Licence des Sciences de la Terre et de lUnivers

Module M 14

Gologie du Maroc

1re partie (cours de Ch. HOEPFFNER) Le domaine saharien (Sahara et Anti-Atlas)

Le domaine mstien (Meseta)

Avertissement

Le texte qui suit est destin aux tudiants qui suivent le module M14. Il doit leur permettre de complter leurs notes. Il ne remplace videmment pas la prsence au cours. En particulier, les planches de figures ne sont pas reproduites, ni commentes ici.

Lectures conseilles :

Piqu A., Soulaimani A., Hoepffner C., Bouabdelli M., Laville E., Amrhar M., Chalouan A. Gologie du Maroc (nouvelle dition). Editions GEODE, Marrakech, 2007, 287 p.

Piqu A. : Gologie du Maroc. Editions PUMAG, Marrakech, 1994. 284 p.

Andr Michard : Elments de gologie marocaine. Notes et Mmoires du Service Gologique du Maroc, n 252, 1976. 408 p.

Sites Web

Ces sites ne concernent pas directement la gologie du Maroc. Ils sont intressants pour rafrachir et prciser des notions de gologie gnrale et de godynamique des chanes de montagnes du Prcambrien lActuel.

http://www.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/s1/ch.montagnes.html http://www.scotese.com/earth.htm http://www.ig.uit.no/webgeology/ http://objectif-terre.unil.ch/ http://www.cnrs.fr/cw/dossiers/dosgeol/

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Introduction

La gologie rgionale.

Etude gologique de rgions naturelles faisant partie dun pays ou dun ensemble de pays. Son objectif est de reconstituer lhistoire gologique de ces rgions depuis les priodes les plus anciennes jusqu lpoque actuelle. La gologie rgionale est une discipline synthtique qui utilise toutes les spcialits de la gologie fondamentale : La stratigraphie et la gochronologie sont importantes pour laspect historique, pour situer des vnements dans le temps. La sdimentologie permet de reconstituer les milieux de dpts des roches sdimentaires. Milieux continentaux et marins. Marges continentales passives ou actives, bassins ocaniques ou intracontinentaux, etc La ptrologie magmatique et mtamorphique et la gochimie fournissent des informations sur la gense des magmas, sur les conditions P-T-t du mtamorphisme.et sont doc importantes pour le cadre godynamique (stades de divergence et convergence, contextes de subduction, de collision, etc) La tectonique permet de comprendre la disposition des structures gologiques et de reconstituer leur cinmatique.

La gologie rgionale fait partie du bagage de connaissances gnrales que tout gologue doit avoir ; elle fournit le cadre indispensable aux tudes ou travaux spcialiss ou appliqus.

La gologie du Maroc

Lexamen de la carte structurale du NW de lAfrique permet situer le Maroc o apparaissent 4 grandes rgions qui sont en fait aussi des domaines structuraux.

Planche 1

Le Rif. Cest une chane de montagne rcente, forme au Tertiaire. Elle fait partie des chanes alpines qui rsultent de la collision Afrique-Eurasie et plus prcisment la chane rifo-tellienne dAfrique du Nord. Cette chane est constitue dunits allochtones charries sur la marge de la plaque Afrique.

Les Atlas : Moyen Atlas et Haut Atlas. Font partie de la chane atlasique, forme au Tertiaire. Cest une chane intracontinentale, situe dans le continent africain. Elle stend du Maroc la Tunisie et constitue lavant-pays dform de la chane rifo-tellienne. Les sdiments mso-cnozoques, autochtones, sont faills et plisss.

La Meseta : rgions de plaines, plateaux, collines. Terrains mso-cnozoques tabulaires constituent la couverture dun socle palozoque pliss, mtamorphis, granitis pendant la formation de la chane hercynienne. Ce socle hercynien apparat dans des boutonnires . On distingue la Meseta occidentale et la Meseta orientale spares par le Moyen Atlas.

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Le Sud marocain. Cest le domaine saharien dont la limite correspond la Faille Sud Atlasique. On distingue lAnti Atlas, rgion montagneuse au sud du Haut Atlas rsultant dun vaste plissement anticlinal rcent et, au-del, le Sahara proprement dit, rgion de vastes plaines et plateaux dsertiques. Ce domaine est caractris par un socle prcambrien (Archen et Protrozoque) dform par les orogenses burnenne et panafricaine et recouvert par une couverture palozoque faiblement dforme pendant lorogense hercynienne. La couverture mso-cnozoque, peu paisse, est tabulaire (hamadas).

Tous ces domaines sont caractriss par la prsence de chanes de montagnes, les chanes rcentes du cycle alpin et les chanes anciennes, rodes, du cycle hercynien et des cycles prcambriens. Il est donc important de connatre les diffrentes tapes de la godynamique des chanes de montagnes.

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LE DOMAINE SAHARIEN

Plissement disharmonique des calcaires du Cambrien de lAnti-Atlas, rgion dIgherm. (photo M. Burkhard)

Ce domaine est situ gographiquement au sud de la chane du Haut Atlas. Dun point de vue gologique il fait partie du craton ouest africain et ses marges. On y observe surtout des terrains anciens : un socle prcambrien et une couverture palozoque.

I- LE SOCLE PRECAMBRIEN

Le Prcambrien affleure dans 3 rgions (planche 1):

Au sud, la dorsale RGuibat ou Bouclier RGuibat , est une vaste boutonnire de terrains prcambriens recouverts en discordance par des sdiments de plate-forme dtritique et carbonate sub horizontaux dge noprotrozoque palozoque.qui correspondent au remplissage des bassins de Taoudni et Tindouf.

