveaux du Silurien suprieur. Dans lAnti Atlas oriental, au Tafilalt, des roches basaltiques sont panches Hammar Laghdad. LEmsien est reprsent par plusieurs squences (les Rich ) de calcaires, dargiles et de grs. Dans l'Anti Atlas oriental, les niveaux grseux disparaissent et les barres calcaires de deux richs successifs fusionnent constituant les "Calcaires infrieurs du Tafilalt" et cette rgion se distingue ainsi nettement des rgions occidentales, par ses facis plagiques et l'absence quasi-totale d'lments dtritiques grossiers corres-pondant aux grs des ric