2011 Guide Geol Maroc PDF [PDF]

Zitiervorschau

ROYAUME DU MAROC MINISTÈRE DE L’ÉNERGIE ET DES MINES, DE L’EAU ET DE L’ENVIRONNEMENT DIRECTION DU DÉVEL OPPEMENT MINIER ISSN 0374-9789 NOTES ET MÉMOIRES DU SERVICE GÉOLOGIQUE N° 560

NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC NOUVEAUX GUIDES GEOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC NEW NEW GEOLOGICAL AND GUIDEBOOKS MOROCCO GEOLOGICAL ANDMINING MINING GUIDEBOOKS OF OF MOROCCO

A. Michard,O. O.SADDIQI, Saddiqi, A. E. Rjimati & A. Mouttaqi (Eds.) (Eds) A. MICHARD, A.Chalouan, CHALOUAN, E. RJIMATI & A. MOUTTAQI

Volume 5

RIF CENTRAL ET NORD-OCCIDENTAL Central and North-Western Rif Belt par / by

Ahmed CHALOUAN, André MICHARD, Khalil EL KADIRI & Omar SADDIQI Avec la participation de Michel Durand-Delga, Philippe Olivier (journée J3) & Mohamed Larbi Bouybaouene (journées J4 et J5)

RIF ORIENTAL / Eastern Rif

par / by Ali AZDIMOUSA, Antonio JABALOY, Lahcen ASEBRIY, Guillermo BOOTH-REA, Jacques BOURGOIS, Halima REZQUI & Lahsen AIT BRAHIM

ÉDITIONS DU SERVICE GÉOLOGIQUE DU MAROC RABAT 2011

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La série des Nouveaux Guides Volume 1 (Notes & Mém. n° 556) : Présentation des circuits. Introduction à la géologie du Maroc / Introducing the tours. Overview of the Geology of Morocco. Volume 2 (Notes & Mém. n° 557) : Haut Atlas et Anti-Atlas, circuit oriental (6 jours). Oukaimeden (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). AntiAtlas central (4 jours) / Anti-Atlas and High Atlas Western Loop (6 days). Central Anti-Atlas (4 days).

Volume 4 (Notes & Mém. n° 559) : Moyen Atlas (6 jours). Haut Atlas central de Beni Mellal à Imilchil (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, partie nord-ouest (3 jours), / Western High Atlas (3 days). Northwestern part of Central High Atlas (3 days). Volume 8 (Notes & Mém. n° 563) : Meseta nord-occidentale (3 jours). Rehamna (1 jour).- Jbilet (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.

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SOMMAIRE / CONTENTS

Circuit C8 : Rif central et occidental / Tour C8 : Central and western Rif............................... 08

Points clés / Highlights.............................................................................................................. Documents à emporter............................................................................................................ J1 : Rabat-Fès via Kénitra, Sidi Kacem (270 km)................................................................... Arrêt J1-1 : La ride du J. Outita-Bou Draa : série jurassique ; faille inverse post-miocène...... Arrêt J1-2 : discordance de Bab Tisra ; molasse miocène ; évolution des Rides prérifaines...... Arrêt J1-3 : Volubilis et Moulay Idriss ; histoire et géologie ; pique-nique.......................... Arrêt J1-4 : Col du Zegotta : panorama sur la nappe rifaine.................................................... Arrêt J1-5 : Diapir de l’oued Mellah ; argiles rouges salifères et basaltes du Trias-Lias...... Arrêt J1-6 : Renversement des calcaires lacustres-palustres du Plio-Quaternaire................. Arrêt J1-7 : Conglomérats plio-quaternaires renversés, à galets impressionnés.................... J2 : Fès-Al Hoceima via Taounate, Ketama (270 km).............................................................. Arrêt J2-1 : Ecaille mésozoïque (« sof ») d’Aïn Aïcha, Prérif interne.................................... Arrêt J2-2 : Synclinal post-nappe de Taounate et aperçu sur le Mésorif................................. Arrêt J2-3 : Crétacé supérieur anchimétamorphique de la zone intrarifaine.......................... Arrêt J2-4 : Crétacé inférieur métamorphique de l’Intrarif, schistosité de flanc inverse....... Arrêt J2-5 : Turbidites silicoclastiques et plis de l’unité de Ketama..................................... Arrêt J2-6 : Turbidites et structures de l’unité de Ketama (arrêt optionnel).......................... Arrêt J2-7 : Baie d’Al Hoceima (panorama) : structure et sismicité......................................... Arrêt J2-8 : Corniche d’Al Hoceima : panorama sur la côte des Bokoyas............................ J3 : Al Hoceima- Chefchaouène (230 km)............................................................................... Arrêt J3-1 : Unité basale jurassique des Flyschs du Tisirene (Unité d’Ouareg)........................ Arrêt J3-2 : Albo-Aptien de Ketama : base de banc à figures sédimentaires.......................... Arrêt J3-3 : Flysch maurétanien du J. Tisirene........................................................................... Arrêt J3-4 : Ecailles de phtanites, turbidites granoclassées à figures de courant.................... Arrêt J3-5 : Panorama sur la Dorsale et la faille de Jebha..................................................... Arrêt J3-6 : Radiolarites ; panorama sur le Prédorsalien » (Beni Derkoul) et la Dorsale..... Arrêt J3-7 : La Dorsale externe (nappe J. Lakraa-Bou Slimane) vue d’Ametrasse............... Arrêt J3-8 : Vue rapprochée de la coulée à blocs d’Ametrasse.................................................. Arrêt J3-9 : Brèches chaotiques de Chrafate (Tithonique-Berriasien).................................... J4 : Chefchaouene-Tétouan via Oued Laou, Bou Ahmed (220 km)......................................... Arrêt J4-1 : Panorama de Chefchaouen : du Numidien à la Dorsale interne.......................... Arrêt J4-2 : Panorama sur la cluse de l’oued Laou (gorges de Talembote).......................... Arrêt J4-3 : Formations tertiaires de Tarhzoute-oued Talembote.............................................. Arrêt J4-4 : Bassin intramontane néogène de Tirinesse......................................................... Arrêt J4-5 : Le front des Sebtides (unité Tizgarine) vu depuis l’oued Laou.......................... Arrêt J4-6 : Phyllades de l’Ordovico-Silurien ; le métamorphisme hercynien......................... Arrêt J4-7 : Faille d’extension à faible pendage du cap de Zaouia............................................ Arrêt J4-8 : Les micaschistes des Rochers de Targha................................................................ Arrêt J4-9 : Panorama de Steha : le massif des Beni Bousera et son enveloppe.................... Arrêt J4-10 : Gneiss et migmatites à sillimanite de Steha.................................................... Arrêt J4-11 : Les kinzigites des Beni Bousera à Bou Ahmed.................................................... Arrêt J4-12 : Les péridotites des Beni Bousera.......................................................................... J5 : Tétouan-Tanger via Fnideq (110 km).............................................................................. Arrêt J5-1 : La cluse de Tétouan ; panorama depuis la ville.................................................... Arrêt J5-2 : Les migmatites du Cabo Negro.............................................................................. Arrêt J5-3 : Rétrocharriage des Flyschs: la klippe du J. Zemzem............................................. Arrêt J5-4 : Numidien du J. Zemzem à Restinga-Smir (arrêt optionnel).............................. Arrêt J5-5 : Prédorsalien rétrocharrié de Riffiene................................................................... Arrêt J5-6 : La couverture oligo-miocène des Ghomarides à Fnideq....................................

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NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC - VOLUME 5

Arrêt J5-7 : Les Beni Mezala ; métapélites HP-BT des Sebtides supérieures.......................... Arrêt J5-8 : Permien rouge lie-de-vin de l’unité de Tizgarine................................................... Arrêt J5-9 : Accident du J. Fahs, Groupe du J. Moussa et Détroit de Gibraltar.................... Arrêt J5-10 : Figures de base dans les turbidites du Tisirene à Ksar Seghir.......................... Arrêt J5-11 : Fardioua ; panorama sur les nappes de flyschs.................................................... J6 : Tanger-Rabat via Asilah (280 km)......................................................................................... Arrêt J6-1 : Turbidites numidiennes de Tanger à Merkala..................................................... Arrêt J6-2 : Numidien du Cap Spartel........................................................................................ Arrêt J6-3 : Calcarénites pléistocènes des Grottes d’Hercule (cap Achakar).......................... Arrêt J6-4 : Les formations post-nappes de Charf Al-Akab.................................................... Arrêt J6-5 : Les Grès d’Asilah, flysch externe Oligocène sup.-Burdigalien.......................... Arrêt J6-6 : Le front de la nappe du Habt à Khémis-Sahel................................................... Remerciements........................................................................................................................... Références..................................................................................................................................

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Circuit C9 : Rif oriental / Tour C9 : Eastern Rif......................................................................... 91 Points clés / Highlights........................................................................................................... 93 Documents à emporter............................................................................................................. 94 J1 : Gourougou, Kert et Temsamane (~150 km)......................................................................... 94 Arrêt 1 : Le complexe volcanique du Gourougou................................................................... 98 Arrêt 2 : Tectonique synsédimentaire dans le Néogène du bassin de Kert............................... 99 Arrêt 3 : Relations entre le massif des Temsamane et le bassin néogène du Kert.................... 99 Arrêt 4 : Structure des Temsamane au sud de Sidi Messaoud................................................... 99 Arrêt 5 : Barre carbonatée à trace de Phylloceras (Barrémien ?)............................................... 101 Arrêt 6 : Pli couché du J. Bou Salah........................................................................................ 101 Arrêt 7 : Structure de la zone d’Ijer Izemmourene................................................................... 101 Arrêt 8 : Passage du substratum paléozoïque aux terrains triasico-jurassiques...................... 101 Arrêt 9 : Déformation et métamorphisme dans le Paléozoïque à Ras Afraou.......................... 103 Arrêt 10 : Le Paléozoïque d’Amjar ........................................................................................... 103 J2 : Faille du Nekor et bassin de Boudinar (~200 km).............................................................. 104 Arrêt 11 : L’accident du Nékor.................................................................................................. 104 Arrêt 12 : L’organisation sédimentaire messinienne à l’est de l’Oued Amekrane.................... 105 Arrêt 13 : Le Messinien de Dhar Ouberrane, à l’ouest de l’Oued Amekrane...................... 107 Arrêt 14 : Le Messinien de Moulay El Arbi.............................................................................. 108 Arrêt 15 : L’organisation tectono-sédimentaire au contact du volcan de Ras Tarf............... 108 Arrêt 16 : Caractéristiques stratigraphiques du Pliocène basal.................................................. 109 Arrêt 17 : Passage du Messinien marin au Pliocène transgressif............................................... 109 J3 : Cap des Trois-Fourches (~100 km)........................................................................................ 109 Arrêt 18 : Le Messinien de la plateforme détritique près de Farkhana.................................... 111 Arrêt 19 : Tectonique cassante de la fin du Messinien.............................................................. 111 Arrêt 20 : Plateforme carbonatée récifale messinienne près du village d’Ighzazene............... 113 Arrêt 21 : Le Paléozoïque du Cap des Trois Fourches.............................................................. 113 Arrêt 22 : L’accident du Cap des Trois Fourches....................................................................... 113 Arrêt 23 : Dyke rhyolitique (3ème phase magmatique).............................................................. 114 Arrêt 24 : Tectonique cassante à la pointe du Cap des Trois-Fourches.................................... 114 Références............................................................................................................................. 115

Notes et Mém. Serv. Géol. Maroc, n° 560, 2011, pp. 9-90, 98 fig.

Circuit C8 / Tour C8

RIF CENTRAL ET NORD-OCCIDENTAL CENTRAL AND NORTH-WESTERN RIF BELT par / by

Ahmed CHALOUAN, André MICHARD, Khalil EL KADIRI & Omar SADDIQI

Avec la participation de Michel Durand-Delga, Philippe Olivier (journée J3) & Mohamed Larbi Bouybaouene (journées J4 et J5)

In Nouveaux Guides géologiques et miniers du Maroc / New Geological and Mining Guidebooks of Morocco, Michard A., Saddiqi O., Chalouan A., Rjimati E., Mouttaqi A. (Eds), Notes et Mémoires du Service géologique du Maroc, 2011, n°s 556-564

CIRCUIT C 8 : RIF CENTRAL ET OCCIDENTAL

Circuit C8 / Tour C8

Rif central et occidental Central and Western Rif par / by

A. CHALOUAN , A. MICHARD2, K. EL KADIRI3 & O. SADDIQI4 1

Avec la participation de M. Durand-Delga, Ph. Olivier (journée J3) & M.L. Bouybaouene (journées J4 et J5)

Découverte de la chaîne alpine du Maroc du Nord : 6 jours, 1400 km Discovering the Alpine belt of Northern Morocco : 6 days, 1400 km drive Points clés : Cet itinéraire (fig. 1.1) donne une vue générale de la chaîne rifaine qui représente, au Maroc, le système des chaînes alpines de Méditerranée. Entre Rabat à Fès, on découvre l’avant-fosse de la chaîne (gisements d’hydrocarbures) et la nappe la plus externe (nappe prérifaine), avec ses plis et chevauchements frontaux actifs et ses diapirs salifères. De Fès à Al Hoceima, l’excursion traverse la paléomarge nord-africaine inversée, avec sa zone métamorphique (suture intramarge), puis les nappes des Flyschs (turbidites) originaires de la Téthys alpine. La route vers Chefchaouen montre d’autres affleurements de ces nappes océaniques tandis qu’on se rapproche de la Dorsale Calcaire, ensemble de nappes issues de la marge nord de la Téthys et bordant le terrain allochtone d’Alboran. La journée ChefchaouenTétouan et la matinée du jour suivant sont dédiées à cette paléomarge méso-cénozoïque et au socle du Domaine d’Alboran : nappes paléozoïques, nappes métamorphiques et péridotites infracontinentales (Beni Bousera). La route jusqu’à Tanger longe le détroit de Gibraltar et recoupe les flyschs téthysiens à l’ouest des Colonnes d’Hercule. La dernière journée permet de visiter la plus haute des nappes de flyschs (nappe numidienne) à Tanger et les dépôts synorogéniques les plus jeunes de la zone externe avant de rejoindre Rabat par l’autoroute. Du point de vue touristique, le programme permet la visite des ruines romaines de Volubilis et donne l’occasion de voir la ville impériale de Fès, la cité de Chefchaouène, de style andalou, la médina mystérieuse de Tétouan, la mythique Tanger et enfin Asilah, petite médina portuaire recherchée par les artistes.

Highlights : This tour (fig. 1.1) offers an overview of the Rif Belt, which belongs to the system of the Mediterranean Alpine belts. From Rabat to Fes, the route crosses the belt foredeep (including oil and gas prospects) and the more external thrust unit (Prerif Nappe) with its salt diapirs and its active foldand-thrust structures. Between Fes and Al Hoceima, the inverted North-African paleomargin is observed, with its metamorphic zone (intracontinental suture), and then the Flysch Nappes originating from the Alpine Tethys. During the trip to Chefchaouen some other outcrops of these oceanic turbidites are observed while approaching the Dorsale Calcaire, a stack of calcareous thrust units originating from the Tethyan northern paleomargin. The Chefchaouen-Tetuan day and the next morning are dedicated to the Dorsale, which fringes the Alboran allochthonous terrane, and to the core of this terrane, i.e. the Paleozoic Nappes, the Metamorphic Nappes, and the associated infracontinental peridotites (Beni Bousera). Until Tanger, the route follows the south bank of the Strait of Gibraltar and crosses the Tethyan nappes west of the Hercules Columns. The last day includes a visit of the uppermost Flysch Nappe (Numidian Nappe) at Tanger and of the youngest orogenic deposits of the External Zones before heading to Rabat by the highway. From a tourist point of view, the program includes the visit of the Roman ruins of Volubilis and offers the occasion to have a look on the Imperial City of Fes, the andalus-style Chefchaouen town, the mysterious medina of Tetuan, the mythic Tangiers and Asilah, appreciated by the artists.

Université Mohamed V, Faculté des Sciences, Département des Sciences de la Terre BP 1014 R.P., Rabat-Agdal, Morocco. E-mail : [email protected] 10, rue des Jeûneurs, 75002 Paris, France. E-mail : [email protected] 3 Université Abdelmalek-Essaadi, Faculté des Sciences, BP. 2121, M'Hannech II, 93003 Tétouan, Maroc. E-mail: [email protected] 4 Université Hassan II-Casablanca, Faculté des Sciences Aïn Chock, Laboratoire Géosciences, BP 5366 Maârif, Casablanca, Maroc. E-mail : [email protected] 1

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NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC - VOLUME 5

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FIG. 1.1 : Itinéraire général de l’excursion.- A : Sur la carte géologique schématique du Maroc, partie nord (d’après Frizon de Lamotte et al., 2004, modifié).- B : Sur le modèle numérique du relief (ETOPO 2 Global Data Base).

FIG. 1.1 : General itinerary of the tour. - A : On the sketch geological map of Morocco, northern part (after Frizon de Lamotte et al., 2004, modified).- B : On the regional elevation map (ETOPO 2 Data Base).

Documents à emporter : ♦ ♦

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Carte routière du Maroc au 1/1 000 000 ; Volume 1 des Nouveaux Guides géologiques et miniers du Maroc (expose les grands traits de l’évolution géologique ; les figures 18 à 27 concernent la chaîne rifaine) ; Cartes géologique et/ou structurale du Rif au 1/500 000 (Suter, 1980a, b) ; Carte géologique du Maroc au millionième ; Cartes géologiques détaillées correspondant à l’itiné-

raire suivi : J1 : Sidi Kacem (Petitjean) et Fès Ouest 1/100 000, Beni Ammar 1/50 000 ; J2 : feuilles au 1/50 000 Taounate-Aïn Aïcha, Al Hoceima ; J3 : 1/50 000 Bab Taza, Bab Berred (sous presse en 2010) ; J4 : 1/50 000 Talembote, Bou Ahmed, Tétouan-Ras Mazari ; J5 : 1/50 000 Tétouan-Ras Mazari, Sebta, Ksar-es-Sghir, Tanger ; J6 : 1/50 000 Tanger, Al Manzla, Asilah, Larache.

Echelle des temps géologiques : L’échelle internationale,

CIRCUIT C 8 : RIF CENTRAL ET OCCIDENTAL

édition 2009, est donnée en Annexe 2, en fin de volume. Dans cette nouvelle charte, l’âge de la limite PliocèneQuaternaire est passé de 1,8 à 2,6 Ma. Ce changement n’est pas pris en compte dans les pages qui suivent. I- Introduction à l’étude du Rif

Au nord de la Meseta occidentale et du Moyen Atlas commence un autre monde, celui de la chaîne rifaine (fig. 1. 2A). Il y a d’abord une transition, le Rif externe, ainsi nommé parce qu’il est à l’extérieur de l’arc que la chaîne dessine autour de la Méditerranée d’Alboran. Puis apparaissent des unités issues d’un océan entièrement suturé il y a environ 20 Ma, les nappes des Flyschs maghrébins (présents tout le long du Maghreb), charriés sur les zones externes. Enfin, chevauchant l’ensemble, viennent les nappes des Zones internes. Celles-ci sont issues de la paléomarge nord de l’océan des flyschs maghrébins (la Téthys alpine), c’est-à-dire du bord sud de l’Europe avant l’Oligocène. Au nord de la mer d’Alboran, et même en sondage sous celle-ci, on retrouve les mêmes unités que dans le Rif interne, d’où le nom de Domaine d’Alboran que l’on donne aux unités internes de l’arc rifo-bétique. Ces deux chaînes « siamoises » ne s’étudient pas l’une sans l’autre. Toutes deux résultent de la convergence entre la plaque nubienne (Afrique) et la plaque eurasienne (Europe) au Crétacé supérieur-Tertiaire. Mais la suturation de la Téthys alpine s’est accompagnée, pendant l’Oligocène et le Miocène, d’un processus étonnant, l’ouverture de la Méditerranée. On y reviendra après avoir fait plus ample connaissance avec les éléments constitutifs de la chaîne. Chemin faisant, on verra qu’une chaîne de collision comme le Rif recèle, en un petit espace, bien plus de complications qu’une vaste chaîne intracontinentale comme l’Atlas ! Deux grandes failles sénestres recoupent l’arc rifain, la faille de Jebha et la faille du Nekor. La première est principalement une rampe latérale affectant les nappes du domaine d’Alboran. La faille du Nekor est une rampe latérale sénestre de chevauchement dans les zones externes. Ces deux failles soulignent l’obliquité de la collision du domaine d’Alboran contre la paléomarge.

En coupe (fig. 1.2B), le Rif ne présente qu’une seule vraie suture (océanique), celle des Flyschs maghrébins, aussi nommés liguro-maghrébins car ils se raccordent aux unités ligures de l’Apennin. Dans le Rif, cette suture n’est pas jalonnée d’ophiolite – seulement des écailles à coussins de lave. En revanche, elles sont présentes en Algérie, et surtout dans l’Apennin. La lithosphère océanique correspondant au bassin des flyschs a sombré entièrement dans le manteau asthénosphérique, où on peut l’apercevoir par tomographie sismique. Cependant, le Rif possède un massif de roches ultrabasiques parmi les plus grands de l’espèce, le massif des Beni Bousera. Il s’agit essentiellement de lherzolites à spinelle affleurant sous une enveloppe de

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roches crustales continentales – des granulites tout d’abord, des gneiss et micaschistes au-dessus, où l’on reconnaît d’anciennes roches de la croûte hercynienne très amincie pendant l’ouverture de la Téthys alpine au Jurassique. Cet ensemble de roches (lherzolites mantéliques et roches crustales) se trouvent dans les nappes inférieures du domaine d’Alboran, appelées Sebtides (Alpujarrides en Andalousie, avec les péridotites de Ronda). En outre, une autre zone ayant subi un amincissement crustal extrême existe à l’intérieur de la marge nord-africaine, entre deux des zones externes, l’Intrarif et le Mésorif. Elle est marquée par la présence d’une écaille de péridotites serpentinisées et de métabasites, l’écaille des Beni Malek, que l’on suit en profondeur par l’anomalie magnétique qui s’y rattache. L’amincissement intramarge correspondant est lui aussi daté de la fin du Jurassique.

La construction de la chaîne rifaine ne peut se comprendre qu’à l’échelle de la Méditerranée occidentale, et le scénario interprétatif doit expliquer à la fois la formation des chaînes alpines et celle de la Méditerranée, née en même temps qu’elles ! Le mécanisme mis en œuvre est celui de la subduction de la lithosphère océanique téthysienne (océan liguro-maghrébin), accompagné du retrait de la plaque plongeante entraînant l’extension arrière-arc. On trouvera une description et l’illustration de phénomène dans le volume 1 des Nouveaux Guides.

J1 : Rabat-Fès via Kenitra, Sidi Kacem (270 km)

Itinéraire et thèmes (figs. 1.3, 1.4) : L’avant-fosse néogène de la chaîne rifaine, à la bordure nord-ouest de l’avant-pays mésetien et atlasique. Les Rides prérifaines, plis et chevauchements actifs d’avant-pays au front de la Nappe prérifaine. Géologie et histoire : de Volubilis à Moulay Idriss. Diapirisme salifère du Prérif.

Route and themes (figs. 1.3, 1.4) : Neogene foredeep of the Rif Belt, at the north-western border of the Meseta and Atlas foreland. “Rides prérifaines”, a system of active foreland fold-thrusts at the front of the Prerif Nappe. Geology and history : from Volubilis to Moulay-Idriss. Salt diapirism in the Prerif domain.

Route : Quitter Rabat en direction de l’aéroport RabatSalé. Dans l’entaille de l’oued Bou Regreg, les marnes du Miocène supérieur-Pliocène inférieur affleurent sous une carapace de dépôts côtiers rougeâtres d’âge Quaternaire (conglomérats et calcarénites dunaires de couleur ocre). Ces marnes appartiennent au bord sud du bassin du Gharb, avant-fosse de la chaîne rifaine. II- Stratigraphie du Miocène supérieur - Pliocène de Rabat Sept kilomètres au sud de Rabat, la coupe de l’oued Akrech est un bon candidat pour le stratotype de la limite Torto-

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NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC - VOLUME 5

FIG. 1.2 : A ) Schéma structural de la chaîne rifaine montrant l’extension de son avant-fosse et des synclinaux post-nappe, avec localisation des figs. 1.2B et 1.3. D’après Chalouan et al. (2008), modifié.- B) : Coupe crustale de la chaîne rifaine, d’après Chalouan et al. (2008), modifié. T : Trias ; J : Jurassique ; Ci/s : Crétacé inférieur,/supérieur ; E : Eocène ; Mi/m/s : Miocène inférieur, moyen, supérieur ; P : Pliocène ; Q : Quaternaire. Pd : Prédorsalien.

FIG. 1.2 : A) Structural sketch of the Rif Belt showing the extension of the foredeep and post-nappe synclines, with location of figs. 1.2B and 1.3 (framed), after Chalouan et al. (2008), modified.- B)Crustal cross-section after Chalouan et al. (2008), modified.

nien-Messinien. La série y est la suivante, discordante sur le Paléozoïque : grès glauconieux (« molasse de base », 5 m), Tortonien supérieur ; marnes bleues sableuses de mer profonde (2 m), Tortonien supérieur ; marnes bleues à patine jaune, Messinien. La limite est datée (par magnétostratigraphie) à 7,2 Ma. Dans l’oued Bou Regreg lui-même, sur la rive gauche, la coupe d’Aïn El Beida offre un candidat pour le stratotype de la limite Messinien-Pliocène, à 5,3 Ma (voir Wernli, 1988 ; Kerzazi, 1994). La série marneuse mio-pliocène est affectée par des failles normales à rejet décamétrique, scellées par la dalle de calcarénites du « Moghrébien », datée du Pliocène moyen (Wernli, 1988).

A l’intersection avec la rocade périphérique, laisser la direction de Meknès pour prendre celle de Kenitra et Tanger par autoroute. Jusqu’à Kenitra, on roule sur les sables continentaux rubéfiés de la Mamora (Plio-Villafranchien). Forêt de chênes-lièges ; les nombreux arbres desséchés montrent bien la sécheresse croissante du climat marocain. Cette région correspond à la marge méridionale du bassin du Gharb (l’avant-fosse néogène du Rif). La structure géologique de sub-surface est connue grâce aux sondages hydrogéologiques et pétroliers, et aux profils de sismiqueréflexion (fig. 1.3B). Après le péage, continuer sur l’autoroute jusqu’à la sortie

CIRCUIT C 8 : RIF CENTRAL ET OCCIDENTAL

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FIG. 1.3 : L’avant-pays sud-occidental et la bordure sud de l’avant-fosse (Bassin du Gharb).- A) Carte géologique schématique d’après Chalouan et al. (2006). Localisation : fig. 1.2.- 1 : Quaternaire ; 2 : Pliocène ; 3 : Miocène supérieur ; 4 : Prérif externe (nappe du Prérif et nappe d’Ouezzane) ; 5 : Rides prérifaines ; 6 : Avant-pays mésétien ; 7 : Avant-pays atlasique. BD : Bou Draa ; BQ : Carrière Brahma ; DM : Draa el Merga ; FT : Fert el Bir ; KA : Kannoufa ; KE : Kefs ; MQ : Mjeddba ; NS : Dahar n’Sour ; OS : Oued Sebou ; OT : Outita ; TR : Trhatt ; TS : Tselfat ; ZAL : Zalagh ; ZAR : Zehroun.- B) coupe de la bordure de l’avant-fosse, d’après Zouhri et al. (2001), modifié. FIG. 1.3 : South-western foreland of the Rif Belt and south border of the Gharb foredeep basin.- A) Sketch geological map after Chalouan et al. (2006). See FIG. 1.2 for location.

Kenitra Nord, puis prendre la direction Sidi Yahia, Sidi Kacem, Fès (N. 4). L’itinéraire s’oriente vers l’est, en direction des Rides prérifaines. La forêt climatique de chêneliège est remplacée par une forêt d’Eucalyptus. A Sidi Yahyia, on franchit l’oued Tiflet, dont le bassin versant supérieur se situe dans le flanc ouest du Massif Central Marocain, et qui rejoint l’Oued Sebou plus à l’ouest. A partir de Sidi Slimane, on voit apparaître la crête NE-SW du J. Outita-Bou Draa, la plus occidentale des Rides prérifaines. Ces « rides », objet des arrêts suivants, sont des structures anticlinales jurassiques formant deux arcs emboîtés à vergence sud-ouest (fig. 1.3A).

A l’entrée de Sidi Kacem, la route franchit l’oued Rdom, qui draine les Rides prérifaines et le bassin du Saïs. Tourner à gauche dans la ville, en direction de Meknès (R 413). La route longe la voie ferrée (à droite), puis s’élève légèrement pour franchir le J. Outita qui surplombe la cluse de Bab Tisra.

Arrêt J1-1 : La ride du J. Outita-Bou Draa : série jurassique ; faille inverse post-miocène GPS : 34°11’54” N ; 05°42’46” W

Se garer un peu avant le sommet de la côte. Le versant sud de la vallée montre, de bas en haut, les couches marneuses brunes du Toarcien-Aalénien, puis la barre carbonatée du Bajocien, que l’oued Rdom va traverser en cluse (et la voie ferrée en tunnel) vers l’est, à Bab Tisra. La série jurassique pend de 30° vers l’ouest. Sur les crêtes en arrière plan, la molasse blanche du Miocène recouvre cette série en discordance. Le talus de la route entaille les marnes brunes (affleurements médiocres). Le panorama vers le NNE permet de suivre le tracé d’une des failles inverses du système des Rides prérifaines. Cette faille orientée NE-SW, avec un pendage SE, fait partie de la branche ouest de l’arc externe des Rides (fig. 1.4). Le compartiment chevauchant est couronné par la barre bajocienne (relai hertzien), et le com-

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FIG. 1.4 : Les Rides prérifaines et l’avant-pays rifain entre Sidi Kacem, Meknès et Fès.- A : Extrait de la carte géologique du Maroc au millionième (1985), avec tracé de l’itinéraire. Légende des couleurs et symboles : voir Annexe 1 en fin de volume.- B : Carte structurale avec localisation des profils sismiques et des sondages disponibles, d’après Sani et al. (2007), modifié.

FIG. 1.4 : The Rides prérifaines and adjoining foreland area between Sidi Kacem, Meknès and Fès.- A : Excerpt from the Geological map of Morocco 1/1 000 000 (1985) with location of the tour route. Legend : see Appendix 1 at the end of this volume.- B : Structural map with location of the available sismic profiles and wells, after Sani et al. (2007), modified.

partiment chevauché comporte la molasse blanche du Miocène en discordance sur le Toarcien-Aalénien. La faille est donc post-Miocène.

Cette structure, comme tout l’ensemble des Rides, est bien décrite en profondeur grâce aux sondages et aux profils sismiques (fig.1.5).

Route : On reprend la route sur environ 1 km, pour achever de traverser la structure du J. Ouatita.

Arrêt J1-2 : discordance de Bab Tisra ; molasse miocène ; évolution des Rides prérifaines GPS : 34°11’06” N ; 05°42’13” W

Se garer à la sortie amont de la cluse, à proximité d’un pont abandonné, près d’un bâtiment isolé (café). Au bord de l’oued, dans les falaises de la rive concave (rive gauche), on observe la discordance de la molasse, qui comporte des couches conglomératiques grossières (brèche syntecto-

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FIG. 1.5 : Profils sismiques interprétés au travers des Rides prérifaines, d’après Sani et al. (2007), modifié. Localisation : fig. 4. A : Profil MKF2 ; B : Profil MKF11; C : Profil MKF21. Noter l’orientation croisée des profils A et B, correspondant à la géométrie en arc des Rides. Le profil C illustre un diapir triasique mis en place d’abord au Crétacé puis pincé et réactivé au Plio-Quaternaire (Roca et al., 2006). FIG. 1.5 : Interpreted seismic profiles across the Rides prérifaines, after Sani et al. (2007), modified. See fig. 1.4 for location ; A : Profile MKF2 ; B : Profile MKF11; C : Profile MKF21. Note the crossed orientation of profiles A and B, which corresponds to the curved trend of the outcropping anticlinal ridges. Profile C illustrates a Triassic diapir first emplaced during the Cretaceous and then pinched and reactivated during the Plio-Quaternary shortening event (Roca et al., 2006).

nique ?), sur les couches calcaro-dolomitiques sableuses du Bajocien (fig. 1.6). Ces dernières peuvent être étudiées au pied de la pile du pont abandonné. Au Jurassique moyen, on était ici en domaine de plate-forme, avec des apports sableux d’origine sud. La Meseta centrale formait alors un épaulement entre les bassins atlasiques et la paléomarge rifo-tellienne.

Au pied des falaises qui s’élèvent au nord de la route, observer les blocailles conglomératiques du Miocène, sous des calcarénites à Ostrea crassissima du Tortonien. En revenant vers la route, près du café, voir les traces en coup de balai au-dessus d’un banc de calcarénite blanche. Il s’agit de Zoophycos Massalongo 1855, ichnogenre du groupe des fodinichnia. Les traces, en forme de balai sont les « spreiten structures » imprimées par un animal de type

annélide ou arthropode lorsqu’il filtrait le sédiment par balayage hélicoïdal. La présence de ces traces définit, selon les cas, l’ichnofaciès à Zoophycos ou à Chondrites-Zoophycos, dont la signification sédimentologique et séquentielle est bien démontrée. Dans l’ensemble du domaine des Rides prérifaines, les dépôts molassiques sont d’âge Miocène moyen (LanghienSerravallien) à Tortonien. Ils sont suivis par les marnes bleues sableuses du Tortonien supérieur (cf. les affleurements de l’oued Bou Regreg), sur lesquelles vient se mettre en place la nappe prérifaine (fig. 1.5). Cette dernière est, au moins dans sa partie frontale, une nappe de glissement sous-marine synsédimentaire ; elle est recouverte par d’autres marnes bleues du Tortonien supérieur-Messinien. La molasse pend de 15° vers l’est ; le Jurassique de 30°:

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FIG. 1.6 : Discordance de la molasse miocène sur les calcaires jurassiques à Bab Tisra.