Au nord, lAnti-Atlas est une rgion montagneuse entre Ifni et Erfoud o le socle prcambrien affleure dans des petites boutonnires sous une couverture du Noprotrozoque terminal et du Palozoque.

A louest, la rgion des Ouled Delim (Adrar Souttouf) et du Zemmour correspond la partie nord de la chane des Mauritanides. Des units allochtones de terrains prcambriens ont t charris pendant lorogense hercynienne sur le craton et sa couverture palozoque.

A- Le Prcambrien de la Dorsale RGuibat (planche 2A).

1) LArchen (3.6-2.5 Ga)

Les terrains archens affleurent dans la partie ouest de la Dorsale. Ce sont des ceintures de roches vertes , structures synformes constitues de roches mtamorphiques : gneiss, quartzites ferrugineux, marbres drivant de roches sdimentaires, mtagabbros et amphibolites drivant de roches volcaniques. La dformation est de forte intensit avec des plis isoclinaux et un mtamorphisme de moyen fort degr, la foliation est oriente NW-SE N-S. Des migmatites et des granites se mettent en place vers 3.10 Ga.

2) Le Paloprotrozoque (2.5-1.6 Ga)

Les terrains paloprotrozoques sont situs dans la partie Est de la dorsale. Ce sont des dpts dtritiques (quartzites ferrugineux), volcano-dtritiques et volcaniques. Leur dformation est associe un mtamorphisme de faible moyen degr dat de 2 Ga. Des intrusions de granites calco-alcalins et alcalins sont dates de 1.9 1.7 Ga. Ces vnements correspondent lorogense burnenne. Ces terrains paloprotrozoques sont charris vers le SW sur le socle archen.

Par la suite, ce socle prcambrien (Archen + Eburnen) va rester stable (cest le craton Ouest-africain); sa couverture sdimentaire noprotrozoque et palozoque nest pas, ou trs peu dforme (bassins de Tindouf et Taoudni).

B- Le Prcambrien de lAnti-Atlas

LAnti-Atlas stend depuis lembouchure de loued Draa jusquau Tafilalet. Cest une vaste structure anticlinale oriente WSW-ENE. Le Prcambrien affleure dans des boutonnires sous la couverture discordante du Palozoque. Douest en est on distingue les boutonnires de Bas-Draa, Ifni, Kerdous, Igherm, Zenaga, Siroua, Bou-Azzer, Saghro et Ougnat (planche 2B). Il ny a pas dArchen dans lAnti-Atlas, les terrains prcambriens les plus anciens sont du Paloprotrozoque.

1) Le Paloprotrozoque (ou P I, 2,5-1,6 Ga) et le cycle burnen.

Les terrains paloprotrozoques ne sont connus quau sud de lAccident Majeur de lAnti-Atlas (AMAA, de direction WNW-ESE, traverse les boutonnires de Siroua, Zenaga et Bou Azzer ; voir planche 2B). Ce sont des roches mtamorphiques de moyen fort degr : schistes, mtagrauwackes, micaschistes, gneiss, amphibolites structurs par une foliation tectono-mtamorphique. Ces formations dates denviron 2,1 Ga sont recoupes par des granites dont lge isotopique est compris entre 2 et 2,06 Ga et par des roches basiques (mta-dolrites) dont lge est de 2 1,7 Ga. Ces ges correspondent lorogense burnenne. Ces terrains constituent le socle le plus ancien de lAnti-Atlas. (Voir les coupes du Kerdous, planche 3)

2) Le Noprotrozoque (1000-540 Ma) et le cycle panafricain.

Il faut noter que le Protrozoque moyen est totalement inconnu, aucun vnement gologique nest enregistr dans le craton Ouest Africain entre 1,6 et 1 Ga.

Le Noprotrozoque infrieur (1000-650 Ma) : Supergroupe de lAnti-Atlas (Cryognien)

Le Noprotrozoque infrieur (encore souvent appel P II dans la littrature gologique marocaine) constitue la couverture du socle burnen. Cest la priode prorognique du cycle panafricain, elle correspond la fracturation de la bordure du craton Ouest Africain (stade de rifting).

Le Groupe de Lkest-Taghdoute. Au SW de lAMAA, le P II est reprsent par des dpts sdimentaires de quartzites (2000-3000 m), de schistes et de calcaires qui correspondent un milieu de plate forme picontinentale subsidente tablie la marge du craton ouest-africain (marge passive). La distension est marque par la mise en place de sills et de dykes de dolrites et de gabbros de composition tholitique. Leur ge isotopique est de 787 Ma (planche 3).

Le Groupe de Bou Azzer. Au niveau de lAMAA, dans le Siroua et Bou Azzer, le P II est constitu par des schistes noirs, des coules volcaniques et de puissants complexes ophiolitiques (4000-5000 m). Ces terrains correspondent une crote ocanique, donc un domaine ocanique situ au nord de la plate forme. Lge de lophiolite est de 780 Ma, obtenu sur des filons basiques et leur encaissant mtamorphique.

