ouanaimi et soulaimani2011

ROYAUME DUMAROCMINISTÈRE DE L’ÉNERGIE ET DES MINES, DE L’EAU ET DE L’ENVIRONNEMENT

DIRECTION DU DÉVEL OPPEMENT MINIER ISSN 0374-9789

NOTES ETMÉMOIRES DU SERVICE GÉOLOGIQUEN°558

NOUVEAUX GUIDES GEOLOGIQUES ETMINIERS DU MAROCNEW GEOLOGICALAND MINING GUIDEBOOKS OF MOROCCOA. Michard, O. Saddiqi, A. Chalouan, E. Rjimati &A. Mouttaqi (Eds.)

Volume 3

ANTI-ATLAS ET HAUTATLAS, CIRCUIT OCCIDENTALANTI-ATLAS AND HIGH ATLAS, WESTERN LOOP

par / byAbderrahmane SOULAIMANI & Hassan OUANAIMI

ANTI-ATLAS CENTRALCENTRALANTI-ATLAS

par / byHassan OUANAIMI &Abderrahmane SOULAIMANI

ÉDITIONS DU SERVICE GÉOLOGIQUE DU MAROC

RABAT2011

NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ETMINIERS DU MAROCNEW GEOLOGICALAND MINING GUIDEBOOKS OF MOROCCOA. MICHARD, O. SADDIQI, A. CHALOUAN, E. RJIMATI &A. MOUTTAQI (Eds)

NouveauxGuidesGéologiquesetMiniersduMaroc-Volume3-Circuits:Anti-AtlasethautAtlas,circuitoccidental&

Anti-Atlascentral

2011

558

La série des Nouveaux Guides

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

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

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

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

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

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

Volume 7 (Notes & Mém. n° 562) : Haut Atlas occidental (3 jours). Haut Atlas central, partienord-ouest (3 jours), / Western High Atlas (3 days). Northwestern part of Central HighAtlas (3 days).

Volume 8 (Notes &Mém. n° 563) :Meseta nord-occidentale (3 jours). Rehamna (1 jour).- Jbi-let (1 jour). Siroua (2 jours). Saghro oriental (2 jours) / Jbilet (1 day). Rehamna (1 day).Northwestern Meseta (3 days). Siroua (2 days). Eastern Saghro (2 days).

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

Photos de couverture :En haut : Plis dysharmoniques dans les calcaires du Cambrien inférieur entre Tata et Igherm (Anti-Atlas occidental ; voir

circuit C4, journée J5).En bas : La célèbre discordance du Tizi n’Tarhatine : des quartzites du Néoprotérozoïque inférieur, faiblement inclinés,

reposent sur les micaschistes à filons pegmatitiques verticaux du Paléoprotérozoïque (Anti-Atlas central ; voir cir-cuit C5, journée J4).

Cover pictures :Top : Disharmonic folds in the Lower Cambrian limestones between Tata and Igherm (Western Anti-Atlas; see Tour C4,

day J5).Bottom : The well-known Tizi n’Tarhatine unconformity : weakly tilted, Neoproterozoic quartzites overlie Palaeoprotero-

zoic mica-schists with vertical pegmatite dykes (Central Anti-Atlas; see Tour C5, day J4).

Notes et Mém. Serv. Géol. Maroc, n° 558, 2011, pp. 73-122, 67 fig.

Circuit C5 / Tour C5

ANTI-ATLAS CENTRALCENTRAL ANTI-ATLAS

par / by Hassan OUANAIMI & Abderrahmane SOULAIMANI

In Nouveaux Guides géologiques et miniers du Maroc / New Geological and Mining Guidebooks ofMorocco, Michard A., Saddiqi O., Chalouan A., Rjimati E., Mouttaqi A. (Eds),

Notes et Mémoires du Service géologique du Maroc, 2011, n°s 556-564

75

Circuit C5 / Tour C5

Anti-Atlas central / Central Anti-AtlasH. OUANAIMI1 & A. SOULAIMANI2

Un circuit inédit de 4 jours dans le Paléozoïque et le Précambriend’Agdz à Taliouine via Zagora, Bou Azzer, Foum Zguid (800 km)A new, 4 day-long tour in the Proterozoic inliers and their Palaeozoic cover From Agdz to Taliouine, via Zagora, Bou Azzer, Foum Zguid (800 km)

Points clés : Cet itinéraire (fig. 1) part d’Agdz, dernière localité au sud atteinte par le circuitC1 des Nouveaux Guides (vol. 2), et continue vers le sud dans la belle vallée du Drâa où sedéveloppent les séries cambriennes et ordoviciennes du Jbel Bani, avec les sites célèbres d’Ou-rika n’Ouaourmast, J.Kissane, Zagora, Tagounite, El Mhamid. Il traverse ensuite le socle pro-térozoïque de Bou-Azzer/El Graara, avec son complexe ophiolitique et sa structurationpanafricaine le long de l’accident majeur de l’Anti-Atlas. Entre Agdz et Agadir Tissint on dé-couvrira le Cambrien inférieur et moyen, ainsi que la zone à Cambrien supérieur en passant parAlougoum. On reverra le Bani à Foum Zguid où il est surmonté par le Siluro–Dévonien et re-coupé par le grand dyke de dolérites triasico-liasiques. Après, ce sera une traversée S-N de lazone d’Agadir Melloul avec son socle protérozoïque et sa couverture affectée de décollementset de zones de cisaillement. On terminera le circuit avec la présentation d’un site incontour-nable, celui de la double discordance du Tizi n’Tarhatine, et celle du volcanisme néogène, avecles phonolites de Tikniouine, au pied du Siroua.

Highlights : This tour (fig. 1) starts from Agdz, which is the southernmost town reached by theC1 tour (Nouveaux Guides, vol. 2), and continues further south along the beautiful Drâa Val-ley, crossing the Cambrian-Ordovician series of the Jbel Bani, with the famous sites of Ourikan’Ouaourmast, J.Kissane, Zagora, Tagounite, El Mhamid. Then, the tour proceeds within theBou Azzer/El Graara Proterozoic inlier, characterised by its ophiolitic complex and Pan-African deformation along the Main Anti-Atlas Fault. Between Agdz and Agadir Tissint, theLower and Middle Cambrian is widely exposed as well as the Upper Cambrian aroundAlougoum. The Ordovician Bani crops out at Foum Zguid, being overlain by the Silurian-De-vonian formations and crosscut by the largest Triassic-Liassic gabbro dyke of the Anti-Atlas.Afterwards, the tour heads northward across the Agadir Melloul area, looking at the Protero-zoic basement and its detached cover, both affected by deep shear zones. Lastly, the tour vis-its an essential, most classic site, i.e. the superimposed Precambrian unconformities of Tizin’Tarhatine, and ends with the Tikniouine Neogene phonolites, at the toe of the big J. Sirouavolcano.

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

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

Documents à consulter ou emporter :

1) Ouvrages

♦ Vol. 1 des Nouveaux Guides ; ♦ The Geology of Morocco. Structure, Stratigraphy, and

Tectonics of the Africa-Atlantic-Mediterranean TripleJunction, Edited by A. Michard, O. Saddiqi, A. Chalouan,D. Frizon de Lamotte Springer Verl., Berlin, Heidel-berg, vol. 116, 404 p ;

♦ Piqué A. & Soulaimani A. (2006) : Pierres et paysages duSud marocain. Eds. Géode, terre et patrimoine. 120 p ;

♦ Piqué A., Soulaimani A., Laville E., Amrhar M., Hoepff-ner C., Bouabdelli M., Chalouane A. (2007). La Géo-logie du Maroc, Eds. Géode, terre et patrimoine. 280p.

2) Cartes

♦ Carte routière du Maroc (échelle 1/1 000 000 conseillée) ;♦ Carte géologique du Maroc au 1/1 000 000 ;♦ Carte géologique du Maroc au 1/500 000, feuille de

Marrakech et d’Ouarzazate (épuisée) ;♦ Carte géologique du Maroc au 1/200 000, feuilles Jbel Sa-

ghro-Dadès (1977), Ouarzazate-Alougoum (1970), Za-gora-Coude du Drâa, Agadir Tissint-oued Zemoul (1971) ;

♦ Carte géologique du Maroc au 1/100 000, feuille AgadirMelloul.

3) Echelle des temps géologiques

L’échelle internationale, édition 2009, est donnée en Annexeen fin de volume. Dans cette nouvelle charte, l’âge de la limitePliocène-Quaternaire est passé de 1,8 à 2,6 Ma. Ce change-ment n’est pas pris en compte dans les pages qui suivent.

JJoouurrnnééee JJ11 :: AAggddzz--eell MMhhaammiidd vviiaa ZZaaggoorraa((220000 kkmm))

Itinéraire (fig.1.1) et thèmes : Coupe de la série cambro-ordovicienne le long de la vallée du Drâa. La séquence duCambrien moyen, l’Ordovicien inférieur et tous sesgroupes (Gr) et formations, Gr de Fezouata, Gr Tachilla,Gr du 1er Bani, Gr du Ktaoua, Gr du 2ème Bani. Décolle-ment et plis varisques interférents, réactivation varisquede l’accident majeur de l’Anti-Atlas (AMAA), grand dykeliasique, failles et fractures, dunes éoliennes.

Route (fig.1.1) and topics : Cambrian-Ordovician seriesalong the Drâa valley. Middle Cambrian sequence, LowerOrdovicien groups (gr.) and formations, Fezouata gr.,Tachilla gr., 1st Bani gr., Ktaoua gr. and 2nd Bani gr.Variscan décollements and interfering folds, Variscan re-activation of the Main Anti-Atlas Fault (AMAA), Great Tri-assic-Liassic dyke, faults and fractures, dunes.

76 NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC - VOLUME 3

FIG. 1.1 : Itinéraire de l’excursion de l’Anti-Atlas central et localisation des arrêts relatifs à chaque journée, reportés sur un extrait de la Carte géologique du Maroc au1/1 000 000 (1985). ZFZOT : Zone de faille Zagora-Oum Jerane-Taouz.

FIG. 1.1 : Geological map of the Central Anti-Atlas, extract from Geological map of Morocco, scale 1/1000 000 (1985). Dotted line with arrows indicates the itineraryand direction of the trip. Stops are indicated in circles. ZFZOT : Zagora-Oum Jerane-Taouz fault Zone.

Route : Agdz est bâti sur les siltites et argilites gris-vert dela formation de Fezouata, attribuée à l’Arénig-Trémadoc(Or1-2). Quitter la ville en direction de Ouarzazate versl’ouest par la route P31. Rouler directement jusqu’à la lo-calité d’Ourika n’Ourmast (Ouaourmast), moins d’une di-zaine de km plus loin (fig. 1.2), lieu du début de la coupede cette journée, à partir du Cambrien moyen.

Arrêt J1.1 : Ourika n’Ourmast ; les Grès terminauxet la séquence du Cambrien moyen

(GPS : 30°43'35,10"N ; 6°31'54,87”W)

Se garer en bordure gauche de la route avant le virage, puismarcher sur quelques dizaines de mètres au nord jusqu’à laboucle qui ramène la route en direction E-W. La tranchéedroite présente une belle coupe dans les Grès terminaux, ap-partenant déjà au Cambrien moyen (Geyer and Landing,1995, 2004) et présentant des litages sigmoïdaux de barres ti-dales incluant de minces horizons d’argilites lie-de-vin àfentes injectées par les sables fins sus-jacents. Ces structurespeuvent être interprétées comme des mud cracks. L’ensem-ble est impliqué dans un système de chevauchements, parfoisen rampes et paliers sans doute d’âge varisque. Vers l’est, sedresse le Jbel Ouaourmast avec la série du Cambrien moyenclassique (fig. 1.3) : grès noirs, généralement à litage plan,parfois aussi sigmoïdal, intercalés de lentilles de calcaires lu-machelliques (débris de trilobites et brachiopodes) blancs ou

roses appartenant à l’horizon de la Brèche à Micmacca ouBM (niveau d’Ouaourmast ; Bondon et Neltner, 1933). Cethorizon est observable tout-à-fait au fond du thalweg (pointede la flèche). Ses grès noirs sont légèrement discordants surles Grès terminaux indiquant une phase d’érosion et la find’une séquence sédimentaire avec émersion et légers mou-vement tectoniques (Bondon et Neltner, 1933 ; Ouanaimi,1992, Landing et al., 2006). En effet, l’horizon BM corres-pond au début d’une nouvelle séquence du Cambrien moyen,qui engendre une inondation maximale de la plate-forme cor-respondant à la Formation des Schistes à Paradoxides(Km1), de teinte vert-olive, surmontées par les barres gré-seuses du Groupe du Tabanit (Km2).

D’un point de vue séquentiel, la BM est un intervalle trans-gressif, tandis que l’ensemble Km1-Km2 correspond à uncortège de haut niveau marin, organisé en deux parasé-quences négatives (Ouanaimi, 1992). D’un point de vuestructural, l’ensemble du site fait partie d’un anticlinaldissymétrique E-W à flanc sud très redressé (fig. 1.2).

De nombreux travaux ont concerné le Cambrien de cettepartie du Maroc et sa paléogéographie. Parmi les plus im-portants, on citera Neltner (1938), Hupé (1953, 1955),Choubert (1963, a), Boudda et al. (1979), Destombes etal. (1985), Buggish & Siegert (1988), Álvaro & Clausen(2005), Geyer & Landing (2004).

77CIRCUIT C5 : ANTI-ATLAS CENTRAL

FIG. 1.2 : Image satellite (Google maps) de la zone Agdz-Ourika n’Ourmast avec la localisation de l’arrêt 1. Ki3 : Grès terminaux(maintenant rangés dans le Cambrien moyen) ; Groupe des Feijas internes (Cambrien moyen) : B.M Horizon de la Brèche à Mic-macca ; Km1 : Fm des Schistes à Paradoxides ; Km2 : Groupe des Grès du Tabanit ; Or1-2 : Groupe des Feijas externes, Fm de Fe-zouata (Ordovicien inférieur).FIG. 1.2 : Location of Stop1 on a satellite image (Google maps) of the Agdz-Ourika n’Ourmast area. Ki3 : Terminal sandstones (nowarranged in the Middle Cambrian) ; Feijas interns Group (Middle Cambrian) : B.M Micmacca breccia Horizon ; Km1 : Schistes àParadoxides Fm. ; Km2 : Tabanit Sandstones Group ; Or1-2 : External Feijas Group, Fezouata Fm (Lower Ordovician)

Route : On retourne vers Agdz. La route traverse les barresgréseuses redressées du groupe du Tabanit (Km2), contenantparfois des bancs lenticulaires à litages obliques en mame-lons. Les rythmites vertes de Fezouata (Or1-2) apparaissentde temps en temps au sein de dépôt quaternaires, entrecoupésde bancs de grès d’aspect ferrugineux (fer oolithique). L’un deces bancs affleure juste au niveau de la route quelques kilo-mètres avant l’arrivée à Agdz. Au cours de la descente versAgdz, profiter de la belle vue en profil de l’Ordovicien de J.Kissane présentée dans l’Itinéraire C2 des Nouveaux Guides(Arrêt 10). Notre itinéraire va longer ce synclinal, au-delàd’Agdz en direction de Zagora, en descendant la superbe val-lée du Drâa en rive sud le long d’une large et interminablepalmeraie, bordée de ksour, de kasbahs et de douars (villages).La beauté et la qualité des affleurements de cette partie duparcours inspirent de multiples arrêts. Le paysage est dominéau nord par l’Ordovicien inférieur du synclinal perché E-W deJ. Kissane et, au sud, par l’énorme anticlinal cambrien, éga-lement E-W, du J. Bou El Baroud (JBEB).

Ces structures E-W s’intègrent dans une zone d’interfé-rence de grands plis de direction variable, suivant le dé-coupage du socle protérozoïque et en rapport avec denombreux niveaux de décollement (fig.1.1) : E-W (J.Kis-sane, JBEB), ESE-WNW (antiforme faillée de Bou Azzerpar exemple) virant à NW-SE puis NNW-SSE vers ElMhamid, NNE-SSW et ENE-WSW.

Sur plus de 20 km, la route va suivre le flanc nord du JBEBà la limite Cambrien-Ordovicien. On peut observer vers lenord la série de l’Ordovicien inférieur du J. Kissane(fig.1.4), constituée de bas en haut par le groupe des Feijasexternes avec ses deux formations pélitiques tendres de Fe-zouata (Or1-2, Trémadoc-Arénig) et de Tachilla (Or3, Llan-virn) puis par le groupe gréseux du 1er Bani (Or4, Llanvirn-

Caradoc). Ce dernier est ici fortement développé (plus de350 m d’épaisseur) avec 5 barres gréseuses, intercalées depélites, correspondant aux formations classiques de : Tad-drist, Bou-Zeroual, Igzert ou Guezart, Ouininirhen et Iz-gouiren (Destombes et al., 1985 et fig. 1.5). La formationsommitale n’est visible que par endroits, notamment à l’estde J. Kissane. L’ensemble correspond à des dépôts de plate-forme alimentés par le sud (Craton Ouest-Africain ou WAC)avec de nombreuses oscillations du niveau marin (fig. 1.6)(Destombes et al., 1985 ; Hamoumi et al., 1994 ; Vidal,1998, Marrante, 2008 ; Videt et al., 2010). Sur le 1er Bani,voir aussi Gutierez et al. (2003) et Van Roy et al. (2010).

A la limite orientale du J. Kissane, la vallée du Drâa et laroute contournent sur 15 km environ un anticlinal ESE-WNW affectant la partie NE du JBEB. Elle traverse par-fois les faciès gréseux sommitaux du Cambrien moyen(Grès du Tabanit) avec de multiples surfaces fracturées àrides de courant ou de vagues.

Au carrefour de Tansikht (GPS : 30° 41' 3,80" N ; 6° 11' 29,93”W), prendre la route secondaire de Nkob /Tazzarine qui se di-rige vers le nord et traverse sur un pont l’oued Drâa. Elle vadroit vers une crête situé en rive nord de la vallée et qui appa-raît dans la plaine tendre des Feijas externes (Or1-2). Cette crêtecorrespond au grand dyke de dolérites liasiques.

Arrêt J1.2 : Dyke de dolérites triasico-liasiques aupont de Tansikht

(GPS : 30°41’24,39’’N ; 06°11’36,75’’W)

Environ 400 m après le pont, la route arrive au pied de lacrête doléritique. Se garer en bordure de la route sanscrainte et marcher sur 300 m (ou rouler si 4x4) en directionW, vers la pointe de la crête de l’une des fourches du granddyke. L’autre fourche forme une deuxième crête qui se ter-


FIG. 1.3 : La séquence du Cambrien moyen d’Ourika n’Ourmast, montrant l’intervalle transgressif avec les lentillescalcaires de la Brèche à Micmacca et le cortège de Haut Niveau marin, inférieur (Km1) puis supérieur (Km2).FIG. 1.3 : The Middle Cambrian sequence of Ourika n’Ourmast, showing the transgressive horizon of

Micmacca breccia and the Lower (Km1) and Upper (km2) high stand system tract.

mine à l’ouest vers le petit barrage de O. Draa (fig. 1.7).