FIG. 1.6 : Unconformity of the Miocene molasse onto the Jurassic limestones at Bab Tisra.

cette faible discordance angulaire est liée, non à un plissement, mais à un basculement de blocs, avant et pendant le dépôt molassique. Ce basculement est lié à une tectonique en extension affectant l’avant-pays du Rif et déterminant la progression de l’avant-fosse vers le SW (fig. 1.7). On peut y voir l’effet de la flexuration de la plaque continentale sous la surcharge des nappes rifaines.

Route : Reprendre la direction de Meknès sur environ 28 km. On roule à la marge orientale de la ride Outita-Bou Draa, en bordure du large bassin marneux synclinal que ferment, au sud, les rides du J. Kefs et du J. Zehroun, à l’est la ride du J. Tselfat.

Tourner à gauche vers Moulay-Idriss, Volubilis, Fès, Ouezzane. Route pittoresque sur ~18 km, de direction générale ENE, dans l’ensellement entre les anticlinaux du Kefs et du Zehroun. On arrive à proximité de Moulay Idriss. L’entrée du site de Volubilis apparaît à gauche, presque en face de la bretelle conduisant à Moulay Idriss. Arrêt J1-3 : Volubilis et Moulay Idriss ; histoire et géologie ; pique-nique GPS : 34°04’18” N ; 05°33’08” W ; alt. 380 m

Se garer sur le parking d’entrée au site de Volubilis, et entrer sur le site (entrée payante), dont la visite s’impose et d’où l’on découvre un superbe panorama sur Moulay Idriss et les Rides prérifaines (fig. 1.8). Volubilis s’étalait largement en bordure de la plaine marneuse miocène. A l’inverse, Moulay-Idriss est bâtie sur les premiers reliefs des Rides (une barre calcaire liasique au sud du Dahar n’Sour, chevauchant vers le sud les grès bajociens du massif du J. Zehroun). Volubilis fut une ville importante, aménagée par Caligula, qui annexa la Maurétanie berbère pendant l’année 40,

puis par ses successeurs, sur le plan des grandes cités romaines coloniales. La ville comptait 20 000 habitants au début du 3ème siècle. Une communauté chrétienne y habitait au 6ème siècle, et elle était encore l’une des villes importantes du Maroc à l’arrivée d’Idriss I, qui signa sa ruine à la fin du 8ème siècle.

Pour une brève visite du site, suivre sur ~300 m, en direction NNW, un itinéraire zigzaguant vers le forum et l’arc de triomphe de Caracalla (3ème s.), puis emprunter, sur une distance du même ordre, la rue principale (Decumanus maximus) orientée vers le NE ; revenir directement vers l’entrée par le bord oriental des fouilles. Cet itinéraire passe près des principaux édifices publics (thermes de Gallien, basilique civile avec ses colonnes corinthiennes, forum, arc de triomphe) et privés (diverses maisons à mosaïques, avant et après l’arc de Caracalla). Il est possible de pique-niquer dans quelque coin du site ou au café situé à l’entrée, ou de déjeuner à Moulay Idriss. Cette dernière ville abrite le sanctuaire du premier sultan musulman du Maroc, Idriss I, fondateur de Fès. Depuis le haut de la ville, on découvre un beau panorama sur les Rides qui entourent la plaine de Volubilis.

Route : Reprendre la route d’Ouezzane jusqu’au Col du Zegotta (~12 km). Au col, suivre Fès, Ouezzane. Arrêt J1-4 : Col du Zegotta : panorama sur la nappe rifaine GPS : 34°10’07”N ; 05°31’56” W ; alt. 450 m

Se garer juste après le col, au tout début de la descente, audessus d’une petite mosquée. Ce col de faible altitude (400 m) est situé sur l’ennoyage de la ride anticlinale sub-méridienne du J. Tselfat (fig. 1.4). Vers le SE, cette ride se raccorde à celle du Dahar n’Sour, d’orientation E-W. Vers

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FIG. 1.7 : Interprétation de la genèse des Rides prérifaines, d’après Bargach et al. (2004). A : Développement d’un pli décollé sur le Trias, associé à une faille aveugle, au-dessous de dépôts néogènes eux-mêmes déformés.B : La faille inverse émerge en surface, une déformation en extension apparaît dans le compartiment chevauché.- C : Ces structures se localisent en bordure du bassin triasique, au-dessus des paléofailles du socle. FIG. 1.7 : Development model of the Prerif Ridges, after Bargach et al. (2004). A : Folding of the MesozoicNeogene series detached on the Triassic evaporites with development of a blind fault.- B : The fault breaches at the surface, some extensional deformation appears in the footwall.- C : The Ridges structures developed at the border of a Triassic basin over the paleofault system.

FIG. 1.8 : Vue sur Moulay-Idriss depuis les ruines de Volubilis (regard vers l’est). La médina est perchée sur une écaille de calcaires liasiques de la ride du Dahar n’Sour, chevauchant vers le sud les grès bajociens du J. Zehroun. Cliché B. Maire. FIG. 1.8 : View of Moulay Idriss town from the Volubilis Roman ruins, looking eastward. The white medina is perched upon a sliver of Liassic limestones from the Dahar n’Sour Ridge thrust southward over the Bajocian sandstones of the J. Zehroun (Courtesy B. Maire).

le nord, le regard embrasse un vaste paysage de collines marneuses, le domaine du Prérif (fig. 1.9A).

La coupe est la suivante, du SW au NE : marnes miocènes anté-nappe de l’avant-fosse, discordantes sur les Rides et basculées avec elles lors de leur plissement ; nappe prérifaine avec des argilites rouges salifères du Trias supérieur à sa base, puis des marnes grises du Crétacé et des marnes blanches à silex de l’Eocène; klippes de turbidites carbonatées du Miocène inférieur et moyen de la nappe d’Ouezzane (origine : Intrarif ou Mésorif) ; enfin, recouvrant l’ensemble, le Miocène marneux post-nappe (Tortonien supérieur-Messinien). La nappe prérifaine a été la première

nappe de charriage reconnue au Maroc (Gentil, 1912a, b, 1918). Distinguer les faciès dans le panorama marneux presque homogène est difficile. La cartographie géologique d’un tel domaine se fait grâce au prélèvement de nombreux sacs de marnes, suivi de lavage et détermination des associations de microfossiles et nannofossiles. Route : Reprendre la route en direction de Fès. On descend dans le domaine marneux prérifain. Après 8 km, on laisse la route d’Ouezzane à gauche et continue vers Fès. On passe Nzala-des-Beni Ammar. A proximité de la borne Fès 28 km, on découvre en arrière plan au NE des masses rouges de Trias supérieur où s’érige un neck basaltique de

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FIG. 1.9 : La nappe prérifaine.- A : Vue sur le paysage marneux de la nappe depuis la ride du J. Telsfat, en regardant vers le NE.B : Diapir salifère triasique (s) dans la vallée de l’oued Mellah, remontant des argiles rouges (a) et un neck de basalte (b). Le lit de l’oued est blanchi par le remaniement du sel. Au fond, les collines sont faites par les marnes crétacées et miocènes.

FIG. 1.9 : The Prerif Nappe.- A : Overview of the nappe from the J. Tselfat Ridge, looking NE-ward.- B : Upper Triassic diapir in the Oued Mellah valley : red beds (a), basalt neck (b) and salt diapir (s). The leached salt turns the oued Mellah white (“mellah” = salted, in Arabic). In the background, Cretaceous and Miocene marls.

même âge : c’est l’objet du prochain arrêt. La molasse anté-nappe affleure en bord de route entre les bornes Fès 25-24 km (montée). Relai hertzien ; la route redescend.

Tourner à gauche à la station électrique : on prend, en direction NW, la vieille route de Fès à Ouezzane. Cette route est coupée plus à l’ouest par un lac de barrage établi sur l’oued Mellah (« rivière salée », du fait que ce cours d’eau draine un bassin riche en affleurements de Trias évaporitique). Noter que les affluents venant directement des collines de sel sont barrés avant d’atteindre la retenue principale, pour en diminuer la salinisation.

Au bout de 3, 5 km, prendre à droite (vers le nord) une piste assez large. Cette piste est empruntée par les camions porteurs de sel et gypse dont le site d’exploitation est situé près du neck basaltique vers lequel on se dirige. Rouler environ 3,5 km. A droite s’élèvent les crêtes calcaires d’Aïcha Mouguetaya à pendage vertical, objet de l’arrêt 6. Arrêt J1-5 : Diapir de l’oued Mellah ; argiles rouges salifères et basaltes du Trias-Lias GPS : 34°04’35”N ; 05°16’59”W ; alt. 280 m

S’arrêter en bord de piste, dès qu’on domine un panorama satisfaisant sur les affleurements triasiques (fig. 1.9B), avant de descendre dans l’oued. A gauche de la vallée, le

basalte forme un neck qui perce les argiles rouges triasiques. Il s’agit d’une manifestation du magmatisme alcalin de la « CAMP » (Central Atlantic Magmatic Province) accompagnant la rupture de la Pangée à la limite TriasLias. A droite, la masse d’évaporites (gypse, principalement, et halite) forme elle-même un diapir perçant les argilites rouges et les marnes de la nappe prérifaine, et même celles du Miocène post-nappe. La remontée diapirique est donc en partie post-nappe, contemporaine du plissement des Rides prérifaines. Cependant, elle a pu être active bien plus tôt, peut-être dès le Cénomano-Turonien (remaniements du Trias dans les marnes du Crétacé supérieur), puis au Miocène moyen (au-dessus des failles normales synsédimentaires de bordure de l’avant-fosse). Les masses diapiriques prérifaines peuvent être en outre décollées, puis plus ou moins transportées avec la nappe prérifaine elle-même. Le faciès du Trias est ici un faciès de mer confinée, semblable à celui du domaine atlasique. Ce faciès caractérise tout le Rif externe. On verra que le Trias des Zones internes est très différent.

Route : Retourner jusqu’à l’ancienne route de Fès, puis au carrefour avec la nouvelle route, et prendre la direction de Fès. Pendant ce trajet, on longe le flanc sud de la crête Aïcha Mouguetaya, dont on a noté plus haut que l’extrémité ouest montre des pendages verticaux.

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Arrêt J1-6 : Renversement des calcaires lacustrespalustres du Plio-Quaternaire GPS : 34°03’27”N ; 05°17’04”W

Se garer peu à l’est du carrefour cité, au pied d’un relai hertzien, de façon à avoir une vue dégagée sur la crête calcaire. La barre calcaire qui domine la route est faite de calcaires lacustres-palustres du Saïss (Pliocène moyen- supérieur à Quaternaire inférieur). Ils enveloppent une structure anticlinale à cœur de marnes miocènes, s’ennoyant vers l’ouest. Les pendages sont encore verticaux sous l’antenne du relai, mais ils se renversent peu à peu, en allant vers l’extrémité orientale de la barre (fig. 1.10). La barre est tordue en hélice par le chevauchement du Prérif, dirigé vers le SSE. Elle est recoupée par des failles transverses mineures qui semblent dériver de failles normales synsédimentaires (extension WNW-ESE), basculées et réactivées en décrochement. La déformation compressive très récente (Quaternaire, < 1,8 Ma) est intervenue sur des sédiments peu consolidés, comme en témoigne le boudinage des bancs. III- Stratigraphie du Saïss

Les Calcaires du Saïss sont définis dans le plateau de Meknès. Ils recouvrent la formation des Sables fauves datée du

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Pliocène moyen (Wernli, 1988). Les Sables fauves, qui terminent la série marneuse mio-pliocène de l’avant-fosse rifaine ou Couloir sud-rifain se sont déposés sur une plate-forme continentale interne, en milieu marin très peu profond (galets taraudés ou encroûtés de Bryozoaires et balanes). Ils doivent leur marmorisation à leur émersion finale et au développement consécutif de paléosols (Boumir, 1990). Les Calcaires du Saïss sus-jacents sont des dépôts continentaux fluvio-lacustres/palustres, attribués au Pliocène moyen-supérieur par des restes de micromammifères (Jaeger, in Fassi, 1999). Ces dépôts continentaux sont affectés par une pédogenèse carbonatée, et présentent des indices d’assèchement (traces de racines, dessication et nodulisation) qui caractérisent un environnement palustre (Plaziat, 1978 ; Freytet, 1984). Ils se terminent par des dépôts fluviatiles quaternaires (industrie lithique du Quaternaire moyen ; Ahmamou, 1987). Des déformations synsédimentaires (séismites) ont été reconnues dans les sables fauves et les calcaires palustres superposés (Plaziat et Ahmamou, 1998).

Route : On rejoint la route Meknès-Fès (N6) à 7 km de Fès. Environ 1 km au-delà, prendre à gauche puis, 1,5 km plus loin, au niveau d’un hypermarché, tourner à gauche en direction de Trhatt. La route monte au travers d’une zone en pleine urbanisation, au pied sud du J. Trhatt. En haut de la montée, après un virage à droite, prendre une piste à gauche qui passe devant un dépôt d’explosifs. Arrêt J1-7 : Conglomérats plio-quaternaires renversés, à galets impressionnés GPS : 34°03’56”N ; 05°02’29”W ; alt. 480 m

Se garer, soit au tout début de la piste, soit ~100 m après le dépôt militaire. On se trouve sur le flanc sud de l’anticlinal du J. Trhatt, dans son enveloppe la plus jeune, constituée par des couches d’âge Pliocène supérieur-Quaternaire (fig. 1.11). Ces couches sont, ici, des conglomérats, tandis qu’au-delà vers l’est, ce sont des calcaires lacustres comme à l’arrêt 6.

FIG. 1.10 : Déformation des calcaires pliocènes dans la terminaison occidentale du Jbel Aïcha Mouguetaya, d’après Ahmamaou et Chalouan (1987), modifié.- 1 : marnes grises du Miocène supérieur ; 2 : lacune de visibilité ; 3 : grès et sables calcaires oncolithiques ; 4 : conglomérats à galets de Mésozoïque ; 5 : calcaires lacustres/palustres ; 6 : marnes lacustres.

FIG. 1.10 : Deformation of the Pliocene limestones at the western termination of J. Aïcha Mouguetaya, after Ahmamou and Chalouan (1987), modified.

Le J. Trhatt est l’une des Rides prérifaines les plus orientales, l’autre étant le J. Zalagh, encore plus à l’est (fig. 4). C’est un pli anticlinal E-W à cœur jurassique, déversé au sud, limité à ses deux extrémités par des décrochements conjugués. L’observation des galets permet de jalonner les étapes de cette déformation active (néotectonique). Les galets calcaires (surtout jurassiques) sont « impressionnés », ils montrent des cupules de dissolution sur les points de contact entre galets (les plus petits galets, ou les plus siliceux, s’imprimant dans les autres), et par des dépôts calcitiques striés sur les autres faces. Les cupules apparaissent sur les faces perpendiculaires à la contrainte compressive maximale. Or, l’étude des affleurements montre qu’il y a des cupules aussi bien sur les faces subhorizontales (cu-

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NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC - VOLUME 5

FIG. 1.11 : La ride du J. Trhatt, d’après Chalouan et al. (2006), modifié. (a) carte géologique ; (b) coupe N-S ; (c) galet avec cupules de dissolution et stries de friction ; (d) Détermination des directions de contrainte d’après les galets striés (la contrainte compressive maximum σ1 est très proche de l’axe moyen des cupules ou pit); (e) Idem, d’après les microfailles. Projection equi-aire, hémisphère inférieure ; n : nombre de mesures ; R : rapport axial.

FIG. 1.11 : J. Trhatt Ridge, after Chalouan et al. (2006), modified. (a) Geological map ; (b) N-trending cross-section ; (c) Palaeostress determination from striated pebbles (the mean pit axis is much close to the maximum compressive axis σ1 ; (e) Idem, after the microfaults. Equal area projection, lower hemisphere ; n, number of measures ; R, axial ratio.

pules 1) que sur les faces sub-verticales (cupules 2). Interprétation : la couche conglomératique est d’abord comprimée horizontalement alors qu’elle est encore peu inclinée, les cupules 1 se forment ; puis les conglomérats se verticalisent, les galets avec leurs cupules 1 sont basculés, et les cupules 2 s’y impriment.

Autre leçon à tirer de ces observations : puisqu’une certaine surcharge est nécessaire pour le développement du phénomène de dissolution orientée (au moins 2 ou 3 km, assurant des températures de l’ordre de 100°C), il faut envisager que la ride anticlinale s’est formée sous la surcharge de la nappe prérifaine, érodée depuis (ceci est en accord avec les coupes du J. Zalagh montrées plus loin, fig. 2.2). Route : Redescendre vers la route de Fès, et se diriger vers l’hôtel. Suivant l’heure et les arrangements possibles, on prendra un aperçu de la ville (fig. 1.12) avant ou après le repas.

La ville fut fondée par Idriss I vers 789, puis recentrée et développée par Idriss II à partir de 809. Elle connut un afflux massif de Cordouans cultivés, musulmans et juifs, en 817, puis d’Arabes de Tunisie (Kairouanais). Elle s’entoure d’une muraille au XIème siècle, sous le prince almoravide Ibn Tachfin ; elle devint ensuite une grande ville religieuse sous les Almohades (12ème-13ème s.). Au 14ème siècle, Fès atteint 200 000 habitants et se double d’une ville neuve (FèsJdid) sous les Mérinides. Après une éclipse au 16ème-17ème s., lorsque les Saadiens lui préfèrent Marrakech, puis les premiers Alaouites, Meknès, elle reprend son rôle de capitale pour ne le quitter qu’en 1911, au profit de Rabat.

Résidence habituelle des sultans Alaouites au XIXème siècle, Fès est la référence marocaine en matière de culture traditionnelle. Il suffit de citer sa mosquée Karaouiyne (où enseignèrent Maimonide, Ibn Khaldoun, Léon l’Africain…) qui rayonnait sur tout le monde musulman. Fès est aussi une ville moderne qui ne cesse de grandir, grâce à sa position de carrefour de voies de communication et au voisinage de la riche région agricole du Saïss. L’eau, enfin, y abonde, tant celle de l’oued Fès (canalisé dans la ville elle-même en rameaux multiples) que celle des sources thermales voisines (Sidi Harazem, Moulay Yakoub…).

J2 : Fès-Al Hoceima via Taounate, Ketama (270 km)

Itinéraire et thèmes (fig. 2.1A, B) : Coupe des Zones externes du Rif central ; Prérif externe, Prérif interne (« sofs »), synclinaux post-nappe (Taounate), fenêtres mésorifaines, Crétacé métamorphique de Ketama (Intrarif). Panoramas sur Al Hoceima et environs : nappes internes des Bokoyas, volcan du Ras Tarf, séismicité régionale. Remarque : les routes suivies sont sinueuses, compter au moins 4h30 de conduite en voiture de tourisme, dont 2h45 de Fès à Ketama.

Route and themes (figs. 2.1A, B) : Cross-section of the External Zones ; External Prerif, Internal Prerif (“sofs”), post-nappe synclines (Taounate); Mesorif windows, Intrarif metamorphic unit of Ketama. Views on Al Hoceima and its region : Bokoyas Internal nappes ; Ras Tarf volcano, regional sismicity.

CIRCUIT C 8 : RIF CENTRAL ET OCCIDENTAL

FIG. 1.12 : La vieille ville de Fès vue depuis le Bordj sud (accès depuis la N6, à l’ouest du cimetière de Bab Ftouh ; GPS 34 02 50 N, 04 58 04 W). La médina s’est établie sur des pentes marneuses au confluent de trois oueds, dans une entaille du plateau du Saïss ouverte vers la grande vallée du Sebou. FIG. 1.12 : View of the old Fes city from the Bordj South (access from N6 west of Bab Ftouh Cemetery). The medina grew on the marly slopes of three converging ouadis, in a notch of the Saiss Plateau offering a way to the large Oued Sebou Valley.

Caution : winding roads ! Allow at least 4h30 for driving with a tourist car (about 2h45 from Fes to Ketama, then 1h45 to Al Hoceima).

Route : On quitte la ville nouvelle de Fès en direction de Taza, Taounate. La route (N6) longe les murailles de la vieille ville (Fès El-Bali) en descendant vers la vallée de l’oued Sebou, largement ouverte dans les terrains marneux du Prérif (l’oued Sebou vient du Moyen Atlas ; vers l’aval, il traverse tout le Gharb pour rejoindre l’Atlantique près de Kenitra). Au bas de la descente, laisser la direction de Taza (N6) et prendre la route de Taounate, Ketama, Al Hoceima (N8). On franchit l’oued Sebou. Vers le NW se dresse le J. Zalagh, la plus orientale des Rides prérifaines. C’est un anticlinal de calcaires liasiques faillés, décollés et redressés presque à la verticale sous la nappe prérifaine, puis mis en relief par l’érosion différentielle (fig. 2.2).

La route s’élève bientôt dans la nappe prérifaine (masses de Trias rouge), puis dans les marnes du Miocène postnappe. Celles-ci sont couronnées par des sables marneux du Pliocène moyen, en barres faiblement inclinées dominant la route à l’est (J. Bou Rnim ; sur cette coupe, voir le vol. 4 des Nouveaux Guides, circuit 6). Un aquifère correspond à ces sables ; il alimente la source (« Aïn ») visible près d’Aïn Kansera. Noter que ces sables marins sont les équivalents des sables fauves du Saïss, au sud de Fès et Meknès, en partie au moins continentaux.

FIG. 2.1 : Trajet de la journée J2 reporté sur la carte géologique du Maroc au 1/000 000.- A : De Fès à Ketama.- B : De Ketama à Fès. Légende des couleurs et symboles : voir Annexe 1 en fin de volume.

FIG. 2.1 : J2 route and stops plotted on the Geological map of Morocco scale 1/1 000 000.- A : From Fès to Ketama.- B : From Ketama to Al Hoceima. Legend : see Appendix 1 at the end of this volume.

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NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC - VOLUME 5

FIG. 2.1 : suite

FIG. 2.2 : Le J. Zalagh, au NE de Fès.- A : Panorama (cliché A. Charrière).- B : Carte (a) et coupe (b), d’après Chalouan et al. (2006). 1 : Trias ; 2 : Lias inférieur (dolomies) ; 3 : Lias moyen (calcaires) ; 4 : Lias supérieur-Bajocien (marnes et calcaires) ; 5 : Miocène supérieur (molasse) ; 6 : Miocène supérieur (marnes) ; 7 : Nappe prérifaine ; 8 : Quaternaire (brèches de pente) ; 9 : Quaternaire (sédiments) ; 10 : faille ; 11 : chevauchement ; 12 : anticlinal. FIG. 2.2 : The J. Zalagh, NE of Fes city. A: Panorama (Photo by A. Charrière).- B : Map (a) and cross-section (b) after Chalouan et al. (2006).

CIRCUIT C 8 : RIF CENTRAL ET OCCIDENTAL

A 23 km de Fès (borne Tissa 24 km) débute la descente vers l’oued Inaouene, puissant affluent du Sebou, qui draine l’ouest du massif de Tazekka. Son cours est barré plus en amont (embranchement vers le barrage Idriss I). La route longe l’oued Inaouene, puis le traverse pour longer l’un de ses affluents de rive droite, l’oued Lebene. En second plan au NW, un sommet montre des bancs durs inclinés, coiffant les marnes de la nappe prérifaine : c’est une klippe de la nappe d’Ouezzane (marnes éocènes et turbidites du Miocène inférieur-moyen), bien représentée dans toute la région (fig 2.1A, 2.3). Traversée de l’oued Lebene (vers la borne Taounate 43 km). On baigne dans l’univers marneux de la nappe préri-

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faine. La progression d’un matériel aussi peu compétent sur les marnes de l’avant-fosse s’est faite nécessairement par écroulement gravitaire du prisme tectonique formé au front des zones internes, le plan de charriage étant en pente vers le sud (vers l’avant-fosse). C’est pourquoi cette nappe a pu être assimilée à un gigantesque olistostrome.

A 34 km de Taounate, carrefour vers Tissa (à l’est) et son diapir salifère. La route traverse des éléments de la nappe d’Ouezzane, comportant des marnes blanches à silex (« faciès suessonien » de l’Eocène). Environ 6 km plus loin, noter au NW un village perché sur une klippe de la nappe de Ouezzane.

Oulad Daoud, à ~15 km de Taounate : passé le col (378 m), on découvre vers le nord un paysage de crêtes calcaires, les « sofs » à armature de calcaires jurassiques, caractéristiques du Prérif interne. Arrêt J2-1 : Ecaille mésozoïque (« sof ») d’Aïn Aïcha, Prérif interne GPS : 34°27’06”N ; 04°42’45”W

Se garer près de la borne Taounate 13 km. On découvre un large panorama sur les « sofs » (arêtes rocheuses) d’Aïn Aïcha, dégagés de leur enveloppe marneuse par l’oued Ouerrha (fig. 2.4). Ils font partie d’un alignement E-W de masses rocheuses kilométriques, de nature surtout calcaire (Lias, Bajocien, Tithonique), avec des termes turbiditiques (« ferrysch » du Callovo-Oxfordien). Ces masses sont souvent associées, à leur base, à des argiles évaporitiques du Trias, tandis que vers le haut, leur série peut inclure des terrains marneux, d’âge Crétacé à Miocène moyen. Leur position prête à discussion : écailles peu déplacées, et/ou klippes issues du nord du Mésorif ? On y revient après le arrêt 2. Quoi qu’il en soit, la présence de dépôts marins d’âge Jurassique supérieur-Néocomien dans ces unités contraste avec l’absence de tels dépôts dans le domaine atlasique : ces unités appartiennent à la paléomarge téthysienne.

FIG. 2.3 : Carte structurale et coupes dans le Rif central, de part et d’autre de la route Fès-Ketama. Extrait de la carte structurale du Rif au 1/500 000 (Suter, 1980b).- Légende de la carte, du sud au nord : Pre/i : Prérif externe/interne, avec Trias diapirique (rose) et klippes de la nappe d’Ouezzane (brun) ; Mre/i : Mésorif externe/interne ; Sh : nappe des Senhadja (m : Miocène inf. chaotique) ; Kt : Unité de Ketama (Intrarif) ; Tge/i : Unité de Tanger externe, interne (Intrarif); Ml, Ts, Nd : nappes des Flyschs de Meloussa, du J. Tisirene, et du Numidien.- Légende des coupes, dans l’ordre chronologique : t : Trias (δ : dolérites) ; l : Lias ; jm/s/F : Jurassique moyen/sup./ferrysch ; ci/m-s : Crétacé inf./sup. ; ei/m-g : Eocène inf./moyen-sup. à Oligocène ; mi/m/s : Miocène inf., moyen, sup.- Unités infraKetama associées aux Senhadja : BH : Bou Haddoud ; Ta : Taïnest. FIG. 2.3 : Structural map and cross-sections across the Central Rif, west and east of the Fes-Ketama road, after Carte structurale du Rif, 1/500 000 (Suter, 1980b).

Le style tectonique du Prérif externe est encore ici, pour l’essentiel, celui d’une chaîne de plis et chevauchements épidermiques (thin skinned), décollés d’un socle à peine raccourci. L’analyse de la discordance progressive du Miocène sur le Mésozoïque et la présence d’olistolites dans le Miocène au sud du sof (fig. 2.5) suggèrent que celui-ci représente un pli de propagation de faille, contemporain de la sédimentation (Tejera de Leon et al., 1995). On verra que ce style change dans le Prérif interne et le Mésorif. IV- Stratigraphie des sofs ; la paléomarge proximale inversée

Le Jurassique supérieur comporte deux formations superposées, qui se retrouvent, plus au nord, dans le Mésorif : le « ferrysch » callovo-oxfordien, série de turbidites fines argilo-gréseuses, et les calciturbidites et calcaires péla-

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FIG. 2.4 : Le sof d’Aïn Aïcha vu du sud.- A : Partie orientale, montrant le Miocène prérifain (m4a) ; au loin, le sommet pyramidal est constitué par les conglomérats de base du flanc nord du synclinal post-nappe de Taounate.- B : Partie occidentale, montrant les calcaires jurassiques (j1, Bajocien ; j2 Bathonien), le ferrysch du Bathonien-Malm (j3-5) et les calcaires marneux du Crétacé inf. (n1-4), ainsi qu’un lambeau de Miocène inférieur de la nappe d’Ouezzane (m1-2). FIG. 2.4 : The Ain Aicha « sof » as seen from the south.-A : Western part ; in the background, the pyramidal summit is made up by the Miocene conglomerates of the north flank of the Taounate post-nappe syncline.- B : Eastern part.

FIG. 2.5 : Coupe des synclinaux post-nappe du Moyen Ouerrha et des anticlinaux de Taounate (Mésorif externe) et d’Aïn Aïcha (Prérif interne), selon Tejera de Leon et al. (1995, 1996).

FIG. 2.5 : Cross-section of the Middle Ouerrha post-nappe synclines and intervening anticlines of Taounate (External Mésorif) and Ain Aicha (Internal Prerif) after Tejera de Leon et al. (1995, 1996).

CIRCUIT C 8 : RIF CENTRAL ET OCCIDENTAL

giques du Tithonique-Berriasien. Ceux-ci passent en continuité à des marno-calcaires à Aptychus et ammonites pyriteuses du Néocomien, puis viennent de nouvelles turbidites argilo-gréseuses d’âge Albien-Aptien.

A l’échelle régionale, on note des variations importantes entre les divers sofs, suggérant qu’ils correspondaient à divers blocs basculés de la paléomarge (Ben Yaïch et al., 1991, Favre, 1992). La tectonique en extension est particulièrement active du Lias moyen (Carixien) au Jurassique moyen (voir ci-après, Mésorif). Les failles inverses limitant les sofs dérivent donc, au moins pour partie, de l’inversion d’anciennes failles normales.

Route : La route recoupe le sof puissant d’Aïn Aïcha, puis franchit l’oued Ouerrha. La ville de Taounate apparaît bientôt au NE, à côté d’un synclinal perché de Néogène post-nappe. Arrêt J2-2 : Synclinal post-nappe de Taounate et aperçu sur le Mésorif GPS : 34°31’05”N ; 04°39’05”W

Se garer en contrebas de la ville, près du panneau « Taounate » et limitation de vitesse. Le panorama montre, à droite de l’agglomération, un relief fait d’une épaisse barre de conglomérats, base du flanc nord du synclinal de Miocène post-nappe (Tortonien supérieur et Messinien) de Taounate.

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Les conglomérats s’appuient sur les marno-calcaires du Crétacé mésorifain, sur lesquels est bâtie Taounate, tandis que le flanc sud du synclinal repose sur la nappe prérifaine et le sof d’Aïn Aïcha. L’analyse des profils sismiques a permis de suggérer que la sédimentation s’est faite dans un système d’hémigrabens (présence de stratifications en éventail, fig. 2.6), liés probablement à l’écroulement gravitaire du prisme orogénique (Samaka et al., 1997). L’extension multidirectionnelle a pu s’accompagner de compression transverse au front du prisme en cours d’écroulement. L’inversion des paléofailles normales et le plissement du bassin date de la fin du Messinien-début du Pliocène. V- Le Miocène post-nappe, le couloir sud-rifain et la crise messinienne

La sédimentation post-nappe a commencé ici après une période d'érosion des nappes, dont le toit émergeait contrairement à ce qui prévalait plus à l’ouest (Gharb). On observe la transgression de calcarénites conglomératiques et de lumachelles du Tortonien supérieur sur le Mésozoïque mésorifain ou prérifain. Au-dessus de ces niveaux de base, les faciès évoluent vers des dépôts de pente sousmarine (coulées de conglomérats à matrice argilo-sableuse), puis vers des dépôts hémipélagiques de marnes sableuses d’âge Messinien (Samaka et al., 1997).

La communication entre Atlantique et Méditerranée via le

FIG. 2.6 : Profil sismique longitudinal dans le bassin de Taounate (en haut) et interprétation en hémigraben inversé (en bas), d’après Michard et al. (1996) et Samaka et al. (1997). Les réflecteurs figurés correspondent au toit du Mésozoïque et aux couches du Miocène supérieur. Les chiffres entre parenthèse renvoient aux profils croisés pris en compte.

FIG. 2.6 : Longitudinal seismic profile across the Taounate Basin (above), and its interpretation in terms of inverted hemigrabens (below), after Michard et al. (1996) and Samaka et al. (1997). The reflectors shown correspond to the top of the Mesozoic and overlying Upper Miocene deposits. Numbers in parentheses refer to the available cross profiles.

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couloir sud-rifain existait au début du Tortonien supérieur (dépôts anté-nappe), puis elle a été interrompue par la mise en place des nappes du Rif central et oriental : c’est l’origine de la première crise de salinité en Méditerranée, vers 6,35,6 Ma (Rouchy & Caruso, 2006). La communication a pu se rétablir de manière épisodique et restreinte pendant le Messinien (présence sporadique d’organismes marins), suggérant une continuité temporaire entre les bassins du Rif central et du Rif oriental (Boudinar, Nador). La communication E-W est à nouveau interrompue au Messinien supérieur (5,65,4 Ma), en relation avec le plissement qui déforme les bassins post-nappes. Elle est rétablie brusquement à 5,3 Ma, au début du Pliocène (Zancléen), via le détroit de Gibraltar, tandis que se poursuit le plissement du Prérif.