Des formations volcaniques et volcano-sdimentaires sont associes des arcs volcaniques, ils indiquent des phnomnes de subduction intra-ocanique durant le P II marquant le dbut de la convergence panafricaine. Lge du magmatisme darc est de 750 Ma. (planche 4A, godynamique de la chane panafricaine)

Le Groupe du Saghro. Au NE de lAMAA, dans le Saghro, affleurent des dpts dtritiques et volcano-dtritiques et des turbidites. Lge de ces formations est discutable. Certains auteurs les attribuent au PII, elles se seraient dposes sur la marge dun continent situ quelque part au nord de lAnti Atlas. Le contexte godynamique est mal connu (marge active ou passive ?). Pour dautres auteurs elles seraient plus rcentes et correspondraient aux formations tardi-orogniques PII-III.

Le modle godynamique de cette priode est donc celle dun ocan situ entre deux continents : la craton ouest africain au sud et un craton au nord (planche 4A b & c)..

Lorogense panafricaine

Les terrains P II et leur socle P I sont dforms par lorogense panafricaine qui rsulte de la convergence entre le craton ouest-africain et le continent Nord. Locan se referme par subduction puis collision, le sens du pendage du plan de subduction (vers le Nord ou vers le Sud) tant un sujet de discussion (planche 4A b & c).

Au SW dans le Kerdous, les sdiments dposs sur la plate-forme sont dforms en plis E-W dverss vers le Nord associs des zones de cisaillement crustales pendage sud, chevauchantes vers le Nord (planche 3).

Au Nord, dans le Siroua et Bou Azzer, la collision entre les arcs insulaires volcaniques et le craton Ouest Africain conduit la fermeture de locan avec obduction de la crote ocanique sur la marge du craton. Un mtamorphisme HP-BT (schistes bleus) indique lenfouissement des sries pendant la subduction. La dformation est importante avec des plis et des chevauchements dverss vers le sud et le SW et un mtamorphisme de moyen faible degr (schistes verts), elle diminue dintensit du Nord vers le Sud. Les terrains sont finalement disposs en units tectoniques spares par des plans de chevauchement pendage vers le Nord (cailles ou imbrications). Des massifs de granites et de granodiorites se mettent en place pendant et aprs lorogense (planche 4A). Lge de ces vnements panafricains (1re phase) est connu par les datations isotopiques du mtamorphisme syntectonique (680 Ma) et des granites (660 Ma).

LAMAA correspondrait la zone de suture panafricaine. Il sagit en fait dun alignement dophiolites allochtones ; pour certains auteurs, la suture entre les deux continents serait situe plus au Nord, au niveau de lactuelle Faille Sud Atlasique.

Lorogense panafricaine affecte lensemble du pourtour du craton ouest-africain. Le craton lui-mme est rest stable, ainsi au sud de la Dorsale RGuibat le Noprotrozoque infrieur du Bassin de Taoudni nest pas dform.

Le Noproterozoique suprieur (650-540 Ma) : Supergroupe dOuarzazate (Ediacarien)

Le Noprotrozoque suprieur repose en discordance sur le socle panafricain ou burnen. Ce sont des sries dtritiques et volcano-dtritiques, continentales, qui proviennent de la destruction, par rosion, des reliefs de la chane panafricaine. Lactivit magmatique est toujours importante avec des laves acides et intermdiaires : rhyolites, ignimbrites, andsites, complexes volcano-sdimentaires. On distingue :

Le P II-III (srie de Tidiline-Anezi). Ce sont les premiers dpts dtritiques, continentaux, discordants sur les structures panafricaines (voir les coupes du Kerdous, planche 3). Ils sont associs des phnomnes volcaniques et hypovolcaniques acides et intermdiaires. Les facis indiquent un environnement glaciaire. Ces dpts sont dforms, lors de la 2me phase tectonique panafricaine (le contexte de cette phase est discut : compression ou extension tardi-orognique ?). Lge est mal connu, compris entre 660 Ma (granites panafricains) et 600 Ma (dpt du P III).

Le P III (srie dOuarzazate). Ces terrains sont en discordance sur le P II-III, le P II et le P I (voir les coupes du Kerdous, planche 3). Ce sont des dpts dtritiques continentaux (fluviatiles, lacustres) et volcanodtritiques. Le magmatisme est trs important avec des roches volcaniques intermdiaires et acides : andsites, rhyolites, ignimbrites, quelques basaltes. Le chimisme est calco-alcalin devenant hyper potassique vers le sommet de la srie. Dans le socle se mettent en place des massifs de granitodes. Les dpts du P III reprsentent probablement la continuit du P II-III dans un contexte godynamique extensif, tardi-orognique, avec une tectonique en blocs basculs. Cet pisode tardi-panafricain correspond la destruction et la pnplnation de la chane. Lage du P III est dtermin par les datations des roches volcaniques 618 Ma et des derniers granites intrusifs 576 et 549 Ma.

II- LA COUVERTURE PALEOZOQUE

A- La srie sdimentaire (voir log de la planche 4B)

La srie palozoque reprsente la couverture du socle prcambrien. Le passage Protrozoque-Palozoque correspond une transgression marine. Les premiers dpts sont en faible discordance cartographique sur le Noprotrozoque terminal (P III). Dune manire gnrale, le Palozoque du domaine saharien se dpose dans un environnement de plate-forme marine peu profonde situe la marge Nord du craton ouest-africain. Le contexte godynamique est celui dune marge passive en extension. Dans lAnti-Atlas lpaisseur totale de la srie palozoque dpasse les 10 000 m.