La dolérite, altérée en boules, fait partie de ce grand dyke quirecoupe les structures varisques de tout l’Anti-Atlas centraldepuis Foum Zguid jusqu’à Tineghir. Sa mise en place est liéeà l’ouverture de l’Atlantique ; il correspond à l’une des voiesd’alimentation des basaltes doléritiques de la CAMP (CentralAtlantic Magmatic Province ; Knight et et al., 2004) si déve-loppés au Maroc. Un âge moyen de mise en place du dyke de196,9 ±18 Ma a été obtenu (40Ar/39Ar sur plagioclase) parSebai et al. (1991). Cette mise en place s’est accompagnéed’un métamorphisme de contact dans les sédiments voisins(Silva et al., 2006). Autour du dyke, on note quelques filons si-liceux d’épaisseur métrique et de même direction ; l’un d’euxaffleure à l’est de la fourche orientale.

A partir de l’arrêt, la célèbre coupe type de l’Ordovicienpeut être effectuée en suivant la route secondaire de Nkob-Tazzarine vers le NE, sur 6 km, jusqu’à Tassemmoumt,puis en recoupant la falaise du 1er Bani de J. Taddrist endirection SE, vers Zaouya Tafetchna, située à 30 km envi-ron, dans la partie orientale de la cuvette d’Amouktir.Route : Revenir à la route principale E-W et continuer letrajet vers Zagora. On traverse le village de Tansikht et onse rapproche progressivement de la terminaison périclinaledu JBEB. En face se dresse la coupe ouest de la vaste cu-vette d’Amouktir, similaire de celle de J.Kissane et quel’on va suivre pendant longtemps. On traverse plusieurs douars (villages) contigus dans undécor pittoresque, tandis que la route suit l’oued Drâa qui


FIG. 1.4 : Vue spatiale (google maps) du synclinal E-W du Jbel Kissane impliquant les Grès du Tabanit (Km2), l’Or-dovicien du Groupe des Feijas externes (Or2 : Fm de Fezouta, Or3 : Fm de Tachilla) et le Groupe du 1er Bani (Or4).FIG. 1.4 : Space view (google maps) of the E-W syncline of Jbel Kissane implying Tabanit Sandstones (km2),

external Feijas Ordovician Group (Or2 : Fezouta Fm, Or3 : Tachilla Fm) and the 1st Bani Group (Or4).

FIG. 1.5 : Succession stratigraphique du Cambrian moyen-Ordovician et détail des formations du Groupe du 1st Bani (d’après Destombeset al., 1985, modifié par Marrante, 2008). Km et Or : abréviations utilisées dans la carte au 1/200 000, feuille Zagora-Coude du Drâa. FIG. 1.5 : Middle Cambrian-Ordovician stratigraphic succession and details of the 1st Bani Group (according to Destombes et al.,1985, modified by Marrante, 2008). Km and Or : abbreviations used in the 1/200 000 geological map, Zagora-Coude du Drâa sheet.


FIG. 1.6 : Stratigraphie, bathymétrie et séquences de dépôts de l’Ordovicien de l’Anti-Atlas central (d’après Videt et al., 2010)FIG. 1.6 : Stratigraphy, bathymetry and depositional sequences of the Ordovician of the central Anti-Atlas (Videt et al., 2010)

FIG. 1.7 : Le grand dyke de Foum Zguid (CAMP) au pont de Tansikht sur l’oued Drâa.- A gauche : Image satellite (google maps) de la bifurcation dudyke près du pont.- A droite : Vue de la crête doléritique près du barrage de Tansikht. Km2 : Grès du Tabanit, Or1-2 : Fm de Fezouata.

FIG. 1.7 : The big dyke of Foum Zguid (CAMP) at the bridge of Tansikht on the Drâa wadi. - Left : Satellite image (google maps) of the fork of thedyke next to the bridge. – Right : view of the doleritic crest near the Tansikht dam. Km2 : Tabanit sandstones, Or1-2 : Fezouata Fm.

contourne l’anticlinal du JBEB, en prenant une directionN-S, toujours à la limite Cambrien-Ordovicien.

Arrêt J1.3 : Terminaison orientale de l’AnticlinalJBEB, aspect de la fracturation

(GPS : 30°37’54,55’’N ; 06°09’18’’W)

On dépasse Irchcheg et on s’arrête au thalweg suivant,juste avant la station d’essence. Nous somme à la termi-naison périclinale constituée de grès du Tabanit (Km2) for-tement fracturés (fig. 1.8A, C). De l’autre coté de l’ouedDrâa affleure l’Ordovicien inférieur du groupe des Feijaexternes (Or2-Or3), surmonté du Groupe du 1er Bani (Or4)du flanc ouest d’Amouktir (fig.1.10B).

Route : La route quitte bientôt la terminaison anticlinale etcircule dans la feija externe (Or2) qui fait partie d’un syn-clinal serré, d’axe N100, séparant le JBEB de l’antiforme(ESE-WNW) de Bou Azzer. Environ 25 km plus loin, laroute atteint la terminaison périclinale de cette dernière,formée également par les grès du Tabanit (Km2), aux alen-tours de Douar Taghzout.

Arrêt J1.4 : Terminaison périclinale de l’antiforme deBou Azzer, faciès du Cambrien moyen et aspect de la

fracturation(GPS : 30°27’0,72’’N ; 05°57’49,74’’W)

On traverse le sommet des grès du Tabanit de la terminai-son périclinale SE de l’antiforme de Bou Azzer. Ils se pré-sentent en coupe verticale d’environ 30 m à bancs de grèsfin à moyen subhorizontaux (fig. 1.9), entaillée dans unpassage en gorge du Drâa. La stratification (So) lenticu-

laire et l’amalgame des séquences élémentaires témoignentd’un milieu de plateforme proximale peu profonde (sho-reface) (fig.1.11, cartouche). La falaise se caractérise parune fracturation verticale de grande densité, avec desdiaclases profondes de type hpf ou gpv (high persistentfracture ou de grande persistence verticale) de directionN70, N45 et N110, liés au plissement. En rive gauche duDrâa, du côté du village de Mougni, ces grès se prolon-gent en effet en un petit anticlinal NE-SW partant de la ter-minaison périclinale de l’antiforme de Bou Azzer.

Route : Un virage plus loin, la route débouche sur unesplendide vue de la palmeraie du Drâa, à forte densité de


FIG. 1.8 : (A) Contraste de longueur d’onde du plissement entre leCambrien du J. Bou El Baroud (JBEB) et l’Ordovicien du J. Banid’Amouktir (vue spatiale google maps). (B) Vue de l’Ordovicien in-férieur d’Amouktir ; (C) détail de la surface structurale des Grès duTabanit (Km2) fracturés à l’arrêt 1.3 ; Or2 : Fm de Fezouata, Or3 :Fm Tachilla, Or4 : 1er Bani.FIG. 1.8 : (A) fold wavelength contrasts between Cambrian of the J.Bou El Baroud (JBEB) and Ordovician of the J. Bani of Amouktir(google maps view). (B) Amouktir lower Ordovician ; (C) detail ofthe structural surface of the fractured Tabanit sandstones (km2) nearstop 1.3 ; Or2 : Fezouata Fm, Or3 : Tachilla Fm, Or4 : 1st Banigroup.

FIG. 1.9 : Fracturation intense dans la falaise des Grès du Tabanit à l’arrêt 1.4. Encartouche, détail du faciès lenticulaire de ces grès. CF : Couloir fracturé ; Fgpv :Fractures à grandes persistance verticale ; S0 : stratification.FIG. 1.9 : Intense fracturing the Tabanit sandstones cliff at stop 1.4. Insert : lentic-ular sandy facies. CF : Fracture corridor ; Fgpv : high persistent Fractures ; So :stratification.

population. Vers l’est s’étend la plaine de Fezouata au seinde laquelle apparaissent deux anticlinaux de grès du Taba-nit, dont la direction est oblique sur la grande structureENE-WSW de Bou Azzer : l’un est NNE-SSW (Jbel BouDhir) et l’autre ENE-WSW (Imirhaldene). Ces deux anti-clinaux eux-mêmes se situent à la base d’un vaste anticli-nal NE-SW affectant les formations gréseuses du 1er Banides Jbels Bouzeroual-Rhart. Les variations de directiondes plis entre le substratum de Bou Azzer, le Cambrienmoyen et l’Ordovicien du 1er Bani donnent un exemple del’interférence de plissements accentuée par les décolle-ments, style qui caractérise toute la région.

Route : Notre route contourne la terminaison périclinalede l’anticlinal de Bou Azzer et se dirige vers Zagora enrive droite de la palmeraie et à travers plusieurs villagescontigus. On traverse Zagora, puis l’oued Drâa et sa pal-meraie parsemée de quelques hôtels de luxe et surplom-bée par l’Ordovicien du Premier Bani du J. Adafaine. Aupied de ce jbel, prendre à droite en direction du sud.

Arrêt J1.5 : La zone de faille Zagora-Oum Jerane-Taouz (ZFZOT) : une branche paléozoïque de

l’AMAA(GPS : 30°18’18,34’’N ; 05°48’54,30’’W)

La route traverse le village d’Amzrou et l’on peut s’arrê-ter, avec un peu de recul par rapport à l’extrémité SW duJ. Adafaine, 500 m après la sortie du village. La série estcomposée de la formation de Tachilla (Or3) surmontée parles deux premières séquences du groupe du 1er Bani, Tad-drist et Bou-Zeroual (fig. 1.10). Ces deux formations peu-vent-être observées au long de la piste qui monte àl’antenne relai du jbel.

Le Jbel Adafaine constitue une avancée ENE-WSW dugroupe du 1er Bani au sein de la plaine des Fezouata. Il cor-

respond généralement à un synclinal faillé très étroit maislong de près de 25 km. Cette structure fait partie de ce quiest appelé communément le « graben de Zagora », en rai-son d’un faisceau de failles ENE-WSW qui affecte l’Or-dovicien et provoque un effondrement du Siluro-Dévonienvers l’est où il se prolonge sur plusieurs dizaines de kilo-mètres. Il affecte la bordure sud de la cuvette paléozoïquesupérieure du Ma’der (Maider) et se continue au-delà deTaouz. Dans cette zone, le faisceau qui constitue la zone defaille Oum Jrane-Taouz apparaît comme une faille normaleayant contrôlé la sédimentation dévonienne (Baidder et al.,2008). Vers l’ouest, ce faisceau de Zagora (FZ) disparaitsous le Quaternaire, mais on retrouve sa trace grâce à uneffondrement de l’Ordovicien inférieur le long de l’axe pé-riclinal de l’antiforme de Bou Azzer, où il vire à l’WNW-ESE et va se brancher sur l’accident majeur de l’Anti-Atlas(AMAA). Certains auteurs considèrent que le FZ constitueun prolongement de l’AMAA panafricain (Hefferan et al.,2002 ; Samson et al., 2004, Inglis et al., 2004). En toutcas, ces deux zones de failles (FZ et AMAA) ont du jouerun rôle important dans l’interférence des plissements va-risques dans cette région. L’âge du dernier effondrementdu « graben de Zagora » reste incertain.Route : Continuer vers Tamegrout, village situé en rivegauche du Drâa, à 18 km environ de Zagora. Le village estcélèbre par sa bibliothèque d’anciens ouvrages de l’écolecoranique et par sa poterie artisanale, mais aussi par laproximité des dunes « de sable d’or » de Tinfou, installées19 km plus au sud, dans la plaine de Fezouata. Ces dunessont visibles depuis la route (fig.1.11). Pour les atteindre,il faut prendre vers l’est la piste située au point GPS :30°14’05.06’’N ; 05°36’55,08’’W, sur un peu plus d’un ki-lomètre. On passe à côté d’un vieil hôtel ensablé, mais unebalade à dos de chameau et un thé à la menthe sous unetente berbère sont assurés...


FIG. 1.10 : Vue du Jbel Adafaine, à l’extrémité W du Graben de Zagora (arrêt J1.5). Ce graben est dans la grande zone de faille E-W(ZFZOT) qui se branche sur l’Accident majeur ESE-WNW de l’Anti-Atlas (FIG.1.1). Or3 : Fm de Tachilla.

FIG. 1.10 : Jbel Adafaine at the Western end of Zagora Graben (stop 1.5). This graben is located in the E-W trending ZFZOT whichconnects with the main ESE-WNW Anti-Atlas fault (FIG.1.1). Or3 : Tachilla Fm.

On est ici dans la plaine de Fezouata sur le prolongementde l’antiforme de Bou-Azzer, dont la direction est celle dela chaîne de l’Ougarta. L’Ordovicien du 1er Bani forme unelarge voûte anticlinale entaillée dans son axe (ESE-WNW)par le Drâa, qui commence ici à changer de direction pourcouler ensuite vers l’ouest (coude du Drâa). Une vaste pal-meraie occupe l’entrée de cette gorge aux Beni Ali. SurGoogle Earth, divers types de structures caractérisent cetanticlinal (fig. 1.11) : décollement à vergences opposéessur les deux flancs, longues fractures de direction N-S et E-W et rares failles de direction NNE-SSW. Au toit de lavoûte, la longueur d’onde plus faible du plissement té-moigne de l’influence de décollements dans les formationsde Tachilla (Or3) et de Ktaoua inférieur (Or5).Après Tinfou, la route recoupe le Drâa au sud d’Aït Atmaneen direction SW puis elle amorce un grand virage vers le sud.

Arrêt J1.6 : Le 1er Bani à Aït Semgane(GPS : 30°10’09,17’’N, 05°37’13’’W)

Un espace suffisant permet de stationner dans le virage,face au Jbel Bani (s.s). La formation de Tachilla est ici plusriche en niveau gréseux et on reconnaît au-dessus d’elleles cinq formations classiques du Groupe du 1er Bani, maismoins imposantes qu’à Zagora (fig. 1.12).

Route : Au cours de la montée au col des Beni Semgane,plusieurs arrêts sont envisageables aussi bien dans la for-

mation de Tachilla que dans le Premier Bani, ici légère-ment discordant (fig. 1.13). Une belle vue s’offre depuis lecol sur la plaine de Fezouta et la cuesta gréseuse qui l’en-toure. La descente est douce et traverse diverses forma-tions gréseuses à faible pendage sud.

Arrêt J1.7 : Chevauchement mineur au sommetdu 1er Bani

(GPS : 30°04’43,72’’N ; 5°37’35,02’’W)

Au début du premier grand virage, la route traverse unthalweg, près d’une énorme inscription blanche en l’hon-neur du Roi du Maroc. S’arrêter en face de cette inscrip-tion, sur la dernière séquence du 1er Bani, déjà d’âgeCaradoc inférieur. La séquence gréseuse est coupée obli-quement par une rampe de chevauchement à vergence ESE(fig. 1.14). Sur cette rampe s’est formé un anticlinal derampe, visible sur plus de 8 km en direction NNE-SSW(fig.1.11).

Route : La route descend doucement puis parcourt laplaine de Ktaoua dont les alluvions masquent les forma-tions argileuses et gréseuses du Groupe éponyme, d’âgeCaradoc. Bientôt, elle atteint Tagounite, petite ville en bor-dure occidentale de la palmeraie de Draoua, et se dirigevers le sud où les reliefs de l’Ashgill supérieur se dessi-nent. Elle traverse ces reliefs au col très touristique desBeni Salmane dont elle vient contourner la tour.


FIG. 1.11 : L’ennoyage SE de l’anticlinal de Bou-Azzer, de direction « ougartienne », au SE de Tamgroute avec la large voûte du 1 Bani cisaillée sur sesdeux flancs. De longues fractures E-W et N-S affectent l’anticlinal. Au SE, les replis de l’Ordovicien indiquent l’intervention de décollements dans les

faciès tendres de Tachilla et de Ktaoua inférieur.FIG. 1.11 : The SE pericline of the Bou-Azzer anticline Tamgroute with the detachment of the 1st Bani sheared along its flanks. Long fractures E-W and

N-S affect the anticline. To the SE, the Ordovician folds indicate a décollement in the fine grained pelites of Tachilla and lower Ktaoua Fm.


FIG. 1.12 : La Fm de Tachilla et le 1er Bani des Aït Semgane vus depuis la plaine de Fezouata (Feija externe). Dans le premier Bani on reconnait lescinq formations gréseuses de la région de Zagora.

FIG. 1.12 : The Tachilla Fm and the 1st Bani (with its five Fms) at Aït Semgane, seen from the Fezouata plain (external Feija).

FIG. 1.13 : Discordance du 1er Bani sur la formation de Tachilla (ici armée de bancs gréseux), vue dans la montée du col des Beni Semgane.FIG. 1.13 : 1st Bani unconformity on the Tachilla Fm (armed here with sandy benches), seen in the ascent to Beni Semgane Pass.

FIG. 1.14 : Vue en coupe naturelle d’une rampe de chevauchement vers l’ESE au sommet du 1er Bani (Or4) à l’arrêt 1.7.FIG. 1.14 : Natural cross-section of an ESE verging thrust ramp at the top of the 1st Bani (Or4) at stop 1.7.

Arrêt J1.8 : L’Ashgill supérieur au col desBeni Salmane

(GPS : 29°54’48,75"N ; 5°35'57,61”W)

Du col s’offre une superbe vue sur la plaine de Ktaoua etsa palmeraie. La coupe traversée jusqu’à la tour est d’âgeAshgill supérieur. Elle est constituée de bas en haut par(carte 1/200 000, Zagora-Coude du Drâa) : Or6a1, argilitesgréseuses de la Formation supérieure de Ktaoua ; Or6a2,Formation des Grès inférieurs du 2ème Bani ; Or6b, For-mation des Grès supérieurs du 2ème Bani (fig. 1.15).

Le groupe de Ktaoua comprend essentiellement trois for-mations : Fm du Ktaoua inférieur, Fm de Rouid Aissa etFm de Ktaoua supérieur. Seule la partie supérieure de cettedernière séquence apparait ici. Le groupe du 2ème Banicontient deux formations, inférieure et supérieure. Cettedernière est un dépôt périglaciaire remarquable.

La glaciation hirnantienne

La Fm supérieure du 2ème Bani est connue comme dépôt pé-riglaciaire depuis les travaux de Destombes (1968a et b,1971) décrivant même l’existence d’un plancher glaciaire,qui est mis en rapport avec la glaciation fini-ordovicienne(Hirnantien) connue un peu partout dans le monde et par-ticulièrement dans le NW Africain. La présence ou non d’uninlandsis continental est controversée. Les travaux sédi-mentologiques signalent un environnement fluvio-deltaïqueou de plateforme peu profonde (Destombes et al., 1985).Les dépôts sont affectés de déformations synsédimentairesparfois d’ampleur étonnante, due à des décollement et desinstabilités gravitaires générant des plis, des surfacesstriées, des figures d’échappement d’eau tels que dykesclastiques et intrusions sableuses, compliquées par deuxgénérations de décollement avec surfaces striées (Oua-naimi, 1998 ; Schiavo et al., 2007). Ces dépôts hirnantienssont organisés en deux séquences de dépôt dues à deuxchutes du niveau marin successives d’origine glacio-eusta-tique ; la base de la séquence supérieure présente des in-

cisions profondes puis un remplissage de paléo-vallées(Ouanaimi, 1998). Les travaux de Loi et al. (2010) puisVidet et al. (2010) révèlent aussi un contexte de plateformepeu profonde dominée par les tempêtes, suivi d’un systèmede paléochenaux (vallées) subglaciaires. Deux chutes gla-cio-eustatiques du niveau marin ont été également recon-nues par ces auteurs. Le Heron et al. (2007), considérantque les déformations intraformationnelles sont dues à uneglaciotectonique, suggèrent un front glaciaire continentalallant au-delà du Haut Atlas vers le nord.