Route : A l’entrée de Taounate, affleurement des conglomérats post-nappe. Après la ville, la route redescend assez fortement, mais les affleurements appartiennent le plus souvent au Miocène post-nappe (conglomérats, marnes grises).

A ~4 km de Taounate, la route serpente sur une crête N-S,

dominant à droite la vallée de l’oued Sra (ou, plus en amont, oued Ketama). Vers la droite, grâce à l’ouverture que fournit la vallée du Moyen Ouerrha, on aperçoit, au NE, le massif du J. Tifelouest (figs. 2.3, 2.7) qui appartient au Mésorif le plus interne et, vers le SE, le massif des Senhadja (J. Keil), charrié sur le Mésorif externe. Ce sont les seuls aperçus accessibles sur le Mésorif le long de cet itinéraire.

A 9 km de Taounate (70 km de Ketama), on laisse à droite la route de Tahar Souk (ville située entre le J. Tifelouest et les Senhadja). Peu après, la route commence à monter et on entre dans l’Intrarif (unité de Ketama). Les schistes ardoisiers du Crétacé supérieur affleurent le long de la route, que l’on poursuit sur 4 à 5 km, jusqu’à l’arrêt suivant. VI- Le Mésorif et les nappes rifaines

Le Mésorif est caractérisé, dans le Rif central, par des fenêtres anticlinales à matériel Miocène inférieur-moyen (Tamda, J. Kouine) recouvertes par deux ensembles d’unités chevauchantes, les unes inférieures, d’origine infra-Ke-

FIG. 2.7 : A : Deux coupes dans le J. Tifelouest, d’après Favre (1992), modifié. Age des dépôts tertiaires d’après Durand-Delga, in Chalouan et al. (2008). Deux écailles superposées, décollées sur le Trias salifère et affectées par une schistosité S1, sont déformées par un pli conique coffré associé à un clivage en éventail S2. Ce pli affecte également le complexe chaotique oligo-miocène, premier terrain non affecté par la schistosité S1.- B : Reconstitution de la paléomarge rifaine sur la transversale du J. Tifelouest au Jurassique moyensupérieur, d’après Favre (1992), modifié.

FIG. 2.7 : A : Two sections across the J. Tifelouest massif, after Favre (1992), modified. Age of Cenozoic formations after DurandDelga, in Chalouan et al. (2008). Two stacked slabs detached on the Triassic evaporites and affected by S1 foliation are folded by a conical fold linked to a fanned cleavage S2. This fold also affects the Oligocene-Miocene chaotic complex, which is the oldest post-S2 formation.- B : Restoration of the Rif paleomargin in the Tifelouest area during the Late Jurassic, after Favre (1992), modified.

CIRCUIT C 8 : RIF CENTRAL ET OCCIDENTAL

tama, les autres supérieures, d’origine supra-Ketama. Parmi les unités d’origine infra-Ketama, certaines sont enracinées sous la puissante unité intrarifaine de Ketama et sont rangées dans le Mésorif interne (cas du Tifelouest-Tafraout à l’est de Taounate, et de Rhafsai à l’ouest) ; d’autres sont charriées et plus ou moins réduites à l’état de klippes et olistostromes sur le Miocène inférieur-moyen des Fenêtres (nappe des Senhadja au sens large, avec les klippes de Taïneste, Merzouk et Azrou Akchar plus à l’est, vers Aknoul ; voir carte du Rif, vol. 1, fig. 18). Les unités d’origine supraKetama sont superposées aux précédentes et comportent, à la base, des éléments intrarifains décollés du toit de l’unité de Ketama (nappe d’Aknoul), et au sommet, dans le Rif oriental, des restes de la nappe du Flysch numidien.

Les variations de faciès du Mésozoïque entre le Prérif interne et le Mésorif interne-Intrarif permettent de suggérer une restauration de la paléomarge africaine (fig. 2.7B). La série syn-rift comprend le Lias et le Dogger. La série postrift débute avec le ferrysch du Malm, suivi par les calcaires pélagiques du Tithonique. Elle se poursuit par des faciès marno-pélitiques profonds du Crétacé où s’intercalent des turbidites silico-clastiques (Barrémien sup.-Vraconien), puis par des calcaires en plaquettes et des marnes du PaléocèneEocène moyen, qui se chargent en blocs anguleux de Mésozoïque à leur partie supérieure (Eocène moyensupérieur ?). Toute cette série est affectée par un clivage à faible pendage indiquant un cisaillement et glissement couche à couche à vergence sud. Les duplex ainsi déformés (foliation S1) sont recouverts en discordance par des conglomérats chaotiques de l’Oligocène supérieur (?) à Nummulites et Lépidocyclines, remaniant les terrains foliés, puis, après une nouvelle discordance, par des marnes gréseuses à olistostromes du Miocène inférieur-moyen (Favre, 1992). Le plissement de l’ensemble s’accompagne de la formation d’un clivage de dissolution dans les terrains miocènes et de crénulation (S2) dans les terrains mésozoïques à éocènes (fig. 2.7A).

La nappe des Senhadja a été la première nappe découverte dans la chaîne rifaine elle-même (J.Marçais, 19361938), après la mise en évidence du charriage prérifain sur l’avant-pays (Gentil, 1912). Le dispositif est clair (fig. 2.3) : des terrains mésozoïques et paléozoïques reposent sur des couches du Miocène inférieur qui apparaissent en fenêtres anticlinales. Il ne s’agit pas d’une nappe massive, mais d’un ensemble de klippes kilométriques et de blocs hectométriques reposant sur, ou inclus dans le complexe chaotique par lequel se termine le Miocène des Fenêtres (Favre, 1992). Le terme de « mélange » (Vidal, 1977) est ici particulièrement adapté. Le matériel de cet ensemble disloqué est de même type que celui des unités enracinées, sauf qu’il s’y ajoute des éléments de socle paléozoïque : quartzites et schistes carbonifères. On envisage donc un

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chevauchement de l’Intrarif (Ketama) sur le Mésorif par le biais d’une faille affectant le socle lui-même. Le style tectonique devient « thick-skinned ». L’ampleur du chevauchement est sans doute du même ordre que celle du décrochement du Nekor, soit 50 à 80 km, dans l’interprétation de Michard et al. (2007) présentée dans ce volume, circuit C9. La structure du Mésorif se complique, et le métamorphisme gagne en intensité, en passant dans le Rif oriental (région des Temsamane), de l’autre côté du décrochement du Nekor (figs. 1.2, 2.1B). Arrêt J2-3 : Crétacé supérieur anchimétamorphique de la zone intrarifaine GPS : 34°35’56”N ; 04°36’45”W ; alt. 450 m

Cet arrêt est situé à ~13-14 km au nord de Taounate, soit environ 500 m après la borne Alhuceima 173 km. Stationner près d’une borne GPS (en forme de pyramide blanche). Les affleurements schisteux sombres appartiennent au Crétacé supérieur de l’Intrarif, représentés sur les cartes tantôt comme « « couverture décollée de l’unité de Ketama, tantôt comme « unité de Tanger », ce qui est équivalent. Ils montrent un débit en plaquettes lié à un clivage schisteux encore peu pénétratif, à pendage faible (fig. 2.8). Noter la présence de veines calcitiques syntectoniques, qui révèlent un métamorphisme débutant (anchimétamorphisme). Il s’agit du même épisode de métamorphisme que celui du Tifelouest. On va voir son degré augmenter en pénétrant dans les niveaux plus profonds de l’unité de Ketama plus au nord.

Route : La route continue de sinuer sur la crête N-S en rive droite (ouest) de l’oued Sra = Ketama. Les villages sont perchés sur les sommets, type d’habitat classique tout

FIG. 2.8 : Clivage schisteux peu pénétratif dans les métapélites du Crétacé supérieur en bordure sud de l’unité de Ketama. La présence de lentille de calcite et quartz d’exsolution indique un début de métamorphisme.

FIG. 2.8 : Incipient cleavage in the Upper Cretaceous pelites of the southern Ketama Unit. The occurrence of exsolution calcite-quartz veins reveals that of an incipient recrystallization (anchimetamorphism).

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autour de la Méditerranée. Les lits gréseux deviennent de plus en plus abondants dans les schistes: on passe à des niveaux de la fin du Crétacé inférieur. La schistosité devient de plus en plus évidente. Arrêt J2-4 : Crétacé inférieur métamorphique de l’Intrarif, schistosité de flanc inverse GPS : 34°45’53”N, 04°39’32”W ; alt. 930 m

Stopper à environ 46 km de Ketama (33 km de Taounate), à l’entrée d’une piste qui prend vers la gauche (vers l’ouest) et traverse la ligne de crête, tandis que la route elle-même continue sur le flanc est de la montagne. Le talus de la route montre des schistes ardoisiers à lits de grès fins et de microquartzites manganésifères, attribuables à l’Albien-Cénomanien (fig. 2.9A). La stratification S0 est inclinée de 30° à 50° au NE, avec quelques microplis cisaillés. La schistosité de plan axial est inclinée seulement de 20° à l’est : on est donc dans un flanc inverse de pli couché, déversé vers le SW. Le débit en crayons est très net (fig. 2.9B), orienté N140E : c’est la direction de l’axe du pli couché majeur. Le métamorphisme de l’unité de Ketama n’a pas été calibré avec précision du point de vue P-T. C’est un faciès schiste vert de bas degré (conditions de l’ordre de 3 kbar, 250°C), correspondant à un enfouissement vers 9 km de profondeur. La surcharge a pu être fournie par des duplex de Crétacé intrarifain, mais aussi par les nappes du Flysch Maurétanien, préservées en klippes peu à l’ouest (J. Outka). Ce métamorphisme est encore mal daté, les mesures K-Ar donnant des résultats non significatifs du fait du degré faible du métamorphisme et de la richesse en micas détritiques. Les traces de fission sur apatite (Azdimoussa et al., 1998) indiquent un refroidissement post-métamorphique à environ 14 Ma (Miocène moyen), ce qui est

en bon accord avec la phase d’extension à l’origine de la sédimentation chaotique et des mélanges mésorifains sous les unités Senhadja. Cependant, l’âge du métamorphisme est calé stratigraphiquement grâce aux données sur le Tifelouest : la phase principale de métamorphisme, associée à la foliation à faible pendage, est d’âge Eocène supérieurOligocène à Miocène très inférieur, tandis que la phase tardive, associée aux plis droits et à la schistosité de crénulation, est d’âge Miocène moyen-supérieur. VII- Le métamorphisme intra- et mésorifain Les âges qu’on vient de citer pour le métamorphisme Ketama-Tifelouest correspondent remarquablement aux datations 39Ar-40Ar obtenues dans des unités des Temsamane nord, affectées d’un métamorphisme MP-HT à chloritoïde (vol. 1, fig. 25), à savoir : des âges reliques vers 20-23 Ma, et des âges-plateau vers 15-13 Ma (Negro et al., 2006). De fait, les Temsamane nord peuvent être interprétées comme un prisme d’unités mésorifaines, recouvertes à l’Eocène supérieur-Oligocène par des unités intrarifaines et par les Flyschs. L’accident du Nekor aurait à la fois un jeu décrochant sénestre, bien marqué dans la structure des Temsamane nord (Frizon de Lamotte, 1985), et affectant aussi le prisme orogénique superposé, et un jeu vertical effondrant le côté occidental. Ces deux mouvements concourent, dans ce schéma, au décalage sénestre du front de l’unité de Ketama. Des écailles de serpentinites et schistes verts, transgressés par des calcaires et pélites métamorphiques, d’âge probable jurassico-crétacé, se retrouvent dans la zone de contact Intrarif-Temsamane nord (Beni Malek, fig. 1.2A et vol. 1, fig. 23 ; Michard et al., 1992 ; Elazzab et al., 1997). Ainsi aurait-on, entre Intrarif et Mésorif, une suture mineure à l’intérieur de la marge africaine (vol. 1, fig. 27). Vers l’Est, cette suture intra-marge se repère au cap des Trois-Fourches (Melilla) et jusqu’en Oranie (Michard et al., 2007).

FIG. 2.9 : Clivage ardoisier (schistosité de flux) de flanc inverse dans les shales à lits de microquartzites manganésifères (A) attribuables à l’Albo-Cénomanien, dans l’unité de Ketama. L’intersection schistosité-stratification détermine un débit en crayons, bien visible sur le cliché (B). Métamorphisme schiste vert de bas degré. FIG. 2.9 : Foliation in the metapelites with Mn-rich microquartzites of the reverse limb of an overturned fold (A), and associated pencil structures (B) in the AlbianCenomanian series of the Ketama Unit. Low-grade greenschist metamorphism.

CIRCUIT C 8 : RIF CENTRAL ET OCCIDENTAL

Route : On continue vers le nord sur quelques kilomètres jusqu’à Souk-el-Had-Ikaouen, village accroché sur la rive droite (occidentale) de l’oued Ketama. Le souk offre de nombreuses possibilités de restauration. Quelques kilomètres plus au nord, la stratification est presque horizontale, tandis que la schistosité pend régulièrement au NE : on passe dans un flanc normal majeur. Les veines de quartz laiteux se multiplient, en même temps que l’importance des bancs quartzitiques. Vers la borne kilométrique Al Hoceima 131, dans le talus de la route, une charnière E-W est dessinée par un banc métrique de quartzite, au sein des métapélites. Environ 3 km plus loin, on atteint un petit tunnel : l’arrêt 5 est juste au nord. Arrêt J2-5 : Turbidites silicoclastiques et plis de l’unité de Ketama GPS : 34°48’59”N ; 04°38’30”W ; 1275 m

Stopper à la sortie amont du tunnel. Le tunnel traverse le dressant (flanc raide) d’un pli hectométrique déversé au sud, et dessiné par un gros banc de quartzite interstratifié dans des métapélites : c’est un faciès typique de l’unité de Ketama.

L’entaille de l’oued Ketama montre un grand pli en chevron, prolongation possible de la charnière du tunnel. Des plis à plan axial à fort pendage sont visibles au loin (fig. 2.10). Ce sont des plis de phase 2, replissant la schistosité synmétamorphique précoce à faible pendage. La série détritique plissée est datée du Barrémien-Albien. Elle succède à des termes pélagiques du Tithonique et du Crétacé inférieur (calcaires micritiques, marnes à conglomérats intraformationnels). Le milieu de dépôt est profond jusqu’au Crétacé supérieur (microquartzites manganésifères, black shales), mais il reste relativement proximal (cf. importance des bancs sableux turbiditiques). C’est un

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faciès latéral des flyschs maghrébins, déposé sur le talus de la paléomarge africaine.

Route : Remarquer, environ 1 km plus loin, dans les affleurements de bord de route, des bancs de microquartzites noirs boudinés, avec des veines de quartz blanc entre chaque boudin (boudinage précoce lié à la phase synfoliaire, puisque ces bancs sont plissés). On traverse encore un souk montagnard (Tleta Ketama). Dans la forêt, des cèdres se mêlent de plus en plus aux chênes. Encore quelques kilomètres de montée et on atteint Ketama.

L’agglomération s’est développée à l’intersection de la route qu’on vient de suivre (R 505, « Route de l’Unité », par référence à la réunion de la zone espagnole et de la zone française lors de l’indépendance du Maroc) et de la Route des Crêtes (N2, Nador-Tanger). Les constructions profitent d’une zone de replat perchée à 1500 m d’altitude sur la ligne de partage des eaux entre Atlantique et Méditerranée. Des sommets de plus de 2000 m existent à l’ouest et au SE (J. Tidirhine, 2450 m, point culminant du Rif). Vers le nord, les oueds, très encaissés, rejoignent la mer en moins de 30 km. Vers le sud, les eaux de l’oued Ketama-Sra rejoignent l’oued Ouerrha après 80 km, puis l’oued Sebou après une centaine de kilomètres supplémentaires : la dissymétrie de la chaîne est extrême. La haute surface de Ketama, tapissée de dépôts plio-villafranchiens et profondément disséquée, semble un héritage morphologique du Miocène terminal, époque où les produits de l’érosion de la chaîne remontaient très haut sur son versant sud (Miocène post-nappe).

Prendre la Route des Crêtes vers la droite, en direction d’Al Hoceima (fig. 2.1B). On roule sur la surface mio-pliocène pendant 3 km, puis rentre dans la formation quartzopélitique de Ketama.

FIG. 2.10 : Plis droits affectant les bancs quartzitiques de l’Unité de Ketama, à l’est de la Route de l’Unité. Ces plis sont postérieurs à la phase de plis couchés synschisteux (cliché précédent).

FIG. 2.10 : Major folding of the quartzite layers of the Ketama Unit, east of the Route de l’Unité. These upright folds postdate the recumbent folding phase (fig. 2.9).

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Arrêt J2-6 : Turbidites et structures de l’unité de Ketama (arrêt optionnel) GPS : 34°55’08”N ; 04°30’50”W ; 1510 m

L’arrêt proposé est situé 5 km à l’est de Ketama, dans un virage serré précédant un tunnel (arrêt également possible au nord du tunnel). Il offre la possibilité d’observations complémentaires dans de beaux affleurements sur le flanc oriental d’un ravin orienté vers la Méditerranée. Le faciès de dépôt est un « pré-flysch » moins grossier qu’à l’arrêt 5. Les barres quartzitiques épaisses qui arment le massif du Tidirhine plus au sud sont absentes ici.

Remarque : suivant l’heure, on pourra sauter cet arrêt (et le reporter éventuellement à la journée J3) afin d’arriver assez tôt à Al Hoceima, où les arrêts prévus demandent 1h30 au moins de bon éclairage. De Ketama à Al Hoceima (115 km de route sinueuse) compter 2 h en voiture de tourisme). Route : On progresse en zigzag de 4 à 5 km vers l’ENE en montant jusque vers 1600 m. On atteint ainsi la zone de contact entre l’Unité de Ketama (barre quartzitiques orientées E-W visibles au sud) et les Flyschs maghrébins superposés au nord. Les affleurements sont médiocres (calcschistes crétacés de la Nappe de Melloussa et/ou de l’Unité de TangerKetama ; cf. fig. 2.1B). Les pentes au ESE de la route sont drainées vers la Méditerranée par des tributaires de l’oued Rhis dont l’embouchure se situe dans la baie d’Al Hoceima.

On franchit sans arrêt l’Unité de Ouareg, objet de l’arrêt J3-1, après 15 km de route sinueuse. Il est plus intéressant d’étudier cet arrêt (Bab Raouda, GPS 34 57 49 N, 04 24 30 W à 04 24 02 W, après un grand V ouvert vers le sud) durant la matinée de la journée J3 pour des raisons d’horaire et d’homogénéité des sujets abordés. Il s’agit en effet d’une écaille de terrains jurassiques pélagiques issue de la base stratigraphique du Flysch du Tisirene, qui sera lui-même étudié au pied du J. Tisirene pendant la journée J3. Le re-

port de cet arrêt à J3 permet de mieux profiter des beaux paysages géologiques d’Al Hoceima.

De Bab Raouda à Targuist, la route descend en serpentant dans le flysch du Tisirene. Celui-ci sera plutôt étudié durant la journée J3 au pied du J. Tisirene lui-même. La ville de Targuist est bâtie vers 1000 m d’altitude dans la vallée de l’oued Rhis, sur des dépôts plio-villafranchiens (terrasse de 70 m). Il est possible d’éviter le centre ville par le nord. De Targuist à Ajdir (65 km), la N2 suit la direction générale NE de l’Oued Rhis, mais en restant en altitude.

Les affleurements (médiocres) correspondent d’abord (sur environ 15 km) à la nappe de Chouamat (= Melloussa dans le Rif occidental). C’est une nappe de flysch sous-jacente à celle du Tisirene, et d’origine plus méridionale dans le bassin de la Téthys maghrébine (« flyschs massyliens » d’Algérie). Elle comporte un flysch albo-aptien, contemporain de celui du Tisirene mais de granulométrie plus fine, ainsi que des termes du Crétacé supérieur à dominante pélitique. Leur zone de dépôt se situait entre celle du flysch maurétanien du Tisiren et l’Intrarif. Son contact avec l’unité de Ketama est indistinct le long du trajet suivi.

La route s’élève à nouveau, entre dans les flysch du Tisirene qui arment les crêtes et passe sur le versant nord des montagnes (panorama) à environ 20 km de Targuist. On roule ensuite pendant près de 40 km en se maintenant près de la ligne de crête entre la vallée du Rhis au sud et les oueds descendant directement au nord, en traversant les chaînons calcaires des Bokkoyas en bord de mer. Le tracé de la route est proche du bord d’érosion de la nappe du Tisirene, tantôt dans les flyschs de cette nappe, tantôt dans ceux de la nappe de Chouamat (fig. 2.1B). Remarquer sur cette figure la présence de plusieurs fenêtres de Chouamat sous Tisirene (notamment à Beni Abdallah où passe la N2), indiquant un pendage faible vers le nord de leur contact de charriage (fig 2.11).

FIG. 2.11 : Coupe schématique dans le NE du Rif central, d’après Suter (1980b). Unités structurales, du nord au S : Gh : Ghomarides ; Ci/e : Dorsale calcaire interne/externe ; ZF : Permo-Trias « Federico » ( ?) ; Pd : Prédorsalien ; Ts : Tisirene ; Ml : Meloussa-Chouamat ; Kt : Ketama ; Mri/e : Mésorif interne/externe ; AN : Accident du Nekor ; Ak1 : Aknoul inf. ; SI : synclinaux néogènes internes. Ages stratigraphiques comme fig. 2.3. FIG. 2.11 : Schematic cross-sections in the north-eastern Central Rif, after Suter (1980b).

CIRCUIT C 8 : RIF CENTRAL ET OCCIDENTAL

A 5 km de l’agglomération d’Aït Youssef-ou-Ali (carrefour d’Ajdir), une unité à dominante argileuse vient recouvrir la nappe du Tisirene. C’est le « Prédorsalien », ici représenté par la « semelle tertiaire des Bokkoyas » (le Mésozoïque prédorsalien sera présenté au cours de la journée J3). Cette formation inclut des blocs calcaires (visibles ça et là dans les pentes des collines) issus de la Dorsale par écroulement et glissement sous-marin (olistolites). On a reconnu deux étapes de mise en place d’olistostromes, i) l’Oligocène supérieur, avec une alimentation à partir de la Dorsale externe ; et ii) le Burdigalien, où c’est la Dorsale interne qui alimente les olistostromes (Mourier et al., 1982). Entre les deux séquences se déposent des marnes d’âge Aquitanien comportant des intercalations gréseuses à faciès numidien.

A Ajdir, à proximité de la côte, le Prédorsalien est fortement raviné (ajdir signifie « ravin » en berbère). Au grand carrefour d’Aït Youssef-ou-Ali prendre à droite si on choisit l’arrêt 7 classique, ou à gauche vers Al Hoceima (P5211) si on privilégie l’arrêt 7 « grand angle ». Arrêt J2-7 : Baie d’Al Hoceima (panorama) : structure et sismicité GPS : 35°11’53”N ; 03°53’46”W ; alt.30 m

Deux arrêts sont possibles, soit l’arrêt classique, d’accès rapide (cordonnées ci-dessus), soit un arrêt « grand angle » (GPS : 35°13’ 25”N, 03°56’16”W ; alt. 350 m), accessible par une petite route (3 km de montée). L’arrêt classique est à 2 km du carrefour d’Aït Youssef-ou-Ali, depuis le haut de la route conduisant au Club Med à partir du carrefour

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N2-N16. L’autre arrêt se situe au pied du relai hertzien au sud d’Al Hoceima (prendre la direction d’Izemmouren, puis à gauche 400 m plus loin).

Le panorama classique (fig. 2.12A) montre la partie sudest de la baie. Le panorama « grand angle » montre le bord occidental de la baie et le site d’Al Hoceima, vus en enfilade. Le site de la ville est illustré en vue frontale (comme on le voit de la mer) par la figure 2.12B.

Dans le fond de la baie arrivent deux oueds, le Rhis et le Nekor, le plus important (fig. 2.1B). Le « peñon » d’Al Hoceima (îlot occupé par une forteresse espagnole) est constitué par les calcaires du Trias-Lias de la Dorsale interne (« Ci » sur la fig. 2.1B), ensemble de nappes à matériel calcaire dominant issu de la marge septentrionale de la Téthys maghrébine, et plus précisément de sa plateforme carbonatée proximale (voir colonnes stratigraphiques, vol. 1., fig. 19). En direction du nord, on voit des îlots analogues au peñon et les falaises de la Dorsale interne qui cachent le reste du site d’Al Hoceima. Noter que le cap qui ferme la baie au nord de la ville (cf. fig. 2.14B) est constitué de calcaires de la Dorsale externe, à faciès de plateforme distale : la tectonique de charriage a inversé la disposition initiale des domaines de la marge (jeu de sautemouton). Le cap qui ferme la baie à l’est, le Ras Tarf (Cabo Quilatès) est un volcan andésitique du Miocène moyen. Il fait partie du volcanisme tardi-orogénique des Maghrébides et de la mer d’Alboran (fig. 1.2B et vol. 1, fig. 26). Sous son apparence paisible, cette région touristique est aussi l’une des régions du Maroc à haut risque sismique.

FIG. 2.12 : Panorama de la baie d’Al Hoceima, partie sud. Au premier plan, le peñon d’Alhoceima ; à l’arrière plan, fermant la baie à l’est, le volcan miocène du Ras Tarf. FIG. 2.12 : View of the Al Hoceima Bay, southern part. In the foreground, the Alhoceima “peñon”; in the background, the Ras Tarf Miocene volcano closes the bay to the east.

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VIII- La séismicité d’Alhoceima

La baie correspond à un fossé d’effondrement N-S (fig. 2.13), résultat d’une extension E-W associée à une compression N-S, comme le décrochement sénestre NE-SW du Nekor. Il s’agit là de structures d’âge Miocène, et la faille du Nekor, qui ne montre pas trace d’activité sismique, est recouverte par le Messinien du bassin de Boudinar. Par contre, la région d’Al Hoceima a connu une série de séismes historiques (depuis le 16ème siècle), un séisme M 5,9 en 1994, et a été frappée par un séisme encore plus violent (M 6,3) le 24 février 2004. Ce dernier fut l’un des événements majeurs jamais relevés instrumentalement en Méditerranée occidentale. Il fut suivi d’un millier de répliques. Son épicentre se situait à 9 km au SW d’Al Hoceima, et son hypocentre à 10-14 km de profondeur. Le mécanisme au foyer suggère un jeu décrochant sénestre sur une faille subméridienne (N11°E, pentée 70°E ; fig. 2.13A), avec un axe de compres-

sion NW-SE. Cette direction de compression correspond à celle de la convergence des plaques Afrique-Iberia. Or les structures cosismiques observées en surface un mois après le séisme majeur sont essentiellement des fentes d’ouverture orientées N60 (fig. 2.14A). Galindo-Zaldivar et al. (2009) concluent donc a un découplage entre la déformation crustale sismogène et la déformation de surface, qui semble liée au soulèvement antiforme du relief (fig. 2.14B). Tahayt et al. (2009) proposent un jeu de failles croisées superficielles (entre 0,5 et 3 km de profondeur), l’une N10E sénestre, l’autre N130E dextre avec des rejets horizontaux de l’ordre de 90 cm, sur la base de données satellitaires.

Route : A partir du carrefour d’Aït Youssef-ou-Ali, rouler 4,5 km sur la P 5211 ; on quitte rapidement les terrains argileux (Prédorsalien) pour traverser une zone de collines calcaires (Dorsale).On atteint la ville d’Al Hoceima. Le centre ville est bâti sur un lambeau de nappe Ghomaride (Silurien et Dévonien de type Talembote ; voir journée J4)

FIG. 2.13 : Structure et séismicité de la région d’Al Hoceima, selon Galindo-Zaldivar et al. (2009).- A : Carte structurale montrant le système de failles néogènes, la répartition des épicentres liés au séisme de 1994 (points noirs) et au séisme de 2004 (cercles vides) et les mécanismes au foyer correspondants.- B : Coupe du graben néogène d’Al Hoceima, basée sur la profil gravimétrique obtenu sur la côte sud de la baie (localisation : voir carte A). FIG. 2.13 : Structure and seismicity of the Al Hoceima area, after Galindo-Zaldivar et al. (2009).- A : Structural map with location of the Neogene fault array, location of the 1994 and 2004 earthquake epicentres (black dots and white circles, respectively), and related focal mechanisms.

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férieur (cf. olistostromes dans le Prédorsalien).

Une fois au centre (place Mohamed V), tourner à gauche sur l’avenue qui mène à la corniche sur la côte nord des collines calcaires. Arrêt J2-8 : Corniche d’Al Hoceima : panorama sur la côte des Bokoyas GPS : 35°15’12”N ; 03°56’ 52”W ; alt. 20 m

Là aussi, deux arrêts possibles suivant le temps disponible. Le plus simple (ccordonnées ci-dessus) est au tout début de la corniche. On bénéficie à cet endroit d’une vue en enfilade sur la côte des Bokkoyas. Les affleurements proches sont des terrains pélito-gréseux du Carbonifère inférieur de la nappe ghomaride. Ils sont superposés aux calcaires de la Dorsale externe, qui forment les caps et les sommets.

L’autre arrêt possible est à Cibadilla (GPS : 35 14 29 N, 03 58 07 W, alt. 135 m), que l’on atteint en suivant la route de corniche sur environ 3 km. Le dernier kilomètre correspond à une montée en lacets destinée à franchir un cap (calcaires dorsaliens sous schistes ghomarides). De ce point haut, avant la descente sur la zone balnéaire de Tala Youssef, on bénéficie d’un panorama remarquable sur la côte des Bokoyas (fig. 2.15).

Route : Retour à Al Hoceima. Si le temps le permet, une promenade sur la jetée permet d’avoir une bonne vue sur le site de la ville et sur le cap septentrional (Ras el Abid), constitué des carbonates de la Dorsale externe.

FIG. 2.14 : Interprétation du séisme de février 2004, selon Galindo-Zaldivar et al. (2009).- A : Carte des structures cosismiques relevées un mois après le séisme. Les ouvertures (cracks) indiquent une extension N-S en surface, tandis que le mécanisme au foyer indique une compression N-S.- B : Interprétation : découplage de la déformation dans la croûte supérieure, grâce à la stratification mécanique résultant de la tectonique de nappes du Miocène inférieur.

Du fait de son isolement, la région est restée longtemps le siège, au Moyen-Age, d’un royaume indépendant. Au début du XXème siècle, ce fut le berceau de la résistance d’Abd el-Krim à la colonisation. Le développement du tourisme et la construction, en cours, de la rocade méditerranéenne (route N16) ouvre de nouvelles perspectives.

FIG. 2.14 : Interpretation of the feb. 2004 earthquake, after Galindo-Zaldivar et al. (2009).- A : Map of the cosismic structures observed one month after the event. The cracks point to a N-S extension whereas the focal mechanism suggests a N-S compression.- B : Interpretation: decoupling of the deformation in the upper crust is made possible by its mechanical stratification, which results from the Lower Miocene thrust tectonics.

posé sur les calcaires de la Dorsale (figs. 2.1B, 2.11B). Sous ces derniers apparaissent, i) une écaille de PermoTrias légèrement métamorphique (comparable à certaines unités des Sebtides supérieures ou de la base de la Dorsale dans la vallée de l’oued Laou ; voir J4) et, ii) plus à l’ouest, une fenêtre de Prédorsalien. Les unités du domaine d’Alboran (Ghomarides, Sebtides et Dorsale) charriées sur le Prédorsalien apparaissent ici tellement disloquées qu’on peut penser à une mise en place gravitaire au Miocène in-

FIG. 2.15 : La côte des Bokoyas vue depuis le “col” de la route de Tala Yousef (Cibadilla), en regardant vers le WSW. La station balnéaire (Tala Youssef) est bâtie sur les schistes paléozoïques des Ghomarides, qui reposent sur les calcaires de la Dorsale externe formant les caps et les sommets.

FIG. 2.15 : The Bokoya shoreline, looking WSW-ward from Cibadilla. The Tala Yousef seaside resort is built on the Ghomaride Paleozoic terranes, which overlies the External Dorsale limestones that form the capes and the crest of the range.

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J3 : Al Hoceima- Chefchaouene (230 km)

Itinéraire et thèmes (figs. 2.1B, 3.1) : Série pélagique jurassique (Ouareg) à la base du Flysch du Tisirene. Turbidites renversées de l’Unité de Ketama. Série du Flysch au J. Tisirene. Phtanites du Crétacé supérieur (U. de Tanger). Faille de Jebha et front de chevauchement de la Dorsale. Radiolarites du « Prédorsalien » (Unités Beni Derkoul). Olistostrome du Tithonique-Berriasien dans la Dorsale externe (Chrafate).

Route and themes (figs. 2.1B, 3.1) : Jurassic pelagic sequence at the bottom of the Tisirene Flysch (Ouareg Unit). Inverted turbidites of the Ketama Unit. Upper Cretaceous black cherts (Tangier U.). J. Tisirene turbidites. Jebha Fault and Dorsale Calcaire thrust front. “Prédorsalian” radiolarites of the Beni Derkoul units. Tithonian-Berriasian olistostromes of the External Dorsale (Chrafate).