1) Le Cambrien (540-500 Ma)

Dans lAnti-Atlas le Cambrien dbute par lAdoudounien qui comprend les Calcaires infrieurs, la Srie lie de vin et les Calcaires suprieurs. LAdoudounien a longtemps t considr comme azoque et rang dans lEocambrien ou Infracambrien. La dcouverte rcente de fossiles dans les calcaires suprieurs et infrieurs permet de montrer quil sagit dj du Cambrien infrieur. De plus, des intrusions de synites dans les calcaires infrieurs de la rgion de Bou Azzer sont dats 534 Ma confirmant lge cambrien (log, planche 4B). Au-dessus de lAdoudounien vient la srie schisto-calcaire et les grs terminaux qui marquent la fin du Cambrien infrieur. Le Cambrien moyen est reprsent par des argilites et des plites (Schistes des Feijas internes) et se termine par les Grs du Tabanit. Le contexte extensif est indiqu par la mise en place de basaltes de type tholeitique et calco-alcalin.

2) LOrdovicien (500-435 Ma)

LOrdovicien est essentiellement reprsent par des dpts dtritiques. A lOrdovicien infrieur ce sont les Schistes des Feijas externes avec des argilites et des plites qui affleurent dans les dpressions. A lOrdovicien suprieur, les sdiments deviennent plus grossiers avec les grs et les quartzites du 1er et 2me Bani qui forment les crtes allonges du Jbel Bani (planche 2B). Dans la formation du 2me Bani il y a des argiles microconglomratiques et des tillites, ces facis indiquent un environnement priglaciaire. La fin de lOrdovicien concide avec une glaciation, le ple sud tait situ dans la rgion du Niger, la plate-forme marine de lAnti-Atlas se situait donc en bordure de linlandsis install sur le craton Ouest-Africain.

3) Le Silurien (435-410 Ma)

Le Silurien de lAnti Atlas affleure essentiellement dans la dpression des plaines de loued Draa. Il est marqu par un changement brutal de facis : sur les grs de lOrdovicien suprieur reposent des argilites noires Graptolites (principale roche-mre des gisements de ptrole et de gaz du Sahara), des niveaux de carbonates apparaissent progressivement dans le haut de la srie. Le Silurien correspond une priode de transgression glacio-eustatique lie la fonte de linlandsis.

4) Le Dvonien (410-355 Ma)

Le Dvonien succde au Silurien. Dun point de vue structural, la plate-forme marine relativement stable pendant lOrdovicien et le Silurien, subit au Dvonien une extension avec un dcoupage en horst-graben (rides et bassins) surtout actif dans lAnti-Atlas oriental. Sur les rides se dposent des sries calcaires avec des rcifs, dans les bassins des sries argilo-grseuses paisses. Dans lAnti-Atlas occidental (plaines du Draa), le dvonien est dabord argileux avec des niveaux de calcaires minces, puis lpaisseur des bancs calcaires augmente et des dpts grseux apparaissent. Ces niveaux de grs et de calcaires plisss pendant lorogense hercynienne forment des crtes allonges (Jbel Rich) qui ressortent en relief au milieu des plaines du Draa. A la fin du Dvonien, des mouvements tectoniques de faible intensit entranent lmersion du Nord et de lEst de lAnti Atlas.

Les grs de Tazout dats du Strunien (limite Dvonien-Carbonifre) sont transgressifs.

5) Le Carbonifre (355-295 Ma)

Sur les grs de Tazout, le Carbonifre infrieur dbute par des argilites qui forment la plaine de Betana, puis viennent les grs et les calcaires du Visen suprieur et du Namurien qui forment la crte du Jbel Ouarkziz (planche 2B). Au Carbonifre suprieur la sdimentation devient progressivement continentale avec des dpts dargiles et de grs rouges. La rgression de la mer vers lEst est lie lmersion de lAnti Atlas et de la Meseta pendant lorogense hercynienne.

B- Les dformations hercyniennes

LAnti-Atlas enregistre des dformations hercyniennes. Celles-ci correspondent des plis kilomtriques de direction NNE-SSW dans lAnti-Atlas occidental, E-W dans lAnti-Atlas central et oriental et NW-SE dans la chane de lOugarta en Algrie (planche 2B).. Le raccourcissement reste modr, la schistosit de type fracture est rarement exprime, le mtamorphisme est nul ou de faible intensit. Il ny a pas de magmatisme associ, en particulier pas dintrusion de granites. Le socle prcambrien se raccourcit par le jeu de failles inverses dchelle crustale, chevauchantes vers le Sud et parfois vers le Nord (planche 5).. La couverture palozoque reste solidaire du socle (pas de dcollement majeur entre socle et couverture). La prsence de niveaux argileux et plitiques trs incomptents (Cambrien moyen et Silurien) et de niveaux comptents de grs et de calcaires (Ordovicien du Bani et Dvonien des Rich) dpaisseur variable va dterminer un plissement disharmonique et un amortissement des failles crustales notamment dans les argiles cambriennes (planche 5).. Par tous ces caractres, la chane de lAnti-Atlas appartient un niveau structural suprieur ou moyen. Elle fait partie des zones les plus externes de la chane hercynienne. Par rapport au domaine de la Meseta o lorogense hercynienne est de forte intensit, lAnti-Atlas serait en position davant-pays mridional et correspondrait donc la dformation de la marge passive du craton ouest africain. Cependant les relations structurales entre la Meseta et lAnti-Atlas ne sont pas claires car le contact entre les deux domaines est en partie cach par la chane tertiaire du Haut-Atlas. Il est aussi possible que ce soit une chane intracratonique forme sur le craton. Vers le SSW, lAnti-Atlas se prolonge par les plis et les chevauchements vers lEst de la chane du Zemmour (planches 1 & 2). Dans cette rgion, les terrains palozoques dforms reprsentent trs clairement lavant-pays autochtone sur lequel repose les nappes de charriage de la chane des Mauritanides reprsente par le massif allochtone des Ouled Delim ou de lAdrar Souttouf (planche 2A). La mise en place de ces nappes est un vnement hercynien (dat par le mtamorphisme syntectonique 330-310 Ma) bien que le matriel allochtone soit essentiellement du Prcambrien (surtout Panafricain). Il faut aussi noter dans ce matriel allochtone la prsence dclogites indiquant un mtamorphisme HP BT hercynien (dat 330 Ma) affectant des gabbros noprotrozoques (dats 595 Ma). Ce qui montre que les Mauritanides sont diffrentes de la Meseta.