Route : La route descend en pente douce dans la formationOr6a2, bordée à l’est et à l’ouest par ses crêtes gréseusessombres montrant localement des structures chenaliséesde plateforme peu profonde. Au loin se profilent les grèsdu 2ème Bani dans un paysage ruiniforme.

Arrêt J1.9 : Le Groupe du 2ème Bani au nordd’El Mhamid

(GPS : 29°54'10,54"N ; 5°37'0,35”W)

Quitter le goudron et prendre à droite une petite piste, sur500 m environ, jusqu’à l’endroit où elle passe entre deux col-lines voisines de la route. Ici, la formation du 2ème Bani mon-tre des faciès gréseux, parfois grossiers, massifs ou à grandesstratification entrecroisées, à stratifications peu continues, enraison notamment de la géométrie lenticulaire des corps sé-dimentaires et de leur déformation pendant ou juste aprèsleur dépôt (slumping, échappement d’eau…) (fig. 1.16). Desravinements et des chenaux conglomératiques sont souventobservables dans cette formation (fig. 1.17).

Route : La route quitte les affleurements du Bani et pénè-tre dans les dépôts quaternaires de la zone des Aït Atta, ins-tallés sur le Silurien. Celui-ci ne sera pas vu durant cetteexcursion. Cependant, à l’entrée de la plaine désertique, uneminuscule plaque indique vers l’est le circuit touristique deErg Lihoudi (« Erg du Juif »), en direction de oued Naàm(Rivière des autruches), situé à ~15 km vers l’ouest, et nonloin de là, de grands affleurements du Silurien sont signalés


FIG. 1.15 : L’Ashgill supérieur (Or6) au col des Beni Salmane. Or6a : argilites et grès de la formation de Ktaoua supérieure ; Or6a2 : Formation inférieure du 2ème Bani ;Or6b : Formation supérieure du 2ème Bani.

FIG. 1.15 : The Upper Ashgillian deposits (Or6) in the Beni Salmane Pass Or6a : mudstones and sandstones of the Upper Ktaoua Fm ; Or6a2 : Lower 2nd Bani Fm ;Or6b : Upper 2nd Bani Fm.

par les cartes géologiques au 1/1 000 000 et 1/500 000.

La route principale se dirige droit vers la ville d’El Mha-mid, située en bordure des palmeraies, en rive droite del’oued Drâa. El Mhamid est un village nouveau bâti nonloin de l’ancien El Mhamid-El Ghozlane, situé lui en rivegauche de l’oued. Naàm (autruches), El Ghozlane (ga-zelles), voici des noms évocateurs d’un passé assez procheoù la région actuellement sub-désertique (reg à acacia) de-vait être une savane arborée.

Fin de la journée 1. Retour à Zagora. Le Drâa, lui, le plusgrand oued du Maroc, poursuit son chemin, maintenant E-W, jusqu’à l’Atlantique.

Journée J2 : Zagora-Bou Azzer-Agdz (180 km)Itinéraire et thèmes (fig. 1.1) : La boutonnière précam-brienne de Bou Azzer-El Graara, sur la zone de suture pa-nafricaine. Bordure sud du massif. Volcanisme cambriend’Al Glo’a. Bassin de Trifya. Série et granodiorite deBleïda. Bassin de Tidelline (ou Tidilline). L’ophiolite pa-nafricaine de Bou Azzer à Aït Ahmane.

Itinerary and topics (fig. 1.1) : The Bou Azzer-El GraaraPrecambrian inlier, on the Panafrican paleosuture zone.Southern border of the inlier. Cambrian volcanism of AlGlo'a (J.Boho volcanislm). Trifya bassin. Bleïda series andgranodiorit. Tidilline basin. Aït Ahmane ophiolite.


FIG. 1.16 : Formation des Grès supérieurs du 2ème Bani (Or6b, Hirnantien) à l’arrêt 1.9. Ces grès grossiers montrent une stratification discontinue,affectée de déformations synsédimentaires.

FIG. 1.16 : Upper 2nd Bani sandstones (Or6b, Hirnantien) at stop 1.9. These coarse sandstones show a discontinuous stratification with synsedi-mentary deformations.

FIG. 1.17 : Chenal conglomératique (ch) monogénique (cartouche) dans les grès du 2ème Bani avant El Mhamid.FIG. 1.17 : Monogenic conglomeratic channel (ch, insert) in the sandstones of the 2nd Bani before reaching El Mhamid.

Introduction à la géologie de la boutonnière deBou Azzer-El Graara

Dans l’Anti-Atlas central, la boutonnière de Bou Azzer-ElGraara constitue une zone charnière dont l’étude a forte-ment contribué à l’amélioration de nos connaissances surla chaîne panafricaine (voir les généralités sur cettechaîne dans le vol.1 des Nouveaux Guides). Le Précam-brien y affleure selon deux massifs contigus, Bou Azzer etEl Graara, suivant une structure antiforme varisque quilonge l’accident majeur de l’Anti-Atlas (Choubert, 1947).Cet accident subdivise les terrains précambriens de l’Anti-Atlas en deux domaines distincts, un domaine cratoniqueau SW et un domaine panafricain récent au NE. On peutrépartir les terrains précambriens de la boutonnière deBou Azzer-El Graara en deux grands ensembles, l’un mé-tamorphique, l’autre non métamorphique et discordant surle premier (fig. 2.1).

A) L’ensemble métamorphique comporte cinq types decomplexes.

Des roches cristallines fortement métamorphiques affleurentau sud de la boutonnière, principalement dans le massif d’ElGraara (Igrane) mais aussi à Tazigzaout, Oumlil et BouAzzer. Ces terrains ont été décrits comme des terrains pa-

léoprotérozoïques (Choubert, 1963 a et b ; Leblanc 1975). Ils’agit en fait de roches métamorphiques comprenant des or-thogneiss et des métagabbros dont les protolithes sont datésà 753 +1/-2 Ma et 752.2 ± 2.4 Ma dans le massif de Tazeg-zawt (D’Lemos et al., 2006), à 741 ± 9 Ma (El Hadi et al.,2010), et à 755 ± 9 Ma et 745 ± 5 Ma respectivement pourles orthogneiss de Bou Azzer et d’Oumlil (Chèvremont et al.,sous presse ; Admou et al., sous presse). Ces massifs méta-plutoniques sont recoupés par des filons de leuco-granodio-rites qui sont datées à 705 +2/-3 Ma et 701 +2/-1 Ma dansle massif de Tazegzawt (D’Lemos et al., 2006) et de695 ± 7Ma dans le massif d’Oumlil (Admou et al., souspresse). Ce complexe plutono-métamorphique témoigne del’association de séries d’arcs volcaniques et de bassins océa-niques qui s’édifient aux alentours de 800-780 Ma.

Les dépôts de la plate-forme néoprotérozoïque établie surla marge nord du craton ouest-africain (Groupe de Tagh-doute-Lkest) affleurent au sud de la boutonnière dans leslocalités de Tachdamt et de Bleïda. Il s’agit de grès, quart-zites et carbonates où s’intercale une épaisse unité basal-tique médiane de nature tholéïtique attribuée à la Suited’Ifzwane (Basaltes de Tachdamt et de Bleïda). L’âge decette plate-forme n’est pas bien établi ; il est fixé indirec-tement à 788 ± 9Ma (Clauer, 1976).


FIG. 2.1 : Esquisse géologique de la boutonnière de Bou Azzer-El Graara.FIG. 2.1 : Simplified geological map of the Bou Azzer-El Graara inlier.

Au nord de la boutonnière d’El Graara affleurent unelarge bande de séries volcaniques et sédimentaires de Ti-chibanine-Ben Lgrad dont l’affinité d’arc est bien établie(Leblanc, 1975 ; Bodinier et al., 1984 ; Naïdo et al., 1991).Ce sont des roches à affinité principalement tholéïtiquequi témoignent d’un contexte d’arc volcanique intra-océa-nique dont le fonctionnement est fixé par les nouvellesdonnées géochronologiques entre 760 et 770 Ma. (Soulai-mani et al. Sous presse, a).

Le complexe ophiolitique de Bou Azzer-Aït Ahmane a étéreconnu dès les années 70 (Leblanc, 1975, Leblanc et Lan-celot, 1980). Bien qu’incomplet et fortement démembré parla tectonique panafricaine, l’ophiolite de Bou Azzer-Aït Ah-mane présente toutes les unités d’une suite ophiolitique.Son âge précis est actuellement débattu (Chèvremont et al.,sous presse ; El Hadi et al., 2010) alors que celui del’ophiolite voisine de Tachakoucht (massif du Siroua) estfixé à 761,1 + 1,9/-1,6 Ma (Samson et al., 2004).

Des séries de mélange associées au plancher océaniquesont identifiables dans les séries volcano-sédimentaires deSkouraz (basaltes, amphibolite, paragneiss, schistes, car-bonates,…)

L’ensemble de ces unités métamorphiques est recoupés pardes intrusions de diorite quartzique à mise en place syn-tectonique, dont celle d’Aït Ahmane datée à 653.8 ± 1.6Ma, de Bou Offroh (653.0 ± 1.3 Ma) et le massif tardi-tec-tonique d’Ousdrate (640.8 ± 1.4 Ma) (Inglis et al., 2005).D’autres intrusions nettement post-tectoniques sont re-présentées par la granodiorite de Bleïda, datée à 579.4 ±1.2 Ma (Inglis et al., 2004).

Les différentes unités métamorphiques s’organisent en em-pilements tectoniques complexes séparés par des accidentschevauchants WNW-ESE à déversement SW et par des dé-crochements sénestres NE-SW. Cette tectonique panafri-caine s’opère dans des conditions métamorphiques de typeschiste vert. La présence de schistes bleus associés aucomplexe ophiolitique reste controversée (Hefferan et al.,2002 ; Bousquet et al., 2008).

B) L’ensemble non-métamorphique comporte quant à luideux complexes :

1) En discordance majeure sur le substratum panafricainmétamorphique, le Groupe de Tidilline est formé par des sé-ries clastiques et volcanoclastiques présentant des séquencessédimentaires granocroissantes. Elles sont le plus souventredressées et plissées dans des couloirs faillés aux abords ouau sein des terrains panafricains. Ces bassins (sur décro-chement ?) sont associés à un magmatisme calco-alcalin àalcalin associé à une nouvelle activité de subduction et dé-veloppement d’arcs. Les nouvelles datations leur attribue unâge aux alentours de 606 Ma (Blein et al., sous presse).

2) Le Groupe de Ouarzazate repose en discordance angu-laire nette sur celui de Tidilline. Il est constitué essentiel-lement de coulées pyroclastiques ignimbritiques decomposition dacitique à rhyolitique, associées à des tufs etdes brèches pyroclastiques ainsi qu’à des dépôts sédi-mentaires volcanodétritiques. Ce magmatisme est ratta-ché au Néoprotérozoïque terminal d’après des datationsà 566 ± 4 et 567 ± 5 Ma (Chèvremont et al., sous presse)

D’une façon concordante ou sub-concordante, le Groupede Ouarzazate est suivi par l’épaisse couverture sédimen-taire qui débute par les séries gréso-carbonatées de l’Adou-dounien-Cambrien inférieur (Groupe de Taroudant).

Lors du serrage hercynien tardi-Carbonifère, le dévelop-pement d’une tectonique de type thick-skinned tectonicsengendre la réactivation des failles de socle (Accident Ma-jeur de l’Anti-Atlas) qui induit une déformation de la cou-verture sus-jacente par plissements dysharmoniques etdécollements le long de chevauchements (Leblanc, 1973 ,Soulaimani et Burkhard, 2008) Dans le socle, la déforma-tion hercynienne est responsable du développement d’uneschistosité de fracture localisée le long des accident re-mobilisés en condition de faible degré métamorphique.

Les séries mésozoïques et cénozoïques sont absentes. Seulle grand dyke triasico-liasique de Foum Zguid témoigne del’implication de ce domaine dans la zone d’extension durift de l’Atlantique central.

Avant l’exhumation finale au Néogène lors des soulève-ments atlasiques, responsables du rajeunissement des re-liefs actuels de la boutonnière, le socle de Bou Azzer-ElGraara a subi un soulèvement au Crétacé inférieur(133 Ma), avant d’être ré-enfoui lors de la transgressiondu Crétacé supérieur-Eocène sous une pile sédimentairedépassant les 1000 m. (Oukassou et al., 2011),

Route : Quitter Zagora vers l’ouest par la piste qui longela plaine de Nchachda. C’est une large plaine caillouteuseévasée à l’est où elle forme un coude recoupé par l’ouedDrâa et bordée au sud et à l’est par le Jbel Bani. Les allu-vions quaternaires couvrent les schistes de l’Ordovicieninférieur du Groupe des Feijas externes. Vers le SW, laplaine se rétrécie en une étroite dépression longée parl’oued El Feija et bordée, au sud par l’imposante barrièreordovicienne du Groupe du Premier Bani, et au nord parles grès du Groupes du Tabanit (fin du Cambrien moyen).

A 12 km de Zagora, à la localité de Tagourt (N30°18'28.77" ;W5°55'59.59"), une piste bifurque vers le nord et pénètredans les reliefs cambriens pour rejoindre la vallée de l’ouedBou Tious et déboucher plus loin dans le massif d’El Graara,au niveau de Guelb Tassawt. Il s’agit de l’ancienne piste re-liant Bou Azzer à Zagora. On n’accédera pas à la bouton-nière par cette voie, mais on continue vers le SW le long de


la feija sur une cinquantaine de kilomètres jusqu’à la bifur-cation de Bou er Rbi’ (N30° 8'28.07" ; W6°20'26.70"). Apartir de là, prendre la piste à droite qui traverse les Grès duTabanit du Jbel Derga par la vallée de l’oued El Mrja. Lapiste suit les méandres de l’oued et s’en écarte au début desGrès terminaux après le village d’El Merja pour les repren-dre au nord de Jbel Lahmar, juste avant le village d’Al Glo’aau sein de la Série Lie-de-vin.

Arrêt J2.1 : Le volcanisme du Cambrien inférieurd’Al Glo’a

(GPS : 30°15'35,42"N ; 6°28'42,81”W)

La base de la couverture cambrienne le long de la bordureSW de la boutonnière de Bou Azzer-El Graara est carac-térisée par la mise en place d’un magmatisme de type al-calin contemporain des dépôts de l’Adoudounien(Choubert, 1952 ; Leblanc, 1973 ; Alvaro et al., 2006). Cesmanifestations sont visibles en deux localités principales :i) la plus étendue et étudiée est celle d’Alougoum (JbelBoho), au sud de Bou Azzer ; et ii) le volcanisme d’AlGlo’a à la terminaison sud-est de la boutonnière. D’autreslaves contemporaines affleurent à une dizaine de kilomè-tres plus à l’ouest, entre les boutonnières de Bou Azzer-ElGraara et de Tazenakht au sein de l’anticlinal adoudouniend’Adrar n-Tirtiwt.

Les roches volcaniques d’Al Glo’a affleurent selon une su-perficie subcirculaire d’environ 50 km2 autour du village

éponyme (fig. 2.2). Elles sont issues d’un paléovolcan quiparait chronologiquement plus récent que celui du JbelBoho puisque ses laves s’intercalent plus haut dans la cou-verture sédimentaire cambrienne, au sommet des Calcairesinférieurs et localement pendant le dépôt des Grès de Ti-kirt (Série Lie-de-vin). De même, on note ici l’absence defaciès plutoniques (syénites) qui caractérisent le paléovol-can d’Alougoum (Jbel Boho). Les deux paléovolcansd’Alougoum et d’Al Glo’a sont cependant connectés entreeux par plusieurs niveaux cartographiables de laves inter-stratifiées dans les Calcaires inférieurs.

Signification du volcanisme infracambrien

Du point de vue de leur géochimie (Soulaimani et al., souspresse, a), les laves d’Al Glo’a correspondent à des rochesbasiques riches en éléments alcalins et présentent un ca-ractère surtout potassique riche en titane, en magnésiumet en fer. Les faciès intermédiaires à acides sont égalementriches en alcalins, avec des teneurs élevées en titane. Lesspectres de terres rares des roches basaltiques à trachy-tiques présentent un fractionnement constant depuis lesterres rares légères jusqu’aux terres rares lourdes avecune faible teneur en Yb. Toutes les laves d’Al Glo’a s’ins-crivent dans le champ des basaltes alcalins intraplaques.

L’âge du volcanisme infracambrien de la boutonnière deBou Azzer-El Graara a été fixé à 534 ±10 Ma (Ducrot etLancelot, 1977) pour le volcan de Jbel Boho, recalculé à


FIG. 2.2 : Vue vers le nord de l’agglomération d’Al Glo’a avec sa palmeraie. Le village est bâti sur les roches volcaniques sombres du complexe magmatique d’Al Glo’a. Audernier plan, les niveaux clairs correspondent aux calcaires adoudouniens.

FIG. 2.2 : North view of the Al Glo'a agglomeration with its palm plantation. The village is built on dark volcanic rocks of the magmatic complex of Al Glo'a. The clearlevels in the background correspond to the Adoudounian limestones.

529 ± 3 Ma (Gasquet et al., 2005). D’autres datations ontdonné des âges de 531 ± 5 Ma pour le sill trachytiqued’Aghbar (Gasquet et al., 2005) et 541 ± 6 Ma pour unbloc de phono-téphrite associée spatialement et généti-quement au volcan du Jbel Boho et prélevé dans la partiebasale de l’Adoudounien à l’ouest de Bou Azzer (Blein etal., 2010). Ces âges se situent autour de la limite conven-tionnelle entre le Précambrien et le Cambrien, fixée à 540Ma (Odin, 1982) ou 542 Ma (ICS, 2009 ; voir Annexe).

Le magmatisme de Jbel Boho-Al Glo’a est un magmatismealcalin intra-plaque qui fait suite à celui de nature calco-alcaline fortement potassique à shoshonitique du Groupede Ouarzazate au Néoprotérozoïque terminal. Il faut sou-ligner que la tendance alcaline s’exprime déjà dans lesderniers termes du magmatisme du Groupe de Ouarzazate(Blein et al., sous presse) et se poursuit ainsi durant leCambrien inférieur. Le volcanisme infracambrien d’Alou-goum-Al Glo’a est interprété comme étant lié à la persis-tance du processus de rifting continental qui caractérise lecontexte géodynamique du Groupe de Ouazzazate (Sou-laimani et al., 2003).