Route: Après cette incursion vers le Rif oriental et pour reprendre la coupe du Rif jusqu’aux Zones internes les mieux exposées (Rif septentrional), il est nécessaire de revenir à Ketama par le chemin suivi au cours de la journée J2. Ceci sera fait avec un seul arrêt géologique, à peu près à mi-parcours. Il est localisé sur la figure 2.1B. Arrêt J3-1 : Unité basale jurassique des Flyschs du Tisirene (Unité d’Ouareg) GPS : 34°57’49”N ; 04°24’30”W ; alt. 1470 m

L’arrêt 1 est localisé au lieu-dit Bab Raouda (fig. 3.2A), environ 15 km à l’ouest de Targuist. Les affleurements de radiolarites signalent l’approche du « col » que franchit la route avant de tourner vers l’E, et où il convient de se garer. A partir de là, il conviendra de marcher vers l’est sur environ 700 m pour observer les faciès les plus intéressants. La route recoupe ici en oblique une écaille de terrains jurassiques, l’unité d’Ouareg, à la base de la nappe du Flysch du Tisirene, d’âge Crétacé inférieur (fig. 3.2B). L’écaille qui affleure ici

est l’un des rares témoins des termes les plus anciens du bassin océanique téthysien, ce qui explique qu’elle ait été étudiée en détail (El Kadiri et al., 1989 ; Olivier et al., 1996).

La série d’Ouareg (fig. 3.3) est caractérisée par des faciès pélagiques profonds : calciturbidites du Lias supérieurDogger inférieur, radiolarites du Dogger-Malm et micrites du Tithonique-Berriasien. Cette série est attribuable à la base stratigraphique initiale de la série turbiditique du Tisirene puisque les dépôts les plus récents de la première (Berriasien inférieur) sont juste antérieurs aux plus anciens de la deuxième (Berriasien supérieur) et de faciès comparable. La série d’Ouareg est semblable à celle qu’on observe en klippe sédimentaire dans le domaine prédorsalien (arrêt 6), transition entre la Dorsale calcaire et les Flyschs. Ceci est en accord avec l’idée que le Flysch du Tisirene s’est déposé du côté nord de la Téthys maghrébine, en bordure de la paléomarge ibérique d’où provient le Domaine d’Alboran. L’ensemble Ouareg-Tisirene fait partie des « flyschs maurétaniens » définis en Algérie (cf. vol. 1).

Route: Rejoindre Ketama et continuer sur la Route des Crêtes vers Bab Berret, Chefchaouen (Chaouen). La route se tient au plus près de la ligne de crête afin d’éviter les glissements de terrain, tantôt en versant nord, tantôt en versant S. On circule généralement sous le couvert de la cédraie, que la pluviosité annuelle importante (près de 2 m) favorise singulièrement à ces altitudes (1600-1700 m). Arrêt J3-2 : Albo-Aptien de Ketama : base de banc à figures sédimentaires GPS : 34°58’10”N ; 04°43’39”W ; alt. 1608 m

Stopper environ 20 km après Ketama, après un virage concave au nord, en pleine forêt de cèdres. L’affleurement borde la route au sud. De spectaculaires figures de base de banc (fig. 3.4) caractérisent une mise en place turbiditique (courants de densité fortement érosifs). La disposition de

FIG. 3.1 : Trajet de la journée J3, partie ouest, reporté sur la carte géologique du Maroc au 1/1 000 000. Pour la partie est, voir fig. 2.1B. Légende des couleurs et symboles : voir Annexe 1 en fin de volume.

FIG. 2.1 : J3 route (western part) plotted on the Geological map of Morocco scale 1/1 000 000. Eastern part of the route: see fig. 2.1B. Legend: see Appendix 1 at the end of this volume.

CIRCUIT C 8 : RIF CENTRAL ET OCCIDENTAL

FIG. 3.2 : L’unité d’Ouareg, d’après Olivier et al. (1996). A : Carte géologique simplifiée. B : Coupe correspondante. FIG. 3.2 : Ouareg Unit, after Olivier et al. (1996). A : Simplified geological map.- B : Cross-section.

ces structures sédimentaires atteste un renversement tectonique de la série. Le pendage du banc (50°N) fait supposer un flanc inverse court, dans une série cisaillée vers le sud pendant la phase I. En remettant le banc à l’endroit, on restitue une orientation du courant turbide du sud vers le nord, en accord avec l’alimentation externe du bassin marginal.

Route : Quelques kilomètres plus loin l’altitude s’abaisse, et la cédraie disparaît, au profit d’une chênaie plus clairsemée. Au loin vers l’ouest, apparaît le sommet tabulaire du J. Tisirène. On laisse à droite le carrefour d’une petite route desservant El Had et Jebha sur la côte. Après une quinzaine de kilomètres supplémentaires, on atteint Bab Berred, situé à un col venteux (d’où son nom : « la passe du froid »). A l’entrée de Bab Berret, le Crétacé inférieur de Ketama plonge axialement sous le Crétacé supérieur de l’unité de Tanger (partiellement décollée), celle-ci étant à son tour recouverte par les nappes des Flyschs maghrébins. Ces nappes sont représentées ici par, i) des lambeaux difficilement identifiables de la nappe des Béni Ider (séries du Crétacé supérieur-Tertiaire du domaine maurétanien, détachées du flysch du Tisirene), et ii) la nappe du flysch du Tisirene, dont c’est le lieu éponyme.

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FIG. 3.3 : Colonne stratigraphique de l’unité d’Ouareg, d’après Olivier et al. (1996). A : Calpionelles ; b : nannoplancton ; c : foraminifères.

FIG. 3.3 : Stratigraphic column of the Ouareg Unit, after Olivier et al. (1996). a : calpionellids ; b : nannoplankton ; c : foraminifers.

Traverser l’agglomération de Bab Berred (repérer le kilométrage). A peine au-delà, on est au pied sud du J. Tisirene, qui montre déjà un superbe empilement de strates épaisses, des turbidites du Crétacé inférieur. Continuer sur environ 4 km au-delà de Bab Berred. Arrêt J3-3 : Flysch maurétanien du J. Tisirene GPS : 35°00’25”N ; 04°56’01”W ; alt. 1270 m

Se garer au pied d’une grande pyramide stratifiée et dénudée (le bas de la falaise est malheureusement transformé en décharge sauvage). C’est là qu’on observe le mieux la coupe du flysch du Tisirene (fig. 3.5A, B, coupe est). Les niveaux les plus anciens de la nappe, à faciès « pré-flysch » (fig. 3.5B, coupe ouest), s’observent 1,8 km plus loin (GPS : 35 00 31, 04 56 48).

Dans le membre supérieur de la formation du Tisirene (libellée 2a-e sur la figure), des alternances de bancs turbiditiques silicoclastiques et d’intervalles argilo-pélitiques, groupés par cycles hiérarchisés (sub-stages et stages, système turbiditique I de Mutti, 1992) sont empilées avec un faible pendage nord sur près de 1000 m d’épaisseur. C’est un exemple typique de flysch, avec des séquences de

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Bouma répétées, présentant des variations cycliques des proportions de matériel fin par rapport au matériel grossier turbiditique. Les âges déterminés par les Calpionelles, le nannoplancton et les pollens dans les niveaux fins vont du Berriasien supérieur-Valanginien (2a) au BarrémienAlbien inférieur (partie supérieure de 2e). Ces dépôts sont donc des équivalents latéraux de ceux de Ketama, mais ils présentent un faciès distal de domaine océanique.

FIG. 3.4 : Méga-figures de courant et de charge à la base d’un banc de turbidite silicoclastique renversé (flanc inverse local) dans le flysch albo-aptien de Ketama. Regard vers le sud ; le banc pend de 50° vers le nord. Route des Crêtes à l’ouest de Ketama. FIG. 3.4 : Mega-flute and load casts at the bottom of a southward overturned siliciclastic turbidite in the Aptian-Albian Ketama series. The turbidite layer dips 50° to the North. Route des Crêtes, W of Ketama.

Le membre inférieur de la formation (le pré-flysch 1) montre des lits gréso-calcaires à débris d’Aptychus et des bancs de micrites à Calpionelles intercalés dans des pélites marneuses. Son âge va du Berriasien inférieur à la base au Berriasien moyen au sommet. La nappe du Tisirène comporte aussi des termes plus élevés, qui montent jusqu’à l’Albien supérieur, sous des faciès analogues, dans la coupe de Punta Cires (rive sud du détroit de Gibraltar ; voir J5). L’ensemble de la pile que l’on reconstitue entre les coupes du Tisirène et de Punta Cires atteint 1500 m (Durand-Delga et al., 1999). On retrouve les mêmes faciès, avec les mêmes âges, dans les flyschs du Monte Soro en Sicile et de Guerrouch en Algérie. Ces dépôts sont entièrement décollés d’un substratum de type océanique, dont ne portent témoignage que de rares écailles basales de basaltes en coussins d’âge Jurassique moyen-supérieur (Durand-Delga et al., 2000).

Route : Une fois dépassés les affleurements du préflysch, la route s’écarte de la masse du J. Tisirène pour entrer dans son soubassement intrarifain, l’unité de Tanger interne. En franchissant le méridien 05°W, on entre dans la feuille Bab Taza au 1/50 000 (1975), précieuse pour la suite, vu la complexité des zones abordées. Arrêt J3-4 : Ecailles de phtanites, turbidites granoclassées à figures de courant GPS : 35°01’35”N ; 05°01’21”W ; alt. 1321 m

L’arrêt est à 10 km du précédent, juste avant une épingle de la route qui contourne une arête descendant vers le sud. Il est placé dans le Cénomanien de l’unité de Tanger interne, caractérisé par des argilites radiolaritiques riche en matière organique, les phtanites (fig. 3.6A), associées FIG. 3.5 : Nappe du Tisirene.- A : Face sud du J. Tisirene, vue de la Route des Crêtes, 4 km à l’ouest de Bab Berred. Repères a-e : voir coupe, termes 2a-2e.- B : Coupe de la formation du J. Tisirene, d’après Durand-Delga et al. (1999). F : contact basal de la nappe ; 1 : Berriasien (pélites à lits gréso-calcaires à Aptychus, micrites à Calpionelles). 2a-b : Berriasien supérieur à Valanginien (faciès analogues aux précédents, premiers bancs gréseux épais). 2c : barre gréseuse en gros bancs. 2d : Hauterivien (pélites à bancs silteux et rares calcaires ; Calpionelles remaniées, nannoflore). 2e : Hauterivien supérieur-Albien inférieur (grès en bancs atteignant 10 m de puissance ; interlits pélitiques à nannoflores).

FIG. 3.5 : Tisirene Nappe.- A : Southern face of J. Tisirene, as seen from Route des Crêtes, 4 km west of Bab Berred. a-e: see 2a-2e in cross-section.- B : Crosssection of the J. Tisirene Fm. after Durand-Delga et al. (1999). F : basal thrust of the nappe ; 1 : Berriasian (pelites with Calpionellid micrites and sandy limestones with Aptychus fragments) ; 2a-b : Upper Berriasian-Valanginian (similar facies with the first, thick sandstones layers); 2c : thick-layered sandstone bar ; 2d : Hauterivian (pelites with silt beds and scarce limestones; include reworked Calpionellids and pollens ; 2e : Upper Hauterivian-Lower Albian (sandstone bars up to 10 m thick; pelite intervals with palynologic associations.

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à quelques marno-calcaires micritiques et à des turbidites gréso-calcaires à figures de courant (flute-casts) très nettes (fig. 3.6B). Cette partie interne de l’unité intrarifaine de Tanger est prise dans les charriages des Flyschs maghrébins. Elle est chevauchée par la nappe du Tisirene (flysch Crétacé inférieur) et chevauche elle-même la nappe des Beni Ider (flysch gréso-micacé oligo-miocène), qui affleure au SW, en contre-bas de la route (fig. 3.1). La nappe des Beni-Ider inclut des termes du Crétacé supérieur-Eocène et n’est autre que la suite stratigraphique de la série du Tisirene (domaine interne ou maurétanien du bassin des flyschs), diverticulée et charriée jusque sur l’Intrarif (Tanger) en avant de la nappe du Tisirene. Le chevauchement de l’unité de Tanger interne sur le flysch Beni Ider est donc une structure hors séquence tardive. Coincée entre les deux nappes, l’unité de Tanger interne présente quelques cisaillements mineurs entre phtanites et marno-calcaires.

La description qui précède est conforme à ce que représente la carte au 1/50 000, feuille Bab Taza (1975). Par contre, la carte au millionième (1985) place tous les affleurements du grand virage dans le Beni Ider et représente

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le Tisirene en contact direct avec le flysch tertiaire. Cette erreur de dessin est corrigée sur la figure 3.1.

Route : Moins d’un kilomètre plus loin, la route passe un col à peine marqué et commence à descendre en direction du nord. La Dorsale calcaire apparaît dans le paysage vers le NW. Arrêt J3-5 : Panorama sur la Dorsale et la faille de Jebha GPS : 35°03’22”N ; 05°01’28”W ; alt. 1100 m

S’arrêter au début de la descente, dès que le paysage est dégagé vers le nord et le NW. Le panorama (fig. 3.7) montre au premier plan, vers la droite, le Crétacé supérieur (Tanger interne) étudié à l’arrêt précédant, et à gauche, le dos de la nappe de flysch tertiaire des Beni Ider, chevauché par le Tanger interne. A l’arrière plan, au-delà d’une faille NESW, la faille de Jebha, qui passe dans la zone de col, débute le domaine de la Dorsale Calcaire dont les séries calcaro-dolomitiques du Trias-Lias donnent une succession de hauts sommets, tandis que les séries marno-gréseuses du Tertiaire donnent des combes et des pentes molles au front des écailles calcaires. Du fait de la faille de Jebha, le

FIG. 3.6 : Affleurements de l’arrêt J3-4 (talus NW de la route).- A : Série à phtanite (chert noirs lités) du Cénomanien dans l’unité de Tanger interne.- B : Figures de courant dans le flysch Beni Ider (le courant turbide qui a déposé le banc sableux venait de la gauche).

FIG. 3.6 : Stop J3-4 outcrops (NW roadcut).- A : Cenomanian black cherts (phtanites) of the Internal Tangier Unit.- B : Flute casts in the Beni Ider Flysch (the loaded current was coming from the left).

FIG. 3.7 : Panorama sur la Dorsale calcaire depuis la Route des Crêtes (arrêt 5). C’est la région où la Dorsale est coupée par la faille de Jebha (F), rampe latérale sénestre du chevauchement dorsalien de direction SW.

FIG. 3.7 : View of the Dorsale calcaire from the Route des Crêtes (stop 5). In this area, the Dorsale is truncated by the Jebha Fault (F), which is a SW-trending sinistral lateral ramp for the Dorsale thrust

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domaine de la Dorsale s’interrompt brutalement ici et se trouve remplacé vers l’estpar la nappe du Tisirene. IX- La faille de Jebha

La faille de Jebha (figs. 1.2A, 3.1) est comparable, en direction et rejet, à celle du Nekor (fig. 2.1B), mais à la différence de celle-ci, elle affecte les zones internes, tandis que ses effets dans les zones externes restent discrets (Chalouan et al., 2006). On sait que la Dorsale et l’ensemble du Bloc des Zones internes (Bloc d’Alboran) chevauchent les Flyschs et les Zones externes (cf. les coupes des Bokoyas, fig. 2.11 ; voir aussi les cluses de l’Oued Laou et de Tétouan, journée J4). Ainsi, le jeu principal de cette faille peut se comprendre comme une combinaison d’un jeu décrochant sénestre (rampe latérale du chevauchement des nappes internes) et d’un jeu normal à vergence NW (effondrement du bloc d’Alboran par rapport aux Flyschs et aux unités externes). De fait, l’analyse microtectonique (Benmakhlouf et al., 2005) a montré que cette zone de faille porte la marque de plusieurs phases de tectonique cassante : la phase sénestre visible sur des cassures NESW à fort pendage est la plus ancienne (post-Burdigalien); elle est suivie par une phase d’extension (failles à faible pendages avec glissements vers le nord), elle-même suivie par une phase de décrochement dextre NE-SW. Cette dernière phase semble liée à la convergence récente des plaques, orientée NNW-SSE depuis le Pliocène.

Route : On continue à descendre dans les marnes et pélites de l’unité de Tanger interne, puis la route devient

quasi horizontale (alt. ~1000 m). On laisse, à droite, une piste qui descend jusqu’à la côte (Bou Ahmed) par la vallée de l’Oued Bouhia. Peu au-delà (600 m), on franchit la faille de Jebha, marquée par une écaille de flysch du Tisirène, large de quelque 300 m, coincée entre le Tanger interne et le Tertiaire dorsalien/prédorsalien. Le tracé cartographique de ce contact montre que la faille de Jebha est ici à pendage NW modéré, suggérant une continuité vers l’ouest avec le chevauchement frontal de la Dorsale. On entre immédiatement au-delà dans une écaille jurassique, objet de l’arrêt suivant. Arrêt J3-6 : Radiolarites ; panorama sur le Prédorsalien » (Beni Derkoul) et la Dorsale GPS : 35°04’18”N ; 05°03’21”W

Se garer à proximité d’affleurements rouges et verts aisément repérables (fig. 3.8). Les roches visibles sur le talus de la route sont bien stratifiées, siliceuses ou calcaro-siliceuses et affectées de plis en chevrons serrés, déversés au sud, et de cisaillements. Ce sont des radiolarites tantôt purement siliceuses, tantôt calcaires, rouge ou vertes suivant l’oxydation du fer qu’elles contiennent. Elles sont datées du Jurassique moyen et supérieur par leurs radiolaires (El Kadiri, 1984 ; De Wever et al., 1985). Elles sont associées à des calcaires pélagiques du Lias supérieur-Malm et, plus bas, à des calcaires massifs du Lias inférieur (en contre bas de la route). Cette série pélagique du Jurassique est rangée dans le domaine dit « Prédorsalien », séparant la Dorsale des Flyschs maghrébins. La délimitation de ce domaine, l’interprétation des relations entre ses termes mé-

FIG. 3.8 : Radiolarites du Jurassique supérieur de l’une des Unités de Beni Derkoul (« Prédorsalien »), affleurant en bordure de la Route des Crêtes (arrêt 6). Ces roches litées sont affectées de plis en chevrons déversés au SE et de failles inverses cataclastiques (à gauche). FIG. 3.8 : Upper Jurassic radiolarites from one of the “Predorsalian” Beni Derkoul Units, crooping out in a roadcut of the Route des Crêtes (stop 6). These layered rocks are affected by chevron folds and cataclastic reverse fault (left) verging SE-ward.

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sozoïques et cénozoïques et sa signification paléogéographique ont donné lieu à controverse, tant dans le Rif que dans l’ouest des Cordillères bétiques. Le secteur des « klippes de Chrafate », ou « Unités de Beni Derkoul » est l’un de ceux où le problème du Prédorsalien se présente le plus clairement. A partir de notre arrêt 6, en se postant dans le virage convexe 200 m à l’ouest des radiolarites ou en se déplaçant jusqu’au virage suivant, on bénéficie d’une vue d’ensemble sur le secteur (fig. 3.9A).

également des faciès de type plateforme externe (distale). Si l’on admet une mise en place des unités dorsaliennes par charriage du NE au SW, la klippe du J. Akroud à faciès proximal représente peut-être une complication de la paléogéographie de la plateforme (une zone peu subsidente entre les deux zones profondes du J. Tissouka et du J. Lakraa). Inversement, on peut envisager une tectonique de charriage complexe amenant une redistribution des faciès paléogéographiques.

Par-dessus la nappe du Kandizite-Ametrasse et la klippe du J. Akroud, on trouve la nappe du J. Lakraa, qui présente

Les unités attribuées au Prédorsalien se trouvent en contrebas du J. Chrafate et de la cote 1221 (contact par faille normale à regard SE). Leur coupe (fig. 9B) est incertaine car elles s’étendent dans une zone d’affleurements discontinus (abondance de formations quaternaires colluviales). Cette zone comporte des marnes et grès tertiaires (semblables à ceux de la Dorsale et de même âge) et des unités mésozoïques empilées en écailles de faible épaisseur (100200 m). L’unité la plus haute et la plus au sud (El Krar) est renversée et écaillée. Vers le SE et le S, ces unités reposent

On observera d’abord la Dorsale, en s’aidant de la carte (fig. 3.10) et des colonnes stratigraphiques (fig. 3.11). Au NW, le J. Akroud est une klippe d’une unité de type « Dorsale interne » (présence du faciès calcaires blancs massifs dans le Lias inférieur = plateforme interne ou proximale; voir colonnes stratigraphiques. Cette klippe repose sur le Tertiaire de l’unité d’Ametrasse (marnes Eocène sup.-Oligocène, grès conglomératiques Oligo- Miocène), qui semblent représenter le toit des séries des J. Taloussisse-J. Kandizite (cachés ici par le premier plan mais observés depuis l’arrêt 5). Celle-ci appartient à la « Dorsale externe », d’après la présence de calcaires noirs à silex dans le Lias inférieur (plateforme externe). Noter la coulée à blocs descendant du J. Akroud sur Ametrasse (cf. arrêt 8).

Vers le SE (en venant vers nous), la nappe du J. Lakraa se subdivise pour former l’unité du J. Bouhalla ou Bou Slimane, à laquelle appartient le J. Chrafate. Des failles normales affectent la pointe SE du J. Chrafate. L’une d’elles isole notamment le massif de la cote 1221 au sud d’Ametrasse (voir arrêt 7).

FIG. 3.9 : Panorama sur la Dorsale entre Jbel Chrafate et Ametrasse et les Unités de Beni Derkoul ou « Prédorsalien » (A) et coupe correspondante (B). La coupe est basée sur la carte géologique au 50.000ème, feuille Bab Taza (cf. fig. 3.10), sur les données d’Olivier (1990) et sur des observations personnelles. FIG. 3.9 : View of the Dorsale between J. Chrafate and Ametrasse and the “Predorsalian” Beni Derkoul Units (A), and related cross-section (B). The latter is based on the geological map, scale 1:50,000 (cf. fig. 3.10), the data from Olivier (1990) and personal observations.

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FIG. 3.10 : Carte géologique du secteur de Chrafate-Beni Derkoul ; extrait de la carte géologique au 50.000ème du Maroc, feuille Bab Taza (1975), modifié d’après la carte de détail d’Olivier (1990) et des observations personnelles. Légende : voir fig. 3.11.

FIG. 3.10 : Geological map of the Chrafate-Beni Derkoul area; excerpt of the Geological map of Morocco, scale 1:50,000, sheet Bab Taza (1975), modified after the detail map by Olivier (1990) and personal observations. Legend : see fig. 3.11.

sur le Crétacé supérieur de Tanger, par l’intermédiaire d’écailles de flysch du Tisirene qui jalonnent la limite du Bloc d’Alboran.

Route : Sur environ 4 km, les virages suivants se situent dans les formations tertiaires prédorsaliennes et/ou dorsaliennes jusqu’à l’arrêt 7, au pied du village d’Ametrasse (Sefliane sur certaines cartes). Arrêt J3-7 : La Dorsale externe (nappe J. LakraaBou Slimane) vue d’Ametrasse GPS : 35°05’10”N ; 05°04’50”W

Stopper immédiatement avant la coulée active descendant du J. Akroud et grimper de quelques dizaines de mètres jusqu’à avoir une bonne vue vers le SW. On observe la série de la Dorsale externe (nappe du J. Lakraa, unité du Bou Slimane) sur la face NE du massif de la cote 1221 (fig. 3.12). Les couches carbonatées formant falaise illustrent bien les faciès « alpins » du Trias supérieur-Lias inférieur du domaine rifain interne, contrastant avec les séries argilo-évaporitiques du Rif externe. Du Sinémurien au Lias supérieur, ces faciès de plateforme sont remplacés par des faciès de talus (calcaires à silex, brèches à silex).

Ceux-ci sont suivis de dépôts de plus en plus profonds et pélagiques : calcaires à « filaments » (tests de lamellibranches pélagiques) du Dogger, radiolarites du DoggerMalm, calcaires micritiques à Aptychus du TithoniqueBerriasien-Valanginien. Des brèches à blocs de radiolarites et ciment de calcaire à Aptychus sont bien développées en haut de cette coupe, sous la transgression des dépôts tertiaires discordants. Une faille normale à pendage NE sépare ce massif du Jbel Chrafate lui-même. Un système de failles normales mineures à pendage SE affecte les niveaux compétents formant falaise ; elles sont encore visibles dans les calcaires à silex, se perdent dans les radiolarites et pourrait être scellées par les brèches de radiolarites à ciment de micrite à Aptychus. Il s’agirait en ce cas de failles d’extension sous-marine profonde (talus océanique). Arrêt J3-8 : Vue rapprochée de la coulée à blocs d’Ametrasse

Un arrêt rapide au pied des falaises de la cote 1221, en face de l’arrêt 7, permettra de prendre une vue des coulées boueuses à blocs descendant du J. Akroud sur les séries tertiaires d’Ametrasse (fig. 3.13). Il s’agit d’un phénomène de solifluxion typique, entraînant la progression rapide,

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FIG. 3.11: Colonnes stratigraphiques de la Dorsale calcaire, unités internes et externes, et des unités Beni Derkoul. Extrait de la carte géologique du Maroc, feuille Bab Taza (1975).

FIG. 3.11 : Stratigraphic columns of the Dorsale Calcaire (internal and external units) and of the Beni Derkoul Units. From the Geological map of Morocco, scale 1:50,000, sheet Bab Taza (1975).

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FIG. 3.12 : Extrémité SE de l’unité du J. Chrafate (Dorsale externe), vue depuis Ametrasse (arrêt 7). Les paléofailles découpant la barre hettangienne du premier plan sont scellées par les radiolarites et les brèches grossières (BGR) du Tithonique-Berriasien.

FIG. 3.12 : South-eastern tip of the J. Chrafate Unit (External Dorsale), as viewed from Ametrasse (stop 7). The paleofaults that cut across the Hettangian slab in the foreground are sealed by the radiolarites and coarse Tithonian-Berriasian breccias (BGR).

FIG. 3.13 : Coulée de solifluxion à blocs descendant sur le village d’Ametrasse, vue depuis la route de Chrafate (arrêt 8). Noter le contraste entre les calcaires blancs du J. Akroud (Hettangien-Sinémurien de la Dorsale interne, en série renversée) et les alternances calcaro-dolomitiques du J. Bou Slimane (Rhétien, Dorsale externe)

FIG. 3.13 : Active muddy rock-glacier sliding down to the Ametrasse village, viewed from the Chrafate road (stop 8). The J. Akroud white limestones (Internal Dorsale, Hettangian-Sinemurian, inverted unit) contrast with the J. Bou Slimane greyish, alternating calcareous-dolomitic layers (Rhetian, External Dorsale).

mais non instantanée, sur une longue distance vers l’aval de blocs éboulés en altitude. Les derniers épisodes de progression ayant menacé le village datent des années 70. Route : Une fois dépassées les dolomies de la base des falaises du massif de la cote 1221, la route sinue sur 3 km dans les unités de Beni Derkoul. Aucun arrêt n’y est prévu faute de temps.

Arrêt J3-9 : Brèches chaotiques de Chrafate (Tithonique-Berriasien) GPS : 35°03’56”N ; 05°06’30”W ; alt. 850 m Se garer aux cafés de Chrafate. Les brèches du TithoniqueBerriasien affleurent en bord de route à la sortie ouest du village, mais les conditions d’observation sont médiocres à cet endroit (danger de chutes de pierre, voitures, contexte géologique invisible). Il convient de grimper jusqu’à la cascade et au-delà (escalier, puis sentier sur 30-50 m de dénivellée) pour pouvoir admirer cette extraordinaire for-

mation chaotique posée sur la série liasique du J. Chrafate (fig. 3.14). Il s’agit de brèches hétérométriques (olistostromes) à énormes blocs (olistolites) de calcaires liasiques et de radiolarites dans un ciment radiolaritique et/ou de micrite à Aptychus (fig. 3.15). Les olistolites de calcaires à silex (Lias) dépassent 10x100 m de dimensions. La mise en place de telles formations sédimentaires implique des pentes raides (escarpements de failles) et des vallées sousmarines canalisant des coulées vaseuses à blocs. Les affleurements de Chrafate sont de qualité exceptionnelle par leur dimension et l’exposition parfaite de leur discordance basale. Noter que la lacune qui accompagne cette discordance (presque tout le Jurassique à l’extrémité est des affleurements) n’est due en aucun cas à une érosion aérienne. Elle s’est élaborée en conditions sous-marines profondes, probablement par la combinaison d’une faille de détachement (avec basculement du bloc supérieur) et de l’érosion par le courant vaseux à blocs.

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FIG. 3.14: Coupe N-S du J. Chrafate montrant ses relations avec les brèches chaotiques du Tithonique-Berriasien à ciment pélagique affleurant aux cascades de Chrafate (arrêt 9). FIG. 3.14: N-S cross-section of J. Chrafate showing its relationships with the Tithonian-Berriasian chaotic breccias with pelagic matrix, which outcrops at the Chrafat waterpours.

FIG. 3.15 : Brèches chaotiques de Chrafate ; vue prise au-dessus de la cascade de Chrafate, montrant les olistolites de calcaires à silex (Lias inf.-moyen) et de radiolarites (Dogger, Malm) remaniés dans la brèche.

FIG. 3.15 : Chrafate chaotic breccias. View from above the Chrafate waterfall showing the huge olistoliths of “Calcaires à silex” (LowerMiddle Liassic) and radiolarites (Dogger, Malm).

X- Interprétations du Prédorsalien des Beni Derkoul

Les interprétations successives du dispositif de Beni Derkoul (typique du Prédorsalien) ont été les suivantes. Pour Wildi et Nold (feuille Bab Taza au 1/50 000, 1975 ; cf. fig. 3.9) et Wildi et al. (1977), les unités méso-cénozoïques de Beni Derkoul ne sont que des fragments de la Dorsale externe écaillés au-dessous et au front de celle-ci. Pour De Wever et al. (1985), les unités mésozoïques sont des olistolites de grande taille (klippes de Chrafate) resédimentés dans le Tertiaire prédorsalien. Enfin, pour Olivier (1990), les unités de Beni Derkoul sont des écailles issues d’un domaine mésozoïque dit prédorsalien, intermédiaire entre la Dorsale externe et le bassin des flyschs.

En conclusion à notre traversée du secteur Beni DerkoulChrafate, on peut dégager les idées suivantes.

Premièrement, la stratigraphie du Mésozoïque « prédorsalien » diffère peu de celle du Mésozoïque de la Dorsale externe, si ce n’est par l’absence des séries calcarodolomitiques (fig. 3.11). En particulier, les brèches et olistostromes du Tithonique-Berriasien abondent autant dans la Dorsale externe que dans les unités Beni Derkoul ; les coulées de ce type peuvent véhiculer des blocs provenant de la plateforme externe et interne jusqu’en bas de pente de la marge passive, ce qui explique la présence de blocs de calcaires récifaux dans certaines brèches des Beni Derkoul.

Deuxièmement, relations des terrains mésozoïques et cé-

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nozoïques « sont difficiles à analyser » dans les unités Beni Derkoul (Olivier, 1990). On admettra avec cet auteur et avec ceux de la carte au 1/50 000 (cf. fig. 3.9) la discordance du Tertiaire sur le Mésozoïque dans ces unités comme dans la Dorsale. Cette discordance enregistre un changement complet de la paléogéographie du domaine d’Alboran tout entier, en rapport avec l’évolution de sa structure profonde (début probable de la subduction des Sebtides : voir journée J4). La Dorsale et les Ghomarides subissent à l’Eocène supérieur-Oligocène une contraction suivie d’une extension et du dépôt de formations détritiques de plus en plus grossières, qui vont alimenter les turbidites des Beni Ider dans la partie nord du bassin des flyschs. La présence de bèches chaotiques dans ce flysch et dans les unités dorsaliennes et prédorsaliennes témoignent de l’importance des pentes au front de l’arc orogénique des Zones internes. Il est possible que des paquets de strates appartenant à la Dorsale externe déformée se soient alors détachées sur des failles normales au toit des masses calcaro-dolomitiques, fournissant ainsi les futures écailles prédorsaliennes. La faille qui sépare le massif 1221 des unités Beni Derkoul pourrait être héritée de cette période. Le développement particulier des unités mésozoïques « prédorsaliennes » et leur déformation complexe (série renversée d’El Krar) sont probablement en rapport avec la situation de ce secteur sur le prolongement de la faille de Jebha, là où elle rejoint le front de chevauchement de la Dorsale. Dans cette perspective, les unités Beni Derkoul ne représente

pas la véritable transition entre la marge passive du domaine d’Alboran et le bassin des flyschs. On remarquera d’ailleurs l’absence totale de faciès turbiditiques dans le Crétacé inférieur des Beni Derkoul. En cela (et aussi par l’absence de brèches tithoniques), la série Ouareg-Tisirene diffère profondément des séries Beni Derkoul. Il est vraisemblable que la zone de transition a été engloutie dans la subduction de la croûte téthysienne sous l’arc des Zones internes.

Route : Compte tenu de l’heure, on se rendra sans arrêt jusqu’à Chaouen (Chefchaouen), terme de cette journée. Après Chrafate, la route s’écarte de la Dorsale et descend vers la vallée ouverte dans le Crétacé de l’unité de Tanger, en traversant quelques klippes de calcaire Jurassique « prédorsalien », puis de flysch du Tisirène et des Beni Ider. Le versant sud de la vallée est dominé par le J. Khizana (1726 m, nommé J. Tangaia sur le millionième, fig. 3.1). C’est une vaste klippe de flysch numidien posée sur une semelle de flyschs du Tisirene. Un équivalent sera étudié depuis Chaouen au début de la journée J4.