III- LA COUVERTURE MESO-CENOZOQUE

Il faut distinguer pendant cette priode le domaine de lAnti Atlas et du craton Ouest Africain (la plate-forme continentale) et le domaine des Bassins Ctiers (la marge passive atlantique).

1) La plate-forme

Le Msozoque et le cnozoque sont reprsents par des dpts de plate-forme picontinentale, minces et tabulaires. Ils constituent les Hamadas (Hamada du Guir, du Draa, de Tindouf : planches 2B & 6a). Il ny a pas de dpts pendant le Trias et le Jurassique. Des sills et des dykes de dolrites se mettent en place. Dats de 140 Ma ils sont les marqueurs de la distension continentale pendant louverture de locan atlantique. La coupe de la Hamada du Guir (planche 6a) montre de bas en haut : Le Crtac infrieur, dpts continentaux rouges de sables et dargiles, cest le Continental Intercalaire . Le Crtac suprieur, dpts marins, calcaires du Cnomano-Turonien, formant la Hamada infrieure, puis marnes et gypses. Le Nogne, dpts fluvio-lacustres, grseux, formant la Hamada moyenne. Le Pliocne, calcaires blancs, lacustres, formant la Hamada suprieure.

2) Le Bassin ctier de Tarfaya-Laayoune

Ce domaine est recouvert par des dpts quaternaires, sa structure gologique est surtout connue par les sondages et les profils sismiques raliss pour la prospection ptrolire. (planche 6 b) On trouve une srie msozoque caractristique de la marge passive de locan atlantique. Le Trias avec les argiles rouges gypses et les basaltes dolritiques Le Jurassique, marin, avec les calcaires et les marno-calcaires. Lextension conduit ensuite un basculement des couches, une mersion et le dpt des sries continentales du Crtac infrieur comme sur la plate-forme. La mer revient ensuite avec une srie marine littorale du Crtac suprieur au Nogne.

LE DOMAINE MESETIEN

Paysage de la Meseta : la couverture msozoque (marnes et calcaires du Crtac suprieur) horizontale, en discordance angulaire sur le socle hercynien (micaschistes grenats et amphibolites). Bordure sud du massif des Rehamna.

Dun point de vue gographique, la Meseta marocaine correspond, sensu stricto, aux plaines et plateaux atlantiques, mais on peut y adjoindre les Hauts Plateaux du Maroc oriental qui se prolongent en Algrie par la Meseta oranaise. Du point de vue gologique, lensemble constitue le domaine mstien qui se divise en Meseta occidentale et Meseta orientale (planche 1).

Le domaine mstien est caractris par un socle palozoque dform par lorogense hercynienne ou varisque et une couverture mso-cnozoque reste quasi horizontale.

Le socle apparat dans des boutonnires (planche 7): massif hercynien central (ou Maroc central), Rehamna, Jebilet, Midelt, Debdou, Mekkam, Jerada, Beni Snassne. La couverture correspond aux plaines et plateaux : Chaoua, Doukkala, Plateaux des Phosphates, des Ganntour, Bahira, Hauts Plateaux.

I- LE SOCLE PALEOZOQUE

Dans la Meseta, le soubassement de la srie palozoque est reprsent par quelques affleurements de terrains prcambriens (El Jadida, SE du Massif hercynien central, Rehamna, Tiflet). Ce sont des laves acides intermdiaires (rhyolites, andsites) et des massifs de granites. Les analogies de facis et les datations isotopiques : 593 Ma pour des orthogneiss des Rehamna centraux et 605Ma pour le granite de Tiflet, permettent de rattacher ces formations au Noprotrozoque terminal (P III, srie dOuarzazate).

La srie Palozoque de la Meseta est quasi complte depuis le Cambrien jusquau Permien (voir log, planche 8).

1) Le Cambrien (540-500 Ma).

Le Cambrien infrieur. dbute par une sdimentation carbonate avec des calcaires et des dolomies, ensuite au Cambrien moyen, les dpts sont dtritiques avec des schistes et des grauwackes. Les variations dpaisseur importantes du Cb moyen (1000 6000 m) indiquent lexistence dun rift ou graben dans la Meseta occidentale. Ce contexte distensif est aussi argument par la prsence dun magmatisme basique de type alcalin intraplaque (basaltes, dolrites). Des dpts grseux marquent le stade post-rift.

