L'extension continentale au Néo-Protérozoïque supérieur-Cambrien inférieur dans l'Anti-Atlas (Maroc) The Upper Neoproterozoic-Lower Cambrian continental extension in the Anti-Atlas

L’extension continentale au Néo-Protérozoïque supérieur-Cambrien inférieurdans l’Anti-Atlas (Maroc)

Abderrahmane SOULAIMANI1, Mohamed BOUABDELLI

2et Alain PIQUÉ

2

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 structu-

res 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 manifesta-

tions 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 dividedinto 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 observationsRecent 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 PII3conglomerates were not everywhere deposited

around Panafrican paleoreliefs ; they often contain large bodies of quartzites embedded within the conglomerates (fig. 3).

Clearly, the PII3is 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 Panafri-

can paroxysm and therefore the PII3and the PIII are post-Panafrican deposits, unrelated to the Panafrican orogeny. Stu-

dy of synsedimentary structures (folds, faults, progressive unconformities : fig. 4 to 7) reveals the extensive character of

this faulting event that extends even in basal Cambrian. Between the PII3series 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 N110

o

E trending faults in the central-eastern Anti-Atlas. In the detail, nevertheless, the synsedimentary structures suggest sli-

dings from raised zones that correspond to the future inliers (fig. 7).

Magmatic and metallogenic activityThis extension accompanies various events : (1) a marine transgression, from west to east ; (2) the emplacement of ex-

trusive 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 circula-

tions 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 riftingThe crustal extension that affected the Anti-Atlas started during the late Proterozoic, after the end of the main Panafri-

can 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-

Bull. Soc. géol. Fr., 2003, t. 174, no1, pp. 83-92

Bull. Soc. géol. Fr., 2003, no1

1Laboratoire de Géologie structurale, Faculté des Sciences Semlalia, Marrakech (Maroc).2 Institut universitaire européen de la mer, Université de Bretagne occidentale, Brest.

Manuscrit déposé le 7 mars 2001 ; accepté après révision le 20 septembre 2002.

ped through late Proterozoic and early Cambrian times. It aborted at the end of the early Cambrian. Evidences of a com-

parable 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 do-

maine de l’Anti-Atlas (fig. 1) constitue la transition vers les

zones orogéniques du Maroc septentrional, mobiles au Pha-

nérozoïque. C’est un large bombement atlasique d’orienta-

tion 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 ex-

tension de ses séries paléozoïques y ont permis l’établisse-

ment de coupes stratigraphiques de référence [Destombes et

al., 1985]. De même, les nombreuses concentrations miné-

rales en Cu, Co, Au, Ag, etc., font de cette région une riche

province métallogénique.

A cela s’ajoute le grand développement de séries sédi-

mentaires 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 connais-

sances sur la géologie du Néo-Protérozoïque supérieur-

Cambrien inférieur de l’Anti-Atlas, avant de présenter nos

observations et d’en tirer des conclusions d’ordre structural

et géodynamique.

LE NÉO-PROTÉROZOÏQUE SUPÉRIEURET LE CAMBRIEN INFÉRIEUR DEL’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-

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 méta-

morphiques 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’in-

trusions de granitoïdes éburnéens, à environ 2 Ga. Ces ter-

rains cristallins forment le socle de la série néo-

protérozoïque 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’impor-

tance des calcaires et des quartzites diminue progressive-

ment, 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 lithos-

phère 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].


84 A. SOULAIMANI et al.

FIG. 1. – Schéma géologique de l’Anti-Atlas (cartouche : Maroc).

FIG. 1. – Geological sketch map 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 repré-

sentée par les ophiolites de Bou-Azzer et de Sirwa. Ce dis-

positif 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 char-

rié, vers le sud, sur la marge cratonique [Schermerhorn et

al., 1986 ; Admou, 2000]. L’âge du métamorphisme épizo-

nal 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 chevau-

chantes 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 : [Dey-

noux, 1978]). Dans le Kerdous, les dépôts PII3du bassin

d’Anezi sont contrôlés par des décrochements dextres E-W.

A Bou-Azzer, dans la Série de Tiddiline, peut-être contem-

poraine, Hefferan et al. [1992] décrivent des plis et des che-

vauchements qu’ils attribuent à la phase panafricaine

tardive « B2 » et ils concluent que la sédimentation est en-

core syntectonique, contrôlée par le même régime trans-

pressif que celui qui avait régné lors de la compression

panafricaine majeure.

L’âge de ces séries azoïques, approché par celui des ro-

ches magmatiques associées, est globalement compris entre

685 Ma (âge du paroxysme panafricain) et 618 Ma, considé-

ré comme la base de la série sus-jacente du PIII [Jeannette

et al., 1981]. Dans le Sirwa, le Groupe de Saghro est consi-

déré 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-pana-

fricaine « B2 » [Leblanc et Lancelot, 1980 ; Hassenforder,

1987]. Dans le Kerdous, il est représenté par la « Série de

Tanalt » constituée par une alternance de dépôts continen-


EXTENSION CONTINENTALE AU MAROC 85

FIG. 2. – Colonne lithostratigraphique de l’Anti-Atlas.