On atteint la ville de Bab Taza, bâtie au fond de la vallée. Environ 12 km au-delà, on atteint le grand carrefour où la route des Crêtes rejoint la route Meknès-Tétouan (N13). Prendre à droite vers Tétouan. 700 m plus loin, on trouve l’embranchement de la route qui monte à Chefchaouène (8 km), au pied même de la Dorsale (J. Tissouka, 2102 m

Chefchaouène (fig. 3.16) mérite assurément qu’on y flâne, en parcourant la médina au départ de la place El Majzen,

FIG. 3.16 : Chefchaouen, la medina au pied des calcaires liasiques de la Dorsale externe, inclinés au sud. Les calcaires sont tronqués sur les marnes et grès du Prédorsalien juste au-dessus des maisons. La source (résurgence karstique) alimentant la ville est située dans le thalweg à droite. Cliché B. Michard FIG. 3.16 : Chefchaouen, the medina at the toe of the Liassic limestones of the External Dorsale, dipping southward. The limestones are truncated onto the Predorsalian marls immediately above the houses. The karstic spring, which display water to the city is located in the gully to the right. Photo B. Michard.

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ou de la place Uta 4 El Hammam. Ces places portent l’empreinte du style andalou. La médina s’élève au-dessus d’elles en un dédale de ruelles, les unes en pente, les autres en paliers, bordées de maison chaulées jusqu’à hauteur d’homme (en même temps, bien souvent, que la rue elle-même), en un blanc éclatant, ou bleuté, contrastant avec l’ocre des parties hautes. Chefchaouène a été fondée au 15ème siècle autour d’un centre de résistance à l’occupation portugaise, là où les habitants pouvaient trouver refuge, le cas échéant, dans les hautes montagnes voisines. Elle jouera un rôle de bastion face à la poussée des Rois catholiques et accueillit de nombreux réfugiés andalous, puis d’autres musulmans chassés de Murcie ou de Catalogne. La ville resta longtemps fermée aux Européens. Les Espagnols y firent leur entrée en 1920. La ville revint au royaume chérifien en 1956.

Il sera intéressant de visiter également la source abondante qui alimente la ville. Cette source (« Ras el Ma ») bien aménagée est une résurgence située au pied des reliefs calcaires propices au développement d’un réseau karstique. L’eau surgit au niveau du contact avec les formations imperméables qui supportent la chaîne calcaire.

J4 : Chefchaouene-Tétouan via Oued Laou, Bou Ahmed (220 km)

Itinéraire et thèmes (fig. 4.1) : Front des Zones internes de Chefchaouen à l’oued Laou. Bassin néogène intramontane (Tirinesse). Nappes paléozoïques (Ghomarides) et nappes métamorphiques (Sebtides). Evolution métamor-

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phique des schistes cristallophylliens sebtides. Péridotites mantéliques (Beni Bousera). Tectonique distensive tardiorogénique (exhumation des Sebtides, ouverture du bassin d’Alboran).

Route and themes (fig. 4.1) : Internal Zone Front from Chechaouen to Oued Laou transect. Neogene intramontane basin (Tirinesse). “Nappes paléozoïques” (Ghomarides) and “Nappes métamorphiques” (Sebtides). Metamorphic evolution of the Sebtide schists. Mantle peridotites (Beni Bousera). Late orogenic extensional tectonics (Sebtide exhumation, Alboran Basin opening).

Remarque : Les routes empruntées le long des gorges des oueds Talembote-Laou et de la côte méditerranéenne sont sinueuses et étroites (état 2010). Il faut donc compter environ 5 h de route. En s’en tenant aux arrêts principaux, les péridotites peuvent être atteintes vers 16h, pour une arrivée à Tétouan vers 19-20h via la route côtière. L’observation des granulites et péridotites le long de la plage (où les affleurements sont les plus propres) implique une marche d’environ 2h aller-retour. Les personnes plus particulièrement concernées par la pétrologie des roches métamorphiques prendront donc garde à ne pas s’attarder sur les premiers arrêts (arrêts 1 à 5). Arrêt J4-1 : Panorama de Chefchaouen : du Numidien à la Dorsale interne GPS : 35°11’6’’N ; 05°17’13’’W ; alt. 510 m

L’arrêt est situé à 2 km de Chaouen en direction de Tétouan, près d’une borne GPS. La vue est dégagée sur près

FIG. 4.1 : Trajet de la journée J4 reporté sur la carte géologique du Maroc au 1/1 000 000. Légende des couleurs et symboles : voir Annexe 1 en fin de volume.

FIG. 4.1 : J4 route plotted on the Geological map of Morocco scale 1/1 000 000. Legend : see Appendix 1 at the end of this volume.

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NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC - VOLUME 5

de 360°. Vers l’est, on voit les dernières maisons de Chaouen dominées par la Dorsale calcaire externe. Celleci est représentée par une nappe supérieure (nappe du J. Tissouka, Ce3, fig. 4.1), dont le front est constitué par les Calcaires à silex en pendage SE. En se tournant vers le nord, on retrouve le prolongement du front de la Dorsale, entaillé par la cluse de l’oued Laou (fig. 4.2A), mais ici il s’agit d’unités de la Dorsale interne (Ci1 er Ci2, nappe d’El Babat, massif du J. Kelti), qui reposent sur des unités de la Dorsale externe où dominent les terrains tertiaires (CA sur la fig. 4.1). Sur la coupe de l’Oued Laou comme à Chaouen, la Dorsale repose sur le Crétacé supérieur de Tanger (CS, dans lequel s’ouvre la haute vallée de l’oued Laou, où passe la N13) par l’intermédiaire d’écailles de Prédorsalien ( ?) et de Flysch du Tisiren.

Les nappes des Flyschs se développent plus au NW au front de la Dorsale, du fait d’un ennoyage axial qui fait disparaître le Crétacé de Tanger jusqu’aux abords de cette dernière ville. Le Flysch Beni Ider est visible dans des affleurements proches, au fond de la vallée, près d’un lac de barrage à demi comblé par les alluvions. Vers l’ouest et le SW, cette nappe est remplacée par une nappe plus externe, dite du Numidien, qui constitue toute une chaîne de direction NNW-SSE se terminant par le J. Soukna (fig. 4.2B). Celui-ci montre des barres gréseuses épaisses à pendage

nord, tronquées à leur base. Il est charrié sur le Crétacé supérieur argileux de l’unité de Tanger, par l’intermédiaire d’une semelle à matériel Crétacé emprunté à la nappe de Melloussa (le « flysch vert-olive » des auteurs, équivalent du flysch de Chouamat du Rif central). Le flysch numidien (voir journée J5) est d’âge Aquitanien, encadré par les argilites ferrugineuses infra-numidiennes (faciès à Tubotomaculum, Eocène terminal à Oligocène supérieur) et par les pélites brun tabac supra-numidiennes à lits de silexites et tuffites du Burdigalien inférieur. Il formait la partie supérieure de la série des flyschs de Chouamat et Melloussa (flyschs massyliens de la nomenclature algérienne), déposés dans la partie sud du bassin téthysien.

Route : Poursuivre la descente vers la vallée. La route serpente dans les marnes et pélites du Crétacé supérieur de l’unité de Tanger. Remarquer la présence d’intercalations calcaires (micrites pélagiques à foraminifères planctoniques) qui abondent dans l’intervalle Campanien-Maastrichtien. Rejoindre la route N13 en rive gauche de l’oued Laou et prendre à droite vers Tétouan. Au bout de 4 km, tourner à droite pour rejoindre les gorges de l’oued Laou en contournant la retenue du barrage Ali Thilat (appelé aussi Talembote). On continue à rouler en rive gauche de l’oued Laou pour arriver au niveau d’un rocher calcaire (cote 353) qui marque l’entrée des gorges.

FIG. 4.2 : Panorama depuis la sortie NW de Chefchaouen (arrêt 1), vers l’entrée des gorges de l’oued Laou au nord (A) et vers les nappes de flysch du J. Soukna au sud (B).

FIG. 4.2: Panorama from the northwestern exit of Chachaouen (stop 1) looking northward to the entrance of the oued Laou gorges (A), and southward to the Flysch nappes of J. Soukna (B).

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Arrêt J4-2 : Panorama sur la cluse de l’oued Laou (gorges de Talembote) GPS : 35°15’ 27’’N ; 05° 16’ 23’’ W ; alt. 289 m

S’arrêter avant la descente vers l’oued Laou, en face d’une entrée de carrière. Le panorama vers le N-NE (fig. 4.3) montre, en vue frontale, le contact entre les Zones internes et les Zones externes. La Dorsale calcaire chevauche les nappes des Flyschs (collines de flysch du Tisirene) posées ellesmêmes sur le Crétacé supérieur intra-rifain de Tanger (cf. carte structurale, fig. 4.4). En outre, à l’est de l’oued Laou, ressort une falaise calcaire qui mime les reliefs de la Dorsale, mais correspond à une klippe paléozoïque ghomaride. C’est la nappe de Talembote (Chalouan, 1986), superposée à la Dorsale (sauf dans sa partie SW : voir arrêt 3) par l’intermédiaire d’autres unités ghomarides. Il s’agit de calcaires récifaux à Favosites (Givétien), formant une dalle épaisse charriée sur le flysch carbonifère de la nappe Beni Hozmar. Celle-ci repose à son tour sur une autre nappe ghomaride, dite de Koudiat Tiziane. Dans ces deux dernières nappes, le Dévonien moyen présente des faciès lités opposés au faciès récifal de la nappe supérieure. Le lambeau de Talembote se trouve conservé grâce au jeu d’une faille normale orientée ENE-WSW, qui court en partie dans la cluse de l'oued Laou en abaissant le compartiment oriental.

La semelle prédorsalienne, prise entre la Dorsale et le flysch Beni Ider, est dominée par les classiques « marnes bariolées » de l’Eocène supérieur-Oligocène moyen, terme qui se complète, dans plusieurs endroits, par les grès « numidoïdes », souvent légèrement micacés (cf. Grès aquitaniens de Béliounis, sur le détroit de Gibraltar). Les marnes bariolées emballent en certains endroits des blocs issus de la chaîne calcaire avoisinante (cf. Arrêt 3). On remarque que les unités constituant la Dorsale sont différentes au NW et au SE de la cluse du Laou : au NW dominent les unités de type Dorsale interne, au SE n’existent que des unités de type Dorsale externe. Cartographiquement (fig. 4.4), on observe que la nappe du J. Tazout (de type externe, distal, du point de vue des faciès liasiques) qui supporte les Ghomarides de Talembote s’étend au NW au-delà de

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l’oued Laou, où elle est en position interne par rapport aux unités du J. Kelti, à faciès sédimentaire de type interne, proximal. Ce problème de nomenclature et ce qu’il recouvre comme difficulté d’interprétation a été déjà évoqué (J3, arrêts 5 et 6). Les colonnes stratigraphiques typiques sont données dans le volume 1 et ci-dessus, figure 3.11. XI- Définition des Ghomarides

Les Ghomarides (équivalent des Malaguides d’Andalousie) forment une pile de 4 nappes de faible épaisseur, jamais présentes toutes à la fois dans le même secteur des Zones internes. Dans la partie sud de la cluse de l’Oued Lao, les trois nappes supérieures sont seules présentes (Talembote, Beni Hozmar, Koudiat Tizian), la nappe la plus basse (nappe d’Akaili) apparaît dans la partie nord. La pile repose en contact anormal tardif soit sur la Dorsale, au sud, soit sur les Sebtides, au nord (fig. 4.10 ci-après).

Ces nappes ghomarides offrent des échantillons assez superficiel du socle paléozoïque du domaine d’Alboran, le métamorphisme hercynien n’y dépasse pas le faciès schiste vert. Leur couverture mésozoïque (grès rouges continentaux du Trias moyen ; calcaires de plateforme du Lias ; voir vol. 1) évoque un domaine proche de celui de la Dorsale interne, mais encore plus proximal. La couverture tertiaire enregistre une évolution orogénique précoce (Serrano et al., 2006) : Eocène néritique discordant, Oligo-Miocène dit « post-nappe » (discordant sur les nappes ghomarides, mais affecté par la tectonique du Miocène moyen-supérieur) semblable à celui de la Dorsale.

Route : On commence la descente vers les gorges. La route recoupe des formations tertiaires et des cônes d’éboulis, puis descend pour traverser l’oued Laou sur un pont étroit couplé à un grand tuyau en U (conduisant l’eau du barrage vers l’usine hydro-électrique en contre-bas), puis on contourne un piton de Lias (klippe tectonique ou sédimentaire ? voir arrêt 3) avant de traverser le village de Tarhzoute. A partir de ce village, on roule dans des formations gréso-argileuses que la carte géologique (feuille Talembote, 1975) attribue au Prédorsalien (fig. 4.5). Peu au-delà du

FIG. 4.3 : Panorama sur l’entrée des gorges de l’Oued Laou et la klippe ghomaride de Talembote (arrêt 2). FIG. 4.3 : View of the entrance of the Oued Laou gorges and the Talembote Ghomaride klippe (stop 2).

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FIG. 4.4 : Carte structurale de la région de l’Oued Laou, d’après le schéma structural au 1/200 000 de la feuille Talembote au 1/50 000 (cadre rouge), avec localisation des arrêts. Lambeau paléozoïque de Talembote d’après Chalouan (1986). Failles du bassin pliocène de Tirinesse d’après Saji et Chalouan (1995). Unités tectoniques (du SW au NE) : BT : Tanger externe ; BI : Beni Ider ; TI : Tanger interne ; ST : Nappe de Melloussa ; TS : N. du Tisiren ; PD : Prédorsalien ; Ce/i : Dorsale calcaire externe/interne ; Im : Unité d’Imourassine.- Ghomarides : AK : Akaili ; KT : Koudiat Tizian ; BH : Beni Hozmar ; TA : Talembote.- Sebtides : ξ : Micaschistes du Filali ; BM : Beni Mezala sud (Souk-el-Had) ; BA : Boquete Anjera sud ; TZ : Tizgarine. P : Pliocène.

FIG. 4.4 : Structural map of the Oued laou area based on the structural sketch 1/200 000 of the geological map of Morocco1/50 000, sheet Talembote (red quadrangle) with location of the stops. Paleozoic Talembote massif after Chalouan (1986). Faults of the Tirinesse basin after Saji and Chalouan (1995).

« col » (360 m), tourner à gauche (on laisse, à droite, la piste de Talembote) vers la descente en lacets sur la rive gauche de l’oued Talembote, affluent de l’oued Laou. Arrêt J4-3 : Formations tertiaires de Tarhzouteoued Talembote GPS : 35°16’51”N ; 05°13’52”W

Se garer dans la première épingle à cheveu au milieu des lacets et descendre la coupe à pied. Suivant l’interprétation de la feuille Talembote (1975), il s‘agi t, dans l’épingle et au-dessus d’elle, de Prédorsalien supportant une klippe de Dorsale (unité de Taghzoute), et au-dessous de l’épingle, de la couverture tertiaire de la nappe des Béni

Hozmar. Selon El Kadiri et al. (2006), on aurait une série unique, couverture des Ghomarides et de la Dorsale sousjacente (fig. 4.5, coupes), avec trois termes comportant chacun des blocs métriques à hectométriques (olistostromes I à III) : Oligocène terminal-Aquitanien, transition Aquitanien-Burdigalien, et Burdigalien inférieur. Les blocs sont principalement de trois types, i) calcaires massifs de type « couverture des Ghomarides » préservant le couple calcaires blancs liasiques/calcaires blancs éocènes ; ii) calcaires jurassiques de type Dorsale interne (couple calcaires blancs – calcaires à silex), et iii) calcaires zébrés dévoniens, issus apparemment de la barre de Talembote.

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Route : La route descend en rive gauche de l’oued Talembote. Des affleurements rouges appartiennent au Trias de couverture du Carbonifère Beni Hozmar. On atteint l’usine électrique à la confluence avec l’oued Laou. Elle traverse l’oued Talembote en se maintenant en rive droite de l’oued Laou. On longe une falaise calcaire ; c’est une unité rattachée à la Dorsale interne (ci2b, fig. 4.4 ; tlCB, fig. 4.5) coincée le long de la faille limitant le Paléozoïque de Talembote. Puis la route quitte les gorges de l'oued Laou et remonte vers le NE sur le Paléozoïque (Cabonifère de la nappe Beni Hozmar). Des affleurements de Trias gréseux rouge signalent la limite entre la nappe Beni Hozmar et la nappe paléozoïque sous-jacente (Koudiat Tiziane). La route redescend pour traverser un affluent du Laou (assif Es Sarem) puis remonte en sinuant sur la limite Dorsalenappe paléozoïque. Au col (340 m) près d’Ibouharane on atteint les calcaires conglomératiques du Pliocène qui marquent la base des dépôts du bassin de Tirinesse. Arrêt J4-4 : Bassin intramontane néogène de Tirinesse GPS : 35°19’11”N ; 05°11’13”W ; alt. 300 m

L’arrêt, situé à 2,5 km des premiers affleurements néogènes, permet d’avoir une bonne vue d’ensemble sur le bassin et son cadre montagneux (fig. 4.4). Pour l’essentiel, le bassin est un fossé NE-SW encadré par des failles normales à pendage opposé (figs. 4.6, 4.7). Le graben est asymétrique, la faille du bord occidental est plus fortement pentée que l’autre et les formations néogènes proches d’elle sont plus riches en brèches que du côté oriental. Les couches néogènes sont légèrement basculées au SE, suggérant que la faille du bord SE est listrique.

FIG. 4.5 : Les formations oligo-miocènes de Tarhzoute (Oued Talembote).- A : Carte géologique, extrait de la feuille Talembote au 1/50 000 (1975), avec localisation de la route et des coupes. BH, etc., comme fig. 4.4.- d : Dévonien ; h : Carbonifère inf. ; t6AC, tlCB, eg : voir fig. 3.11.- gmGC : grès et conglomérats de Tarhzoute, Oligocène-Miocène inf. ?- C1, C2 : coupes selon El Kadiri et al. (2001). 1 : socle paléozoïque ; 2 : Trias ; 3 : mélange chaotique avec galets de basalte, granite, calcaire à nummulites (Fm. La Harania), Eocène-Oligocène ; 4 : Marnes jaunes à blocs de calcaires dévoniens (Fm. Ciudad Granada), Oligocène sup.-Aquitanien) ; 5 : Pélites à blocs de type ghomaride, grès fins et pélites brun-tabac (Fm. Viñuela), Burdigalien inf. ; 6: Pélites brun-tabac à blocs divers, passant à : 7 : mélange de Tahrzoute (Fm. Sidi Abdeslam), Burdigalien ; 8 : Calcaires blancs de type Dorsale interne ; 9 : Flysch Tisiren et domaine externe.

FIG. 4.5 : Oligo-Miocene Tarhzoute formations (Oued Talembote).- A: Geological map, excerpt from the sheet Talembote 1/50 000 (1975), and location of the road and crosssections. Abbreviations as for fig. 4.4. – d : Devonian ; h : Lower Carboniferous.; t6AC, tlCB, eg : see fig. 3.11.- gmGC : Tarhzoute sandstones and conglomerates, OligoceneLower Miocene ? - C1, C2 : cross-sections after El Kadiri et al. (2001). 1 : Palaeozoic basement ; 2 : Triassic ; 3 : chaotic mélange including basalt, granite and nummuliterich pebbles (La Harania Fm), Eocene-Oligocene ; 4 : yellow marls with Devonian limestone blocks (Ciudad Granada Fm), Upper Oligocene.-Aquitanian) ; 5 : Pelites with Ghomaride-type blocks, fine-grained sandstones and tobacco-brown pelites (Viñuela Fm), lower Burdigalian ; 6: Tobacco-brown pelites with various blocks, passing up to: 7 : Tahrzoute mélange (Sidi Abdeslam Fm), Burdigalian ; 8 : Internal Dorsale-type white massive limestones. ; 9 : Tisiren Flysch and External Domain.

L’ouverture de ce fossé est fini-miocène, puisque les failles normales qui le bordent recoupent la surface topographique « pontienne » (Messinien) encore bien visible sur la bordure SE du bassin. Le remplissage consiste en dépôts d'âge Pliocène inférieur (et probablement du sommet du Messinien ; Rakic-El Bied & Bonaduce, 1991). Certaines failles ouvertes sont remplies par des dépôts fins (marnes jaunes) du Pliocène. Cet épisode de distension est d'une grande importance dans l'histoire de la chaîne rifaine, puisqu'il a contribué : i) à l'effondrement des bassins côtiers du Rif interne qui ont été remplis par des dépôts marins pliocènes (e.g. oued Laou, rio Martil près de Tétouan), et ii) à l'ouverture du détroit de Gibraltar.

Au NE, le bassin néogène est fermé par un lambeau des nappes de Talembote (nappe Koudiat Tiziane). Ce lambeau de recouvrement repose, à l’est et au nord de Tirinesse, sur les unités carbonatées de la nappe du Jbel Tazoute (Dorsale externe), mais au NE (côté caché à la vue), il flotte sur une unité épaisse de Trias gréso-conglomératique rouge légèrement métamorphique, rapportée aux Sebtides supérieures (unité de Tizgarine, ou Federico supérieure).

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FIG. 4.6 : Panorama du fossé de Tirinesse, pris depuis son bord NW (arrêt 4). Demi-flèches : rejet de la faille pliocène du bord SE (voir carte fig. 4.5). FIG. 4.6 : Panoramic view of the Tirinesse rift basin, taken from its northwestern border (stop 4) : half arrows: southeastern border fault (see map fig.4.5)

toujours dans l'unité d'lmourassine. La vallée se rétrécit, ce qui a permis d’établir un petit barrage de prise d'eau.

FIG. 4.7 : Données structurales sur le fossé de Tirinesse (Saji et Chalouan, 1995).A : Coupe de la bordure NW. a : calcaires et dolomies du Rhétien ; b : brèches synsédimentaires ; c : argiles et sables pliocènes ; d : fentes à remplissage pliocène.- B : Champ de contrainte pliocène déduit des mesures des plans striés sur deux sites du fossé (à gauche : failles longitudinales ; à droite : failles transverses).

FIG. 4.7: Structural data for the Tirinesse rift (Saji & Chalouan, 1995).- A: Crosssection of the NW border. a: Rhaetian limestones and dolomites; b: synsedimentary breccias, c: Pliocene clays and sands; d: Pliocene-filled fissures.- B: Pliocene stress field inferred from measurements of striated fault planes in two sites (left: longitudinal faults; right: transverse faults).

Route : La route serpente en descendant vers le NE, longeant le flanc NW du bassin de Tirinesse avec, à droite, des marnes du Pliocène profondément découpées par l'érosion (bad lands). La route prend ensuite la direction du Nord. Elle recoupe la série carbonatée de la nappe d'lmourassine. Du côté NE, on voit s'insérer entre les dépôts carbonatés et le Paléozoïque qui occupe le haut du versant, les terrains rouges de l’unité Federico de Tizgarine. On atteint l'oued Laou que l'on traverse et que l'on suit sur la rive gauche

Arrêt J4-5 : Le front des Sebtides (unité Tizgarine) vu depuis l’oued Laou GPS : 35°22’08’’N, 05°10’44’’W L’arrêt se situe dans le tournant dominant la prise d'eau de l'oued Laou (fig. 4.8). Le but de cet arrêt est d'observer la superposition tectonique, au-dessus de la Dorsale calcaire, d’une unité des Sebtides supérieure, dite nappe Federico supérieure (F3, fig. 4.1) ou unité de Tizgarine (TZ, fig. 4.4). L’unité de Tizgarine est la moins métamorphique des unités Federico. Elle montre de bas en haut des pélites et grès rouge lie-de-vin attribués au Permien supérieur, puis des quartzites attribués au Trias inférieur et enfin des dolomies massives d’âge Trias moyen-supérieur, datées par des algues (Dasycladacées du genre Gyroporella, rencontrées dans l’unité des Béni Mezala au nord de Tétouan). Cette unité se superpose à la Dorsale calcaire par l’intermédiaire d’un contact à faible pendage vers le NE (visible sur le versant droit de l’oued Laou). Ce contact tronque obliquement la pile des nappes de la Dorsale. En effet, la nappe de Tizgarine repose ici sur les dolomies triasiques de l’unité d’Imourrassine, constituée de dolomies massives de teinte sombre du Trias moyen-supérieur, ayant des affinités stratigraphiques avec la Dorsale calcaire interne. Ces dolomies sont affectées par un métamorphisme épizonal très faible. Par contre, une dizaine de kilomètres plus au sud, la même unité de Tizgarine repose sur la nappe du J. Tazoute, élément typique de la Dorsale dite « externe » (fig. 4.4). XII- Définition des Sebtides

Les Sebtides sont, avec la Dorsale et les Ghomarides, le troisième ensemble de nappes du Rif interne (Domaine d’Alboran). Il est caractérisé par le développement du métamorphisme alpin. C’est l’équivalent des Alpujarrides des Cordillères bétiques. La présence de paragenèses de haute pression, basse température (HP-BT) dans les terrains permo-triasiques des unités sebtides supérieures au nord

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FIG. 4.8 : Panorama sur le front des Sebtides au-dessus de la Dorsale calcaire interne, vu depuis la prise d’eau sur l’Oued Laou (arrêt 5). FIG. 4.8 : Panoramic view of the Sebtide front overlying the Internal Dorsale Calcaire, taken from the Oued Laou water facilities.

de la chaîne (Beni Mezala, voir journée J5) indique que les Sebtides ont été impliquées dans une zone de subduction. Les Sebtides inférieures comportent des micaschistes et gneiss polymétamorphiques (métamorphisme hercynien et alpin, tous deux de haut degré) et une écaille de péridotites mantelliques (Beni Bousera). Le métamorphisme alpin y atteint les conditions de la fusion partielle pendant l’exhumation. L’âge du métamorphisme alpin et de l’exhumation des unités sebtides est discuté à propos des arrêts 7 à 9.

Le contact Sebtides/Dorsale est interprété comme un charriage post-métamorphique d’âge Miocène inférieur, dirigé vers les zones externes, ayant rejoué en extension (faille normale à faible pendage, détachement à vergence interne) pendant la phase d’extension responsable de l’ouverture du bassin d’Alboran, en même temps que le contact des Ghomarides sur les Sebtides. On remarque que la série stratigraphique des Sebtides est complémentaire, vers le bas, de la série stratigraphique dorsalienne. Ceci est à la base de l’hypothèse selon laquelle les unités de la Dorsale pourraient représenter la couverture décollée d’un socle sebtide, et ayant échappé à la subduction. Une autre hypothèse rapproche plutôt la Dorsale des Ghomarides, dont certaines nappes (K. Tiziane) n’ont pas de couverture postérieure au Trias moyen. Route : On reprend la route vers le nord, en roulant sur les sables marins du Pliocène. 3 km au nord de l’arrêt précédent, on passe à côté d’affleurements rouges au bord de l’oued Laou : ce sont des grès permo-triasiques de l’unité de Tizgarine, près du village éponyme. On aura l’occasion d’en échantillonner dans le nord (Beni Mezala) au cours

de la journée J4. Dans les collines de l’autre côté de l’oued, on voit les terrains rouges remplacés par des terrains gris. Immédiatement au sud du village de Tizgarine, il s’agit du Dévono-Carbonifère de la nappe de Tizgarine (base stratigraphique du Permien, mais en série renversée). Par contre, plus au nord, les schistes grisâtres culminant à plus de 500 m appartiennent à la nappe ghomaride inférieure, ou nappe d’Akaili, objet de l’arrêt suivant. La carte (fig. 4.4) montre bien le chevauchement de la nappe Ghomaride sur les unités Federico (TZ, BA, BM). Un peu plus loin, audelà d’un souk hebdomadaire (le samedi, souk-es Sebt) et avant d’arriver à l’agglomération d’Oued Laou, on tourne à droite sur la route de Bou Ahmed et Jebha. Traversée de l’oued Laou et de sa plaine fertile. La route contourne ensuite des reliefs de schistes grisâtres, puis longe la mer sur 2 km jusqu’à Tizgane-Ka Asrass (conserverie de poisson, retaurants) avant de grimper dans ces schistes. Arrêt J4-6 : Phyllades de l’Ordovico-Silurien ; le métamorphisme hercynien GPS : 35°24’22’’N ; 05° 03’17’’W ; alt. 50 m

On peut s’arrêter dans les premiers affleurements au début de la route de corniche. Là affleurent des schistes phylladiques appartenant à la nappe inférieure des Ghomaride (Gh1, fig. 4.1) ou nappe d’Akaili (AK, fig. 4.4). De l’autre côté de l’oued Laou, des graptolites du Silurien ont été récoltés. Ici, un âge Ordovicien est vraisemblable (abondance de couches gréseuses, affleurements de métaconglomérats à galets de quartz étirés à proximité). Le sommet de la montagne dominant Ka Asrass est fait de calcaires à tentaculites du Dévonien de la même nappe.

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On peut observer sur l’affleurement des plis isoclinaux couchés d’axe N40E, accompagnés d’une schistosité de plan axial portant une linéation d’étirement N40 (fig. 4.9). Cette structuration est typique de la phase hercyniene majeure (phase éovarisque fini-dévonienne) dans toutes les nappes ghomarides (Chalouan & Michard, 1990). Elle se différencie bien des linéations associées au métamorphisme alpin, orientées nord à NNW. Néanmoins, cette partie profonde de la nappe Aakaili a subi un réchauffement d’âge alpin à en juger, i) par les âges K-Ar de 25-30 Ma obtenus dans ce secteur (fig. 4.10), comparables aux âges mesurés dans les Sebtides (voir plus loin, fig. 4.12) ; et ii) par les mesures de températures > 500°C déduites de la spectrométrie Raman sur la matière organique (fig. 4.10). Route : On poursuit la route de corniche sur environ 2500 m, au travers d’affleurements du même matériel. Arrêt J4-7 : Faille d’extension à faible pendage du cap de Zaouia GPS : 35°23’59’’N, 05°01’58’’W ; alt. 150 m

L’arrêt est situé dans le grand virage concave qui épouse la racine du cap de Zaouia (fig. 4.4), à 800 m au SW du relai hertzien bâti sur le cap. On peut observer ici le contact des quartzophyllades d'Aakaïli (base des Ghomarides) avec les micaschistes du Filali, partie supérieure de la nappe des Sebtides inférieures. Le contact (schistes sur schistes, donc difficile à voir) est situé en face d’un poteau électrique double.

La foliation des phyllades ghomarides a un pendage de 30 à 50° vers le SE et montre une linéation d’étirement (zones abritées) orientée N40, associée à des plis isoclinaux de même direction axiale (cf. arrêt 6). Les micaschistes des Sebtides sont plus métamorphiques que les phyllades ghomarides. Ils montrent une foliation à pendage général de 20

à 30° vers le NW et une linéation d’étirement N160. De rares minéraux en baguettes noires de staurotide apparaissent dans cette foliation. Le contact entre les deux lithologies est une faille cataclastique matérialisée par une brèche tectonique imprégnée de minéralisations de malachite et d'azurite (fig. 4.11). La cartographie (fig. 4.4) montre que cette faille est inclinée de 30° vers le NW, les micaschistes se développant au SE dans tout le secteur Steha-Bou Ahmed tandis que les phyllades se cantonnent au NW. XIII- Age du métamorphisme alpin : pic de pression, pic thermique, extension

Pour interpréter le contact de Zaouia, il faut prendre en compte les données P-T-t sur les nappes en contact. Les quartzophyllades des Ghomarides sont dans le faciès des schistes verts, avec faible développement de la biotite. Les micaschistes des Sebtides sont dans le faciès amphibolite (développement de staurotide±grenat). Le métamorphisme affectant les phyllades ghomarides est principalement varisque (phase hercynienne, puisqu’au toit des Ghomarides, le Trias continental n’est pas métamorphique), même s’il a été accentué ici lors des événements alpins (fig. 4.10 : réchauffement alpin à T > 500°C vers 25 Ma dans ce secteur, diminuant vers le haut de la nappe). Le métamorphisme des micaschistes Filali est principalement alpin, d’après les âges isotopiques entre 20-25 Ma qu’on mesure dans toute l’unité des Sebtides (fig. 4.12), même s’il existait déjà une fabrique varisque dans ce matériel. Ainsi, la faille de Zaouia apparaît comme une faille soustractive (faille normale à pendage faible) ayant contribué à l’exhumation des Sebtides (phase tardive, d’âge oligo-miocène d’après les âges isotopiques). Cette interprétation rend compte de la suppression des unités Federico (Sebtides supérieures) entre Ghomarides et Sebtides inférieures dans ce secteur. L’extension responsable de

FIG. 4.9 : Les plis varisques dans le Paléozoïque de la nappe Akaili. A gauche : pli éovarisque de phase 2 (regard au SSW, le crayon donne l’échelle). A droite : carte structurale et stéréogramme (hémisphère supérieure, canevas de Wulff) pour le secteur indiqué (Chalouan & Michard, 1990). FIG. 4.9 : Variscan folds in the Akaili Palaeozoic nappe. Left: Eovariscan fold “P2” (looking SSW-ward; pencil for scale). Right : Structural map and stereogram (upper hemisphere, Wulff net) in the area (Chalouan & Michard, 1990).

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FIG. 4.10 : Variation de l’âge K-Ar des phyllites extraites des Ghomarides (Chalouan et Michard, 1990), et température maximum enregistrée par la matière organique dans les mêmes roches (méthode Raman ; Negro et al., 2006). Toute la nappe Akaili a été réchauffée à l’Oligocène, les âges varisques y sont effacés ou très perturbés.

FIG. 4.10 : Variation of the K/Ar phyllite ages from the Ghomarides nappes (Chalouan & Michard, 1990), and maximum temperatures recorded by the organic matter in the same rocks (Raman method, Negro et al., 2006). The whole Akaili nappe was reheated during the Oligocene, which erased or strongly disturbed the Variscan age record.

cette faille soustractive est également responsable, dès le Miocène inférieur, de l’ouverture du bassin d’Alboran.