2) LOrdovicien (500-435 Ma)

Aprs une lacune (Cambrien suprieur-Ordovicien infrieur.), lOrdovicien est transgressif avec des dpts dtritiques fins (argilites, plites), puis grossiers (grs et quartzites) lOrdovicien suprieur avec en particulier des facis dargiles microconglomratiques qui sont des tmoins de la glaciation fini-ordovicienne. Lenvironnement est de type plate-forme marine peu profonde et peu subsidente. La rgion situe entre Rabat et Tiflet se diffrencie du reste de la Meseta par la prsence de coules et de filons de basaltes intercals dans les plites de lOrdovicien infrieur.

3) Le Silurien (435-410 Ma)

Le Silurien est une priode de transgression, relie la fonte des glaciers (transgression glacio-eustatique). Les dpts sont minces et de facis trs homognes : argilites noires Graptolites, phtanites. Des carbonates apparaissent au Silurien sup.

Du Cambrien au Silurien, le Palozoque de la Meseta prsente des analogies avec celui de lAnti-Atlas. On retrouve le mme contexte de plate-forme marine picontinentale plus ou moins subsidente. Ces deux domaines faisaient partie de la marge du Craton Ouest-Africain.

Cette marge porte la trace de mouvements tectoniques que lon peut rattacher lorogense caldonienne s.l. Cette orogense correspond la fermeture de lOcan Iapetus qui sparait dune part Laurentia et Baltica et dautre part Laurentia et Avalonia, Avalonia tant un microcontinent dtach du Gondwana. Les collisions entre ces diffrents continents se sont droules entre lOrdovicien (phase taconique) et le Dvonien (phase acadienne). Dans les reconstitutions palogodynamiques classiques, lAfrique du Nord est situe en dehors des chanes caldoniennes. Il existe cependant au Maroc des indices de cette orogense.

Dans la rgion de Rabat et Tiflet, une lacune de lOrdovicien suprieur et du Silurien infrieur tmoigne dune mersion contemporaine de mouvements caldoniens. Des microconglomrats, des grs et des calcaires du Silurien suprieur sont discordants sur le granite prcambrien de Tiflet (planche 8).

4) Le Dvonien (410-355 Ma)

Dvonien infrieur et moyen : plate-formes et bassins

Le Dvonien est concordant avec le Silurien, avec au dbut du Dvonien inf. le mme facis dargilites noires Graptolites.

Dans la Meseta occidentale, le Dvonien infrieur et moyen est caractris par le dveloppement de facis carbonats (rcifs). La Meseta occidentale correspondait une vaste plate-forme marine carbonate. Cependant vers louest, dans la Meseta ctire, et vers le Nord depuis Tiflet jusqu Immouzzer du Kandar, le Dvonien infrieur et moyen est parfois reprsent par des conglomrats et des grs rouges continentaux, discordants jusque sur le Cambrien. Ce facis Vieux Grs Rouges traduit lexistence de mouvements tectoniques de la fin de lorogense caldonienne (phase acadienne).

Dans la Meseta orientale, la mme poque, se dveloppent au contraire des facis dtritiques plagiques : alternances de grs et plites, turbidites. Il ny a pas de carbonates. La Meseta orientale correspondait un domaine de bassin. (planche 8).

Dvonien suprieur : la phase tectonique ovarisque

Le Dvonien suprieur correspond au dbut de lorogense hercynienne avec les premiers pisodes de dformation. Cest la phase ovarisque (ou ohercynienne).

Dans la Meseta orientale et lEst du Maroc central. La phase ovarisque donne des plis couchs, synschisteux daxes submridiens. La schistosit de fracture ou de flux est subhorizontale, le mtamorphisme de faible degr (schistes verts). Lge isotopique des cristallisations mtamorphiques est de 370-360 Ma (fin du Dvonien suprieur). Les structures sont dverses vers lOuest. La consquence de ces dformations est lmersion de la Meseta orientale partir du Dvonien suprieur, la mer ne reviendra quau Carbonifre avec la transgression du Visen suprieur discordant sur les structures ovarisques (voir planche 6 et coupe, planche 9, la rgion Zaan).

Dans la Meseta occidentale. Des mouvements tectoniques surtout extensifs conduisent une organisation de la palogographie en rides et bassins. Sur les rides et les hauts-fonds, le Dvonien suprieur a un facis de calcaires rcifaux ou calcaires noduleux. En bordure des rides apparaissent des facis de conglomrats et de formations chaotiques (olistostromes). Ces dpts dtritiques sont syntectoniques, associs au jeu des failles bordires des bassins. Dans les bassins, on observe des dpts de turbidites plus distales (voir coupe, planche 9, le bassin de Sidi Bettache). Le contexte godynamique de ces bassins nest pas dfini avec certitude. Il sagit probablement dun rgime transtensif combinant la compression et lextension (bassins de type pull-apart , sur dcrochements).

Au nord de Rabat, le Bloc des Sehoul est constitue par des terrains du Cambrien, dabord dforms par des plis synschisteux, couchs ou dverss vers le Sud avec un mtamorphisme rgional de type schistes verts (schistes, phyllades, quartzophyllades) puis recoups par des granites intrusifs dats 367 Ma (Dvonien suprieur) qui provoquent un mtamorphisme thermique. Cette zone est donc le tmoin dvnements tectonomtamorphiques et magmatiques rattacher au dbut du cycle hercynien. Cest la phase ovarisque du Dvonien suprieur. Elle est date par la mise en place des granites (367 Ma). Le Bloc des Sehoul est en contact tectonique avec la zone de Rabat Tiflet non-mtamorphique, situe au NW de la Meseta (planche 7). Ce contact est important il correspond au rapprochement la fin de la phase ovarisque des deux ensembles (Meseta et Zone des Sehoul) initialement loigns lun de lautre. A Tiflet, des conglomrats du Visen contiennent des blocs et galets de granites et de roches mtamorphiques ce qui atteste de la prsence du Bloc des Sehoul et de son rosion.