Route : La piste traverse l’agglomération d’Al Glo’a avecses nombreux villages bâtis le long de la belle palmeraiedont la verdure contraste avec les teintes sombres des mon-tagnes environnantes. Admirer au passage les constructionsen pisé, dont les ruines du Ksar Lemrabtine à droite de lapiste. Celle-ci suit les méandres de l’oued Al Glo’a sur lesformations sombres du complexe volcanique qu’on quittebientôt pour parcourir les termes basaux des Calcaires infé-rieurs. A plusieurs endroits, ces calcaires montrent desstructures tectoniques qui soulignent l’importance des mou-vements varisques. Il s’agit d’association de plis et de

failles localisés le long d’accident N-S à N30 (fig. 2.3). A~6 km d’Al Glo’a, on pénètre dans le massif d’El Graarapar le sud du bassin de Trifya.

Arrêt J2.2 : Le bassin néoprotérozoïque supérieur deTrifya (Ediacarien)

(GPS : 30°18'25,25"N ; 6°27'19,26”W)

Le bassin (au sens morphologique) de Trifya (fig. 2.4), àl’extrême SW de la boutonnière précambrienne, est occupépar la Formation de Tidilline. Celle-ci a été définie (Chou-bert, 1963 a ; Leblanc, 1975) comme l’ensemble des sériesnon métamorphiques, clastiques, volcanoclastiques ou vol-caniques, qui reposent en discordance majeure sur le subs-tratum panafricain et qui sont recouvertes en discordanceangulaire par les dépôts du Groupe de Ouarzazate ou di-rectement par les calcaires adoudouniens.

En carte (Soulaimani et al., sous presse, b), il se présentecomme une large dépression ovale dont le grand axeWNW-ESE dépasse les 13 km pour une largeur maximalede 4 km (fig. 2.5A). Il est rempli de dépôts clastiques,conglomératiques dans sa moitié nord, et gréso-silteux danssa moitié sud (fig. 2.5B). La bordure nord du bassin est unefaille qui le sépare des séries de la plate-forme de Bleïdaalors qu’au sud, les unités de Trifya sont recouvertes en dis-cordance angulaire par les dépôts adoudouniens (fig. 2.5C).Les strates, de direction E-W à WSW, sont fortement re-dressées vers le nord. Elles constituent une large structuremonoclinale à fort pendage et à polarité normale, et attei-gnent une épaisseur totale de 3000 m. Ce sont des sériesgrano- et strato-croissantes, fines et gréso-silteuses à la baseet évoluant progressivement vers des dépôts plus grossiers.

Le Groupe de Tidilline, attribué au PII sup. ou PII3 (Chou-


FIG. 2.3 : Exemple de faille N20-30 à jeu inverse décrochant (probablement dextre) associée à un pli dans la partie inférieure de la couverture cambrienne ausud de la boutonnière de Bou Azzer-El Graara.

FIG. 2.3 : An example of reverse N20-30 fault with probable left lateral component, associated with a fold in the lower part of the Cambrian cover, south ofBou Azzer-El Graara inlier.

bert, 1963 b), est considéré comme déposé pendant la phaseterminale du cycle orogénique panafricain (Leblanc, 1975).Il est donc décrit comme une molasse déposée en climat pé-riglaciaire postérieurement à la phase panafricaine majeureB1 et avant la phase tardive B2 (Leblanc, 1975, Leblanc etLancelot, 1980). Hefferan et al. (1992) associe ces dépôts àdes bassins sur décrochements développés au terme de lacollision panafricaine.

Route : La piste remonte l’oued Trifya, d’abord sur desgrès et siltites qui forment une topographie relativementplane puis, après le village de Smara, sur les niveauxconglomératiques qui forment des crêtes plus marquées.Les conglomérats présentent d’abord une stratificationnette, puis ils deviennent chaotiques le long de la bordurenord du bassin. Au terme d’une dernière montée, on arriveau complexe minier de Bleïda avec sa large digue à l’ouest.


FIG. 2.4 : Panorama sur le bassin de Trifya, pris du sud. Au dernier plan à gauche, on aperçoit la couverture cambrienne du flanc NE de la boutonnière de Bou Azzer-El Graara.FIG. 2.4 : Trifya Basin panorama as seen from the south. In the background on the left, the Cambrian cover of the NE side of the Bou Azzer-El Graara inlier can be seen.

FIG. 2.5 : A) Carte géologique du bassin de Trifya (extrait de la carte géologique au 1/50 000 d’Al Glo’a (soulaimani et al., sous presse b) ; B) Log stratigraphique duGroupe de Tidilline dans le bassin de Trifya ; C) coupe transversale.

FIG. 2.5 : A) Geological map of the Trifya Basin, after the Geological map of Al Glo’a scale 1/50 000 (Soulaimani et al., sous presse b) ; B) Stratigraphical successionof the Tidilline Group in the Trifya Basin ; C) Transverse section.

Arrêt 2.3 : La Série de plateforme de Bleïda(GPS : 30°21'13,10"N ; 6°27'19,87”W)

S’arrêter au col pour avoir une meilleure vue sur la crête deJbel Al Orf à l’est, dont la coupe est typique de la « Série deplate-forme de Bleïda ». Cette série appartient au Groupede Tachdamt-Bleïda et correspond à la partie SE des sériescalcaréo-quartzitiques décrites par Neltner (1938), puisChoubert (1963 a) sous le nom de "Système des Calcaires etQuartzites" (Précambrien II2). Equivalent du Groupe deTaghdoute dans les Zenaga (Bouougri et al., 1992 ; Thomaset al., 2004), la série de Bleïda représente les dépôts de pla-teforme du Néoprotérozoïque inférieur-moyen, installée surla marge nord du Craton Ouest-Africain.

Stratigraphie de la Série de Bleïda

La Série de Bleïda a fait l’objet de plusieurs travaux géo-logiques et miniers, du fait qu’elle renferme une minérali-sation cuprifère (Billaud, 1977 ; Leblanc, 1975 ; Mouttaqi,1997). Elle affleure sous forme d’une bande allongéeWNW-ESE sur environ 11 km avec une largeur moyenne de2 km, principalement soulignée par la crête de Jbel Al Orf(fig. 2.6). Ses contacts nord et sud sont faillés, occultantses limites stratigraphiques. A sa base (flanc sud de JbelAl Orf) affleure une alternance de siltites et de carbonatesavec traces de bioturbation, fentes de dessiccation et ridesde courant asymétriques suggérant des apports détritiquesvenant du SSW. Au-dessus stratigraphiquement, vient labarre de grès-quartzites qui forme l’imposante ligne decrête du Jbel Al Orf, à l’est de la mine de Bleïda (fig.

2.5B). Ce sont des grès quartzitiques fins à passage gros-siers chenalisés attestant une polarité normale vers lenord. Ils sont suivis par une alternance de grès et de pélitesà niveaux carbonatés stromatolithiques interstratifiés, puispar des pélites noires sur lesquelles se place enfin l’unitébasaltique sus-jacente. Celle-ci comporte un empilementde coulées basaltiques à aspect massif, dépourvues destructures en coussins, où s’intercalent plusieurs niveauxamygdalaires, des lentilles silto-gréseuses et des tufs(Mouttaqi, 1997). Sur les basaltes repose une série vol-cano-sédimentaire monotone à dominance pélitique, in-tercalée d’horizons pyroclastiques (cinérites et tufs). C’estdans la partie sommitale de ce cycle volcano-sédimentaireque se situe l’horizon minéralisé en sulfures de cuivre.L’unité de Bleïda est coiffée par une série grésopélitiqueà faciès plus grossiers de nature arkosique.

Arrêt J2.4 : La mine de Bleïda(GPS : 30°21'39,57"N ; 6°27'39,37”W)

Route :Après la traversée de l’usine, on accède à la routegoudronnée à partir du bâtiment administratif. Au-delà, onroule sur la terminaison SE de la granodiorite de Bleïda.

Le complexe minier de Bleïda est bâti sur la Série de plate-forme de Bleïda, à la limite orientale de la granodiorite dumême nom qui la recoupe.

Historique minier et gîtologie

Le site cuprifère de Bleïda a été exploité dès le Moyen Âge(Saadi, 1964) comme l’atteste les traces d’anciens travaux


FIG. 2.6 : A) Log synthétique de la Série de plateforme de Bleïda (d’après Mouttaqi, 1997) ; B) Vue vers l’est du District minier de Bleïda avec la crête des Grès etquartzites de Jbel Al Orf, principale formation de la série de plate-forme.

FIG. 2.6 : A) Synthetic log of the Bleïda platform Series (after Mouttaqi, 1997) ; B) Eastern view of the Bleïda mining District with the Sandstones and quarzitespeak of Jbel Al Orf.

(tranchées, scories, traces de fours). L’exploration modernene débuta qu’en 1962 et aboutit à la découverte des pre-miers amas (secteur Bleïda-Sud, 7 zones à 3% Cu). Les tra-vaux furent stoppés de 1968 jusqu’à 1970. Suite à denouveaux travaux de recherches et de reconnaissances en-trepris en 1971, un premier puits a permis de traverserl’amas 5 dans la zone sud et un second puits, des niveauxminéralisés dans la zone nord.Après un nouvel arrêt en 1973, l’étude du gisement a été re-lancée en privilégiant les travaux de surface (cartographie,sondages carottés et percutants). A partir de fin 1976, lesdeux puits sont reliés à leur niveau de base par un travers-bancs de 800 m de long, perpendiculaire à la schistosité etqui recoupe de ce fait toute la série volcano-sédimentairede Bleïda. L’exploitation minière dura encore de 1980 à1997, date à laquelle la mine de Bleïda a cessé ses activités.Les dix-sept années d’exploitation de la mine de Bleïda ontpermis d’extraire 190 000 t de cuivre métal avec de fortes te-neurs de minerai (jusqu’à 9 % Cu).Durant les années 2000, l’infrastructure minière préexis-tante a été utilisée pour l’exploitation du cuivre oxydé pro-venant aussi bien du retraitement des anciennes haldes dela mine de Bleïda que du minerai de la mine à ciel ouvert deJbel La’sal, située à l’est de la boutonnière au sein de lacouverture adoudounienne. La durée d’exploitation projetéesur deux ans a cessé durant l’année 2008.Conditions de gisement : Dans le gisement de Bleïda, Bil-laud (1977) distingue deux zones, avec deux types différentsde minéralisation : i) La zone sud regroupe les gisements si-tués à la base de la série pélitique,à une dizaine de mètres au-dessusdes basaltes tholéiitiques. Lamasse minéralisée se présente enveinules sécantes sur la stratifica-tion et sur les plans de schistosité.La minéralisation concentréedans des failles NE-SW montreune forte remobilisation et uneconcentration tardive ; ii) La zonenord contient la minéralisation laplus riche (9,34 % Cu), localisée àplusieurs niveaux de la Série deBleïda, (pélites et unité schisto-gréseuse). Le minerai, constituéde pyrite, chalcopyrite et bornite,se répartit en plusieurs amas deforme lenticulaire se situant dansune bande étroite.Modèles génétiques : Les pre-mières interprétations génétiquesde la minéralisation cuprifère dudistrict de Bleïda évoquent une

origine primaire dispersée dans les schistes, puis remobi-lisée et concentrée sous l'influence de l'intrusion de la gra-nodiorite de Bleïda (Saadi, 1973). Leblanc (1975) souligneen outre l’aspect stratiforme de la minéralisation en rela-tion avec son encaissant volcano-sédimentaire à signaturegéochimique calco-alcaline. Billaud (1977) fait le lienentre les deux types de minéralisation dans un même cadrepaléogéographique : un domaine de marge continentalepeu profonde au sud, (minéralisation type sud), et un bas-sin marginal au nord (minéralisation type nord). En sou-lignant l’importance des faciès hydrothermaux intercalésà différents niveaux de la série de Bleïda (jaspe, irons-tones, chloritites), Mouttaqi (1997) et Mouttaqi et Sagon(1999) classent la minéralisation cuprifère de Bleïdacomme type SEDEX, mise en place dans un contexte ex-tensif caractérisé par une importante activité exhalative.

Arrêt J2.5 : La granodiorite de Bleïda(GPS : 30°21'54,47" N ; 6°27'36,87”W)

La granodiorite de Bleïda est un massif de forme ovale al-longé NW-SE avec une superficie approximative de 5 km2.Elle s’est mise en place dans la Série de plateforme deBleïda, parallèlement aux structures régionales panafri-caines (fig. 2.7).

C’est une roche à grain moyen et à texture équante, forméede plagioclase, quartz, orthose, biotite, avec apatite et zirconcomme minéraux accessoires. Chimiquement, c’est une gra-nodiorite à caractère potassique. Le spectre des terres raresmontre un important enrichissement en terres rares légères etde faibles concentrations en terres rares lourdes (Soulaimani


FIG. 2.7 : Localisation de la Granodiorite de Bleïda et son encaissant sur une image SPOT.FIG. 2.7 : SPOT image of the Bleïda Granodiorite and its country rock.

et al., sous presse, a). Le massif n’est affecté que parquelques accidents cassants sans aucune déformation péné-trative interne. Il développe une auréole de métamorphismede contact où la croissance des minéraux est nettement pos-térieure à la schistosité régionale S1 (Billaud, 1977).

Datation de la granodiorite de Bleïda La granodiorite de Bleïda a fait l’objet de plusieurs data-tions radiométriques. Par la méthode U/Pb sur un groupede zircon, Ducrot et Lancelot (1979) déterminent l’âge de615 ± 12 Ma. Cette datation est cependant plus ancienneque l’âge de 602 ± 18 Ma obtenu dans l’encaissant méta-morphique de la granodiorite par la méthode Rb/Sr surroche totale (Clauer, 1976). Avec la même méthode, Mrini(1993) lui attribue un âge de 602 ± 18 Ma, mais ce derniera été calculé en incluant d’autres échantillons provenantde la diorite quartzitique au sud de Bleïda, supposéecontemporaine de la granodiorite.L’âge de 579,4 ± 1,2 Ma (Inglis et al., 2004) obtenu par laméthode U/Pb sur monozircons est actuellement considérécomme celui de la mise en place de la granodiorite dansson encaissant, postérieurement à la tectonique panafri-caine. Cette datation est similaire à d’autres âges obtenuspour plusieurs autres massifs post-tectoniques dans lemassif du Siroua, comme la granodiorite d’Askaoun (575± 8 Ma), la tonalite d’Amlouggi (586 ± 8Ma) ou encore ladiorite de Tourcht (579 ± 8 Ma) (Thomas et al., 2002).Route : La route goudronnée quitte rapidement la grano-diorite et continue sur la Série de Bleïda. Cellle-ci est limi-tée au nord par un accident panafricain majeur qui la séparede formations métamorphiques considérées comme des mé-

langes (basaltes, amphibolite, paragneiss fins, schistes etcarbonates) associés au complexe ophiolitique. Ce mélanges’organise en bandes empilées tectoniquement et affectéesd’une schistosité régionale pénétrative. L’ensemble est re-coupé par plusieurs massifs de diorite quartzique (fig.2.1).

La route quitte ce complexe métamorphique et longe le bas-sin synclinal (Fm de Tidilline) d’Ad Dwaissa. Au niveau duvillage se dresse, à droite de la route, un piton élevé (LglebLbyed – Tanldalt, 1434 m). Il s’agit de laves « PIII» (En-core appelées XIII ou NpIII, selon les auteurs et les cartesgéologiques) mises en place au sein des séries de Tichiba-nine-Ben Lgrad. Ces dernières, autrefois attribuées à la sériede Tidelline (Choubert, 1963b), sont reconsidérées commedes séries panafricaines (Leblanc, 1975) à affinité d’arc (Bo-dinier et al, 1984 ; Naidoo et al., 1991). Suivant les derniersrésultats de cartographie géologique (Soulaimani et al., souspresse, a et b), les séries de Tichibanine-Ben Lgrad sont as-sociées à un arc volcanique intra-océanique à affinité tho-léïtique et datées à 761 ± 7 et 767 ± 7 Ma.

Arrêt J2.6 : Le grand dyke de Foum Zguid(GPS : 30°26'32.19"N ; 6°29'48.50”W)

Nous traversons ici (fig. 2.8) une nouvelle fois le grand dykede Foum Zguid (cf. arrêt J1-2). C’est l'un des filons triasico-liasiques majeurs de l'Anti-Atlas, orienté NE-SW et épaisde 100 à 150 m. Il s'étend sur plus de 200 km depuis FoumZguid au SE et jusqu’à Tineghir au NE en traversant lesmassifs de Bou Azzer-El Graara et le Jbel Saghro. Il recoupeverticalement aussi bien le substratum précambrien que sacouverture paléozoïque plissée (Choubert, 1963 b ; Leblanc,1973 ; Hollard, 1973).


FIG. 2.8 : Image du Grand dyke liasique de Foum Zguid qui traverse les séries panafricaines d’El Graara.FIG. 2.8 : The big Liassic Foum Zguid dyke crossing the Pan-African El Graara series.

Dans la boutonnière de Bou Azzer-El Graara, le dyke prin-cipal est accompagné par des dykes parallèles (N30 à N50),puissants de quelques mètres. Un léger métamorphisme decontact se manifeste aux épontes avec développement decornéennes. Selon une coupe perpendiculaire, le dyke mon-tre une grande diversité pétrographique à disposition symé-trique, avec des roches basiques aux bordures qui évoluentvers des termes intermédiaires à acides au centre (Rahimi,1988, Aarab et al., 1994). La roche présente une texture mi-crogrenue, légèrement porphyrique. Les phénocristaux au-tomorphes consistent en clinopyroxènes, olivines et raresplagioclases. La mésostase est formée de plagioclase, cli-nopyroxène et oxydes de fer et/ou titane.

Route : Continuer vers le NW où on retrouve, 500 m plusloin, le prolongement nord du grand dyke à droite de laroute. Ce décalage est lié à un décrochement sénestreN120. C’est ici que prend une piste vers le nord qui longeoued Ar-Rtem vers Agdz. Plus loin, la route longe une dé-pression constituée de siltites (Fm de Tidilline) du bassinsynclinal d’Aït Abdellah, qui devient très étroit vers leNW. Ce bassin est bordé au nord par les séries d’arc de Ti-chibanine et au sud par l’alignement des grès de Tidilline.Arrivé à Aït Ahmane, tourner à gauche et suivre la piste lelong de l’oued Aït Ahmane pour la coupe de la sérieophiolitique.

Arrêt J2.7 : Ophiolite d’Aït Ahmane(GPS: 30°28'52,41"N ; 6°34'46,33”W)

En plus de son intérêt économique, c’est la découverte ducomplexe ophiolitique néoprotérozoïque dans la bouton-nière de Bou Azzer-El Graara qui est à l’origine de sa re-nommée. Il s’agit de l’un des plus anciens complexesophiolitiques connus au monde. Il est fortement démem-bré, mais sa nature de paléo-croûte océanique a été établiepar de nombreux travaux indépendants (Leblanc, 1975 ;Leblanc et Lancelot, 1980 ; Bodinier et al., 1984 ; Admou,

1989 ; Saquaque et al., 1989 ; Naidoo et al., 1991 ; Ingliset al., 2005 ; Gasquet et al., 2008).

L’ophiolite d’Aït Ahmane présente les composantes sui-vantes (Admou, 1989 ; Wafik et al, 2001) : i) des pérido-tites mantelliques (tectonites), recoupées par un essaim defilons basiques et ultrabasiques ; ii) des cumulats basiqueset ultrabasiques ; iii) des gabbros et microgabbros ; iv) uncomplexe filonien ; v) des basaltes et diabases spilitiséset vi) un ensemble volcano-sédimentaire. L’ensemble estrecoupé par des granitoïdes et par un système filonien.