Route : Une fois passé le cap Zaouia et ses antennes, la route descend par une suite de virages jusqu’à la petite vallée de Targha (Tarerha, Targa), ouverte dans les micaschistes du Filali. Arrêt J4-8 : Les micaschistes des Rochers de Targha GPS : 35°23’37’’N ; 05°00’31’’W

Se garer près du rocher de plusieurs mètres de haut situé 500 m après la traversée de l’oued (la route passe entre ce rocher et la falaise). D’autres rochers s’érigent sur la plage de Targha à l’embouchure de l’oued. Les micaschistes qui les constituent montrent une structure complexe (fig. 4.13A, B)

que l’on peut observer suivant toutes les orientations souhaitables (parallèles ou perpendiculaires aux axes de la déformation finie). Ils montrent quelques intercalations de roches basiques et d’abondantes lentilles et veines de quartz de plusieurs générations. Dans les micaschistes, l’association minérale caractéristique est à biotite, muscovite, grenat, staurotide ± disthène, plagioclase et quartz. L’andalousite a cristallisé lors de l’exhumation (phase HT-BP). Les veines de quartz en contiennent de grands cristaux roses, tandis que les cristaux sont chargés d’impuretés charbonneuses dans la roche elle-même (fig. 4.13C, D).

Du point de vue structural, la foliation principale (S2, déjà complexe au microscope et soulignée par des veines de quartz très aplaties) est affectée par des plis serrés à plan

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un cisaillement synmétamorphique à vergence NW (fig. 4.13E, F), que l’on retrouve dans l’ensemble des Sebtides.

FIG. 4.11 : La faille de détachement de Zaouia, vue dans le talus de la route côtière (regard vers le sud). Son jeu le plus tardif en faille « froide » cataclastique est manifeste, mais n’exclut pas un début d’activité en conditions de haute température. Dimensions du carnet : 15x21 cm.

FIG. 4.11 : The Zaouia detachment fault as seen along the coastal road (looking southward). The late cataclastic character is obvious, but does not exclude a previous activity under high-temperature conditions. Notebook size 15x21 cm.

FIG. 4.12 : Datation isotopique multi méthode du métamorphisme alpin dans le massif Beni Bousera et son enveloppe (Sebtides). Ellipses : âges K-Ar sur biotite (bi) ou mica blanc (wm) mesurés par R. Montigny (in Michard, 1991). Autres méthodes : a) Kumar et al., 1996 ; b) Blichert-Toft et al., 1999 ; c) Sánchez-Rodriguez & Gebauer, 2000 ; d) Montel et al., 2000 ; e) Polvé, 1983 ; f) Platt et al., 2003 (références in Chalouan et al., 2008) ; g) Rossetti et al., 2010. Mo (arm)/(interst) : monazite blindée/interstitielle.

FIG. 4.12 : Multi-method isotopic dating of the Alpine metamorphism in the Beni Bousera massif and its envelope (Sebtides). Ellipses: K/Ar ages from biotite (bi) or white mica (wm) measured by R. Montigny (in Michard et al., 1991). Other dates : a) Kumar et al., 1996 ; b) Blichert-Toft et al., 1999 ; c) Sánchez-Rodriguez & Gebauer, 2000 ; d) : Montel et al., 2000 ; e) Polvé, 1983 ; f) : Platt et al., 2003 (references in Chalouan et al., 2008) ; g) Rossetti et al., 2010. Mo (arm)/(interst) : armoured/interstitial monazite.

axial subvertical (P3, fig. 4.12A) d'axe NW, en relation avec la formation de l’antiforme Beni Bousera. La foliation porte une linéation d'étirement NW, parallèle aux axes des plis P3 et marquée par l'orientation préférentielle des micas et/ou de l'andalousite ou par les ombres abritées autour des grenats (fig. 4.13B). Cette linéation correspond à

Route : La route vers le SE longe d’abord le pied des falaises taillées dans les micaschistes, puis s’élève et domine bientôt la mer de 100 à 150 m, avant de redescendre vers la vallée relativement large (2,5 km) de l’oued Tihissasse. Tout ce trajet se fait dans les micaschistes du Filali. L’analyse pétrographique a permis d’y reconnaître trois zones de degré métamorphique croissant du NW au SE (fig. 4.14), les rochers de Targha se situant dans la zone médiane. Remarquer que cette zonation traduit essentiellement une élévation de T vers la profondeur (apparition de la sillimanite à Steha), la pression restant de l’ordre de 7-8 kbar. Arrêt J4-9 : Panorama de Steha : le massif des Beni Bousera et son enveloppe GPS 35° 21’ 06’’N, 04° 58’ 07’’ W

Se garer avant la fin de la descente, dans un grand virage convexe dominant l’agglomération de Steha, à une altitude de 60 m environ, d’où on découvre un vaste panorama (fig. 4.15). A nos pieds, la vallée de l’oued Tihissasse est occupée par des alluvions quaternaires recouvrant des sables jaunes marins du Pliocène. C’est un ancien estuaire, comme celui de l’oued Laou, surcreusé probablement lors de la crise messinienne ayant abaissée le niveau de la Méditerranée (Loget & Van den Driessche, 2006).

Au-delà, le panorama englobe le massif des péridotites des Beni Bousera et son enveloppe métamorphique, jusqu’au sommet du Filali (1100 m ; sanctuaire de Sidi Ahmed ElFilali). La partie la plus intéressante est au NE : là affleurent les péridotites des Beni Bousera depuis les sommets (environ 800 m d’altitude) jusqu’à la mer (falaises sombres). Elles sont enveloppées par une carapace métamorphique de haut degré (faciès granulite), les kinzigites, plus claires dans le paysage et qui forment avec les péridotites l’unité des Beni Bousera. Par-dessus débute l’unité du Filali, avec d’abord des gneiss (reliefs de couleur claire au-dessus de Bou Ahmed, sommet du Filali, et rochers de Steha, arrêt 10), puis les micaschistes qu’on vient de traverser. Les péridotites et leur enveloppe forment une structure anticlinale tardi-métamorphique dont le côté NE est effondré : une faille normale de plus de 1000 m de rejet descend jusqu’au niveau de la mer les unités ghomarides (Ras Araben). Route : Progresser de 600 m en descente et tourner à gauche vers le centre de Steha. Au centre, tourner à gauche vers l’extrémité nord de l’agglomération. Arrêt J4-10 : Gneiss et migmatites à sillimanite de Steha GPS : 35°21’02’’N ; 04°57’47’’W

Se garer au bout de la rue, près de l’extrémité nord de la plage. Les rochers en bord de plage montrent des faciès

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FIG. 4.13 : Micaschistes des rochers de Targha (unité du Filali).- A : Plis P3 observés sur une face verticale ; ils déforment la foliation principale (S2) et une veine de quartz intrafoliaire précoce. Z : direction d’aplatissement maximum ; Y : direction intermédiaire.- B : Linéation d’étirement maximum X matérialisée par les ombres abritées sur les grenats dans le plan de foliation XY.- C : Gerbes de cristaux d’andalousite aplatis dans la foliation.- D : Andalousite-gemme dans une veine quartzeuse tardi-métamorphique.- E : Grenat hélicite fournissant un critère cinématique (haut vers le NW) au microscope.- F : Autre critère cinématique : un mica en poisson, indiquant le même sens de cisaillement tardi-métamorphique. (C, D : extrait de Saddiqi, 1995).

FIG. 4.13 : Mica-schists of the Filali unit at Taghra.- A : F3 folds observed on a vertical surface; they affect the main foliation (S2) and an early, intrafolial quartz vein. Z : direction of maximum flattening ; Y : mean strain direction.- B : Stretching lineation X shown by pressure shadows on garnet within XY foliation.C : Bundle of synkinematic andalusite crystals lying in the foliation plane.- D : Andalusite-gem in a late- metamorphic quartz vein.- E : Helicitic garnet yielding a kinematic marker (topto-the-NW).- F : Mica-fish, another kinematic marker pointing to the same late-metamorphic shear sense. (C and D from Saddiqi, 1995).

FIG. 4.14 : Les Sebtides méridionales.- A : Carte des unités et zones de métamorphisme.B : Conditions d’équilibration des diverses unités et zones distinguées, d’après Bouybaouene (1993), Saddiqi (1995), Michard et al. (2006), Negro et al. (2006). FIG. 4.14 : Southern Sebtides.- A : Structural map and metamorphic zones.- B : Equilibration P-T conditions of the varied units and zones, after Bouybaouene (1993), Saddiqi (1995), Michard et al. (2006), Negro et al. (2006).

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FIG. 4.15 : Le massif des Beni Bousera depuis la route au-dessus de Steha (photographie de 2003). gn : gneiss du Filali ; k : kinzigites (granulites) ; ub : ultrabasites (péridotites, etc.) ; F : faille de Ras Araben, effondrant les nappes ghomarides contre les péridotites. * Emplacement du cliché fig. 4.20. FIG. 4.15 : Beni Bousera Massif as seen from the road overhanging Steha village (picture taken in 2003). gn: Filali gneiss; k: kinzigites (granulites); ub : ultrabasites (peridotites, etc.) ; F : Ras Araben fault collapsing the Ghomaride nappes against the peridotites.

gneissiques de haute température à biotite, feldspath potassique et sillimanite. La superposition de plis aux charnières arrondies et à plan axiaux variables (figs. 4.16A, B), et la séparation d’un leucosome quartzo-feldspathique à cordiérite et d’un mélanosome résiduel biotitique montrent que la fusion partielle a affecté ces roches. La fraîcheur des cristaux de sillimanite (figs. 4.17A, B) s’accorde avec un métamorphisme HT d’âge alpin (cf. âges K-Ar biotite à 20-21 Ma, fig. 4.12). Cependant, ces roches étaient déjà métamorphiques avant l’orogenèse alpine et faisaient partie du socle hercynien, sous le Permien des Sebtides supérieures (Federico). De fait, des roches analogues des Cordillères bétiques (gneiss de Torrox) ont fourni des zircons dont le cœur a été daté par U-Pb à 285± 5 Ma. Dernièrement, Rossetti et al. (2010) ont montré, sur la base de datations U-Pb laser-ICPMS zircon ou monazite complétées par des datations 40Ar-39Ar, que la mise en place de granite est intervenue durant deux périodes dans les gneiss du Filali (coupe de Mter, du côté est des Beni Bousera), d’une part vers 300 Ma (événement hercynien), et d’autre part vers 22 Ma (pic thermique alpin). Route : Revenir sur la route et tourner à gauche. Sur 4 km, la route remonte la vallée pour aller franchir l’oued Tihissasse au souk de Bou Ahmed, puis elle repart vers la mer. Deux options sont possibles pour observer les kinzigites et les péridotites : i) se garer près du nouveau port et faire une marche le long de la plage de galets et les falaises (1km minimum, avec quelques passages délicats entre les blocs ; 1 h A-R sans compter le temps nécessaire aux observations) ; ou ii) continuer la route qui tourne à droite avant le port pour remonter au-dessus des falaises, d’abord dans les gneiss, puis dans les kinzigites et les péridotites (une demi-

heure). Les affleurements sont de meilleure qualité en bord de mer, soit en place, soit sur les blocs éboulés et polis par la mer. Arrêt J4-11 : Les kinzigites des Beni Bousera à Bou Ahmed GPS : 35°19’36’’N ; 04°56’07’’W

Si on a choisi la coupe côtière, les observations se feront sur les premiers rochers de la plage. Si on a choisi l’itinéraire routier, on s’arrêtera au « col » (alt. 90 m) surplombant la plage Chemaala-Bou Ahmed. Le relief que franchit la route correspond aux kinzigites, épaisses de 100 m environ et relativement résistante à l’altération. Autour du massif des Beni Bousera, l’épaisseur des kinzigites varie de 50 à 200 m.

Les kinzigites sont des gneiss alumineux catazonaux à grenat, sillimanite, biotite, cordiérite et graphite, définis à l’origine dans la Forêt-Noire (Allemagne). Ces roches montrent un litage très marqué, correspondant à un fort aplatissement (fig. 4.18A ; cf. au microscope la forme « en plaquette » des grains de quartz), et une grande richesse en grenat almandin (fig. 4.18B). Elles ont subi une fusion partielle, avec différentiation de lits quartzo-feldspathiques clairs (leucosome) et de lits sombres alumineux (mélanosome réfractaire), pendant leur déformation par aplatissement et cisaillement (figs 4.18A, B). XIV- Quelques précisions sur les granulites des Beni Bousera

L'assemblage minéralogique (fig. 4.19A) comporte quartz, feldspath alcalin, plagioclase, grenat almandin abondant, disthène, sillimanite, biotite, graphite, et accessoirement muscovite, rutile, zircon et tourmaline. On observe au mi-

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croscope des réactions rétrogrades entre une paragenèse primaire de haute pression et une paragenèse secondaire de haute température, basse pression. Les grenats, souvent étirés ou boudinés, réagissent avec le feldspath potassique en donnant des symplectites à cordiérite, biotite, quartz (fig. 4.19B). Le disthène réagit avec le grenat pour donner des symplectites à cordiérite, spinelle, quartz (fig. 4.19C). La linéation d’étirement (ombres abritées sur les grenats) associée à ces réactions rétrogrades (donc à l’exhumation de l’unité Beni Bousera) est dirigée NW-SE, et les critères cinématiques indiquent généralement un mouvement du toit vers le NW, comme dans l’unité du Filali sus-jacente. Les conditions d’équilibration de ces roches au pic de pression sont estimées vers 13 kbar, 800°C (fig. 4.14B).

Cependant, 4 km au sud de notre arrêt (Ichendirene), les kinzigites (granulites acides) renferment un niveau lenticulaire de granulite basique montrant un assemblage primaire à grenat magnésien (pyrope), pyroxène sodique (riche en jadéite), disthène, rutile, plagioclase, quartz, qui correspond à un pic métamorphique vers 16-20 kbar, 760820°C (Bouybaouene et al., 1998). Notons qu’on trouve également, en d’autres points de l’enveloppe granulitique, des marbres et brèches carbonatées, des leptynites et des pyroxénites quartziques.

FIG. 4.16 : Gneiss à sillimanite de l’unité du Filali.- A : Plis superposés dans un rocher de la plage de Steha (plis « P2 » couchés, plis « P3 » droits) ; noter la rupture, contemporaine de la fusion migmatitique, qui affecte le lit gneissique sombre vers la gauche (double flèche).- B : Détail des plis, montrant leur caractère syn-migmatitique ; le pli couché et les plis droits sont tous caractérisés par des charnières arrondies où les micas, vus au microscope, dessinent des arcs polygonaux. Noter le déversement variable des petits plis.

FIG. 4.16 : Sillimanite-bearing gneisses of the Filali unit.- A : Superimposed folds in a rock of the Steha beach (recumbent fold “P2”, upright fold “P3”); notice the faulting of the dark fine-grained bed (double arrow) coeval with the migmatitic melting event.- B : Syn-migmatitic folds all characterized by rounded hinges within which the micas (as seen under the microscope) outline polygonal arcs. Notice the changing vergence of the small folds.

Si le dernier pic thermique de ces roches est bien daté à 23-20 Ma par les diverses méthodes isotopiques (fig. 4.11), on doit garder à l’esprit qu’il s’agit de roches polymétamorphiques. Des âges de l’ordre de 300 Ma ont été obtenus par U-Pb sur des cœurs de zircons, ou sur des monazites blindées dans des grenats, ici et à Ronda. On a donc affaire à des roches crustales anciennes impliquées dans la subduction alpine.

Route : Dans le cas de la coupe pédestre le long de la plage, continuer la marche sur quelque 500 m jusqu’aux falaises vert sombre. Dans le cas de la coupe rapide le long de la route côtière, continuer jusqu’au premier ravin laissant apparaître des péridotites relativement fraîches. Le contact kinzigites/péridotites n’est observable sur aucun

FIG. 4.17 : Gneiss à sillimanite de Steha.- A : Macrophoto montrant les paquets de fibres de sillimanite couchés dans la foliation.- B : Microphoto d’un cristal de sillimanite (fibrolite). FIG. 4.17 : Sillimanite-bearing gneiss of Steha village.- A: Close view of bundles of sillimanite fibres resting on the foliation planes.- B : Microscope view of a sillimanite crystal (fibrolite).

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FIG. 4.18 : Les granulites acides ou kinzigites de la plage de Bou Ahmed.- A : Boudinage d’un lit gneissique dans les lits riches en biotite (un stylo est visible en bas à droite).B : Macrophoto d’un grenat avec ombre de pression et cisaillement synmétamorphique ; la direction d’aplatissement maximum est horizontale.- C : Granulites basiques (anciens filons ?) dans les granulites acides, aplaties et plissées ensemble.- D : Faille en extension synmétamorphique (noter la variation d’épaisseur de la couche quartzo-feldspathique à grenat, et son injection dans la faille. (A, B : clichés O. Saddiqi ; C, D : clichés M. Bouybaouene).

FIG. 4.18 : The acid granulites or kinzigites of the Bou Ahmed beach.- A : Boudinage of a gneissic layer between biotite-rich layers (a pen is visible down to the right).- B : Close view of a garnet with asymmetric, synmetamorphic pressure shadow ; the maximal flattening direction is horizontal.- C : Basic granulites (former sills ?) within the acid granulites, both flattened and folded together.- D: Synmetamorphic extensional fault; notice the variation of thickness of the garnet-bearing quartzo-feldspathic layer, and its injection within the fault. (A, B : photos by O. Saddiqi ; C, D : photos M. Bouybaouene)

FIG. 4.19 : Micrographie d’une granulite acide (kinzigite) des Beni Bousera (cliché M. Bouybaouene). Les symplectites dérivent des réactions rétrogrades avec déstabilisation de la paragenèse primaire à grenat (Grt), feldspath potassique (fK), plagioclase (Plg) pour donner cordiérite + biotite + quartz. Le disthène (Ky) est aussi entouré de symplectite. Noter le développement de sillimanite en gerbe.

FIG. 4.19 : Micrography of an acid granulite (kinzigite) from Beni Bousera (photo M. Bouybaouene). The symplectites derive from retrograde reactions with destabilization of the primary paragenesis garnet (Grt), potassic feldspar (fK), plagioclase (Plg), which resulted in cordierite+biotite+quartz. Disthene (Ky) is also surrounded by symplectite. Notice the growth of sillimanite bundles.

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de ces deux trajets. Il n’affleure qu’en de rares endroits dans la montagne. Arrêt J4-12 : Les péridotites des Beni Bousera

Le massif ultrabasique des Beni-Bousera affleure sur une superficie de 70 km2 environ. Il affleure admirablement en bord de mer (fig. 4.20A). C’est, avec son homologue de Ronda (Cordillères bétiques), un des plus vastes massifs de péridotite infracontinentale au monde. Les roches sont essentiellement des lherzolites à spinelle, litées (lits et lentilles de pyroxénites avec ou sans grenat) et foliées (structure de tectonites ; fig. 4.20B), passant à des harzburgites et dunites à grenat vers le toit du massif (fig. 4.21A). La linéation et les sens de cisaillement synmétamorphique sont cohérents avec ceux de l’encaissant crustal (fig. 4.21B). XV- Structure et mise en place des péridotites

Les lherzolites du massif des Beni Bousera montrent un litage dû à la présence de couches lenticulaires minces (2-50 cm) de pyroxénites diverses (pyroxénites à bordure diffuse, pyroxénites à grenat à bords nets). La foliation est quasi parallèle au litage et correspond localement au plan axial de

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plis isoclinaux très aigus. Elle porte une linéation d’étirement (boudinage des grains de spinelle, aplatissement-élongation des orthopyroxènes) généralement nette. Ces structures tectoniques sont particulièrement marquées et régulières vers le toit du massif, où les péridotites évoluent vers des harzburgites à grenat (fig. 4.22A, B), suggérant une évolution métamorphique au contact de la croûte granulitique. Les péridotites à grenat (fig. 4.22C) sont probablement en rapport avec cette évolution métamorphique. La serpentinisation du massif est intense sur sa limite NE, qui est une faille néogène (elle affaisse les Ghomarides, suggérant un âge égal ou inférieur à celui du détachement de Zaouia). Il ne faut pas se figurer ce massif de roches mantéliques et son homologue de Ronda comme des fenêtres montrant le manteau terrestre actuel (celui-ci est à 25 km de profondeur sour le Rif interne, à 20 km sous le bassin d’Alboran) : ce sont des lames tectoniques charriées sur des unités crustales, les gneiss de Ceuta-Monte Hacho dans le Rif et les gneiss et marbres de la nappe d’Ojen dans les Bétiques. L’épaisseur de ces écailles mantéliques n’excède pas 2000 m (cf. coupe fig. 1.2B, conforme aux données gravimétriques sur les Beni Bousera). La croûte continentale au-

FIG. 4.20 : Les péridotites infracontinentales des Beni Bousera.- A : Affleurement des lherzolites à spinelle à l’extrémité S de la plage de Bou Ahmed. Noter le rubanement à faible pendage SW (ligne en tirets). Cliché M. Bouybaouene.- B : Lit de pyroxénite déformé par un pli intrafoliaire dans un affleurement proche du toit du massif.- C : Dyke leucogranitique dans la lherzolite du cœur du massif.

FIG. 4.20 : Beni Bousera infracontinental peridotites.- A : The spinel-bearing lherzolite forms beautiful outcrops at the southern end of the Bou Ahmed beach. Notice the pervasive layered and foliated texture gently dipping towards the SW (dotted lines). Photo M. Bouybaouene.- B: Folded pyroxenite layer from an outcrop close to the top of the massif.- C : Leucogranite dyke from the core of the massif.

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FIG. 4.21 : A : Carte structurale du massif des Beni Bousera montrant la distribution des faciès pétrographiques et l’orientation des foliations.- B : Carte du massif montrant les linéations d’étirement et le sens de cisaillement associé (Saddiqi et al., 1988).

FIG. 4.21: A : Structural map of the Beni Bousera massif showing the distribution of the varied petrographic facies and the foliation setting.- B : Structural map of the massif showing the orientation of the stretching lineation and associated shearing sense (Saddiqi et al., 1988).

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dessus des péridotites Beni Bousera est représentée par les granulites (croûte inférieure résiduelle) et l’unité du Filali (croûte supérieure amincie). Son contact avec les granulites (kinzigites) peut donc être considéré comme un paléo-Moho continental exhumé et plus ou moins modifié, de ce fait (fig. 4.22D).

Comment ces roches mantéliques sont-elles parvenues jusqu’en surface ? La question a donné lieu à de nombreuses discussions, sur la base des données minéralogiques (P-T), géochimiques, géochronologiques et tectoniques concernant les massifs des Beni Bousera et de Ronda (e.g. Michard et al., 1997 ; Tubia et al., 2004 ; Chalouan et al., 2008 et références citées). Un épisode ancien de cristallisation vers 140 km de profondeur (manteau asthénosphérique) est indiqué par la présence de pseudomorphoses de diamant en graphite. L’équilibration à la limite des conditions des faciès à spinelle et à grenat s’est faite dans un manteau lithosphérique aminci par le rifting téthysien (cf. vol. 1, fig. 27). Cette hypothèse est confortée par les âges SHRIMP mésozoïques obtenus sur les zircons des péridotites. Pendant l’orogenèse rifo-bétique, la remontée des roches mantéliques et des granulites associées résulterait de deux phénomènes (Tubia et al., 2004) : i) soulèvement par un diapir asthénosphérique dont l’indice serait la pré-

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sence de lherzolite granulaire à plagioclase à la base du massif de Ronda (faciès absent dans les Beni Bousera) ; ii) écaillage de la croûte et du toit du manteau. Cette hypothèse soulève cependant des questions de chronologie, car l’extension du domaine d’Alboran est postérieure à la formation des nappes. Le pic thermique est suivi par l’intrusion des dykes de leucogranites, aplites et pegmatites (Ronda, Beni Bousera ; fig. 4.20C) issues de la fusion partielle des écailles gneissiques sous-jacentes aux péridotites. Ces intrusions sont datées à 19 Ma.

Route : Après cette « plongée » jusqu’au manteau, on fait demi-tour pour revenir à Oued Laou (35 km). Arrivé là, on prendra la route de Tétouan (47 km) qui serpente longuement dans la nappe d’Aakaïli (nappe inférieure ghomaride). On traversera d’abord les schistes phylladiques du Paléozoïque inférieur (cf. arrêt 6). Puis, entre Tamernoute, Ras Aakaili et Ras Timerzouga, on apercevra en bord de route les « Calcaires contournés » (Calizas alabeadas) du Dévonien (calcaires à Tentaculites, turbidites distales et phyllades, faciès lité déformé en plis couchés serrés ; même métamorphisme schiste vert que dans l’Ordovico-Silurien sous-jacent). Au-delà du Cap Mazari (brève coupe du Viséen supérieur anchimétamorphique de la nappe Aakaili) et jusqu’à Tétouan, la route reste sur le Pliocène, couvert en

FIG. 4.22 : Péridotites de Ronda et des Beni Bousera, données complémentaires.- A, B : Macrophoto (plan XY) et microphoto (plan XZ) des harzburgites du massif de Ronda (extrait de Tubia et al., 2004). Les mêmes faciès sont présents au toit du massif Beni Bousera. Opx : orthopyroxène (enstatite).- C : Péridotite à grenat des Beni Bousera; échantillon près du toit du massif.- D : Contact des péridotites mantelliques (ub) avec leur enveloppe crustale granulitique (k) à Amter ; le marteau donne l’échelle (C, D : clichés M. Bouybaouene). FIG. 4.22 : Ronda and Beni Bousera peridotites, complementary data.- A, B : Close view (XY plane) and microphoto (XZ plane) of the Ronda harzburgites (from Tubia et al., 2004). Equivalent facies occur on top of the Beni Bousera massif. Opx : orthopyroxene (ensatite).- C : Garnet-bearing peridotites from Beni Bousera, close to the massif top.- D : Contact of the mantle peridotite (ub) with their crustal envelope (k) close to Amter village; hammer for scale C,D: photos M. Bouybaouene).

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NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC - VOLUME 5

général par des dépôts quaternaires. Les formations pliocènes sont réparties dans un golfe qui entre profondément dans la cluse de Tétouan, jusqu'à une altitude de 200 m. La ville de Tétouan est bâtie sur d’imposants travertins quaternaires déposés au pied du massif carbonaté du Jbel Dersa (540 m ; Dorsale calcaire, chaînon du Haouz).

Tétouan est une ville qui se prête bien à une visite nocturne. La partie européenne, héritée de l’époque du XXème siècle où le Rif était sous contrôle espagnol, est animée par une foule de promeneurs qui sacrifient à la tradition du paseo entre la Plaza Mayor et la place du Palais Royal. Quant à la médina, la nuit la rend plus mystérieuse encore.

La ville fut fondée au début du XIVème siècle comme place forte. Bientôt transformée en repaire de corsaires, elle est détruite par une escadre castillane en 1399. Un siècle plus tard, c’est l’arrivée massive des Andalous chassés de Granada par les Rois Catholiques qui rend à la ville son importance. Elle s’entoure alors de nouveaux remparts et va se développer par le commerce, avec un port actif à l’embouchure du Rio Martil. Au XIXème siècle, elle est enlevée par les Espagnols en 1860, puis redevient marocaine par rachat de l’indemnité de guerre exigée par l’Espagne.

Elle est à nouveau occupée par l’Espagne, avec la majorité du Rif, en 1913, jusqu’à l’Indépendance (1956). Histoire tourmentée d’une ville pour ainsi dire frontalière…

J5 : Tétouan-Tanger via Fnideq (110 km)

Itinéraire et thèmes (fig. 5.1) : Charriage des Zones internes : coupe de la cluse de Tetouan. Le rétrocharriage : klippes du J. Zemzem et de Riffiene, renversement de la Dorsale du J. Haouz. Métamorphisme des Sebtides : migmatites du Cabo Negro, unités permiennes et triasiques HP-BT des Beni Mezala. La couverture oligo-miocène des Zones internes à Fnideq. La faille (rampe) dextre du J. Fahs, le Groupe du J. Musa (« Tariquides ») et le Détroit de Gibraltar. Les flyschs maghrébins du Tangérois.

Route and themes (fig. 5.1) : Internal Zones thrusts : the Tetouan transect. Backthrust tectonics : J. Zemzem and Riffienne klippes, and J. Haouz backthrusting. Sebtide metamorphism : Cabo Negro migmatites, HP-LT Permian and Triassic units of the Beni Mezala antiform. OligoceneMiocene cover of the Internal Zones at Fnideq. Dextral ramp fault of J. Fahs. The J. Musa “Tariquides” and the Strait of Gibraltar. Maghrebian Flyschs of the Tangiers region.

FIG. 5.1 : Trajet de la journée J5, reporté sur la carte géologique du Maroc au 1/1 000 000. Légende des couleurs et symboles : voir Annexe 1 en fin de volume. FIG. 5.1 : J5 route plotted on the Geological map of Morocco scale 1/1 000 000. Legend : see Appendix 1 at the end of this volume.

CIRCUIT C 8 : RIF CENTRAL ET OCCIDENTAL

Arrêt J5-1 : La cluse de Tétouan ; panorama depuis la ville

L’objectif est d’examiner le côté sud de la cluse de Tétouan depuis une altitude suffisante pour avoir une bonne vue sur les unités que la vallée du Rio Martil (oued Mhajrate) recoupe en cluse. Trois points de vue peuvent être conseillés : l’un se situe assez haut au pied du J. Dersa, sur une plateforme près de l’ancienne caserne militaire. Pour l’atteindre, il convient d’entrer en pleine ville pour escalader les ruelles qui mènent vers le site (coordonnées GPS : 35°34’ 40,4’’N ; 05°22’26,9’’W ; altitude 160 m). l’autre (GPS : 35° 34’08’’ N, 05°22’28’’ W), très suffisant bien que moins élevé (70 m), est situé sur le boulevard en

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corniche au-dessus des falaises de travertins, en dessous de la Plaza Mayor. Ce point de vue est d’accès aisé mais le sationnement y est délicat. le dernier (GPS : 35°34'15,1''N ; 05°23'26,6"W), lui aussi très suffisant bien que moins élevé (35 m), se trouve à la sortie de Tétouan vers Tanger, au SW du Rond point et Place Hmama (« colombe »), sur l’avenue Al Hassan Ben Al Mehdi. Ce point de vue est d’accès très aisé et le sationnement y est facile. Le panorama (fig. 5.2A) offre une coupe naturelle de toute la Dorsale calcaire entre les nappes de socle des Ghomarides et les Zones Externes (Unité de Tanger) recouvertes de nappes de Flyschs discontinues. La coupe est exception-

FIG. 5.2 : La cluse de Tétouan.- A : Panorama du flanc sud, depuis le centre ville.- B : Coupe interprétative basée sur la carte géologique (C) au 1/50 000, feuille de Tétouan-Ras Mazari (1985). FIG. 5.2 : The Tetouan gap.- A : View of the southern slopes of the valley from the centre of the city.- B : Cross-section based on the geological map of Morocco (C), scale 1/50 000, Tetouan-Ras Mazari sheet (1985).

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nelle en cela qu’on constate de visu le déracinement complet de la Dorsale, qui flotte sur une « semelle tertiaire » comparable à celle des Bokoyas (J2). Cette semelle « prédorsalienne » comporte des marnes bariolées (Eocène-Oligocène) et des grès (Aquitano-Burdigalien). La coupe (fig. 5.2B) construite à partir du paysage et de la carte géologique (fig. 5.2C) montre que les unités dorsaliennes s’organisent essentiellement en écailles chevauchantes à pendage relativement fort (par rapport au secteur de l’oued Laou et de Chrafate), qui sont tronquées sur le plan de charriage au toit de la semelle tertiaire prédorsalienne (éventuellement avec interposition de Tertiaire dorsalien). A l’extrémité ouest de la cluse, à Tamezzakht (fig. 5.4), le flysch gréso-micacé des Beni Ider chevauché par la Dorsale présente une série particulière, avec des faciès miocènes semblables à ceux du domaine interne. La coupe qu’offre une grande carrière (fig. 5.5) est spécialement remarquable pour le contexte de la limite K/T. XVI- Quelques détails sur la coupe de la Dorsale à Tétouan

Les reliefs de la Dorsale sont armés par les dolomies grises et les calcaires blancs (Dorsale interne DI), ou bien des alternances calcaréo-dolomitiques et des calcaires massifs (Dorsale externe DE). Ces roches résistantes dessinnent bien la structure géologique.

Au sud de la cluse de Tétouan, les lames carbonatées sont disposées en écailles inclinées vers l’est et tronquées sur un chevauchement subhorizontal (fig. 5.2).

Au nord de Tétouan, dans le chaînon du Haouz, ces lames adoptent un pendage vertical, voire renversé vers l’est. Seule l’unité la plus externe (Hafa Nator) montre une géométrie de pli frontal typique, déversé sur un élément de la nappe de flysch des Beni Ider qui repose directement sur le

domaine externe (Unité de Tanger). Entre les dalles mésozoïques qui forment les reliefs se développent les formations tertiaires de la Dorsale (brèches discordantes de l’Eocène supérieur (fig. 5.3), marnes planctoniques versicolores de l’Eocène terminal et de Oligocène à coulées bréchiques, flysch roux gréseux du Miocène inférieur ; Maâté et al., 1993). L’absence quasi générale de Burdigalien dans le Tertiaire dorsalien (excepté l’Aquitano-Burdigalien reconnu au nord de Tétouan par Ben Yaïch et al., 1986) suggère que la déformation de la Dorsale est intervenue dès la fin de l’Aquitanien, tandis que sa mise en place sur le Tertiaire prédorsalien n’intervient qu’après le Burdigalien inférieur, des pélites de cet âge étant présentes dans le Prédorsalien.