FIG. 2. – Lithostratigraphic column of the Anti-Atlas.

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.

(1) Juery et al. [1974] (2) Juery et al. [1975] (3) Clauer (4) Ducrot et Lan-

celot [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].

taux souvent détritiques, et des laves rhyo-ignimbritiques.

Souvent la série, tabulaire, est basculée sous les carbonates

cambriens ; aussi ses épaisseurs préservées sont très varia-

bles, de 0 à plusieurs centaines de mètres.

Dans le Saghro, les faciès fluviatiles et lacustres com-

portent 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 rhyo-

lite 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’interca-

lent 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 géochrono-

logiques 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 pé-

litiques et carbonatées et un ensemble gréseux (Grès termi-

naux) représentent le Cambrien inférieur. Le Cambrien

moyen est représenté par des siltites grauwackeuses (Schis-

tes à Paradoxides), et des grès-quartzites d’El Hank-Tabanit

[Destombes et al., 1985].

NOUVELLES OBSERVATIONS STRUCTURALES ETSÉDIMENTAIRES

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-protérozoï-

ques 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 paléore-

lief 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 mè-

tres. Ces lentilles sont intercalées dans les conglomérats,

parallèlement à leur litage (photo 1). Elles ont été interpré-

tées autrefois comme des écailles insérées tectoniquement

au sein du conglomérat d’Anezi lors de la tectonique tar-

di-panafricaine. A l’affleurement, cependant, aucune struc-

ture 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 hercy-

nienne. Par conséquent, il n’existe pas ici de phase tecto-

nique séparant le Groupe de Saghro des niveaux

sus-jacents. Plutôt que des écailles tectoniques, les lentilles

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 considé-

rations qui seront développées au cours de la discussion.

Dans l’Anti-Atlas central, les structures (plis, bascule-

ment et discordances) qui affectent la Série de Tidiline et

sont souvent attribuées à une compression tardi-panafri-

caine (« Phase B2 » des auteurs) peuvent aussi bien être in-

terprétées comme des structures hercyniennes, concentrées

dans un plan de décollement entre le socle précambrien et la

couverture paléozoïque.

Groupe de OuarzazateSes conglomérats contiennent en général des galets subar-

rondis de diamètre pluricentimétrique qui peuvent cepen-

dant 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 dé-

posés sur des pentes ou au pied de reliefs accentués, les au-

tres, 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 sé-

nestre N110-120oE [Azizi Samir et al., 1990]. Dans le Sir-

wa, sur d’anciennes failles E-W s’enracinent des bassins

également en hémi-grabens et à remplissage volcano-détri-

tiques [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 bas-

culements engendrent la disparition locale du PIII et la dis-

cordance 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 TataDe nombreuses structures synsédimentaires affectent les ni-

veaux 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].



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 se-

quence (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 Adou-

dounian 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).

Calcaires inférieurs des plis et figures de glissements synsé-

dimentaires. Parmi nos observations dans d’autres secteurs

de l’Anti-Atlas, nous ne citons ici que quelques affleure-

ments représentatifs.

A l’est de la boutonnière du Kerdous, non loin du départ

de la route d’Aït Abdallah, des plis décamétriques s’interca-

lent dans des alternances pélitiques et carbonatées bascu-

lées. Le plus remarquable, à plan axial penté de 30oNE,

montre une charnière affectée par des plissottements déci-

métriques (photo 3). Quelques mètres en arrière, son flanc

normal est affecté par des failles décimétriques à effondre-

ment 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 he-

migrabens 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 cou-

ches tabulaires des calcaires inférieurs : 1) des horizons de

brèches synsédimentaires à éléments centimétriques angu-

leux (photo 5) ; 2) des niveaux à plis synsédimentaires déci-

métriques, 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 supé-

rieurs.

Sur l’autre flanc de la boutonnière de Bou Azzer, à en-

viron 40 km de Foum Zguid, des plis pluridécamétriques af-

fectent 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-ja-

cents 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 Cam-

brien inférieur lorsqu’on s’éloigne du centre des futures

boutonnières.

Bilan : le régime extensif au Néo-Protérozoïque supé-rieur-Cambrien inférieur

Cette tectonique extensive conduit à une architecture en zo-

nes hautes et basses. On peut montrer, par les structures

synsédimentaires qui les limitent, que les zones en suréléva-

tion 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].