Remarque : jusquen 2009, le plissement ; le mtamorphisme et les intrusions de granites taient considrs comme des vnements caldoniens daprs les ges isotopiques 450Ma (roches mtamorphiques) et 430 Ma (granites). Les nouvelles datations obtenues par des techniques plus modernes (U/Pb sur zircons) obligent abandonner cette interprtation

5) Le Carbonifre (355-295 Ma)

Les bassins carbonifres

La Meseta occidentale. Dans les bassins, les dpts carbonifres sont continus et gnralement concordants avec le Dvonien. Sur les rides, la tendance lmersion est responsable de lacunes du Tournaisien et du Visen infrieur. Le Visen suprieur correspond une priode de grande transgression : proximit des rides et sur les hauts-fonds se dposent des calcaires rcifaux, dans les bassins saccumulent des paisses sries grso-plitiques souvent turbiditiques. La sdimentation marine, essentiellement dtritique, dure jusquau Westphalien infrieur. Lactivit magmatique est intense au Visen suprieur et au Namurien avec la mise en place de laves et dintrusions basiques: basaltes, dolrites, gabbros. Leur nature alcaline transitionnelle tholitique indique clairement un contexte distensif. Ces bassins carbonifres de la Meseta occidentale se situent sur une crote continentale amincie, sans atteindre le stade de formation dune crote ocanique. A partir du Westphalien suprieur-Stphanien infrieur la compression hercynienne conduit la formation de la chane hercynienne et donc lmersion du domaine de la Meseta. La sdimentation devient continentale : des conglomrats et des grs rouges reposent en discordance angulaire sur les terrains plus anciens.

La Meseta orientale. Ce domaine est merg depuis la fin du Dvonien suprieur. La transgression dbute avec les dpts discordants du Visen suprieur : conglomrats et calcaires suivis par dpaisses sries volcano-dtritiques reprsentes, jusquau Namurien infrieur par des volcanoclastites des laves intermdiaires et acides : andsites, dacites, rhyolites et ignimbrites ; ce volcanisme sont associes des intrusions de massifs granitiques et granodioritiques dats de 330 Ma. La gochimie de ces magmas indique une tendance calco-alcaline et donc une mise en place dans un contexte compressif. La Meseta orientale correspondrait cette poque un arc magmatique, difi sur une crote continentale paissie pendant la compression ovarisque. La mer se retire ensuite progressivement vers lEst durant le Westphalien qui est reprsent dans la rgion de Jerada par des sdiments marins puis continentaux dposs dans des plaines deltaques, des lacs et des marcages. Cest cette poque que se forment les gisements de charbon de la rgion.

Les dformations hercyniennes (ou varisques)

Lorogense hercynienne se droule pendant le Carbonifre. On a lhabitude de la subdiviser en plusieurs pisodes ou phases qui reprsentent plutt des paroxysmes de dformation dans un processus de raccourcissement continu.

La phase intravisenne.

Cette phase de dformation est contemporaine de la sdimentation dans les bassins carbonifres de la Meseta occidentale. Les dformations compressives sont observes essentiellement la bordure Est de ces bassins carbonifres, dans les rgions situes entre Azrou et Khnifra et dans les Jbilete orientales. Dans ces secteurs, les terrains palozoques constituant le substratum ant-carbonifre des

bassins enregistrent des plis synschisteux NNE-SSW dverss vers louest, un mtamorphisme de faible degr (schistes verts) dat 330 Ma (Visen suprieur-Namurien) et des chevauchements vers lOuest. La bordure orientale des bassins est ainsi souleve en structures antiformes au front desquelles la sdimentation carbonifre est caractrise par des dpts dtritiques syntectoniques : flyschs blocs, olistostromes. Dans ces zones surleves, une partie du Palozoque est dcoupe en nappes de charriage qui se mettent en place pendant le remplissage des bassins carbonifres (nappes de glissement synsdimentaires) (voir coupe, planche 9, Khnifra).

La phase majeure

Cette phase est observe dans lensemble du domaine mstien. La direction de raccourcissement est oriente NW-SE, les structures sont des plis synschisteux de direction NNE-SSW ENE-WSW associs un mtamorphisme rgional de faible degr (pizone, facis schistes verts), sauf dans le massif des Rehamna o il atteint la msozone (facis amphibolite). Le mtamorphisme dat 300 Ma indique que cette phase majeure se droule la fin du Westphalien. Le sens de dversement des plis est variable mais le plus souvent vers louest ou le NW, ils sont associs des chevauchements et des charriages. A lOuest de la Meseta occidentale (Meseta Ctire), les dformations hercyniennes sont de faible intensit (plis ouverts, disparition progressive de la schistosit), ce domaine, appel Bloc Ctier est spar du reste de la Meseta par une importante zone de failles NNE-SSW (Zone de Cisaillement de la Meseta Occidentale) (voir planche 6 et coupe, planche 9).