Des écailles lenticulaires de flysch du Tisirene sont cartographiées à l’entrée ouest de la cluse, au nord et au sud de l’oued Mhajrate; on les a représentées schématiquement sur la coupe (fig. 5.2) sous la semelle tertiaire. A l’est, les Ghomarides (nappe Koudiat Tizian) reposent à la fois sur l’unité dorsalienne la plus interne (J. Gorguès) et sur la semelle tertiaire. L’idée d’une continuité stratigraphique entre les unités Koudiat Tizian et J. Gorguès au-dessus de Beni Salah (Baudelot et al., 1984) n’est pas confirmée par l’analyse de la géométrie de leur contact (faille à pendage NNE). Notons qu’à l’extrémité nord du Haouz, les Sebtides elles-mêmes viennent en contact direct avec le Tertiaire prédorsalien (fig. 5.1).

Route : On quitte Tétouan vers le NE par la route principale P28 (N13), direction Mdiq, Ceuta (Sebta), en évitant l’autoroute. La route s’éloigne peu à peu du chaînon du Haouz. On roule d’abord sur des formations quaternaires et pliocènes recouvrant les nappes ghomarides. A 3 km au NE de la ville, on frôle un des rares témoins de la série jurassique des Ghomarides, posé sur la nappe Aakaili. La route s’oriente au NNE pendant 8 km. On roule presque

FIG. 5.3 : Discordance du Tertiaire sur le Lias de la Dorsale externe (Unité de Saaden, sur la Hafa Nator) au SW de Tétouan (Maâté et al., 1993). La brèche remanie essentiellement les carbonates triasico-liasiques dorsaliens ainsi que des calcaires à nummulites de l’Eocène inférieur.

FIG. 5.3: Unconformity of the Tertiary sequence on top of the Liassic limestones of the External Dorsale SW of Tetouan (Saaden Unit above the Hafa Nator; Maâté et al., 1993). The resedimented elements are mostly Triassic-Liassic carbonates, but also include Lower Eocene Nummulite limestones.

CIRCUIT C 8 : RIF CENTRAL ET OCCIDENTAL

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FIG. 5.4 : Coupe de Tamezzarht dans la nappe Beni Ider au front de la Dorsale calcaire, à l’entrée occidentale de la cluse de Tétouan.

FIG. 5.4 : Tamezzakht section in the Beni Ider nappe at the front of the Dorsale Calcaire, western part of the Tetouan valley.

FIG. 5.5 : Etude stratigraphique de la carrière de Tamezzarht (K. El Kadiri, inédit). FIG. 5.5 : Stratigraphic column of the Tamezzakht quarry (K. El Kadiri, unpubl.).

parallèlement à la Dorsale calcaire (chaînon du Haouz) et à l’horizontale, avant d’atteindre les collines qui forment la racine du Cabo Negro. Ce cap correspond à un anticlinal post-nappe qui fait surgir les Sebtides inférieures sous les Ghomarides. Les affleurements de bord de route dans la montée vers Mdiq montrent des micaschistes à andalousite tardive rose (cf. Targha, J4, arrêt 8). Ceux qui forment le cap lui-même (Koudiat Taïfor) sont des gneiss migmatitiques semblables à ceux de Steha (J4, arrêt 10).

Pour les examiner, prendre l’embranchement à droite au tout début de la montée, 2 km avant Mdiq. Arrêt J5-2 : Les migmatites du Cabo Negro GPS : 35°40’30’’N ; 5°16’30’’W

Les affleurements se trouvent dans les rochers en contrebas des hôtels et villas de standing, à l’entrée sud de la station balnéaire de Taïfor. Dans les gneiss migmatitiques à grenat qui forment les rochers, on observera de beaux exemples de

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plis ptygmatitiques (fig. 5.6A) et le boudinage d’anciens filons d’aplite, transformés en leptynites (fig. 5.6B).

Route : Rejoindre la route principale, franchir le « col » (30 m d’altitude) et rouler jusqu’à Mdiq (port de pêche pittoresque). Continuer par la route côtière sur 4 km jusqu’aux abords de la sation balnéaire de Kabila.

Arrêt J5-3 : Rétrocharriage des Flyschs : la klippe du J. Zemzem GPS : 35°43’09’’N, 05°20’19’’W S’arrêter à un grand parking à gauche (ouest) de la route, entre mer et lagune (pour y accéder, du fait de la configuration de la route 2 x 2 voies, il convient d’aller tourner au rond-point suivant et revenir ; même jeu pour repartir en-

suite vers le N ; les ronds-points sont distants de 2 à 4 km). On a vers l’ouest et le nord-ouest un panorama dégagé sur le Haouz (Dorsale calcaire) et le versant sud du Jbel Zemzem (fig. 5.7A). Cette montagne isolée à l’est de la Dorsale est armée par des grès en gros bancs, identiques à ceux de la nappe du Flysch numidien tels qu’on les a observés depuis Chefchaouen dans le J. Soukna (J4, arrêt 1). Le Jbel Zemzem apparaît donc comme un lambeau de nappe numidienne posé, non pas sur les Zones externes comme le J. Soukna et ses équivalents, mais sur les Zones internes, plus précisément sur les nappes ghomarides, à l’est de la Dorsale. En dessous du Numidien se trouve une semelle formée d’argilites et marno-calcaires attribués au Crétacé supérieur de la nappe des Beni Ider. Cet ensemble allochtone, appar-

FIG. 5.6 : Migmatites du Cabo Negro (Koudiat Taïfor).- A : Plis ptygmatiques tardi-métamorphiques affectant les veines de leucosome avec dysharmonie de longueur d’onde suivant l’épaisseur des lits plissés.- B : Boudinage d’un dyke aplitique pendant l’aplatissement synmétamorphique.

FIG. 5.6 : Cabo Negro migmatites (Koudiat Taïfor).- A : Late-metamorphic “ptygmatic” folding of leucosome veins with disharmonic wave length in relation with the thickness of the folded beds.- B : Boudinage of an aplitic dyke during the syn-metamorphic flattening.

FIG. 5.7 : Panorama depuis la lagune de Kabila (A) et coupe (B) du lambeau numidien du J. Zemzem, rétrocharrié sur les Ghomarides. (A) d’après Chalouan et al., Rapport SNED, inédit, 2006. FIG. 5.7 : Panorama from the Kabila swamp (A) and cross-section (B) of the J. Zemzem Numidian massif backthrust onto the Ghomarides. (B) after Chalouan et al., umpubl. SNED report. FIG. 5.7 : Coupe du lambeau numidien du J. Zemzem. FIG. 5.7 : Cross-section of the J. Zemzem Massif,

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tenant aux nappes des flyschs, repose sur une formation oligo-miocène constituant la couverture « post-nappe » des nappes ghomarides (série de Fnideq, cf. arrêt 5). La dislocation interne des bancs de grès numidiens et leur troncature sur la surface de (rétro)-charriage (fig. 5.7B). XVII- Le J. Zemzem, exemple de rétrocharriage

La position interne du lambeau de Jbel Zemzem n’est pas un cas isolé. On peut le rapprocher du cas de Riffiene (arrêt 5) et surtout des nombreux lambeaux de flyschs posés sur l’Oligo-Miocène au nord des massifs kabyles, en Algérie. On y a vu d’abord la preuve d’une origine très interne des flyschs (hypothèse "Ultra") jusqu’à ce que Michel Durand-Delga et ses élèves démontrent dans les années 1970 que le bassin des flyschs maghrébins était situé avant l’orogenèse entre le Domaine Interne et le Domaine Externe (cf. vol. 1) et expliquent la mise en place des lambeaux de flyschs en position interne par des phénomènes de rétrocharriage. La Dorsale elle-même est affectée par la tectonique de rétrocharriage tout le long du Haouz.

Dans le détail, la série gréseuse du J. Zemzem est organisée selon trois cycles strato-croissants épais chacun d’une centaine de mètres et couronnée par une barre gréseuse terminale. Ces bancs forment un anticlinal hectométrique d’axe N-S associé à des failles inverses conjuguées (structure en « pop-up » ). Les grès numidiens reposent sur la semelle Beni Ider et sur les nappes ghomarides par l’intermédiaire de failles plates ou légèrement inclinées vers l’est(10° en moyenne) à stries de friction orientées entre N60 et N90, montrant un déplacement du bloc supérieur de l’ouest vers l’est. L’une de ces failles, qui tronque les grès numidiens et le pli en « pop-up », traverse la surface topographique, à l’ouest à une altitude voisine de 300m et, à l’est, au niveau de la ligne de rivage. Ceci suggère une mise en place gravitaire du lambeau de flyschs.

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Arrêt J5-4 : Numidien du J. Zemzem à Restinga-Smir (arrêt optionnel) GPS : 35°46’57’’N ; 05°21’02’’W ; point coté 11 m

Venant de Tétouan, il faudra dépasser cet arret, aller jusqu’ au rond-point de Aliyine et revenir sur la voie opposée sur environ 800 m. Pour reprendre la route vers Fnidek, il faudra aller vers Tétouan jusqu’au rond-point de Restinga, se trouvant à 2 km plus au sud. Au point d’observation, les grès numidiens jaunâtres à dragés de quartz dispersés (turbidites) sont associés à des argiles rouges (« argiles sousnumidiennes » de l’Eocène supérieur-Oligocène). La carte géologique montre la position du lambeau allochtone audessus de flysch Beni Ider, l’ensemble étant posé sur la couverture oligo-miocène du Paléozoïque ghomaride. Remarque : Cet arrêt est considéré comme optionnel pour deux raisons, i) il est situé sur le côté ouest d’une route à 2 fois 2 voies que l’on remonte vers le nord ce qui complique l’accès des affleurements ; ii) le flysch numidien sera étudié dans de meilleures conditions dans la région de Tanger au cours de la journée J6. Route : Une fois traversée la klippe numidienne, la route s’éloigne de la côte pour quelques kilomètres (paysage de lagune côtière) avant de s’en rapprocher à nouveau. Arrêt J5-5 : Prédorsalien rétrocharrié de Riffiene GPS : 35°49’39’’N ; 05°21’16’’W

L’arrêt est situé à 5 km du précédent, le long de la route qui longe ici directement la plage (Corniche de Riffiene, ou Riffiyine), en bordure d’un terrain militaire. Ces affleurements (fig. 5.8) ont été nouvellement dégagés par la construction de la route P28 (N13). Ce sont des marnes pélagiques et pélites intercalées de lits gréso-calcareux et de

Le massif du Jbel Zemzem est affecté également par des failles normales tardives à fort pendage, décalant les failles à faible pendage. L’histoire du Jbel Zemzem peut être résumée comme suit : i) une première structuration dominée par le phénomène de charriage a amené la nappe numidienne à chevaucher la nappe des Beni Ider, puis ; ii) un plissement associé à des failles inverses (plis-failles en pop-up) a favorisé la création de reliefs importants, dépassant les altitudes du domaine interne ; iii) le glissement gravitaire du lambeau du Jbel Zemzem vers les zones internes interviendrait suite au collapse généralisé affectant la partie centrale de la chaîne du Rif et notamment la mer d’Alboran à partir du début du Miocène moyen.

Route : On fait demi-tour à Mdiq pour reprendre la route côtière vers le nord, en direction de Fnideq et Ceuta. On traverse le lambeau du Jbel Zemzem dans son extrémité orientale, ~1 km au nord du village touristique Restinga-Smir.

FIG. 5.8 : Affleurement de marnes gréseuses aquitaniennes du lambeau de Riffiene (Prédorsalien rétrocharrié) sur la route côtière (arrêt 5). FIG. 5.8 : Outcrop of the Aquitanian sandy marls of the Riffiene nappe (backthrust Predorsalian) along the coastal road (stop 5).

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décharges gréseuses grossières à dragées de quartz (cachet numidien). Un âge Aquitanien a été obtenu par nannoflore (Feinberg et al., 1990). Sur la carte géologique au 1/50 000, feuille Sebta (1985), ils sont attribués à la couverture oligomiocène des Ghomarides. Cependant, Feinberg et al. (1990) ont conclu qu’il s’agit d’un lambeau allochtone de Tertiaire prédorsalien, amené à l’est de la Dorsale par le même processus gravitaire que les flyschs du Jbel Zemzem, du fait que les faciès observés se distinguent des faciès autochtones (formations de Fnideq et de Sidi Abdeslam ; cf. arrêt 6) et se rapprochent de ceux du Prédorsalien (Ouazzani-Touhami & Chalouan, 1995). Cette série de Riffiene présente souvent des bancs renversés (Feinberg et al., 1990) ainsi qu’une succession complexe d’événements cassants (failles normales et inverses de faible ampleur).

Route : Continuer la route N13 vers le nord jusqu’à Fnideq, puis prendre à gauche la direction de Tanger par la N16 soit en traversant la ville, soit en suivant la côte jusqu’à la sortie de la ville et en tournant à gauche environ 2 km avant la frontière de Ceuta. La route N16 qui mène vers Ksar Seghir et Tanger (ancienne route secondaire S704) est en cours d’agrandissement sur 4 voies. Arrêt J5-6 : La couverture oligo-miocène des Ghomarides à Fnideq GPS : 35°51’45’’N, 05°21’26’’W

L’arrêt est situé dans la partie inférieure d’une portion de la route ancienne comportant deux virages serrés et qui a été court-circuitée par la voie nouvelle tracée plus à l’est (fig. 5.9). Les parements de la route (qui est ici en tran-

FIG. 5.9 : Extrait de la carte géologique au 1/50 000, feuille Sebta (1985), montrant la localisation des arrêts. Ghomarides (AK, Akaili): d, Dévonien ; h, Carbonifère inf. ; rt : Trias moyen ; gm : Oligo-Miocène. Sebtides supérieures (BM1, BM2, BA, TZ : Beni Mezala 1, 2, Boquete Anjera, Tizgarine) : dh, Dévono-Carbonifère ; r : Permien ; t1 : Trias inférieur ; t2 ? : Trias moyen-sup. (violet sombre : calcaires vermiculés ; violet clair : dolomies à Diplopores). Dorsale interne (J. Fahs): t-l1DG : Rhétien-Hettangien, dolomies grises ; bleu l2-3CB : Sinémurien, calcaire blanc massif ; Groupe du J. Moussa bleu très sombre : Lias inf., calcaire en dalles ; bleu moyen, l-jM : Lias moyen-Malm inf., calcaires marneux ; bleu clair, j-JM : Malm, radiolarites ; bleu-vert, j-nJM : Tithonique-Crétacé inf., marno-calcaires.

FIG. 5.9 : Extract from the geological map of Morocco 1/50000, sheet Sebta (1985), with location of the stops. Ghomarides (AK, Akaili) : d, Devonian ; h, Lower Carboniferous ; rt : middle Triassic ; gm : Oligocene-Miocene. Upper Sebtides (BM1, BM2, BA, TZ : Beni Mezala, Boquete Anjera, Tizgarine) : dh, Devonian-Carboniferous ; r : Permian ; t1 : Lower Triassic ; t2 ? : Middle-Late Triassic (dark purple : “calcaires vermiculés” ; light purple : Diplopores-bearing dolomites). Internal Dorsale (J. Fahs) : t-l1DG : Rhaetian-Hettangian, grey dolomites ; blue l2-3CB: Sinemurian, white massive limestones ; J. Moussa Group, deep dark blue : Lower Liassic, layered limestones ; blue, l-JM : Middle Liassic-lower Malm, marly limestones ; light blue, j-JM : Malm, radiolarites ; blue-green, j-nJM : Tithonian-Lower Cretaceous, limestone-marl alternation.

CIRCUIT C 8 : RIF CENTRAL ET OCCIDENTAL

chée et dirigée NNW-SSE) permettent d’observer une partie des terrains de la couverture post-nappe ghomarides, audessus de la nappe d’Aakaili. Le Paléozoïque de la nappe n’est visible que plus au nord, sur la nouvelle route. Les terrains de couverture visibles ici sont essentiellement des pélites écailleuses gréso-micacées de couleur noir bleuâtre (fig. 5.10A). Des failles normales de direction sub-équatoriale à pendage moyen à fort y déterminent des structures en gradins et des grabens métriques.Ces termes sont attribuables à la formation « oligo-miocène » de Fnideq, datée ici-même de l’Oligocène supérieur et Aquitanien (Feinberg et al., 1990). Un niveau de grès et pélites rouges à cachet de Trias moyen ghomaride (fig. 5.10B) semble représenter un remaniement grain par grain d’une source triasique proche. Un bloc arrondi de conglomérat à galets de quartz (fig. 5.10C) représente, soit un banc triaisque remanié, soit un banc de la série post-nappe elle-même, cannibalisé. Le Trias moyen lui-même (poudingues holoquartzeux discordants sur les schistes paléozoïques, grès psammitiques rouges à intercalations de basalte) est présent à la sortie nord de Fnideq, dans une zone aujourd’hui entièrement bâtie. XVIII- La couverture des Ghomarides

Dans la région entre Fnideq et Ceuta, les terrains oligomiocènes et les terrains triasiques généralement présents à leur base, occupent un synclinal NNE-SSW peu marqué au-

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dessus des schistes paléozoïques Aakaili (figs. 5.10D, 5.11). Cependant, les récents travaux routiers ont permis de découvrir, 200 m à l’est de notre arrêt (cf. fig. 5.9, astérisque), la présence d’un témoin des séries paléogènes connues ça et là dans les Ghomarides. Il s’agit de marnes verdâtres ou noires et de calcaires gréseux noirs riches en Ranikothalia et avec des Saudia labyrinthica Grimsdale indiquant le Paléocène supérieur (K. El Kadiri, inédit).

A une échelle plus large, il est important de rappeler que la série de couverture des Ghomarides, aussi lacunaire soit elle, comporte encore d’autres termes entre Tétouan et Ceuta. La série anté-nappe comporte de fortes épaisseurs de couches rouges continentales du Trias (cf. fig. 5.12), datées de l’Anisien-Ladinien (Baudelot et al., 1984) ou du Ladinien-Carnien (Diez et al., 2000). Des dolomies du Carnien se rencontrent par place, ainsi que des intercalations (sills ?) de basalte. Des formations calcaires du Lias évoquent le domaine proximal de la Dorsale interne, et sont suivies après une lacune très importante par des calcaires nummulitiques de l’Eocène moyen-supérieur (cf. vol. 1, fig. 19C). La Formation de Fnideq marque le début de la sédimentation dite « post-nappe » (par rapport à l’empilement des nappes ghomarides). La Formation de Sidi Abdeslam (à l’est de Tétouan, fig. 5.1) qui lui succède montre des niveaux marneux d’âge Aquitanien supérieur-Burdigalien basal, et des conglomérats où dominent les éléments ghomarides (Fein-

FIG. 5.10 : La couverture post-nappe des Ghomarides (Formation oligo-miocène de Fnideq).- A-C : Ancienne route Fnideq-Tleta Talghemt, en bas des virages (arrêt 6). Vue d’ensemble du parement SW (A) ; niveau rouge dans le parement SE (B) et détail d’un bloc conglomératique remanié (par cannibalisme ou depuis le Trias ?) dans les pélites écailleuses (C).- D : Discordance de l’Oligo-Miocène sur les écailles ghomarides (cliché ancien pris le long de la tranchée de la route de Ceuta avant son élargissement ; cf. Chalouan, 1986).

FIG. 5.10 : Post-nappe cover sequence of the Ghomaride nappes (Oligocene-Miocene Fnideq Formation). A-C : Fnideq-Tleta Talghemt ancient road before the curves (stop 6). Overall view of the SW bank (A), detail of a red level in the SE bank (B), and close up view of a conglomeratic block within the pelites (C), resedimented from the series itself (cannibalism) or from the underlying Triassic formations.

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FIG. 5.11 : Coupe schématique du Rif interne septentrional, d’après Chalouan & Michard (1990), modifié.

FIG. 5.11: Schematic cross-section of the northern Internal Rif, after Chalouan and Michard (1990), modified.

FIG. 5.12 : Panorama sur Ceuta et la péninsule du M. Hacho, pris depuis la nouvelle route de Ksar Sghir. Au premier plan, les pélites carbonifères de la nappe Aakaili. On devine la frontière de l’enclave sur le versant opposé de la vallée. FIG. 5.12 : View of Ceuta and the Monte Hacho peninsula, taken from the new road to Ksar Sghir. In the foreground : Carboniferous pelites of the Akaili nappe. Notice the Ceuta enclave border cutting across the opposite slope of the valley.

berg et al., 1990). La présence de Burdigalien inférieur est également documentée à Boujarrah, 2 km au nord de Tétouan, sur la nappe Beni Hozmar (Maâté et al., 1995). Cependant, dans les équivalents bétiques (Fm. Viñuela), on observe des galets de gneiss et micaschistes à grenat et de péridotites, soit exactement sous les faciès connus dans les massifs des Beni Bousera et Alpujarras : on a donc affaire à des dépôts succédant immédiatement à l’exhumation des Alpujarrides-Sebtides inférieures vers 20-19 Ma.

Route : On rejoint la nouvelle route et entame la montée vers l’ouest, en laissant à droite une route secondaire qui mène à la douane de Ceuta. L’entaille de la route fait affleurer le Carbonifère inférieur de la nappe Aakaïli. Il consiste en grauwackes et pélites de couleur sombre, à plissement hercynien modéré (débit schisteux absent des couches triasiques et postérieures), avec une reprise alpine en rapport avec la déformation d’ensemble du domaine d’Alboran (fig. 5.12).La route monte en forte pente suivant une ligne de crête, permettant de découvrir un panorama sur Ceuta et le cap du Monte Hacho vers le NE (fig. 5.12). On passe une antenne hertzienne. On dépasse un petit col et on s’arrête dans des schistes « couleur de fumée ».

Arrêt J5-7 : Les Beni Mezala ; métapélites HP-BT des Sebtides supérieures GPS : 35°52’18’’N ; 05°23’12’’W ; alt. 310 m L’arrêt se situe près de l’axe de l’anticlinal de nappes des Beni Mezala qui fait affleurer les unités Federico (Sebtides supérieures) sous les Ghomarides (figs. 5.9, 5.11). Les unités Federico sont au nombre de quatre, nommées de bas en haut, Beni Mezala (BM)1, BM2, Boquete Anjera et Tizgarine, cette dernière étant strictement équivalente à celle rencontrée dans la région de l’oued Laou et de l’antiforme Beni Bousera (journée J4). Notre arrêt se localise dans la charnière antiforme de l’unité BM2 et donne une vue panoramique sur les autres unités (fig. 5.13). La série stratigraphique des unités Federico (série que l’on voit se répéter du fait de la superposition des écailles ou duplex BM1, BM2 etc.) comporte des pélites rouges ou violacées attribuées au Permien, des quartzites attribuées au Trias inférieur et des calcaires dolomitiques localement datés du Trias moyen par la présence de Dasycladacées du genre Gyroporella (cf. vol. 1, fig. 19D). Dans l’unité supérieure (Tizgarine), des grauwackes permo-carbonifères sont présentes sous les pélites rouges. L’axe du pli post-nappe est

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FIG. 5.13 : Panorama sur la retombée NW de l’antiforme Beni Mezala depuis le col de la nouvelle route (arrêt 7). P-T : Permien phylladique et Trias inférieur quartzitique ; Td : Trias moyen dolomitique ; LC : Lias calcaire (Dorsale interne, DI). D’après Chalouan et al., 2008, modifié. FIG. 5.13 : View of the NW flank of the Beni Mezala antiform from the road pass (stop 7). P-T : Permian phyllite and Lower Triassic quartzites; Td : Middle Triassic dolomites ; LC : Liassic limestones (Internal Dorsale, DI). After Chalouan et al., 2008, modified.

orienté NNE et présente un plongement axial vers le sud, de sorte que les unités tectoniques les plus profondes affleurent au nord (fig. 5.9). Le pli est dissymétrique, déversé à l’est (rétrodéversement): les unités Federico sont plus larges et plus complètes sur le flanc ouest du pli, plus minces, lacuneuses et souvent absentes sur son flanc oriental. Dans la partie tout à fait septentrionale et au cœur de l’anticlinal affleurent, sous l’unité BM1, des micaschistes noirs à grenat (micaschistes de Benzou), équivalent probable des micaschistes du Filali (Bouybaouène, 1993). L’anticlinal Beni Mezala est coupé obliquement au NW par l’accident N45 dextre du J. Fahs (Fahies) qui le met en contact direct avec un élément de la Dorsale Calcaire (anticlinal du Jbel Fahs) puis, au-delà de la terminaison nord de cet élément lenticulaire, avec le Prédorsalien de Belyounich (Beliounis), enveloppe des massifs triasico-liasiques du Jbel Moussa-Ras Leona (cf. arrêt 9). XIX- Métamorphisme et structure des Beni Mezala

Les unités des Beni Mezala portent l’empreinte d’un métamorphisme alpin particulièrement visible dans l’unité inférieure (fig. 5.14). La recristallisation des oxydes de fer change la teinte des métapélites permiennes d’une unité à l’autre ; elles sont rouges dans l’unité supérieure (Tizgarine), rose-violacé dans l’unité médiane (Boquete Anjera), couleur de fumée dans les unités profondes (Beni Mezala 2 et 1). Les associations minérales des métapélites (figs. 5.15, 5.16) ont permis un calibrage assez précis des conditions de métamorphisme (Bouybaouene, 1993 ; Bouybaouene et al., 1995) : elles varient, par sauts successifs, de ca. 3 kbar, 250°C dans l’unité supérieure Tz à ca. 16 kbar, 550°C dans l’unité inférieure BM1. La présence de la carpholite magnésienne dans l’unité BM2 (faciès schiste

bleu) et celle de l’association talc-disthène dans l’unité BM1 (faciès éclogite) caractérisent un gradient HP-BT, typique d’une zone de subduction. L’exhumation des unités s’est accompagnée de recristallisations rétrogrades (trémolite, phlogopite, chlorite etc.), grosso modo contemporaines du plissement des unités en antiforme post-nappe et de l’acquisition d’une linéation d’étirement NNE, avec critères de cisaillement du haut vers le nord (fig. 5.15). Deux phases principales de déformation sont ainsi mises en évidence :

• Une phase de déformation matérialisée par des plis isoclinaux à axe N-S (rarement visible à l’affleurement), associés à une foliation et à une linéation d’étirement N-S à N20, visibles surtout dans les quartzites. Les flancs des plis de cette phase sont fortement étirés le long de plans de cisaillement. Les calcaires lités du Trias supérieur sont affectés par des plis d’axe N50-60, déversés ou couchés vers le SE ; • Une phase de déformation ayant donné un plissement marqué par une schistosité crénulante subverticale orientée N20-30, et une linéation de crénulation visible sur les plans de foliation. Ces deux microstructures affectent de façon systématique les trois unités principales de Federico.

Route : On poursuit la route vers l’WNW, en traversant le flanc ouest de l’anticlinal des Beni Mezala. On verra successivement les schistes couleur de fumée des Beni Mezala 1 et 2 qui occupent le cœur de l’anticlinal ; les dolomies massives du Trias moyen-supérieur des Beni Mezala 2 (J. Chemdir) ; au col juste après ces dolomies, un affleurement très réduit de schistes violacés de l’unité de Bouquete de Anjera ; et enfin, des phyllades gris-jaune pa-

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FIG. 5.14 : Les métapélites « couleur de fumée » de l’unité Beni Mezala BM1.- A : Affleurement montrant les nombreuses veines de quartz synmétamorphiques.- B : Disthène en cristaux géodiques palmés à l’intérieur d’une veine de quartz synmétamorphique (clichés M. Bouybaouene). FIG. 5.14: The « smoke-colored » metapelites of the Beni Mezala unit BM1.- A : Outcrop showing numerous synmetamorphic quartz veins.- B : Geodic kyanite crystals within a synmetamorphic quartz vein (photos M. Bouybaouene).

FIG. 5.15 : Conditions P-T du métamorphisme alpin dans les métapélites permo-triasiques de l’antiforme Beni Mezala (Sebtides supérieures).A : Carte de localisation montrant l’orientation des critères cinématiques tardi-métamorphiques relevés dans les diverses nappes (Bouybaouene, 1993 ; Zaghloul, 1994).- B : Associations minérales et conditions P-T estimées (Bouybaouene, 1993 ; Michard et al., 1997).

FIG. 5.15 : P-T conditions of the Alpine recrystallizations within the Permian-Triassic metapelites of the Beni Mezala antiform (upper Sebtides).A : Location map showing the trend of the late-metamorphic kinematic markers from the varied nappes (Bouybaouene, 1993 ; Zaghloul, 1994).B : Mineral associations and estimated P-T conditions (Bouybaouene, 1993 ; Michard et al., 1997).

léozoïques de l’unité de Tizgarine surmontés des grès rouge lie-de-vin du Permien de cette unité. La route tourne progressivement vers le SW. Arrêt J5-8 : Permien rouge lie-de-vin de l’unité de Tizgarine GPS : 35°52’36’’N ; 05°24’26’’W ; alt. 370 m

L’arrêt est situé juste après la bifurcation qui mène au village de Beliyounech (Beni Younes, Beliounis). Le Permien (« Permo-Trias » des anciens auteurs) est formé de pélites et grès rouge lie-de-vin et de lentilles de conglomérats où dominent les galets de quartz blanc. Cette formation est traversée par une faille NE-SW à fort pendage, montrant sur quelques miroirs des stries et tectoglyphes indiquant un jeu décrochant dextre. C’est probablement une réplique

de la grande faille dextre du J. Fahiès qui passe 1 km au NW de notre arrêt (fig. 5.17). Cet accident majeur contribue à la torsion de l’Arc de Gibraltar. Il se présente comme une rampe latérale du charriage des Zones internes, conjuguée de celle de Jebha (fig. 1.2A).

Route : La route sinue en direction générale SW sur environ 3 km, en recoupant les grès-quartzites de l’unité de Tizgarine, puis les nappes ghomarides (Aakaili et Koudiat Tizian, séparées l’une de l’autre par une bande triasique (Trias moyen rouge, à distinguer du Permien des Sebtides !). On dépasse la bifurcation de Tleta Talrhremt. (Noter que cette route permet d’accéder aux petits affleurements de calcaires à alvéolines d’âge Eocène, notés sur la coupe schématique fig. 5.11). Continuant sur la route côtière N16, on traverse les formations détritiques rouges

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FIG. 5.16 : Micrographie des métapélites des unités Beni Mezala (clichés M. Bouybaouene).- 1 à 3 : unité BM 1 ; 4 : unité BM 2 ; 5 : unité Boquete Anjera ; 6 : unité de Tizgarine.- Car : carpholite magnésienne (baguettes) ; Chl : chlorite ; Cook : cookeite ; Ctd : chloritoïde ; Ky : disthène ; Phe : phengite ; Qz : quartz ; Sm-pyr: symplectite à pyrophyllite ; Sud : sudoïte ; Tc : talc.

FIG. 5.16 : Micrography of the Beni Mezala metapelites (photos Bouybaouene).- 1-3 : BM 1 unit ; 4 : BM 2 unit ; 5 : Boquete Anjera unit ; 6 : Tizgarine unit.- Car : magnesian carpholite (needles) ; Chl : chlorite ; Cook : cookeite ; Ctd : chloritoid ; Ky : disthene ; Phe : phengite ; Qz : quartz ; Sm-pyr : symplectite with pyrophyllite ; Sud : sudoite ; Tc : talc.

FIG. 5.17 : Carte géologique du Groupe du J. Moussa et des unités voisines (arrêts 8 et 9). Extrait de la carte géologique du Maroc au 1/50 000, feuille Sebta (1985). Légende : voir fig. 9, avec Nappes des Flyschs : n4-6TS : « Néocomien »-Albien Tisiren ; c1-6BI : Crétacé supérieur Beni Ider ; e1-6BI: Paléocène-Eocène Beni Ider ; gBI : Oligocène Beni Ider ; (g)N : grès numidiens. Unité de Tanger interne (Intrarif) : c2-6TI : Crétacé supérieur.

FIG. 5.17 : Geological map of the J. Moussa Group and neighbouring units (Stops 8 and 9), extract from the geological map of Morocco scale 1/50 000, Sebta sheet (1985). Legend : see fig. 9, with : Flysch nappes : n4-6TS : “Neocomian”-Albian, Tisiren ; c1-6BI: Upper Cretaceous, Beni Ider nappe ; e1-6BI : Paleocene-Eocene, Beni Ider ; gBI : Oligocene, Beni Ider; (g)N : Numidian sandstones. Internal Tangier unit (Intrarif) : c2-6TI : Upper Cretaceous.