Bien que fortement démembrée, l’ophiolite d’Aït Ahmanemontre donc les termes typiques d’une séquence ophioli-tique classique. Sa dislocation tectonique rend cependantdélicate la reconstitution de sa colonne stratigraphique ini-tiale. La coupe de l’ophiolite d’Aït Ahmane (fig. 2.9) est laplus représentative de toute la boutonnière. Elle est réali-sable selon un transect NE-SW de 2 km le long de la pistequi longe la vallée d’Aït Ahmane. La coupe montre les ca-ractéristiques suivantes : i) absence de succession strati-graphique continue ; ii) termes cumulatifs très réduits ettronqués (fig. 2-10A) ; iii) complexe filonien très rudi-mentaire, les dykes basiques sont encaissés dans des dia-bases et microgabbros et jamais disposés dyke contredyke (fig. 2.10B) ; iv) la séquence mantellique est de typeharzburgitique avec de rares fantômes d’orthopyroxène,de grenat et pas de clinopyroxène ; v) l’unité mantelliquede serpentinites semble être en discordance tectonique surle reste de la séquence ophiolitique.

Route : Reprendre la route vers Bou Azzer, qui longe en-core le couloir occupé par la Fm de Tidilline. Juste aprèsAït Ahmane, les reliefs granitiques, à droite de la route,constituent le massif d’Ousdrate. C’est une diorite quart-zifère datée à 640,8 ± 1,4 Ma et dont la mise en place estconsidérée comme limite maximale des compressions pa-nafricaines (Inglis et al., 2005). Ce massif développe une


FIG. 2.9 : Coupe géologique de l’ophiolite d’Aït Ahmane (d’après Admou, 1989).FIG. 2.9 : Geological cross-section of Aït Ahmane ophiolite (in Admou, 1989).

auréole de métamorphisme de contact dans sa partie sud ausein de la série d’Ousdrate (équivalent probable de cellede Tichibabine-Ben Lgrad). La route suit grosso modo lecontact faillé entre série d’Ousdrate et série de Tidelline.

S’arrêter à 2 km d’Aït Ahmane, une fois un petit pont dépassé,pour examiner l’affleurement situé dans la rivière à droite.

Arrêt J2.8 : Les dépôts périglaciares (dropstones)de Tidilline

(GPS : 30°29'30,99"N ; 6°35'45,19”W)

Au fond de la rivière au nord de la route affleurent des sil-tites conglomératiques de couleur verdâtre englobant desgalets épars (fig. 2-11). La matrice verdâtre correspond àdes grauwakes à matériel mal classé et sans litage appa-rent. Les galets sont de forme bien arrondie et de taille va-riable ne dépassant pas les 50 cm. Ils sont dans la plupartdes cas de nature quartzitique et accessoirement issus de

roches magmatiques diverses du substratum panafricain.Certains de ces galets sont tronçonnés in situ en relationavec la déformation régionale qui affecte l’ensemble de lasérie de Tidilline (fig. 2.10C).

Ces dépôts ont été décrits pour la première fois dans laboutonnière de Bou Azzer-El Graara par Cahen et al.,(1953) comme des tillites et considérés par la suite commedes tilloïdes ou pseudo-tillites par Chumakov (1965). Cesattributions à des dépôts glaciaires sont relativisées par Le-blanc (1975) qui les considère comme des faciès ayant unsimple cachet périglaciaire.

Route : Poursuivre la route vers l’ouest. On quitte rapide-ment le bassin de Tidelline d’Aït Ahmane. A droite sedresse Jbel Bou Arab formé par les roches volcanodétri-tiques du Groupe de Ouarzazate (PIII). Juste après, la routetraverse la grande faille d’Irhtem, l’un des nombreux ac-cidents N70 qui décalent en sénestre l’ensemble des séries


FIG. 2.10 : L’ophiolite d’Aït Ahmane. A) coupe montrant le chevauchement vers le SW des tectonites sur le gabbro ; B) Vue vers le nord du complexe filo-nien d’Aït Ahmane dans des serpentinites ; C) Diorite quartzifère d’Aït Ahmane avec des enclaves basiques étirées ; D) Aspect du gabbro lité ; D) Concen-

tration de chromite dans les cumulats.FIG. 2.10 : The Aït Ahmane ophiolite. A) cross-section showing the SW verging overlap of the tectonites onto the gabbro ; B) North view of the Aït Ahmanesheeted dyke complex in the serpentinit unit ; C) Aït Ahmane quartziferous diorite including stretched basic inclusions ; D) Aspect of the layered gabbro ;

D) Chromite concentration.

précambriennes de la boutonnière. On roule alors sur lemassif de Bou Zben qui fait partie des diorites quartzifèressyn-collisionnelles. Ce massif est daté à 646 ± 6 Ma (Ya-zidi et al., 2008). Au niveau de l’oued n-Tafrawt(N30°30'51.71" ; W 6°40'15.87"), prendre la piste à gauchequi mène vers le village de Tidilline. Avant d’y arriver,s’arrêter après la traversée de l’oued pour examiner les af-fleurements de Tidilline dans l’oued à gauche.

Arrêt J2.9 : La Série de Tidilline à Tidilline(30°30'33.02"N ; 6°39'46.45”W)

Près du village de Tidilline (ou Tidelline), la Fm de Tidil-line est formée par une alternance rythmique de lits mas-sifs à matériel grossier et d’interbancs à matériel silteuxverdâtre (fig. 2.12A). Ces séquences sédimentaires rap-pellent par leur agencement un flysch (turbidites). Les ni-veaux compétents, épais de 2 à 10 cm, correspondent à des


FIG. 2.11 : Tilloîdes dans la Série de Tidilline d’Aït Ahmane : siltites à galets hétérométriques dispersés (dropstones ?). Noter le caractèrepolygénique de la formation. Les blocs de quartzite peuvent dépasser 50 cm de long.

FIG. 2.11 : Tilloids in the Aït Ahmane Tidilline Series : siltites with dispersed polygenic and heterometric pebbles and blocks (dropstones ?).The blocks of quarzites can exceed 50 cm length.

FIG. 2.12 : Série flyschoïde de Tidilline près du village éponyme. - A : alternance de bancs grossiers arkosiques et d’interlits silteux redressés. - B : Plis tardi-panafricains affectant la série.

FIG. 2.12 : Tidilline flysch-like series close to the eponym village. - A : Upright arkosic layers alternating with silty levels. - B : Late Pan-African foldsaffecting the serie.

grauwackes riches en éléments volcaniques qui provien-nent des massifs hypovolcaniques albitophyriques asso-ciés à la base de la Série de Tidilline (Leblanc, 1975).

Ici, ces séries sont très redressées, montrant des strates sub-verticales de direction N145. On peut aussi y observer desplis ouverts, dépourvus de schistosité de plan axial et à axefaiblement plongeant vers le SW (fig. 2.12B).

Route : Faire demi-tour et reprendre la route de Bou Azzerqui est bordée au nord par la grande corniche adoudou-nienne (J. Ifreghs-n-Wanmid). Cette falaise montre un bonexemple de la discordance angulaire qui apparaît par en-droit entre les dépôts volcano-détritiques du Groupe deOuarzazate (PIII) et les calcaires adoudouniens interstrati-fiés avec des laves au Jbel Boho (fig. 2.13).

La route entre ensuite dans le district minier d’Aghbar. A droitede la route, sous la corniche adoudounienne affleure le silld’Aghbar daté à 531 ± 5Ma (Gasquet et al., 2005). La route

vire à droite et traverse les séries carbonatées de la couvertureadoudounienne. On quitte définitivement le massif d’El Graaravers une feija où prend la route d’Agdz (N30°31'53.52";W6°49'35.78"). Pour cette partie du trajet, on consultera leguide du circuit C1 (Nouveaux Guides, vol. 2). On rentre àAgdz où on reprendra le départ pour la journée J3.

Journée J3 : Agdz-Agadir Tissint via Foum Zguid,Alougoum (240 km)

Itinéraire et thèmes (fig. 1.1) : La couverture cambrienne duflanc SW de la boutonnière de Bou-Azzer / El Graara. LeCambrien supérieur d’Alougoum, Le Jbel Bani de FoumZguid et le grand dyke de dolérites liasiques. Le Dévonien in-férieur du Drâa et le Quaternaire (Soltanien) de Tissint.Route and topics (fig. 1.1) : The SW cambrian flank of the Bou-Azzer/El Graara inlier. Upper Cambrien of Alougoum, The JbelBani of Foum Zguid and the Liassic dolerite dyke. The Devonianof the Lower Drâa of the and the Quaternary (Soltanien) of Tissint.


FIG. 2.13 : Discordance des calcaires adoudouniens sur les dépôts volcano-détritiques du Groupe de Ouarzazate (PIII) à la bordure nord de la boutonnière de Bou Azzer.-A : Vue en 3D d’une image Google Earth sur laquelle la discordance est interprétée en termes de blocs PIII basculés vers l’ouest.- B : Photographie d’une partie de cette discordance.

FIG. 2.13 : Adoudounian limestones unconformably deposited on the Ouarzazate Group volcano-detrital deposits (PIII) at the northern edge of Bou Azzer inlier.- A : Google Earth 3D view with the unconformity interpreted in terms of westward tilted blocks. - B : View part of the unconformity.

Route : A la sortie d’Agdz vers Ouarzazate, prendre versl’ouest la route de Bou-Azzer et Tazenakht. La route tra-verse la série du Cambrien moyen, puis longe l’oued Tan-sift. Elle parcourt le synclinal E-W d’Ait Semgane (fig.3.1), un prolongement occidental de celui de J. Kissane,presque au passage Cambrien moyen-Ordovicien (voir lecircuit C1, journée J2, dans le vol. 2 des NouveauxGuides). Le cœur est formé de siltites de l’Ordovicienbasal vert-olive (Or1-2), parfois à intercalations violacées,et les flancs par les grès du Tabanit (Km2) (fig. 3.2). Laroute quitte le cœur du synclinal en direction du SW, auvillage de Tasla puis recoupe son flanc sud.

Arrêt J3.1 : Les grès du Tabanit au sud de Tasla(GPS : 30°33'38,95"N ; 6°45'19,87”W)

La route traverse le Cambrien moyen en cluse (assif Ough-bar). Se garer face à la coupe occidentale de la formationdes grès du Tabanit (Jbel Azegza) qui est ici formée par deuxbarres gréseuses séparées par des siltites. Chaque barre cor-respond à une paraséquence (Ps1 et Ps2, ordre 4) faisant par-tie du cortège de haut niveau marin du Cambrien moyen. Al’intérieur de la première barre, plusieurs séquences de plushaute fréquence sont bien individualisée (fig. 3.3).

Route : L’itinéraire longe ensuite l’assif Oughbar dans ladépression formée par la série des schistes à Paradoxides(Feijas internes, Km1) en direction de l’ouest. Au sud sedressent les reliefs des « Grès terminaux » fortement re-dressés (pendage nord). On traverse ces grès dans la clused’Aghbar.

Arrêt J3.2 : Failles normales à la base des Grèsterminaux d’Aghbar

(GPS : 30°32’6,66"N ; 6°49’35,39”W)S’arrêter en contrebas des Grès terminaux, juste avant unepetite ferme. On est ici au passage de l’étage d’Issafene(Ki2) à celui d’Asrir (Grès terminaux), face à une coupe oùdes grès roses alternent avec des faciès silteux gris et vio-lacés (fig. 3.4). De multiples failles normales ou verticalesENE-WSW à rejet essentiellement nord recoupent les grèset siltites. L’âge de ce type de failles, souvent polyphasées,est difficile à préciser, mais la dislocation des couches dansles bancs de grès affaissés (à gauche de la photo) pourraitêtre le signe d’une activité synsédimentaire (voir aussi vol.2, circuit C1, fig. 2.15). Route :A quelques centaines de mètres plus loin, on arriveà un croisement. Laisser à gauche la route d’Aghbar et


FIG. 3.1 : Extrait de la carte géologique du Maroc au 1/200 000, feuille Ouarzazate-Alougoum, avec la localisation des arrêts 1 à 5. Lé-gende de la couverture cambrienne : (Ad1) : Série de base et dolomies inférieures ; (Ad2) : Série lie-de-vin et grès de Tikirt (Taliouinien);(Ad3) : Calcaires supérieurs stromatolithiques ; (Ki1) : série schisto-calcaire (Fm Amouslek) ; (Ki2) : série schisteuse (Fm Issafene) ;(Ki3) : Grès terminaux (Fm Asrir, passage au Cambrien moyen) ; (Ks1) : Schistes à Paradoxides ; (Ks2) : Grès du Tabanit ; (Adδ, Adt,bleu) : Volcanisme du Jbel Boho. Le détail du Précambrien (x) est donné fig. 2.1.FIG. 3.1: Location of stops 1 to 5 on an extract of the geological map of Morocco (1/200 000, Ouarzazate-Alougoum sheet) : (Ad1): Basalserie and Lower limestones ; (Ad2) : Lie-de-vin serie and Tikirt sandstones (Taliwinian) ; (Ad3 :) stromatolitic Upper limestones ; (Ki1): « Schisto-calcaire » Amouslek Fm ; (Ki2) : Issafene Fm ; (Ki3) : « Grès terminaux », Asrir Fm ; (Ks1) : « Schistes à Paradoxides » ; (Ks2): Tabanit sandstones ; (Adδ, Adt) : Jbel Boho volcanism. For the Precambrian formations (x), see fig. 2.1.


FIG. 3.2 : Vue du flanc nord du synclinal d’Aït Semgane au voisinage de Tassaount. Abréviations comme fig. 3.1, avecOr1-2 : Fm de Fezouata (Groupe des Feijas externes, Ordovicien inférieur).

FIG. 3.2 : View of the northern side of Aït Semgane syncline near Tassaount. Abbreviations as fig. 3.1, with Or1-2 : Fm ofFezouata (Group of Feijas external, Lower Ordovicien).

FIG. 3.3 : Le Cambrien moyen (Km) en rive gauche (rive ouest) de l’assif Oughbar. Km2 : Grès du Tabanit, Ps : paraséquence sédimentaire.FIG. 3.3 : The Middle Cambrian (Km) formations in the western bank of assif Oughbar. Km2 : Tabanit sandstones, Ps : sedimentary parasequence.

FIG. 3.4 : Failles normales NE-SW à la base des Grès terminaux de l’assif Oughbar.FIG. 3.4 : NE-trending normal faults at the base of the « Grès terminaux » of assif Oughbar.

Bleïda et prendre à droite vers Bou Azzer. On longe lecontact des « Calcaires supérieurs » avec la « Série schisto-calcaire » de l’étage d’Amouslek sous-jacent. Les Cal-caires supérieurs constituent le flanc nord d’un anticlinalE-W faillé à cœur de grès de la Formation de Tikirt (Sérielie-de-vin ou Taliwinien). Après quelques virages dansl’Adoudounien en direction sud, l’itinéraire débouche surla boutonnière protérozoïque de Bou-Azzer, décrite dans lecircuit C1 du volume 2 et dans la journée 2 du présent vo-lume. Elle traverse la partie nord de la boutonnière puisrentre dans la couverture. Le Cambrien inférieur constituemaintenant le flanc oriental d’un synclinal. Dans les dé-pôts très proximaux (rides de vagues) de la série silto-gré-seuse lie-de-vin, une faille normale est observable enbordure de la route (fig. 3.5, GPS : 30° 32'30,22"N,7°1'9,42”W). Plus haut, elle entraîne des plis désordonnésdysharmoniques dans les Calcaires supérieurs (Ki1). Cegenre de plis est très fréquent dans la région, et serait reliéà un plissement de grande échelle, décrit par Leblanc(1972) comme le résultat de deux phases tectoniques va-risques successives, mais une origine par glissement syn-sédimentaire n’est pas à exclure dans certains cas, voirl'arrêt J3-4 ci-dessous par exemple. Après avoir traversé les Grès terminaux, qui montrent

aussi des rides de vagues, on rentre dans une vaste dé-pression correspondant au cœur du synclinal NW-SE deTagragra n’Oudmane où affleure le Cambrien moyen(Schistes à Paradoxides). Au croisement, laisser la routede Tazenakht et Ouarzazate et prendre à gauche en direc-tion de Foum Zguid et Tata. On longe le flanc oriental dusynclinal (Cambrien inférieur) qui est également le flancW de l’anticlinal de Bou Azzer (fig. 3.1). A partir deZaouiat Sidi Blal, on commence à circuler le long de labelle vallée de l’assif Tagragra, alors que les reliefs duCambrien inférieur s’individualisent à gauche (SE) de laroute. On passe à côté de villages qui gardent le souvenird’un autre temps (Tagourguint, Amazzr), avec kasbahs aubord de palmeraies, dans un contexte de Cambrien infé-rieur plissé et faillé (fig. 3.6). Plusieurs arrêts peuvent êtrefaits au cours de cette traversée, mais nous allons ici di-rectement jusqu’au village de Aïn Ighil.

Arrêt J3.3 : Le Cambrien du flanc SW de laboutonnière de Bou Azzer

(GPS : 30°26'57,76"N ; 6°56'25,28"W)

Au virage d’Aïn Ighil, la vallée n’est plus encaissée, etl’espace est largement suffisant pour se garer. La vue surle flanc SW de la couverture de la boutonnière de Bou


FIG. 3.5 : Faille normale au sommet de la Série lie-de-vin (Ad2). FIG. 3.5 : Normal fault at the top of the « Série lie-de-vin » (Ad2).

FIG. 3.6 : Vue vers le sud du Cambrien inférieur (Ki)plissé et faillé de Zaouiat Sidi Blal.

FIG. 3.6 : Southward view of the folded and faultedLower Cambrian (Ki) of Zaouiat Sidi Blal.

Azzer se dégage en regardant vers le SE. Le passage duNéoprotérozoïque au Cambrien apparaît en coupe NW-SEdans des formations à fort pendage SW (fig. 3.7). On iden-tifie, de bas en haut : i) les volcanites du Néoprotérozoïqueterminal (XIII), ii) la Série de base de l’Adoudounien(Ad1), iii) les intercalations de roches volcaniques alca-lines du Jbel Boho (Adt), iv) les Calcaires inférieurs (Ad1),v) surmontée des grès de Tikirt (Ad2, Série lie-de-vin).Cette succession traduit une histoire sédimentaire (posté-rieure au volcanisme calco-alcalin tardi-panafricain) dé-crite par Chbani et al. (1999) de la manière suivante (fig.3.8) : comblement de dépressions distensives par la Sériede base, composée de débrites (debris flows) suivis de mi-croconglomérats fluviatiles, distaux à littoraux ; puis cal-caires tidaux où s’intercalent des coulées volcaniques,enfin comblement par des dépôts de plaine littorale gréso-pélitique à chenaux gréseux (Grès de Tikirt).

Route : la route, qui se situe maintenant en rive droite del’assif (rivière), se dirige vers le sud et dépasse Aït Aissa.