Des granitodes se mettent en place sous forme de petits massifs circonscrits en dveloppant un mtamorphisme thermique. Leurs ges isotopiques varient entre 320 et 280 Ma selon les massifs. Ces plutons granitiques se sont donc mis en place tout au long de lorogense hercynienne depuis le Visen suprieur jusquau Permien.

7) Le Permien (295-245 Ma)

Les terrains permiens sont en discordance angulaire sur les structures hercyniennes. Ce sont des dpts continentaux dats du Permien infrieur (Autunien) : conglomrats, grs et silts rouges provenant de lrosion des reliefs de la chane hercynienne. A ces dpts est associ un volcanisme important avec des coules de trachytes, andsites et rhyolites. Ce volcanisme calco-alcalin est lexpression en surface des intrusions les plus rcentes de granitodes mentionnes ci-dessus.

Le Permien signe la fin du cycle hercynien dans la Meseta. Les reliefs montagneux de la chane vont tre soumis lrosion. La crote continentale, paissie pendant les phases de compression, va progressivement revenir une paisseur normale (env. 30 km) par laction conjugue de lrosion et de leffondrement gravitaire (extension tardi-orognique).

8) Le modle godynamique

Les modles de reconstitution de la Pange au Permien montrent que la chane hercynienne du Maroc (domaine de la Meseta + domaine de lAnti-Atlas + Nord des Mauritanides) fait partie des chanes palozoques pri-atlantiques rsultant de la collision entre la Laurussia (Laurentia + Baltica) et le Gondwana (Craton ouest africain). (planche 10 A). Elle se rattache donc, dune part la chane des Appalaches en Amrique, dautre part la chane hercynienne (ou varisque) dEurope. La zone de suture entre Laurussia et Gondwana traverse lEurope et se prolonge le long de la cte Est de lAmrique du Nord. Elle est jalonne par des tmoins de la crote ocanique qui sparait les deux continents. Les chanes palozoques priatlantiques se divisent ainsi en 2 branches : une branche Nord o les structures sont dverses vers le craton de la Laurussia ; une branche Sud o les structures sont dverses vers le Gondwana. La chane hercynienne du Maroc appartient la branche Sud. On a vu que les terrains palozoques ne contiennent pas de tmoins de crote ocanique, le Maroc est donc en-dehors des zones des zones de sutures connues. Il appartient la zone externe de la chane qui est reste rattache la marge continentale du craton ouest africain tout au long du Palozoque. La godynamique est mal connue. On suppose quau moins partir du Dvonien la fermeture de locan qui sparait Laurussia et Gondwana correspond la subduction de la crote ocanique sous le domaine de la Meseta. Les dplacements rsultant de cette convergence vont se traduire au Dvonien suprieur par la phase ovarisque dans le Bloc des Sehoul et la Meseta orientale, puis au Visen par la phase intravisenne dans lEst de la Meseta occidentale. Dans ce cadre godynamique, le volcanisme calco-alcalin de la Meseta orientale peut tre interprt comme associ un arc magmatique dans un domaine en compression situ au-dessus de la zone de subduction. Le volcanisme alcalin et tholitique de la Meseta occidentale est associ un domaine en distension qui pourrait correspondre un bassin avant-arc. (planche 10 B). A la fin du Carbonifre, la collision entre lAmrique du Nord et lAfrique est responsable de la phase majeure de raccourcissement dans les domaines de la Meseta et de lAnti-Atlas, plus au Sud les nappes des Mauritanides sont charries sur le Craton.

II- LA COUVERTURE MESO-CENOZOQUE

Dans la Meseta occidentale, la couverture post-Palozoque prsente des analogies avec les dpts du domaine saharien.

En discordance majeure sur le socle le Trias suprieur est reprsent par des grs et argilites rouges parfois salifres, contenant une intercalation de basaltes dolritiques dont lge isotopique est compris entre 200 et 180 Ma. Le Jurassique et le Crtac infrieur sont absents. Le domaine de la Meseta tait merg. On connait seulement pendant cette priode des dpts continentaux de grs et de marnes rouges ou roses comparables aux terrains du Continental Intercalaire du domaine saharien.

Le Crtac suprieur correspond une transgression marine avec dpts de marnes et de calcaires localement discordants sur le Trias. A la fin du Crtac suprieur et lEocne infrieur se forment les couches phosphates actuellement exploites Khouribga et Bengurir ( Plateau des Phosphates ). (planche 11). Aprs lEocne, la mer se retire de la Meseta, lrosion conduisant la pnplnation de lensemble du domaine ; La mer revient localement au Miocne avec des dpts littoraux de calcarnites et de marnes. Au Pliocne des dpts littoraux de conglomrats, grs et calcaires coquillers salignent le long de la cte atlantique, dj semblable la cte actuelle.

Dans la Meseta orientale, la couverture post-Palozoque dbute par le Trias argileux rouge avec les basaltes dolritiques comme en Meseta occidentale. Par contre, partir du Jurassique la Meseta orientale reste un domaine marin peu profond reli la Tthys. La Meseta orientale correspond la marge des bassins subsidents du Moyen Atlas et du Haut-Atlas oriental. On y trouve essentiellement des dpts carbonats, calcaires, parfois rcifaux, dolomies. Les dolomies du Jurassique moyen, sub-tabulaires forment la Dalle des Hauts Plateaux . (planche 11).

Dans lensemble du domaine mstien cette couverture mso-cnozoque est reste sub-horizontale. Les seules dformations tectoniques notables sobservent prs des chanes du Haut et Moyen Atlas.