Il est encore trop tôt pour préciser dans le détail la géo-

métrie 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 parallè-

les 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 mas-

sif de Sirwa, est N-S [Thomas et al., 2000]. La même orien-

tation 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 dé-

but 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 vol-

caniques 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 caracté-

risé à l’échelle de l’Anti-Atlas par un horizon de coulées



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].

basaltiques tholéiitiques et intra-continentales [Soulaïmani,

1998].

On notera, enfin, que ces roches sont l’équivalent effu-

sif 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 vol-

cano-détritique et sédimentaire. Ces minéralisations ont été

attribuées à des épisodes orogéniques divers. Ainsi, dans le

Saghro, les concentrations argentifères d’Imiter étaient rap-

portées 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 considé-

rées, au moins localement, comme contemporaines de l’al-

tération météorique des roches ultrabasiques [Leblanc,

1981]. Les filons cuprifères de Bleida, non loin de Bou

Azzer, enfin, étaient supposés liés à des amas sulfurés pré-

cambriens, 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 N020

oE.

Quatre types de corps filoniens, tous d’extension kilomé-

trique et de puissance métrique, sont parallèles à la folia-

tion :

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 par-

fois des gros cristaux de quartz perpendiculaires aux épon-

tes ; 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 structu-

res synmétamorphiques, avec colmatage par des circula-

tions 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 miné-

rales 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 exten-

sion 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 di-

verses dont la concomitance montre qu’il s’agit d’un épi-

sode 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-Proté-

rozoïque 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 anti-

atlasique, 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 alca-

lins. Enfin, l’arrivée de ces magmas dans les niveaux supé-

rieurs 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.

La direction de l’extension est variable à l’intérieur du

domaine anti-atlasique (fig. 5). Dans l’Anti-Atlas occiden-

tal, 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 orien-

tées E-W dans le massif de Sirwa. A Bou Azzer, l’extension

est réalisée par le jeu de failles normales N070oE en éche-

lon entre des failles transtensives senestres N110oE qui sont

d’anciens chevauchements panafricains. La combinaison de

ces différents types de structures conduit à l’échelle régio-

nale à une direction d’extension maximale horizontale

NW-SE.

Signification géodynamique

Les premières manifestations de la tectonique extensive dé-

butent 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 sédimen-

taire 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 géodyna-

mique 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 pre-

mière hypothèse insiste sur la nature collisionnelle de la

chaîne panafricaine et la contemporanéité de la compres-

sion orogénique et de la sédimentation du Néo-Protéro-

zoïque supérieur dont la plupart, sinon toutes les séquences

volcaniques et sédimentaires seraient tardi-panafricaines ;

le groupe du Saghro correspondrait à une séquence syntec-

tonique déposée dans un contexte d’arrière-arc [Ennih et

Liégeois, 2001 ; Gresse et al., 2000]. La « phase B2 » mar-

querait la fin de la collision elle-même [Leblanc et Lance-

lot, 1980]. Ensuite, le Groupe du Ouarzazate, déposé dans

un bassin d’avant-pays en avant du front orogénique, réali-

serait l’aplanissement des reliefs panafricains [Hassenfor-

der, 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 permet-

tent de proposer une seconde hypothèse qui place l’exten-

sion 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-Ouar-

zazate s’effectuent dans un système en horsts et grabens et

ils ne montrent aucun contrôle par des contraintes compres-

sives. 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 re-

liefs 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 pen-

tes nouvellement créées et soumises à l’érosion. Ainsi,

l’extension crustale, plutôt qu’un phénomène tardi- panafri-

cain, 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

socle des différentes boutonnières (tabl. I) sont contempo-

rains des groupes de Saghro et de Ouarzazate, et donc de

l’activité extensive décrite dans la couverture néo-protéro-

zoïque (Soulaimani et al. [2002] et travaux en cours).

L’extension crustale ailleurs au Maroc

Dans le Haut Atlas, les terrains du Protérozoïque terminal-

Cambrien inférieur du bloc ancien montrent de grandes va-

riations 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 dé-

calé vers l’est par une faille de transfert située sur l’empla-

cement de la faille du Tizi n’Test. Le Cambrien inférieur est

trop peu représenté à l’affleurement pour qu’on puisse s’as-

surer 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, Mon-

tagne 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 armori-

cain 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’an-

ciens accidents panafricains : NW-SE dans l’Ougarta [Re-

michi 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].

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

fossés qui en résultent et pour donner leur arrière-plan géo-

dynamique. On remarquera qu’ils témoignent du même épi-

sode extensif que celui par lequel les blocs crustaux qui

formeront les microplaques, ou « terranes » d’Avalon, ac-

tuellement accrétés au continent nord-américain, se sont sé-

parés du Gondwana.

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L'extension continentale au Néo-Protérozoïque supérieur-Cambrien inférieur dans l'Anti-Atlas (Maroc) The Upper Neoproterozoic-Lower Cambrian continental extension in the Anti-Atlas

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