Vers l’est (fig. 3.9) affleure la série du Cambrien inférieur,avec les calcaires supérieurs (Ki1) surmontés d’une sériesilto-gréseuse (Ki2), puis des Grès terminaux (Ki3 sur lacarte, mais ils appartiennent déjà au Cambrien moyen).Après un grand méandre, la route entre dans la zone d’AïtMrabet, caractérisée par un vaste affleurement de la Sérielie-de-vin silto-gréseuse, passant à une falaise formée parles Grès de Tikirt puis par les Calcaires supérieurs (Ad3),à la base desquels on devine un plissement dû à des dé-collements (fig. 3.10). L’ensemble fait partie d’un anticli-nal de longueur d’onde kilométrique de direction E-Wdans l’axe d’Ait Mrabet. L’anticlinal s’ennoie vers l’est oùs’individualisent surtout les Calcaires supérieurs. Au-delà,la route suit les grands méandres de la vallée.

Arrêt J3.4 : Les séismites cambriennes de Talat(GPS : 30°23'28,59"N, 6°52'51,61"W)

Amorcer le grand virage à 180° de Talat et se garer. Versl’ouest, un affleurement de Calcaires supérieurs (Ad3)forme une petite butte qui avance dans le méandre. Il estconstitué d’un ensemble marno-calcaire monoclinal, d’unniveau de marnes blanchâtres, puis d’une barre dolomi-tique (fig. 3.11). La base de cette dernière montre des dé-formations intraformationnelles avec des couches plisséeset invaginées dans les marnes. Certains plis déversés versl’est ressemblent à des slumps, mais dans l’ensemble, lesstructures évoquent des figures de charge (load marks) degrande échelle. L’ensemble est scellé par des couchesmarno-calcaires plus calmes. Ces déformations à caractèresynsédimentaire sont dues à des secousses sismo-tecto-niques ayant entraîné une instabilité favorisée par lecontraste de compétence entre les marnes et les calcaires.Dans la littérature de telles structures sont considéréescomme des séismites (Montenat et al., 2007, entre autres).


FIG. 3.7 : La série cambrienne à Aïn Ighil, sur le flanc SW de la boutonnière de BouAzzer, est caractérisée par l’intercalation du basalte alcalin du J. Boho. XIII : Néo-protérozoïque terminal (volcanites), Ad1 : série de base et calcaire inférieurs, Adt :basalte alcalin interstratifié, Ad2 : Série lie-de- vin, ici gréseuse (Grès de Tikirt). (Lesabréviations sont celles de la carte géologique du Maroc au 1/200 000).FIG. 3.7 : Aïn Ighil Cambrian series at the SW side of Bou Azzer inlier, characterizedby the J. Boho alkaline basalt. XIII : Upper Neozoproterozoïc (volcanites). Abbrevi-ations are those of the geological map of Morocco (1/200 000, FIG.3.1).

FIG. 3.8 : Distribution des faciès sédimentaires au passage Précambrien-Cambrien dansla région de Bou Azzer, d’après Chbani et al. (1999). Np : Néoprotérozoïque terminal(PIII), Ad1 : débrites et grès de la série de base, Ad1b : calcaires inférieurs, Ad1v : cou-lées de basalte alcalin ; Ad2 : siltites et grès de Tikirt de la Série lie-de-vin.FIG. 3.8 : Sedimentary facies distribution to the Precambrian-Cambrian transition in theBou Azzer area, according to Chbani et al. (1999). Np : Late Neoprotérozoïc (PIII), Ad1: basal debris flows and sandstones, Ad1b : Lower limestones, Ad1v : Alkaline basalt ;Ad2 : Tikirt siltites and sandstones.

FIG. 3.9 : Vue vers l’est de la série cambrienne d’Aït Assa. Ki1 : Calcaires supérieurs,Ki2 : série silto-gréseuse ; Ki3 : Grès terminaux.

FIG. 3.9 : Eastward view of the Aït Aïssa Cambrian series.

Route : L’itinéraire recoupe la Série lie-de-vin puis les Cal-caires supérieurs en suivant les méandres de l’oued. Aprèsle beau village de Tassettift, il traverse une dernière fois lesGrès terminaux puis débouche à Foum El Ouad (« bouchede la rivière »). Vers le SE et le sud apparaît la série du Cam-brien moyen de la feija interne. La série est ici très subsi-dente et bien organisée en multiples paraséquences (4ème

ordre) qui aboutissent vers le haut au comblement par lesGrès du Tabanit (fig. 3.12). On traverse ces grès où l’on peutfaire de multiples arrêts (voir arrêt suivant).

Arrêt J3.5 : Vue panoramique d’Alougoum et zone àCambrien supérieur-Trémadoc inférieur

(GPS : 30°17'1.67"N ; 6°49'31.47”W)

L’arrêt est situé après le virage, dans la descente, justeavant le village d’Alougoum. Celui-ci est bâti en hauteur,au-dessus d’une belle palmeraie (oued Ben Hmidi). Ce vil-lage est doublement célèbre dans la littérature géologiqueà cause de sa proximité du strato-volcan cambrien de Jbel


FIG. 3.10 : Développement de pélites et siltites violettes de la série « lie-de-vin » (Ad2, Taliwinien) sur leflanc nord de l’anticlinal d’Aït Mrabet.

FIG. 3.10 : Pelites and siltites development within the « lie-de-vin serie » (Ad2, Taliwinian) on thenorthern side of the Aït Mrabet anticline.

FIG. 3.11 : Structures synsédimentaires de type séismites dans les calcaires supérieurs cambriens (Ad3) de Talat.FIG. 3.11 : Seismite-like synsedimentary deformations in the Cambrian Upper limestones (Ad3) of Talat.

FIG. 3.12 : La série du Cambrien moyen fortement subsidente au SE Foum El0ued. Les triangles indiquent la succession des paraséquences qui passent vers

le haut aux Grès du Tabanit.FIG. 3.12 : The strongly subsident Middle Cambrian serie SE of Foum El Oued.The triangles indicate the succession of the parasequences, which pass at the top

to the Tabanit sandstones.

Boho (Journée 2), qui est aussi appelé « volcan d’Alou-goum » (Choubert, 1952), et à cause de l’existence, tout àcôté, d’une des rares zones où le Cambrien supérieur estprésent au Maroc (Destombes et Feist, 1987).

Le problème du Cambrien supérieur

La région d’Alougoum se caractérise par ce que l’on peutappeler « la zone à Cambrien supérieur-Trémadoc infé-rieur » qui correspond à de vaste affleurements situés àl’est et au SE d’Alougoum (fig. 3.13). C’est là que setrouve le Jbel Lamgaismat (ou Lmgaysmat), éponyme de laformation où le Cambrien supérieur a été daté pour la pre-mière fois au Maroc et en Afrique (Destombes et Feist,1987). Cette formation est la plus haute des quatre for-mations du groupe du Tabanit. Elle atteint jusqu’à 35 mde puissance, avec d’abord des conglomérats et grèsconglomératiques, puis des grès plus ou moins grossiers etdes argilites (Destombes, 2006 ; Alvaro et al., 2007). Cettesérie de plateforme peu profonde est surmontée, au-des-sus d’une discordance de ravinement, par des faciès del’Ordovicien basal transgressif (Trémadoc inférieur), ra-rement observables ailleurs dans l’Anti-Atlas. La présencede graviers de ryolithe dans les conglomérats suggère le

soulèvement et l’érosion de massifs précambriens, qui cor-respondraient à l’axe Saghro-Ougnat, épaulement du riftcambrien de la Meseta.

Le hiatus du Cambrien supérieur (« Potsdamien », Fu-rongien) est très général en Afrique du Nord (Algérie, Tu-nisie, Lybie), tandis que l’étage est bien représenté enMeseta ibérique, Montagne Noire, Sardaigne (Alvaro etal., 2007). Notons qu’en Meseta marocaine, des couchesde cet âge ont été reconnues localement au sommet desGrès d’El Hank (équivalent du Tabanit) près de Casa-blanca (André et al., 1987).

A l’arrêt, dans le paysage, on voit vers la gauche l’en-noyage de la série du Groupe du Tabanit (Km2) avec en ar-rière-plan des affleurements du passage Cambriensupérieur-Trémadoc (Ks-Or1) (fig. 3.14). Dans la plaines’individualise la crête du grand dyke de Foum Zguid(Rich Lamgaysam) qui recoupe le Jbel Lamgaismat et sonCambrien supérieur-Trémadoc, et plus loin, l’Ordoviciendu Jbel Bani, au niveau de la cluse de Foum Zguid.

Route : On traverse le village puis on se dirige plein suddans la plaine de la feija externe. Au fur et à mesure, lescrêtes du grand dyke et du 1er Bani s’individualisent.


FIG. 3.13 : Extrait de la carte géologique au 1/200 000 (feuille Ouarzazate-Alougoum) montrant la zone à Cambrien supérieur et Trémadoc inférieur d’Alougoumet le grand dyke de Foum Zguid, avec localisation des arrêts. Même légende que fig. 3.1. A droite : Stratigraphie du passage Cambrien-Ordovicien, d’après Des-

tombes & Feist (1987). FIG. 3.13 : Extract of the geological map (1/200 000, Ouarzazate-Alougoum sheet) showing the Upper Cambrian-Tremadoc zone of Alougoum, the big Foum Zguid dyke,

and the stop location. Same legend as. fig. 3.1. On the right : Stratigraphy of the Cambrian-Ordovician transition, according to Destombes & Feist (1987).

Arrêt J3.6 : Dyke gabbroïque et Formation du1er Bani à Foum Zguid

(GPS : 30°8'4,91"N ; 6°52'48,60"W) et 30°7'13,20"N ;6°52'51,77"W)

Un premier arrêt (sub-arrêt J3.6A) peut-être effectué justeà l’entrée du village d’El Mhamid (GPS : 30° 8'4.91"N,6°52'48,60"W) ; ne pas confondre avec le village homo-nyme au sud de Zagora, cf. J1) et de sa palmeraie pour unevue d’ensemble (fig. 3.15A). Vers le sud, on aperçoit le 1er

Bani (Or4), gréseux et épais, surmontant la formation pé-litique de Tachilla (Or3). L’ensemble est traversé par legrand dyke de Foum Zguid qui provoque des perturbationsdans les couches à son voisinage.

Dépasser El Mhamid (bâti sur une terrasse quaternaire li-moneuse) et continuer jusqu’à l’entrée de la cluse.

Le sub-arrêt J3.6B (GPS : 30°7'13.20"N ; 6°52'51,77"W)est effectué juste au niveau du grand dyke triasico-liasique,déjà rencontré à deux reprises (Arrêt J1.2, et J2-6). Vers leNE, on voit sa prolongation au-delà de la palmeraie sousforme de crête pointant dans la plaine en direction NE-SW(fig. 3.15 B). Ici, il est facilement accessible avec des fa-ciès doléritiques plus frais et massif, sur une épaisseur deplus de 15 m (fig. 3.15C). C’est l’un des derniers affleure-ments du dyke proprement dit, car plus au sud, le magma-tisme de la CAMP est essentiellement sous forme de sillsintercalés dans le Dévonien plissé autour du J.Hamsailikh(fig. 1.1). La géométrie cartographique « plissée » avaitconduit les ancien auteurs à considérer ce magmatismecomme hercynien (cf. Carte géologique du Maroc au1/500 000), ce qui fut rectifié par Hollard (1973).

A partir de l’arrêt, on peut observer aussi vers l’est, au-

delà da la cluse, la coupe de l’Ordovicien inférieur avecles formations de Fezouata (Or1-2), de Tachilla (Or3) etdu 1er Bani Or4 (fig. 3.16).Route : Reprendre la route à travers la cluse vers le sud,vers Foum Zguid. A l’est la succession ordovicienne estcontinue avec un pendage sud. On voit nettement le groupede Ktaoua (Or5, Caradoc) au dessus du 1er Bani (fig. 3.17) :formation gréseuse supérieure du 1er Bani avec les ruinesd’Ouagrou n’Ouqqa, puis formation inférieure pélitique deKtaoua (Or5a), et enfin formation des Grès de RouidAissa (Or5b). Foum Zguid est bâti au revers du Jbel Bani, au contact du2ème Bani avec le Silurien qui forme la grande plaine sudmais qui est caché par les éboulis et les alluvions desoueds. Quelques affleurement de Silurien sont cependantsignalés dans la carte géologique (1/200 000) non loin deFoum Zguid. On continue la route dans la plaine en direction de Mri-mima-Agadir Tissint-Tata. Bientôt, en face, les reliefs del’anticlinal de Jbel Hamsailikh (Ordovicien) se dressentdans la plaine, alors que l’on s’éloigne du Jbel Bani. Ladirection NE-SW de cet anticlinal s’oppose à la direction« ougartienne » NW-SE qu’avait l’Ordovicien du Bani àFoum Zguid et témoigne de la persistance des interfé-rences structurales varisques dans la région (fig. 1.1). Versle NE, on aperçoit les reliefs dévoniens de Jbel Lgara (« encercle »), qui comme son nom l’indique, correspond à unecuvette synclinale circulaire, justement en raison de l’in-terférence précitée. Le Dévonien de cette cuvette se pro-longe d’ailleurs face à la route vers le SW, dans le Jbel ElHaydouria. Mais on ne voit que le Dévonien inférieurgréso-pélitique et gréseux, correspondant uniquement ici


FIG. 3.14 : Vue panoramique vers le sud depuis Alougoum, montrant la formation supérieure du groupe du Tabanit (Fm Azlag, Km2), le Cambriensupérieur-Trémadoc (Ks-Or1), la crête du grand dyke de Foum Zguid, puis le J. Bani.

FIG. 3.14 : Southward panoramic from Alougoum, showing the upper formation of the Tabanit group (Fm Azlag, km2), Upper Cambrian-Tremadoc (Ks-Or1), the Foum Zguid dyke, and the J. Bani.


FIG. 3.15 : A) Vue prise depuis l’entrée d’El Mhamid (au N de Foum Zguid) sur le grand dyke de Foum Zguid recoupant l’Ordovicien (Fm du 1erBani). B) Crête du grand dyke vue depuis El Mhamid. C) Vue rapprochée des dolérites du dyke. Or3 : formation de Tachilla, Or4 : 1er Bani.

FIG. 3.15 : A) View taken from the El Mhamid (north of Foum Zguid) showing the big dyke crosscutting the Ordovician Fms. B) Another view ofthe dyke from El Mhamid. C) Detail of the dolerites of the dyke. Or3 : Tachilla Fm, Or4 : 1st Bani

FIG. 3.16 : Vue vers l’est de l’Ordovicien de Foum Zguid. Même légende que figure précédente, avec Or1-2 : Fm de Fezouata supérieure.FIG. 3.16 : Eastward view of the Ordovician series of Foum Zguid. (see the previous figure for the legend).

aux séquences de plateforme peu profonde, dominée parles tempêtes, du Rich 2 et du Rich 3 (Emsien). Les sé-quences Rich 1 et 4 sont très condensées dans cette zonedistale très peu subsidente à ces époques (Hollard, 1980 ;Ouanaimi & Lazreq, 2008).

Continuer la route jusqu’au pied du J. El Haydouria.

Arrêt J3.7 - Le Dévonien inférieur de Jbel ElHaydouria.

(GPS : 29°55'7,48"N ; 7°2'2,23”W)

S’arrêter juste près le pont qui coïncide presque avec le som-met des grès du Rich 3. Laisser la voiture et marcher vers lenord sur quelques dizaines de mètres jusqu’au sommet desgrès qui présentent un pendage de 20° vers l’ouest. Les grès,riches en fossiles emsiens (Jansen et al., 2004) sont sur-montés d’un niveau de calcaire plus ou moins noduleux trèsfossilifère qui correspond à l’horizon à Sellanarcestes d’âgeEmsien terminal (Hollard, 1980 ; Jansen et al., 2004). Ceniveau représente un intervalle transgressif ubiquiste dansl’ensemble du bassin dévonien inférieur du Drâa (Ouanaimi& Lazreq, 2008). Au-dessus, les faciès du Dévonien moyen(dm : Eifelien) deviennent plus argileux, avec des nodulescarbonatés, et sont recoupés localement par des petits dykesdoléritiques triasico-liasiques passant à des sills.

Route : le circuit emprunte l’axe synclinal NE-SW à cœurde Dévonien moyen situé entre l’anticlinal de Hamsailikh auSE et le dôme ordovicien faillé et fracturé de Tissint au NW,et ce jusqu’à Mrimima. La route tourne ensuite et se dirige

vers le NW, traverse l’oued Tissint (« rivière du sel ») puisle longe entre les richs du Dévonien. Après quelques kilo-mètres, elle débouche dans une plaine quaternaire puis ar-rive à Agadir Tissint, localité dominée par la surfacestructurale du 2ème Bani. Elle recoupe encore une fois toutl’Ordovicien supérieur et moyen ainsi que le 1er Bani, puisvire vers l’ouest et débouche sur une plaine quaternaire cou-vrant l’Ordovicien inférieur (Fm de Tachilla). Au-delà, versle nord, se dressent les petits reliefs du Cambrien moyen.

Arrêt J3.8 - Le Quaternaire d’Akka n’Aït Sidi(GPS : 29°54'29,67"N ; 7°19'47,40"W)

Après le virage, s’arrêter en face du village d’Akka n’AïtSidi avec son beau minaret. Après une marche surquelques dizaines de mètres, une agréable vue s’ouvre surl’oued Tissint encaissé, avec une très belle palmeraie do-minée par le village. Celui-ci est bâti sur une croûte cal-caire quaternaire relativement épaisse, déposée sur deslimons grisâtres peu stratifiés ; ces faciès peuvent corres-pondre à des dépôts soltaniens (Pléistocène supérieur) fré-quents dans les feijas et qui sont incisés par les affluents deoued Drâa (Thorp et al., 2002). En arrière plan, la sériegréso-pélitique de Tachilla est surmontée par les forma-tions gréseuses du 1er Bani (Or4).

Fin de la journée J3. Le coucher se fera soit à Agadir Tis-sint, soit plutôt à Tata (72 km), qui offre plusieurs hôtels.Le début du trajet (~21 km) entre ces localités est décritci-dessous (début de J4). Sur Tata : voir le circuit C4.


FIG. 3.17 : Suite de la coupe naturelle de l’Ordovicien de Foum Zguid montrant les formations (Fm) d’âge Caradoc du sommet du 1er Bani, de Ktaouainférieure (Or5a) et de Rouid Aïssa (Or5b).

FIG. 3.17 : Continuation of the natural cross-section of Foum Zguid showing the Caradoc formations : 1st Bani, lower Ktaoua (Or5a) and Rouid Aissa (Or5b).

Journée J4 : Agadir Tissint-Taliouine viaAgadir Melloul et Tizi n’Tarhatine (180 km)Itinéraire et thèmes (fig. 1.1) : La couverture cambrienneau sud de la boutonnière d’Agadir Melloul. Plis dyshar-moniques et couloir déformé varisque d’Agadir Melloul.Quartzites protérozoïques du Jbel Iguiguil. L’énigme des« dykes » quartzitiques et des conglomérats d’assif n-Wa-rhmoud. Double discordance protérozoïque du Tizi n’Ta-rhatine. Volcanisme néogène de Tikniouine.Route and topics (fig. 1.1) : The southern Cambrian coverof the Agadir Melloul inlier. Dysharmonic folds andVariscan deformed corridor of Agadir Melloul. Protero-zoic quarzites of Jbel Iguiguil. The enigma of the quartzite“dykes” and the conglomerates of assif n-Warhmoud.Double Proterozoic unconformity of Tizi Tarhatine. Neo-gene volcanism of Tikniouin.Route : A partir du dernier arrêt de J3 à Agadir Tissint,continuer vers l’ouest par la route de Tata. On circule à labase de la formation de Tachilla et du Jbel Bani, avec aunord de vastes affleurements quaternaires (Soltanien pro-bable). Dépasser le petit village de Thrite et aller jusqu’aucroisement de Kasba El Joua, à ~15 km d’Agadir Tissint,juste après une petite cuesta de Grès du Tabanit. Au croi-sement, prendre à droite en direction du nord. La route traverse un oued, puis des dépôts limoneux ré-cents, et enfin suit les alluvions de l’assif n’Tfarkhast, avecà l’est et à l’ouest, de petites collines de Grès terminaux.Bientôt, on arrive à la palmeraie du village d’Isserrhine, au

pied d’une colline isolée de Cambrien moyen (Schistes àParadoxides et grès du Tabanit), puis vire vers le NE en di-rection d’Akka Ighen. On traverse cette petite oasis et res-sort juste à l’ennoyage sud de la série des Grès terminaux.

On va maintenant longer l’assif n’Tfarkhast en bordure de lasérie cambrienne monoclinale à pendage sud. Entre AkkaIghen et le village de Bou Semmoum, on traverse des forma-tions de plus en plus anciennes (fig. 4.1) : a) les Grès termi-naux en bancs massifs noirâtres (Ki4, Etage d’Asrir) ; b) laSérie schisteuse (Ki3, étage d’Issafene) ; c) la Série schisto-calcaire (Ki2, étage d’Amouslek), où l’on distingue ici deuxmembres, Ki2a : calcaires et dolomies à litages stromatoli-tiques et à interbancs schisteux, et Ki2b : calcaires plus mas-sifs de type grainstones à interbancs de siltites violettes etgrises ; d) les Calcaires supérieurs à faciès chamois (Ki1,étage de Tiout ou Fm Igoudine) ; e) la Série lie-de-vin (étageTaliouinien) qui apparaît bien au NE de Bou Semmoum.

Bou Semmoum, un petit village arabe implanté en paysberbère, est construit sur un cône de déjection venant re-joindre l’épaisse terrasse quaternaire ancienne de l’assifTfarkhast, recouverte d’une croûte calcaire. Traverser lepont et s’arrêter après 1 km environ.

Arrêt J4.1 : Plis de décollement de Bou Semmoum(GPS : 30°2'46,87"N ; 7°36'3,58"W)

Vers l’ENE, en rive gauche de l’assif, la formationd’Adoudou, beaucoup plus épaisse et distale qu’à BouAzzer (J3), et constituée de barres dolomitiques et inter-bancs marneux, montre des plis pluri-décamétriques à ver-


FIG.4.1 : Extrait de la carte géologique du Maroc au 1/100 000, feuille Agadir Melloul, avec la localisation de la partie sud du trajet J4.FIG.4.1 : Extract of the geological map of Morocco (1/100 000, Agadir Melloul sheet) with the location of the southern part of day 4 (J4) trip.

gence SSE (fig. 4.2). Ces plis sont surmontés par une barredolomitique à faible pendage nord, scellant en quelquesorte les plis sous-jacents avant de plonger à son tour versle sud. Ce type de structure est fréquent dans la région,avec une vergence variable. Il implique des décollementsdysharmoniques, au toit du socle précambrien, dans lasérie de base et entre les barres calcaires adoudouniennes.

Route : la route traverse l’Adoudounien, tourne vers leSW et passe au contact entre Fm Adoudou/Série lie-de-vinou Taliouinien (au pied des Jbel Adarg, Mouchouwaf etAzagzawn).

Le Taliouinien (Tw) est différent de celui de la région deOuarzazate et Bou Azzer ; il est moins détritique et de mi-lieu plus distal. Les détritiques grossiers (du type Grès deTikirt, cf. J2) sont réduits à une barre de grès roses de 20m d’épaisseur maximum, intercalée dans une série essen-tiellement silteuse violacée dont la base montre des pseu-domorphoses de sel (Tw1). Après cet épisode régressif,apparaît un niveau de bancs calcaires dolomitiques à in-terbancs marneux (Tw2), d’une dizaine de mètres d’épais-seur maximum. Ce véritable niveau repère régional estconsidéré comme l’équivalent de la barre de Tata (cf. ci-dessous). A partir de ce niveau, la sédimentation carbona-tée transgressive reprend, avec une alternance de calcaireset dolomies lités et de siltites grises ou violacées (Tw3).Cette alternance passe progressivement aux Calcaires su-

périeurs (Ki1) qui forment l’essentiel des sommets desjbels précités. Plus loin, la route tourne vers le nord en di-rection de Tissafriouine (Tisfriwine).

Arrêt J4.2 : Barre de Tata et Calcaires supérieurs

(GPS : 29°57'47,35"N ; 7°46'20,32"W)

Vers l’est, on aperçoit le Taliouinien (Taliwinien) et lesCalcaires supérieurs former un anticlinal très ouvert, d’axesensiblement E-W (fig. 4.3). La barre-repère de Tata s’in-tercale dans le Taliouinien, une quarantaine de mètres au-dessus des grès Tw1 visibles sur la droite mais en dehorsde la photo. Dans la région, le passage progressif du Ta-liouinien au Calcaires supérieurs est souvent perturbé parun décollement entraînant la formation de plis (notéscomme « slumps » dans la carte géologique au 1/100 000,feuille d’Agadir Melloul).

Route : La route passe le croisement nouvellement gou-dronné d’Imi n’Tatalt puis se dirige droit au nord vers lapointe du Jbel Afajjour.

Arrêt J4.3 : Le Cambrien de la région deTisnassamine

(GPS : 29°59'42,57"N ; 7°47'55,03"W)

S'arrêter avant la pointe pour avoir une vue d’ensemble(fig. 4.4). A droite de la route, vers l’est, la série du JbelAouzou n’Ouzagzaou est la même que celle de l’anticlinal


FIG. 4.2 : Plis de décollement à vergence sud-est dans la Fm d’Adoudou à Bou Semmoum.FIG. 4.2 : South-eastward verging décollement folds in the Adoudou Fm of Bou Semmoum.

FIG. 4.3 : Vue vers l’est de la partie supérieure du Taliwinien et des Calcaires supérieurs (Cambrien).FIG. 4.3 : Eastward view of the Upper Taliwinian part and the Upper Limestones (Cambrian).

précédent, avec le Taliouinien et sa barre de Tata interca-lée, que surmontent les Calcaires supérieurs. Ces calcairesréapparaissent de l’autre côté de la route vers le nord, avecleur couleur chamois caractéristique (fig. 4.5). L’endroit,sans déformation, est propice à une coupe de détail de cetteformation constituée de bancs dolomitiques à laminationsstromatolitiques et d’interbancs de rythmites dolomitiqueset marneuses, sur environ 50 m d’épaisseur. Au sommet, letaux de marnes augmente et les bancs carbonatés s’espa-cent sur une dizaine de mètres avant de passer à la forma-

tion schisto-calcaire inférieure (a), qui elle-même passe di-rectement au membre supérieur (b). Au loin, vers le NW,on aperçoit la Série schisteuse et les Grès terminaux de lacuvette synclinale N-S d’Imi n’Tatalt.

Route : La route côtoie des Calcaires supérieurs, puis valonger la rive ouest de l’assif n’Ougni n’Tisfriouine et sedirige vers le village-oasis de Tisnassamine au niveau du-quel elle va recouper le membre supérieur de la Sérieschisto-calcaire, la Série schisteuse puis les Grès termi-naux ; de multiples arrêts peuvent être effectués (fig. 4.4).On traverse la petite plaine de Tisnassamine, formée d’uneterrasse quaternaire couverte d’une croûte calcaire, puison se dirige vers Tissafriouine, toujours à travers des facièsde Grès terminaux. Au loin, vers le nord, apparait une cu-vette synclinale, dont les formations du Cambrien inférieurforment le pourtour, et les Grès terminaux, le cœur.Quelques virages plus loin, on arrive à Tissafriouine et onquitte les Grès terminaux dont on voit la base vers l’ouest(vers les ruines), la Série schisteuse et le terme supérieur(b) de la Série schisto-calcaire. Pendant quelques kilomè-tres, la route circule dans la Série schisto-calcaire infé-rieure, et finit par recouper les Calcaires supérieurs. Cesderniers sont affectés par une zone de faille E-W (fig. 4.4)qui se prolonge loin vers l’ouest, où elle recoupe les plisvarisques N-S, et vers l’est, où elle va traverser les bou-tonnières précambriennes orientales.

Le compartiment nord est beaucoup plus raccourci que lecompartiment sud, avec des plis serrés de direction NNE-SSW. C’est au cœur du couloir le plus plissé et faillé de larégion que va passer la route : le couloir d’Agadir Melloul.On entre dans une zone où le Cambrien est très compriméentre deux antiformes du socle précambrien, le Taliouinienformant un synclinorium bordé à l’est (J. Amane Melloul-nine) et à l’ouest par la formation d’Adoudou en plis dé-versés avec une double vergence de part et d’autre de l’axedu couloir (apparence de structure en fleur). Au cœur ducouloir, on voit nettement l’Adoudounien en anticlinal dé-versé à l’ouest chevaucher la Série lie-de-vin, dans laquellela barre de Tata est replissée en synclinal également dé-versé (fig. 4.6), arrêt optionnel GPS : 30°8'43,26"N ;7°49'26,64"W)


FIG. 4.4 : Localisation des arrêts 4.3 à 4.5 sur un extrait de la carte géologique duMaroc au 1/100 000, feuille Agadir Melloul. AM : Agadir Melloul.

FIG. 4.4 : Localization of the stops 4.3 to 4.5 on an extract from the geological mapof Morocco (1/100 000, Agadir Melloul sheet). AM : Agadir Melloul.

FIG. 4.5 : La partie supérieure de la série du Cambrien inférieur () du J. Afajjour, région de Tisnassamine (cf. arrêt 4.3). FIG. 4.5 : Upper part of the J. Afajjour Lower Cambrian Tisnassamine area.

On traverse la cuvette et on entre dans des gorges à dolo-mies adoudouniennes et derniers témoins violacés du Ta-liouinien basal. Quelques lacets permettent de monter etde se dégager des gorges.

Arrêt J4.4 : L’Adoudounien déformé du couloird’Agadir Melloul au Tizi n’Ounzour(GPS : 30°11'27,75"N ; 7°48'42,92"W)

S’arrêter au Tizi n’Ounzour après le dernier virage en lacetpour avoir la meilleure vue vers le sud. Nous sommes dansle prologement du couloir déformé parcouru depuis l’arrêtoptionnel précédent. Les barres de l’Adoudounien mon-trent des plis déversés vers l’est, voire même couchés parendroit (fig. 4.7). Pour voir plus de détails, descendre àpied les virages (jusqu’au point indiqué par la flèche, fig.4.4). En face vers le sud, la déformation est plus intenseavec développement d’une schistosité N-S (fig. 4.8) dansles interlits marneux et des plis de géométrie diverse, àaxes faiblement ou fortement plongeants. Divers critèrescinématiques montrent que les mouvements le long ducouloir d’Agadir Melloul ne sont pas uniquement trans-verses mais qu’ils présentent une forte composante laté-rale : il s’agirait d’une zone décro-chevauchante dextre.

Route : Entreprendre la descente vers le nord. Devant nouss’étalent la boutonnière d’Agadir Melloul. Un arrêt option-nel, par exemple au point (30°11'21,11"N ; 7°48'47,21"W)permet d’avoir une vue d’ensemble sur cette boutonnière qui,à l’image de la majorité des autres boutonnières de l’Anti-Atlas au sud de l’Accident majeur, constitue une dépressionoù le substratum paléoprotérozoïque est souvent masqué par

une fine pellicule de dépôts quaternaires. La dépression (11km de long sur 3 km de large au maximum) est entourée pardes corniches carbonatées adoudouniennes. Elle correspondà un granite qui recoupe un encaissant micaschisteux et mig-matitique, l’ensemble étant recoupé par un important réseaude dykes basiques (cf. fig. 4.11). Ces derniers se mettent enplace probablement selon plusieurs générations durant lesdifférents épisodes magmatiques précambriens.

La bordure ouest du massif d’Agadir Melloul correspondà une faille inverse N-S qui fait remonter le socle contre laFm d’Adoudou du J. Agadir Amghar, d’aspect monocli-nal, à pendage moyen vers l’est. Cette faille est dans laprolongation de celle décrite précédemment dans le col, et


FIG. 4.6 : Vue vers le NE de Jbel Amane Melloulnine, au N de Tisfriouine, montrant un chevauchement à vergence ouest de la Fm d’Adoudou sur le Taliouinien.FIG. 4.6 : North-easternward view of Jbel Amane Melloulnine, north of Tisfriouine, showing a westward thrust of the Adoudou Fm on the Taliwinian.

FIG. 4.7 : Vue transversale du couloir déformé d’Agadir Melloul au Tizi n’Ounzour. FIG. 4.7 : Transverse view of the deformed corridor of Agadir Melloul at Tizi n’Ounzour.

FIG. 4.8 : Exemple de pli dans l’Adoudounien du couloir déformé d’Agadir Melloul à Tizin’Ounzour : plissement dysharmonique, anisopaque au cœur du pli, où se développe unclivage schisteux (S1). L’axe plonge vers le sud. Le stylo à droite donne l’échelle.FIG. 4.8 : Example of folds in the Adoudounian deformed corridor at Tizi Ounzour :Decollement anisopach folding, and development of syn-folding schistosity (S1).The axis plunges towards the South. Black pen on the right for scale.

du chevauchement d’Amane Melloulnine (fig. 4.7). Pourla réexaminer de près, prendre la piste à gauche, près del’école, au point GPS : 30°12'53,91"N, 7°47'56,15"W, etmonter jusqu’au village d’Anzour.

Arrêt J4.5 : L’Adoudounien déformé du couloird’Agadir Melloul : la faille d’Agadir Melloul

(GPS : 30°12'49,47"N ; 7°48'16,81”W)Le village est édifié sur la faille qui sert de drainage deseaux comme le montre l’un des puits creusé à son aplomb.On voit ici le socle remonter contre l’Adoudounien maisles quelques miroirs de faille observés n’ont pas montré decritères cinématiques clairs. Entrer dans le thalweg du vil-lage et traverser quelques dizaines de mètres de dolomies àfort pendage vers l’est. Les structures liées à la faille lesplus évidentes sont les bancs dilacérés en boudins (fig. 4.9)et les lits siliceux plissés. Plus haut dans le thalweg, on ren-contre une intercalation de brèche monogénique à cimentcarbonaté (fig. 4.10). Ce faciès, issu de la fragmentationprécoce de dolomies à stromatolithes, est probablement lereflet d’une activité sismique régionale au Cambrien infé-rieur, peut-être liée à l’activité de la faille d’Agadir Mel-

loul elle-même, qui serait dans ce cas une ancienne faillenormale à regard est.

Du village, profiter de la vue sur la boutonnière surmontéevers l’est par le NpIII, lui-même recouvert par l’Adou-dounien carbonaté (fig. 4.11).

Route : Revenir sur la route goudronnée et prendre àgauche vers Agadir Melloul. Au niveau de ce village, deuxpistes prennent le départ, l’une vers l’ouest, allant à la bou-tonnière d’Izazene et qui se prolonge dans le massifd’Igherm, et l’autre à l’opposé vers l’est qui atteint la bou-tonnière d’Iguerda-Tayfast. Dans les deux cas les accèssont difficiles et des véhicules adaptés sont nécessaires.On continue vers le nord pour longer les méandres del’oued qui contournent le flanc est de l’impressionnantAdrar Iguiguil qui se dresse à notre gauche (fig. 4.11).

Arrêt J4.6 : L’Adrar Iguiguil, paléorelief quartzitiquedisloqué à la fin du Néoprotérozoïque(GPS : 30°14'20,75"N ; 7°49'57,27"W)

Le massif quartzitique d’Adrar Iguiguil (2323 m) constitueun relief isolé (comme son nom l’indique : « montagne or-pheline », en berbère) au sein d’une topographie moins pro-noncée. C’est un massif subcirculaire d’environ sixkilomètres de diamètre, entouré par les niveaux conglomé-ratiques du Groupe de Ouarzazate. Les quartzites du Mas-sif d’Iguiguil appartiennent au Groupe de Taghdoute-Lkest,équivalent de Tachdamt-Bleïda déjà évoqués dans la bou-tonnière de Bou Azzer-El Graara (J2). Ici, les faciès sont àdominante quartzitique, intercalés de sills basiques. L’unedes caractéristiques des séries quartzitiques d’Adrar Igui-guil est leur disposition subconcentrique en paliers succes-sifs à topographie décroissante du centre du massif vers lapériphérie (fig. 4.12, A et E). Cette disposition semble le ré-


FIG. 4.9 : Banc de calcaire dilacéré en boudin dans la zone de faille d’AgadirMelloul au village d’Anzour. So : stratification.

FIG. 4.9 : Boudinaged calcareous layer in the Agadir Melloul fault zone atAnzour village. So : stratification.

FIG. 4.10 : Brèche monogénique de plate-forme (dolomies à stromatolihes frag-mentée, ciment carbonaté) dans la Fm d’Adoudou redressée contre la faille

d’Agadir Melloul.FIG. 4.10 : Carbonate monogenic breccia (fragmented dolomites with stromatolites,

calcareous matrix in the upright Adoudou layers in the Agadir Melloul fault.

sultat d’un découpage du massif quartzitique par des faillesnormales à sens d’effondrement divergent (fig. 4.12D). Toutautour du massif d’Iguiguil, les blocs basculés sont noyésdans des dépôts bréchiques constitués exclusivement d’élé-ments de quartzites (fig. 4.12B). Ces derniers évoluent pro-gressivement vers les niveaux volcano-détritiques duGroupe de Ouarzazate qui sont recouvert en concordancepar les dépôts carbonatés adoudouniens. Localement, onpeut observer le contact direct entre les quartzites et leursubstratum granitique paléoprotérozoïque (fig. 4.12C).

L’Adrar (Jbel) Iguiguil constitue un exemple de paléoreliefquartzitique néoprotérozoïque progressivement ennoyésous ses propres débris, puis par le reste de la successiondu Groupe de Ouarzazate. Les failles normales sub-concentriques qui affectent les quartzites ont contrôlé lasédimentation des dépôts conglomératiques lors du riftingfini-précambrien, reconnu ailleurs dans l’Anti-Atlas (Tho-mas et al., 2002 ; Soulaimani et al., 2003).

Route : La route prend une direction NE dans la petiteboutonnière de Tamallakout, souvent annexée à celled’Agadir Melloul. La corniche adoudounienne qui les sé-pare (J. Agoutiy), à droite de la route, est jalonnée par unegrande faille hercynienne NE-SW qui coupe aussi bien les

calcaires que le substratum et se prolonge au SW dans leflanc est de l’Adrar Iguiguil où elle met en contact lesquartzites contre les pyroclastites du Groupe de Ouarza-zate. Le socle montre des facies diverses, granitiques,gneissiques et migmatitiques. La route monte et descendau rythme des crêtes des filons basiques qu’elle traverse.

Arrêt J4.7 : Barres de quartzites dans le soclegranitique

(GPS : 30°17'10,64"N ; 7°47'17,64"W)

La plus spectaculaire de ces barres quartzitiques verticalesà apparence de filon correspond à une muraille alignéeN160 à N-S (fig. 4.13). Cette barre est épaisse d’une di-zaine de mètres, longue de plusieurs centaines de mètres.Elle est formée de quartzite plus ou moins congloméra-tiques, montrant un litage vertical, et de brèches de quart-zite finement cimentée. Cette lithologie est celle desquartzites néoprotérozoïques, couverture de plateforme dé-posée sur le socle granitique. Cependant, la coupe ne laisseaucun doute sur l’insertion des quartzites sous forme delame lenticulaire dans le granite et écarte l’hypothèsed’une butte-témoin posée sur le substratum. De plus, lagéométrie de cette muraille, linéaire ou légèrement courbeen carte, avec des terminaisons lenticulaires ne peut s’ex-


FIG. 4.11 : Localisation des arrêts sur un extrait de la carte géologique du Maroc au 1/100 000, feuille d’Agadir Melloul.L’itinérarire est du sud vers le nord.

FIG. 4.11 : Location of the stops on an extract of the geological map of Morocco (1/100 000, Agadir Melloul sheet).The way is from south to north.

pliquer que par l’implication d’une structure tectoniqueayant piégé dans le granite sa propre couverture quartzi-tique (méga-fente ou mini-graben néoprotérozoïque, com-primé pendant l’orogenèse varisque ?).

Plusieurs autres « filons » analogues ont été observés dansl’Anti-Atlas centre-occidental, plus à l’est dans cette mêmeboutonnière mais aussi plus loin dans la boutonnière orien-tale d‘Iguerda. Dans les boutonnières occidentalesd’Igherm et d’Aït Abdellah, des lentilles de quartzites ontété décrites mais cette fois-ci emballées dans les conglo-mérats du Groupe de Ouarzazate. Ces dernières lentillesont été interprétées comme des olistolites mis en placedans des bassins fini-précambriens (Soulaimani et al.2001). Les structures en pseudo-filons, étrangement enra-cinées dans le substratum PI, n’ont fait l’objet d’aucun tra-vail d’ensemble et leur origine reste inexpliquée. Ici, lagenèse de ces pseudo-filons est sans doute à mettre en rap-port avec leur proximité d’Adrar Iguiguil, et avec une dis-location extensive néoprotérozoïque d’ampleur régionale.

Route : On continue à rouler dans la boutonnière sur en-viron 5 km. Avant de gravir le col Tizi n-Ouzarza, où seferme la boutonnière d’Agadir Melloul, noter le contactconcordant entre le Néoprotérozopïque terminal (NpIII) etla Fm d’Adoudou.

Arrêt J4.8 : Vue de la boutonnière du col deTizi n-Ouzarza

(GPS : 30°19'36,71"N ; 7°45'42,29"W)L’arrêt au col Tizi n-Ouzarza (fig. 4.11) permet d’avoir unelarge vue sur la partie nord de la boutonnière de Tamalla-koute (dépendance de celle d’Agadir Melloul). Devant nouss’étale la dépression formée de roches cristallines paléo-protérozoïques, recouvertes d’une pellicule quaternaire dis-continue que les habitants labourent pour la culture dusafran. Au dernier plan se dresse l’Adrar Iguiguil (quart-zites et sills du Néoprotérozoique inférieur). La boutonnièred’Agadir Melloul s.str. est située au sud de l’Adrar Agou-tiy. Au col, on est sur des couches volcano-détritiques duGroupe de Ouarzazate (NpIII) qui reposent, plus bas, en


FIG. 4.12 : Les quartzites néoprotérozoïques de l’Adrar Iguiguil ; A) image spatiale 3D (google map) montrant la forme subcirculairede l’Adrar Iguiguil ; B) Aspect de la brèche quartzitiques qui repose sur les quartzites du massif ; C) Contact stratigraphique des quart-zites sur les granitoïdes du socle paléoprotérozoïque ; D) Flanc nord d’Adrar Iguiguil montrant des barres de quartzites basculées ; E)vue générale du massif (regard vers le SW).FIG. 4.12 : Neoproterozoic quartzites of Adrar Iguiguil ; A) 3D space image (google map) showing the sub-circular form of Adrar Igu-iguil ; B) Aspect of quartzite breccias overlying the Iguiguil massif ; C) Stratigraphic contact between the quartzites and their Pale-oproterozoic basement ; D) Tilted quartzites bars in the northern edge of Adrar Iguiguil ; E) Southwestward general view of theIguiguil massif.

discordance majeure sur le substratum paléoprotérozoïque.Ce sont des couches pyroclastiques rouges faiblement in-clinées vers le NE. Elles sont surmontées en concordanceparfaite par les premiers niveaux carbonatées adoudou-niens. Plusieurs filons N-S remplis de quartz à oligiste re-coupent perpendiculairement cette transition socle/couverture ; certains sont exploités quelques centaines demètres plus à l’est, à proximité du village Amadghar.Route : Juste après le col, la route traverse le contactconcordant NpIII/Adoudounien. Ce dernier débute direc-tement, sans série de base, par sa formation carbonatée,soulignée par des chenaux bréchiques d’épaisseur mé-trique. On traverse rapidement l’Adoudounien pour dé-boucher sur la plaine quaternaire d’Al Ain, composée deterrasses, de cônes et de croûtes calcaires. Vers l’ouest af-fleure l’Adoudounien, et vers l’est, le Taliouinien et lesCalcaires supérieurs du flanc occidental du synclinal d’AlAïn, dont la forme est quadrangulaire en carte (fig. 4.14).Cette géométrie régionale en « boîte à œufs » découle, soitd’interférences de phases tectoniques, soit d’un découpagepréalable du socle par des failles croisées, soit d’une com-binaison de ces facteurs. Le long du trajet, on aperçoit de loin le village de Tamda,les palmeraies d’Ighir et de Tasga. Après un virage, on ar-rive à Ifri. A l’entrée de ce village (sub-arrêt optionnel,GPS : 30°26'30,50"N ; 7°50'40,53"W), de beaux plis à ver-gence sud affectent l’Adoudounien de la bordure sud du

massif d’Ighry (fig.4.15). La zone d’Ifri se caractérise parune falaise de Néoprotérozoïque terminal surmontée parl’Adoudounien ; la partie occidentale de la falaise présenteune source ayant généré d’épais dépôts travertineux, dontles grottes sont parfois aménagées en entrepôts ou azib(fig.4.16). Après Ifri, la route circule dans du Quaternaireencroûté avec, à l’est, la falaise précambrienne et ses tra-vertins, à l’ouest, l’Adoudounien qui est ici en discordanceangulaire sur le Néoprotérozoïque terminal (sub-arrêt op-tionnel, GPS : 30°26'52,76"N ; 7°50'48,22"W). En face,un relief de phonolites tertiaires apparaît (J. Wawkida).

A l’embranchement des routes de Taliouine-Taroudant etTazenakht-Ouarzazate, prendre vers l’est en direction deTazenakht. Bientôt apparaît la corniche NpIII/Adoudou-nien au SE et en face le Néoprotérozoïque de l’Adrar Ta-koucht avec ses séries monoclinales (sommet à antennes).La route se dirige vers le centre administratif d’Ighriyqu’on traverse rapidement. Juste après, prendre la piste àdroite qui bifurque au niveau du marabout de Sidi Hus-sayn (GPS : 30°27'48,10"N ; 7°42'57,82"0) et remonterl’assif n-Warhmoud vers le SE sur 1 km. Parquer le véhi-cule sur la piste et descendre dans l’oued.

Arrêt J4.9 : Conglomérat de l’assif n-Warhmoud(GPS : 30°27'27,49"N ; 7°42'45,11"W)

La rivière assif n-Warhmoud a entaillé des terrasses en-croûtées quaternaires et fait apparaître un substrat consti-


FIG. 4.13 : Vue panoramique d’un pseudo-filon de quartzite conglomératique enraciné verticalement dans le substratum granitique paléo-protérozoïque dans la partie NE de la boutonnière d’Agadir Melloul, regard vers le NW.

FIG. 4.13 : Northwestward view of the conglomeratic quartzite pseudo-dyke, vertically rooted in the Paleoproterozoic granitic basementin the northeast part of the Agadir Melloul inlier.

tué par un spectaculaire conglomérat polygénique(fig.4.17A). C'est un dépôt d'âge NpIII à éléments de na-ture et taille très variables, celle-ci atteignant plusieurs m3.Les éléments de forme anguleuse à subarrondie sont de na-ture granitique, gneissique, migmatitique ou basique etsont emballés dans une matrice gréseuse à microconglo-mératique rouge (fig.4.17B). Les éléments montrent loca-lement une imbrication apparente qui suggère un courantdu SE vers le NW. Les différents éléments représentent lesfaciès habituels qu’on retrouve dans les boutonnières voi-

sines plus au sud (Agadir Melloul, Iguerda). Ils provien-nent donc de l’érosion d’un substratum précambrienproche, ce qui s’accorde avec le caractère grossier dudépôt. On note cependant l’absence d’éléments de quart-zite, bien que les affleurements quartzitiques de l’AdrarTakoucht soient peu au nord. Ce conglomérat provientainsi de l’érosion du substratum profond après une impor-tante exhumation.Route : Revenir par la même piste jusqu’à la route princi-pale et prendre vers l’est jusqu’au col Tizi-n-Tarhatine.


FIG. 4.14 : Localisation du trajet et des arrêts (J4, fin) sur un extrait de la carte géologique du Maroc au 1/100 000, feuille d’Agadir Melloul.FIG. 4.14 : Location of the stops (during the end of day 4) on an extract of the geological map of Morocco (1/100 000, Agadir Melloul sheet).

FIG. 4.15 : Plis à vergence sud dans la Fm d’Adoudou à la bordure sud-ouest de la boutonnière d’Ighry, près d’Ifri.FIG. 4.15 : Southward vergent folds in the Adoudou Fm at the southwestern edge of the Ighry inlier, close to Ifri.

Arrêt J4.10 : La double discordance du Tizin’Tarhatine

(GPS : 30°27'19,17"N ; 7°40'30,37"W)Le Tizi-n’Tarhatine est le col que franchit la route natio-nale (N10, ex-P32) entre Taliouine et Tazenakht. Il estconseillé de parquer son véhicule avant ou après le col, carle manque de visibilité rend la circulation, à cet endroit,particulièrement dangereuse. Dans les deux cas une petitemarche est nécessaire pour accéder à l’affleurement. Le Tizi-n’Tarhatine est l’un des sites géologiques les plusvisités de l’Anti-Atlas, depuis que L. Neltner y a décrit,dès 1938, une double discordance, d’une part entre lesquartzites de « l’Algonkien » (notre Néoprotérozoïque in-férieur) et les micaschistes de « l’Archéen » (en fait, le Pa-léoprotérozoïque), et d’autre part entre « l’Algonkien » et« l’Infracambrien » (Adoudounien, Cambrien inférieur).La première discordance est visible sur la coupe le long duversant nord de l’oued à gauche de la route (fig. 4.18). Ellemontre d’une façon spectaculaire une pile de strates quart-zitiques (J. Tayssa) reposant en discordance majeure surun substratum micaschisteux à foliation redressée. Au-delàdans le massif du Tayssa, les quartzites restent disposés encrêtes parallèles alignées NE-SW sur plusieurs kilomètres,formant ainsi une épaisse pile en pendage moyen vers leNW. Il est probable que plusieurs accidents (chevauche-ments ou failles normales) soient responsables de cettegrande puissance. Pour observer les formations du socleancien (chaîne éburnéenne), une coupe s’offre le long dela route sur son parement sud. Il s’agit de schistes et mi-caschistes contenant par endroit des minéraux de méta-morphisme de contact. Plusieurs filons de pegmatite depuissance métrique sont boudinés dans les plans de folia-tion, et par endroit plissés. Des dykes basiques se mettenten place parallèlement aux plans de foliation.

Pour analyser le contact entre socle et quartzites, il fautdescendre dans l’oued et escalader son versant nord. Lespremiers niveaux quartzitiques sont dépourvus d’horizonconglomératique, mais la présence de poches d’arkosesconglomératiques rubéfiées suggére une discordance su-baérienne. Des fentes de dessication sont d’ailleurs pré-sentes dans les quartzites eux-mêmes (Choubert et al.,1970). Cependant, plusieurs critères montrent que cettediscordance a été remobilisée ultérieurement (stries sub-horizontales, fentes en échelon, cataclase à la base desquartzites et perturbation de la foliation à l’approche de cecontact). La présence d’un décollement entre socle ancienet couverture quartzitique est d’ailleurs impliquée par leplissement de la couverture quartzitique observé juste auNW (Choubert et al., 1970). Notons que dans les autresboutonnières de l’Anti-Atlas (excepté localement danscelle d’Agadir-Melloul ; cf. fig. 4.12C), le contact quart-zites-socle ancien est avant tout de nature tectonique (ci-saillement, chevauchement, faille normale), ce qui fait toutl’intérêt du Tizi n’Tarhatine, où la remobilisation de la dis-cordance est restée modérée.


FIG. 4.16 : Les travertins d’Ifri (vue vers le SE). Noter l’aménagement d’habita-tions troglodytes.

FIG. 4.16 : South-eastward view of the Ifri travertines. Note the troglodytic caves.

FIG. 4.17 : Le conglomérat de l’assif n-Warhmoud ; A) Vue du conglomérat néo-protérozoïque (NpIII) sous les terrasses encroûtées incisées par la rivière ; B) Dé-tail du conglomérat polygénique et hétérométrique.FIG. 4.17 : The assif n-Warhmoud Late Neoproterozoic conglomerates ; A) View ofthe conglomerate under the quaternary encrusted terraces incised by the assif(river) ; B) Detail of the polygenic and heterometric conglomerates.

On soulignera à cette occasion l’absence de tout dépôt at-tribuable au Mésoprotérozoïque, ici comme dans tout ledomaine ouest-africain (cf. Gasquet et al., 2005, 2008).Un hiatus de plus d’un milliard d’années est donc exposédans le site du Tizi n’Tarhatine, entre le socle éburnéen(~2Ga) et sa couverture néoprotérozoïque (< 1Ga).

Depuis le versant nord de l’oued, on observera aussi, sur leversant opposé, la seconde discordance du Tizi-n-Tarhatine (fig. 4.19). Les micaschistes du socle, à foliationredressée, sont recouverts à l’ouest par des dépôts volcano-détritiques (NpIII) qui se trouvent rapidement biseautés versl’ENE par la transgression des carbonates adoudouniens.Ces derniers recouvrent aussi bien le socle paléoprotéro-

zoïque (Eburnéen) que les quartzites néoprotérozoïques surtout le flanc oriental du J. Tayssa. Les quartzites de JbelTayssa constituaient donc un paléorelief avant la premièretransgression marine cambrienne.Route :Quitter le Tizi-n-Tarhatine et se diriger vers l’est entraversant l’Adoudounien. Avant d’arriver aux reliefs desCalcaires supérieurs, prendre une piste à gauche (GPS :30°27'37,68"N ; 7°37'25,87”W). Elle circule vers le NEdans du Quaternaire recouvrant partiellement la Série lie-de-vin (Taliouinien). En face se dresse une première col-line coiffée par une coulée phonolitique sombre. Poursuivrela piste jusqu’à la deuxième colline de Tikniouine et mon-ter jusqu’au pied de la falaise. Cette dernière est un lieutouristique célèbre pour ses azibs troglodytes.


FIG. 4.18 : La première discordance du Tizi n’Taghatine, entre les quartzites du Néoprotérozoïque inférieur et lesmicaschistes à filons de pegmatite du Paléoprotérozoïque (Eburnéen). Vue prise de la route, regard vers le nord.FIG. 4.18 : The first main unconformity of Tizi n’Taghatine, between the lower Neoproterozoïc quartzites and the

Paleoproterozoïc (Eburnean) micaschists with pegmatite dykes. Northward view taken from the road.

FIG. 4.19 : Deuxième discordance majeure du Tizi n’Taghatine, entre l’ensemble Néoprotérozoïque terminal-Adoudounien et le socle micaschisteux paléo-protérozoïque. Le point triple entre les calcaires adoudouniens et les séries volcano-détritiques NpIII traduit une légère discordance entre le Néoprotérozoïqueterminal et le Cambrien (Vue vers le sud depuis la discordance précédente).FIG. 4.19 : The second unconformity of Tizi n’Taghatine, between the Late Neoproterozoic -Adoudounien and the Paleoproterozoic micaschists. The triplejunction between Adoudounian limestones and PIII volcano-detrital series points to a light unconformity between late Neoproterozoic and marine Cambriandeposits (Southward view from the previous unconformity).

Arrêt J4.11 : Le Miocène et le volcanisme alcalinnéogène du Jbel Tikniouine

(GPS : 30°28'23,93"N ; 07°37'26,62"W)

Il s’agit ici de dépôts subhorizontaux d’âge Miocène, com-posés de carbonates bréchiques, marnes et rares tufs, cha-peautés par une coulée de lave phonolitique (fig. 4.20). DeTikniouine, on peut voir, vers le nord, la série d’Aghzdisavec deux coulées de phonolites intercalées dans le Mio-cène. Ces coulées ont une grande extension régionale etsont attribuées au stratovolcan du Siroua (Sirwa), daté duMiocène supérieur-Pliocène (10.8 à 2.7 Ma, Berrahma etal., 1993). Le contexte et la signification géodynamique dece volcanisme alcalin, associé à une anomalie mantellique,

sont évoqués dans le vol. 1 des Nouveaux Guides (fig. 19). Route : On reprend la route en sens inverse vers Taliouine,en revoyant les paysages sous un autre angle. On atteint lesfaubourgs de la ville en face de la kasbah en ruine d’ElGlaoui, le célèbre pacha de la période du protectorat fran-çais. La route traverse l’oued Zegmouzen, affluent de l’ouedSouss, puis entre à Taliouine, « la capitale du safran ».Remerciements : L’un des Auteurs (A. S) et l’Editeur (A.M.) ont bénéficié de l’appui de l’ONHYM et de l’AMSTpour la préparation de ce circuit (journée J4) en nov. 2009.Les Auteurs remercient chaleureusement André Michardpour ses remarques et orientations constructives qui ont lar-gement contribué à l’amélioration du texte et des figures.


FIG. 4.20 : La couverture néogène à l’est de la boutonnière d’Ighry : deux coulées de phonolites (volcanisme du Siroua) inter-calées dans le Miocène formé de marno-calcaires bréchiques et de tufs. Noter les azibs (réserves, caves) troglodytes de la col-

line touristique de Tikniouine.FIG. 4.20 : The Neogene cover in the east of the Ighry inlier : two phonolite lava flows (Siroua volcanism) interlayered with

Miocene breccias, limestones, marls and tuffs. Note the troglodytic azibs (cellars) of the Tikniouine touristic hill.

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