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du Trias de la nappe ghomaride Koudiat Tiziane. Après le village d’Aïn Dchicha, on recoupe la Dorsale calcaire qui est ici extrêmement amincie, boudinée par le jeu des failles de l’accident du J. Fahies (Fahs), et se résume essentiellement à un massif de dolomie bréchifiée (Trias supérieur) à l’extrémité SW de ce massif (fig. 5.17). Arrêt J5-9 : Accident du J. Fahs, Groupe du J. Moussa et Détroit de Gibraltar GPS : 35°52’46’’N ; 05°27’39’’W ; alt. 215 m

On s’arrête environ 1500 m après avoir franchi la dolomie dorsalienne fracturée. Grâce à la vallée de l’oued Marsa, la vue s’ouvre au nord sur le Détroit et le Rocher de Gibraltar, et au NE sur les masses calcaires du Groupe du Jebel Moussa (Musa) et du J. Fahs ou Fahies (fig. 5.18). Le J. Moussa et le Rocher de Gibraltar (J. Tariq en arabe) sont les deux « colonnes d’Hercule » qui balisent le Détroit, distantes l’une de l’autre de 25 km. XX- Le Détroit et la crise messinienne

L’ouverture du Détroit date du Pliocène. Elle succède à la crise messinienne qui a vu les communications entre Atlantique et Méditerranée (jusque là assurées par les corridors sud-rifain et nord-bétique) se fermer du fait de la tectonique miocène (voir encadré V). Pendant que le niveau de la Méditerranée baissait et qu’augmentait sa salinité, le barrage contre l’Atlantique était fait par le bourrelet du prisme d’accrétion des flyschs, aujourd’hui encore la zone la moins profonde du Détroit. L’érosion remontante des canyons messiniens (Loget et Van Den Dries-

sche, 2006), combiné à l’écroulement progressif du prisme d’accrétion vers le golfe de Cadix, finit par déterminer la rupture du barrage et la pénétration de plus en plus rapide des eaux atlantiques dans le bassin méditerranéen. Les paléo-canyons comme ceux de Tétouan ou de oued Laou se remplirent alors de vases pliocènes.

Le J. Fahs ou Fahies appartient à la Dorsale calcaire (faciès proximaux ou internes), « boudinée » le long de l’accident dextre décrit plus haut. Il est structuré en un anticlinal pincé allongé N30, dont le cœur est occupé par les dolomies grises du Trias supérieur et les flancs par les calcaires blancs du Lias, puis par une série pélagique du Jurassique. Le Jbel Fahs est séparé des blocs carbonatés du Groupe de Jbel Moussa par un col où passe une étroite bande de flyschs prédorsalien et maurétanien (Beni Ider et Tisiren bien identifiés au sud du col), soulignant la branche NW de l’accident du J. Fahs. Le Groupe de Jbel Moussa est représenté par trois blocs principaux, ceux du Jbel Moussa, de Ras Leona (caché à la vue depuis notre arrêt) et du Jbel Juima (Jouimâa). Leurs particularités stratigraphiques communes qui les différencient de la Dorsale sensu stricto les ont fait regrouper sous le nom de « Tariquides » (Didon et al., 1973 ; Durand-Delga et al., 2005). XXI- Les Tariquides

Les particularités stratigraphiques des blocs du Groupe du Moussa et de leurs équivalents du Rocher de Gibraltar sont à la base de la définition du domaine « tariquide », envisagé comme une ride paléogéographique dans le do-

FIG. 5.18 : Panorama sur le Groupe du J. Moussa depuis l’arrêt 9 (A) et interprétation géologique (B). FIG. 5.18 : View of the J. Moussa Group from stop 9 (A) and geological interpretation (B).

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maine prédorsalien (Durand-Delga et al., 2005). Les blocs du Moussa sont constitués principalement de dolomies du Trias supérieur et de calcaires blancs massifs du Lias inférieur (Carixien inclus). Ces termes de plateforme peu profonde (analogues à celle de la Dorsale interne) sont suivis, après émersion et karstification des calcaires massifs, par des termes pélagiques d’âge Lias moyen à Crétacé supérieur (analogues à ceux de la Dorsale externe), très minces et comportant de nombreuses lacunes soulignées par des hard-grounds (El Kadiri et al., 1990). On y trouve i) des faciès ammonitico-rosso, radiolarites et calcaires à filaments du Lias moyen-supérieur et Dogger inférieur ; ii) des radiolarites du Dogger-Malm ; iii) des calcaires à Aptychus du Tithonique supérieur-Berriasien, et iv) des marnes rouges du Crétacé supérieur-Eocène.

Le J. Moussa est en position sub-verticale comme le J. Fahs, celui du Ras Leona-Jumia est renversé vers le SE (effet du rétrodéversement également visible sur le J. Fahs). Ils sont séparés l’un de l’autre, et séparés de la Dorsale par des grès jaunes et pélites brun tabac de l’Aquitanien-Burdigalien inférieur. Ces termes oligo-miocènes rattachés à la couverture discordante des blocs mésozoïques sont semblables à ceux connus dans la Dorsale (cf. fig. 5.11), mais ici désignés comme Prédorsalien. L’ensemble Dorsale + Tariquide + Prédorsalien est charrié au NW sur des argilites du Crétacé supérieur attribuées, soit à l’unité de Tanger interne, soit aux flyschs massyliens de type Melloussa (Durand-Delga et al., 2005).

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Route : Reprenant la route vers Ksar Seghir (Ksar EsSrhir), on traverse d’abord, en descendant vers la côte, une épaisse série de turbidites gréseuses et gréso-pélitiques très déformées, d’âge Crétacé inférieur. Elles appartiennent au vaste lambeau de la nappe maurétanienne du Tisirène qui va de l’oued Marsa à la Punta Cires (fig. 5.19). On atteint la côte au niveau du port Tanger-Med, installé au sud de la Punta Cires (dernières phases de construction en 2010). Les travaux du port, de la voie ferrée et de l’autoroute d’accès A4 ne permettent pas d’observer le chevauchement du flysch crétacé (Tisiren) sur le flysch oligocène (Beni Ider), par l’intermédiaire d’une semelle de calciturbidites du Crétacé supérieur. La tectonique des flyschs de ce domaine peut se comprendre comme une tectonique de compression dans le prisme d’accrétion au devant de l’arc des Zones internes, à laquelle a succédé une tectonique d’écroulement gravitaire vers l’extérieur de l’arc. Cette évolution tectonique est également observée dans la branche nord de l’arc de Gibraltar (Lujan et al., 2005). On longe ensuite la côte en roulant sur des turbidites pélitiques et gréso-pélitiques : c’est le flysch gréso-micacé des Beni Ider, d’âge Oligocène à Miocène inférieur (AquitanienBurdigalien inf.). Après un parcours de 13 km environ, on atteint la ville de Ksar Seghir, adossée à un lambeau de la nappe du Tisirene. Une fois passé la ville et l’oued du même nom, la route de Tanger s’élève vers le nord sur le cap qui protège le petit port.

FIG. 5.19 : Structure des flyschs maurétaniens de la Punta Dalia-Punta Cires, carte (A) et coupe (B) d’après Chalouan et al. (2006). FIG. 5.19 : Structural setting of the Mauretanian flyschs of Punta Dalia-Punta Cires, map (A) and cross- section (B), after Chalouan et al. (2006).

Arrêt J5-10 : Figures de base dans les turbidites du Tisirene à Ksar Seghir GPS : 35°50’56’’N ; 05°33’59’’W L’arrêt est situé sur le cap de Ksar Seghir, audelà du grand virage vers l’ouest, et offre une vue sur le port de Tanger Med 3. Les grès du Crétacé inférieur de la nappe du Tisirene montrent un pendage de 60-70° vers l’WNWen série inverse, de sorte que les bases de banc, bien dégagées, laissent apparaître des figures de courants de type «flute cast» (fig. 5.20A) et «groove cast». Le flysch du Tisirene forme un lambeau chevauchant le flysch Beni Ider luimême, révélant ainsi l’importance de la déformation interne des nappes de flyschs, avec une vergence vers l’ouest. C’est la tectonique du prisme d’accrétion au front de l’arc d’Alboran, d’abord en compression, puis en extension. Route : Une fois sorti du petit lambeau de flysch crétacé, on roule sur le flysch tertiaire des Beni Ider. A 7 km à l’ouest de Ksar Seghir, on passe près d’une station de transformation électrique correspondant à l’arrivée d’un cable sous-marin venant d’Espagne. La route quitte

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FIG. 5.20 : Flyschs maurétaniens du Tangérois.- A : Figures de courant dans le flysch crétacé du Tisiren à Ksar Sghir (pendage 65°WSW inverse).- B : Alternance de bancs de grès micacés jaunâtres et d’interbancs marneux et/ou pélitiques dans le flysch tertiaire Beni Ider à Ferdioua.

FIG. 5.20 : Mauretanian Flyschs of the Tangier region.- A : Flute casts in the Cretaceous Tisiren Flysch at Ksar Sghir (inverted dip 65°WSW; compass for scale).- B : Beni Ider Tertiary Flysch at Ferdioua showing an alternation of yellowish, mica-rich sandstones, and pelitic marly layers (pencil for scale).

la côte et prend de l’altitude sur les formations gréso-pélitiques des Beni Ider. On s’arrête sur un point haut de cette colline, donnant une bonne vision sur le sud. Arrêt J5-11 : Fardioua ; panorama sur les nappes de flyschs GPS : 35°49’30’’N, 05° 37’55’’W, alt. 150 m

Sur le bord de la route, on peut observer le flysch gréso-micacé d’âge Oligocène-Burdigalien inférieur de la nappe des Beni Ider (fig. 5.20B). La série est déformée par des plis ouverts d’axe NW-SE (fig. 5.21). Vers le sud, on domine un panorama montrant, de gauche à droite (de l’est vers l’ouest) :


Les hauts reliefs lointains appartenant aux grès crétacés de la nappe du Tisirène, les uns à l’endroit, les autres à l’envers, flottant sur le gréso-micacé d’âge tertiaire de la nappe des Béni Ider (collines basses aux terrains tendres cultivables) ;
Les parties centrales et occidentales du panorama sont occupées par des reliefs moyens et crêtes éparpillées appartenant à la nappe massylienne de Melloussa. Cette nappe apparaît en dessous de la nappe des Béni Ider. Elle est aussi localement recouverte par des lambeaux de la nappe du Tisirène. La série de Melloussa, presque entièrement à l’envers, est formée d’abord de pélites faiblement métamorphiques du Crétacé inférieur, armées de barres quartzitiques (crêtes dans le paysage). Des pélites légèrement métamorphiques du Crétacé moyen-supérieur complètent la série ;
La nappe de Talaa Lakraa apparaît à l’extrémité sud du paysage, flottant à la fois sur la nappe de Melloussa et la nappe des Béni Ider. Cette nappe est caractérisée par des faciès intermédiaires entre Beni Ider et Numidien. On suppose qu’elle correspond à une partie du bassin oligomiocène intermédiaire entre la partie nord, où se déposait le flysch Beni Ider, tributaire des apports venant du domaine d’Alboran, et la partie sud, où se déposaient les

grès numidiens, tributaires des apports africains.

Route : On redescend jusqu’à la côte, près d’un des débouchés possibles du tunnel ferroviaire sous le détroit (le débouché alternatif étant situé 5 km plus à l’ouest à vol d’oiseau). La route remonte et serpente ensuite sur un vaste lambeau de la nappe de Talaa Lakraa. Vus de haut, les bancs de grès de type numidien marquent admirablement le plissement qui affecte ce flysch oligo-miocène (fig. 5.22). Environ 6 km au-delà, on arrive au cap Malabata. Un crochet vers le phare peut permettre d’admirer le panorama sur la baie de Tanger. Puis on rejoindra Tanger en une quinzaine de kilomètres au travers de zones de plus en plus aménagées pour le tourisme et urbanisées. XXII- Le projet de liaison fixe entre Maroc et Espagne

L’idée de creuser un tunnel sous le détroit de Gibraltar a déjà donné lieu à des études approfondies. Il s’agirait d’un tunnel ferroviaire. Le tunnel serait construit entre le cap Malabata et la région de Tarifa. La première idée de choisir l'endroit le plus étroit du détroit est abandonnée à cause des 900 m de profondeur atteints à cet endroit. Les dernières études géologiques menées laissent penser que le profil de tracé retenu serait à une profondeur maximale de 400 m (dont 300 m de hauteur d'eau) afin d'éviter les sables et les brèches qui remplissent deux paléo-vallées (surcreusées sans doute lors de la crise messinienne). Les études géologiques ont révélé fin 2008 la présence de deux zones argileuses qui compromettent la faisabilité du tunnel. Il a été proposé de forer une galerie de reconnaissance depuis la côte marocaine pour vérifier la nature exacte de ces zones argileuses, ce qui coûterait déjà un milliard d’euros et prendrait huit ans. Ce tunnel serait le plus profond du monde. Il serait creusé dans une zone instable sismiquement, et sa rentabilité sera moins certaine après l’ouverture du nouveau port de Tanger-Med. A ce jour, le financement de ce tunnel n’est pas mis en place.

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FIG. 5.21 : Coupe d’ensemble du domaine des Flyschs maghrébins entre la Dorsale et le Tangérois, d’après Chalouan et al. (2006).

FIG. 5.21 : Cross-section of the Maghrebian Flysch Domain between the Dorsale Calcaire and the Tangier area, after Chalouan et al. (2006).

FIG. 5.22 : Plis du flysch à faciès mixte de Talla Lakra (Oligo-Miocène), vus du ciel (image Google Earth). FIG. 5.22 : Folds in the Talla Lakra mixed-facies flysch (Oligocen-Miocene) in aerial view (Google-Earth satellite image).

« Tingis » succéda à Volubilis comme capitale de la Maurétanie tingitane à la fin du 3ème siècle. Elle fut le tremplin de la conquête de l’Espagne par l’émir berbère Tariq. Prise par les Portugais en 1471, la voici anglaise au 17ème siècle par suite d’une alliance royale, jusqu’à ce que, assiégée par Moulay Ismaïl, elle repasse aux mains du sultan en 1681. De par sa position, la ville fut ensuite une importante place commerciale et un lieu de contact privilégié entre l’Europe et le Maroc. Elle fut dotée d’un statut international en 1923, statut qui contribua singulièrement à sa réputation sulfureuse, aujourd’hui dépassée. C’est le port du Maroc le plus important quant au trafic de voyageurs, et la ville est appelée à un développement considérable avec l’ouverture du nouveau port de Tanger-Med.

J6 : Tanger-Rabat via Asilah (280 km)

Itinéraire et thèmes (fig. 6.1) : Flysch silicoclastique du Numidien de la Montagne de Tanger. Messinien et Pliocène post-nappe de Charf El-Akab. Flysch silicoclastique externe d’âge Oligocène supérieur-Burdigalien : les Grès d’Asilah (équivalent latéral du Numidien). Le front de la nappe du Habt (Intrarif) à Khmis Sahel. Ruines romaines de Lixus.

Route and themes (fig. 6.1) : Numidian siliciclastic flysch in the Tangiers Mountain. Messinian and Pliocene postnappe séquence at Charf el-Aqab. Late Oligocene-Burdigalian Asilah turbidites : a lateral equivalent to the Numidian Flysch. Khmis Sahel thrust front of the Intrarif Habt nappe. Roman ruins at Lixus. Route : Rejoindre le port et prendre la nouvelle route qui longe la mer vers l’ouest. Arrêt J6-1 : Turbidites numidiennes de Tanger à Merkala GPS : 35°47’37’’N ; 05°50’03’’W

S’arrêter à la plage Merkala (Mar Cala), 3 km à l’ouest du port de Tanger-ville. Les observations se font le long du sentier qui longe les falaises au pied de la Montagne de Tanger, à l’ouest de la plage (suivre le sentier sur environ 200 m). Les bancs sont inclinés de 30° vers le SE. Il s’agit de turbidites en bancs d’épaisseur très variable (fig. 6.2) avec de gros bancs ravinant les séries finement litées, des figures de stratification convolute (expulsion de l’eau pendant le tassement), des lobes de charge, des galets divers, surtout quartzeux, à la base des bancs les plus épais. On observe aussi quelques dykes sableux (filons neptuniens)

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NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC - VOLUME 5

FIG. 6.1 : Trajet de la journée J6 (partie nord) reporté sur la carte géologique du Maroc au 1/1 000 000. Légende des couleurs et symboles : voir Annexe 1 en fin de volume. FIG. 6.1 : J6 route (northern part) plotted on the Geological map of Morocco scale 1/1 000 000. Legend : see Appendix 1 at the end of this volume.

d’épaisseur centimétrique, déformés par le glissement couche à couche des bancs qu’ils recoupent. Les falaises à l’est de la plage montrent des masses très épaisses de grès sans stratification visible (fig. 6.2A). Le long de la route du port, on note aussi des niveaux disloqués traduisant des glissements gravitaires synsédimentaires (fig. 6.2D). XXIII- Le Numidien

Le flysch numidien est connu sous un faciès remarquablement constant de Sicile jusqu’à Tanger, et dans le Campo de Gibraltar (Grès de l’Aljibe) de l’autre côté du Détroit. Son âge est Oligocène terminal–Aquitanien, datation obtenue localement par les foraminifères pélagiques et les nannoflores des interbancs, mais surtout par encadrement (Durand Delga & Didon, 1984a, b ; Durand Delga et al., 1985 ; compilation stratigraphique à l’échelle bético-maghrébine par Hoyez, 1989). A sa base, on reconnaît des argilites versicolores dites sous-numidiennes, d’âge Eocène supérieur-Oligocène inférieur. Dans leur moitié supérieure, ces argilites sont souvent riches en Tubotomaculum (terriers de crustacés épigénisés en oxydes de fer et manganèse), alors que leur moitié inférieure, débutant dans le Lutétien supérieur, est armée de bancs de calcarénites glauconieuses à nummulites et/ou de bancs de grès mouchetés. L’origine des apports détritiques du Numidien a été beaucoup discutée. Leur nature essentiellement quartzeuse et

FIG. 6.2 : Les fluxo-turbidites du Numidien de Tanger à la plage de Merkala (Mar Cala, A-C) et 500 m plus à l’est, sur la route d’accès entre le port et la plage (D).A : Alternance de masses gréseuses très épaisses (a, c) et de séquences argilo-gréseuses encadrant un banc gréseux (b) à base irrégulière (étoile).- B : Vue rapprochée des strates turbiditiques ; dans une série de couches argilo-gréseuses fines (a, c) s’intercalent des bancs gréseux épais (b, d) plus ou moins lenticulaires (étoile), dérivant de coulées chenalisées dont la base est souvent conglomératique.- C : Détail du contact entre ces deux types de faciès, avec déformation du litage argilo-sableux des couches inférieures (a) sous la charge de la turbidite massive superposée (b).D : La présence des couches disloquées (a) avec pli de slumping (étoile) dans cette séquence, sous les turbidites fines (b) ou grossières (c), confirme l’importance des pentes sous-marines dans le bassin numidien. FIG. 6.2 : Turbidites of the Numidian of Tangier at Merkala beach (A-C) and 500 m further east (D).- Alternation of thick-bedded sandstones (a, c) and sandy-clayey sequences with intercalated coarse layer (b) with irregular base (star).- B : Closer view of the turbidite strata ; thin layers of argillaceous-sandy turbidites (a, c) are intercalated with coarse sandy turbidites (b, d), more or less lenticular (star), the base of which is often conglomeratic.- C : Detail of the contact between thin-bedded turbidites (a) and coarse, massive turbidite (b), with synsedimentary deformation of the lower beds (star).- D : In this sequence, the disrupted layers (a) with slump folds (star)beneath the fine and coarse turbidite layers (b, c, respectively) point to occurrence of strong slopes in the corresponding Numidian basin.

leur caractère mature suggèrent un ou plusieurs remaniements successifs. Ils pourraient correspondre au remaniement des dépôts gréseux jurassico-crétacés du domaine atlasique et saharien, eux-mêmes nourris du remaniement des grès cambro-ordoviciens. Route : Rejoindre la route du Cap Spartel, qui traverse la Montagne de Tanger en serpentant dans la forêt entre les villas princières et les palais. Toute la montagne est constituée par un lambeau de nappe numidienne qui flotte sur

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l’unité de Tanger ou la nappe de Melloussa – sa base stratigraphique originelle (le Crétacé de la nappe de Melloussa et le Tertiaire de la nappe numidienne correspondant au remplissage du bassin massylien).

bancs amalgamés de grès holoquartzeux à patine ocre. Route : La route côtière descend jusqu’au niveau d’une terrasse marine de 25 m d’altitude et longe la côte dans une zone balnéaire très fréquentée à la saison.

S’arrêter au parking où arrive le chemin du phare, juste avant un virage en épingle à cheveux. On est face à l’océan, 50 m au-dessus du rivage. Le Numidien montre ici des turbidites amalgamées constituant des barres de 25 m d’épaisseur (fig. 6.3). Leur orientation est ENE-WSW, avec un pendage vertical. De fait, le massif du Cap Spartel est affecté par des plis serrés, dissymétriques, orientés N50 à N80 (fig. 6.4). Ces plis sont tronqués à leur base par le contact de chevauchement sur la nappe de Melloussa, comme cela a été observé dans le J. Soukna (journée J4, arrêt 1).

GPS : 35°45’36’’N ; 05°56’18’’W

Arrêt J6-2 : Numidien du Cap Spartel GPS : 35°47’26’’N ; 05°55’44’’W

En contrebas du parking, le rivage (accès par des sentiers depuis l’extrémité nord du parking) permet des observations analogues à celles faites à l’arrêt 1, à ceci près que les interbancs argileux sont moins développés. En bord de route, on peut observer des blocs comportant plusieurs

FIG. 6.3 : Le Numidien au cap Spartel (arrêt 2). Séquence de turbidites amalgamées épaisse de ~50 m, redressée à la verticale par un pli d’axe ENE.

FIG. 6.3 : The Numidian at Cape Spartel (stop 2). Amalgamated turbidites, about 50 m in thickness, verticalized by an ENE-trending fold.

Arrêt J6-3 : Calcarénites pléistocènes des Grottes d’Hercule (cap Achakar)

S’arrêter au parking des « Grottes d’Hercule ». C’est un arrêt touristique très couru, mais qui a aussi un intérêt géologique. La fameuse grotte correspond à une cavité karstique ouverte dans des calcarénites pléistocènes très fréquentes tout le long de la côte atlantique du Maroc. Ce type de calcarénite correspond à des dépôts dunaires littoraux, faites de sables riches en débris coquillers et dont la cimentation carbonatée est relativement rapide. Elles sont largement exploitées dans les carrières proches des villes de Rabat et Casablanca. Compte-tenu de l’altitude du sommet de ces calcarénites (25 m) et par comparaison avec l’étagement des terrasses à Casablanca, il s’agirait ici des dunes du Pléistocène moyen (Harounien, ~0,3 Ma ; cf. Plaziat et al., 2008). Route : Quittant la route côtière, on roule perpendiculairement à la côte pendant ~7 km pour rejoindre la route N1 à double voie, où on prend la direction du sud (vers Larache, Rabat). Après 1 km, la route rejoint une voie rapide à 2 x 2 voies (conduisant vers l’autoroute A1) que l’on suit sur environ 7 km. Un rond-point à 600 m au NE du péage autoroutier permet de tourner à gauche sur la route secondaire P4603 vers Had El Gharbia. Cette route tourne bientôt vers le sud, enjambe l’autoroute de Tanger-Med (A4), puis pique sur la butte de Charf Al Akab. On longe la butte par l’est sur 1,2 km. Arrêt J6-4 : Les formations post-nappes de Charf Al-Akab GPS : 35°38’37’’N ; 05°55’07’’W

Après avoir dépassé la cimenterie, emprunter brièvement à droite la piste des carrières. On observe des roches relativement résistantes, des calcarénites, perchées sur des ter-

FIG. 6.4 : Coupe N-S à travers le massif numidien du cap Spartel, d’après Chalouan et al. (Rapport SNED, inédit). Noter le système de plis d’axe ENE et les failles directionnelles inverses et normales (écroulement gravitaire vers le Détroit ?). FIG. 6.4 : N-S cross-section of the Numidian massif of Cape Spartel after Chalouan et al. (SNED Report, unpub.). Notice the system of Etrending folds and associated longitudinal faults (gravity-driven collapse toward the Strait of Gibraltar?)

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rains tendres, argileux, en contrebas (fig. 6.5). Ce sont des formations post-nappes, disposées dans un synclinal de plus de 300 m de creux, remplie de marnes gréseuses et de biocalcarénites à bryozoaires et mollusques du Tortonien supérieur- Messinien et de sables du Pliocène. Les biocalcarénites du Tortonien supérieur sont transgressives sur les turbidites gréseuses du Miocène inférieur du Prérif interne, ainsi que sur les marnes à silex du Paléocène-Eocène inférieur de l'unité de Tanger externe. On a affaire à un équivalent occidental des synclinaux post-nappes du Rif central (cf. Taounate, journée J2).

Les biocalcarénites, fracturées et donc doublement poreuses et perméables (perméabilité intergranulaire et de fracture) reposent sur des formations marneuses imperméables, et passent latéralement vers l’océan Atlantique à d’autres formations marneuses (fig. 6.4C). Elles constituent de ce fait un réservoir d'eau très important pour la ville de Tanger. Les formations à dominante carbonatée sont exploitées en outre pour la fabrication de ciment.

Route : On retourne en arrière chercher la N1 et on emprunte l’autoroute A1 vers le sud. Après 6 km, l’autoroute traverse une zone marécageuse correspondant à l’embouchure commune de l’oued Mharhar et de l’oued Hachef. Le premier est franchi sur le pont Mohamed V, puis l’autoroute grimpe sur une klippe numidienne avant de redescendre pour franchir l’oued Hachef assez loin de la côte atlantique. Environ 13 km plus au sud, sortir de l’autoroute et gagner Asilah.

Arrêt J6-5 : Les Grès d’Asilah, flysch externe Oligocène sup. - Burdigalien GPS : 35°27’47’’N, 06°02’34’’W

Se garer près du port, à l’entrée de la médina. On traversera à pied celle-ci en se tenant le long des remparts de la façade maritime de cette cité d’artistes. A l’extrémité sud des remparts, un escalier mène à la plage. Les observations sur les Grès d’Asilah (ou Asilah-Larache) se feront dans les rochers qui bordent la plage vers le sud. Les bancs sont faiblement pentés au SE. Les plus proches du début de la plage montre des miches diagénétiques (éventuellement peintes par les artistes locaux…). Les bancs gréseux, épais de 0,5 à 2 m, montrent fréquemment des structures en dish (liées à l’évacuation de l’eau interstitielle lors de la compaction) et des traces en coup de balai (fig. 6.6). Les figures de courant (flute casts) caractérisent des dépôts turbiditiques. Elles sont orientées vers le NNW. Il y a de fréquentes figures de chenalisation, suggérant une pente synsédimentaire assez importante. Les interbancs argileux contiennent souvent des poches de sable. XIV- Les Grès d’Asilah, témoins d’une première avant-fosse

Cette épaisse formation gréseuse s’est déposée dans le bassin intrarifain, au-dessus des marnes blanches éocènes et du Crétacé supérieur de Tanger. Il s’agit donc d’un flysch externe, déposé dans l’avant-fosse de l’arc du « proto-Rif » oligo-miocène. Il est daté de l’Oligocène supérieur-Burdi-

FIG. 6.5 : Le Miocène post-nappe de Charf El-Aqab.-A : Carte géologique schématique.- B : La carrière sud, vue frontale (regard vers le NW).- C : Coupe prenant en compte les données de sondage. (A) et (C) d’après Lamarti-Sefian et al., 2004.

FIG. 6.5 : The post-nappe Miocene deposits of Charf El-Aqab.- A : Schematic geological map.- B : Frontal view of the southern quarry (looking NW).- C : Cross-section taking into account the drilling and field survey data. (A) and (C) after Lamarti-Sefian et al., 2004.

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FIG. 6.6 : Deux aspects de la sédimentation des Grès d’Asilah-Larache sur la plage sud d’Asilah.- A : Structures en dishes (assiettes) vues sur la tranche d’un banc en place (épaisseur du banc ~70 cm).- B : Traces en coup de balai ou Zoophycos, à la surface supérieure d’un banc (largeur d’une trace ~30 cm).

FIG. 6.6 : Two aspects of the Asilah sandstone sedimentation (stop 5).-A : Dish structures ; vertical section of a ~70 cm-thick sandstone bed.- B : Zoophycos on top of another bed (width ~30 cm).

galien, ce qui en fait un équivalent latéral du Numidien, avec un faciès de moindre profondeur. Son alimentation provenait de l’avant-pays mésétien et atlasique. Les Grès d’Asilah sont engagés dans une unité décollée et charriée sur le Prérif (cf. arrêt 6), la nappe du Habt. La nappe du Habt est constituée de bas en haut (Abdelkhaliki, 1997) par, i) la formation marneuse de Khémis-Sahel, d'âge Eocène supérieur-Oligocène moyen ; ii) la formation des Grès d'Asilah-Larache, d'âge Oligocène supérieur-Miocène inférieur ; et iii) la formation de Sidi Moussa d'âge Miocène moyen, de nouveau à dominante marneuse. Route : On retourne chercher l’autoroute A1 et continue vers le sud sur environ 15 km. Prendre la sortie Sidi El Yamani, qui donne accès à un rond-point où l’on choisira la direction de Larache (route N1) à gauche (en laissant à droite la direction Tétouan, Sebta). L’arrêt 6 est à environ 8 km de ce rond-point. La route traverse des forêts d’eucalyptus établies sur des Grès d’Asilah-Larache, et de chênes-liège plantés sur des argilites rouges du Villafranchien.

Arrêt J6-6 : Le front de la nappe du Habt à Khémis-Sahel GPS : 35°15’59’’N ; 06°04’30’’W ; alt. 180 m Se garer lorsque la vue vers l’océan devient dégagée, environ 500 m avant l’entrée de la bourgade de Khémis Sahel. Le paysage vers l’océan (fig. 6.7A) montre, en haut, des formations gréseuses (altérées) de l'Oligocène-Miocène inférieur et moyen d'Asilah-Larache, et dans les pentes molles sous-jacentes, des formations argileuses et marneuses appartenant à l'Eocène supérieur-Oligocène du Prérif interne (flysch de Sidi Mrhaït). On a affaire à une demi-fenêtre entaillant le front de la nappe du Habt (Intrarif) charriée sur le Prérif (fig. 6.7B). Route : Reprendre la route vers Larache (figs. 6.1, 6.8). La

route descend pour atteindre le niveau de l’estuaire envasé de l’oued Loukkos. Avant la traversée de l’oued, la route longe les ruines d’une cité romaine, Lixus. La visite de ces ruines est intéressante et offre de jolies vues sur Larache, de l’autre côté de l’estuaire. On gagnera ensuite Larache, ville étape agréable dont la place centrale conserve un cachet espagnol (avant l’Indépendance, la limite entre les zones espagnole et française passait quelque 30 km plus au sud). Le retour à Rabat se fera par l’autoroute sans autre arrêt géologique, en traversant le bassin d’avant-fosse du Gharb près de la côte atlantique, tandis que la route N1 passe 30 km à l’est, sur la lisière interne du bassin, au bord du Prérif. Noter que l’itinéraire oriental permettrait d’observer, 2 km au nord de Souk-el-Arba, le chevauchement de la nappe prérifaine, avec ses masses de Trias salifère, sur le Miocène supérieur de l’avant-fosse.

A environ 30 km au sud de Larache, l’autoroute s’écarte temporairement de la côte pour contourner la lagune de Moulay Bouselham (Merja Zerga, vaste et pittoresque lagune retenue par le cordon de dunes côtières consolidées). Peu au sud de la lagune, l’autoroute longe le bord d’un anticlinal E-W affectant le Miocène supérieur et le Pliocène inférieur de l’avant-fosse, la ride de Lalla Zahra (fig. 6.9). Cette ride présente un prolongement en mer, mis en évidence par la sismique réflexion (fig. 6.10). On retrouve ici la déformation néotectonique du front du Rif, étudiée pendant la journée J1 près de Fès. La ride de Lalla Zahra pourrait résulter plus particulièrement de l’échappement latéral du prisme d’accrétion du Rif externe, coulissant sur le prolongement de la faille de Jebha (fig. 6.11 ; Chalouan et al., 2006a ; Pedrera et al., 2010). L’autoroute et la route nationale N1 se rejoignent à côté de Kenitra, après la traversée de l’oued Sebou. Rabat n’est plus qu’à 40 km, on le rejoint en traversant les paysages

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NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC - VOLUME 5

FIG. 6.7 : La nappe du Habt.- A : Panorama sur la demi-fenêtre prérifaine de Khemis-Sahel sous la nappe (arrêt 6).- B : Coupe E-W au travers de la nappe du Habt, passant par la demi-fenêtre, d’après Abdelkhaliki (1997). cs : Crétacé supérieur intrarifain ; e-g : Eocène-Oligocène, flysch de Sidi Mrhaït ; g-m : Oligocène-Miocène inf. d’Asilah-Larache ; p-v : Plio-Villafranchien. FIG. 6.7 : The Habt nappe.- Outlook of the Khemis-Sahel Prerifian half-window beneath the Habt nappe (stop 6).- E-W cross-section of the Habt nappe and Khemis-Sahel half-window, after Abdelkhaliki (1997).

FIG. 6.8 : Trajet de la journée J6 (partie sud) reporté sur la carte géologique du Maroc au 1/1 000 000. Légende des couleurs et symboles : voir Annexe 1 en fin de volume.

FIG. 6.8 : J6 route (southern part) plotted on the Geological map of Morocco scale 1/1 000 000. Legend: see Appendix 1 at the end of this volume.

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FIG. 6.9 : La ride de Lalla Zahra et son prolongement offshore (Maad et al., 2010). Noter la présence de volcans de boue au large de Larache. FIG. 6.9 : Lalla Zahra Ridge and its offshore extension (Maad et al., 2010). Notice the occurrence of mud volcanoes off Larache.

FIG. 6.10 : Profils de sismique-réflexion le long de la côte atlantique en travers de la ride de Lalla Zahra et de la partie distale de la ride de Larache. Localisation : fig. 6.9 (les sections A et B sont deux fragments du profil S4). Q1-3 : séquences sismiques dans le Pléistocène. L1, L2 : discordances. Q2 montre des variations d’épaisseur en éventail, indice de tectonique syn-sédimentaire. Q3 correspond au prodelta de l’oued Sebou. FIG. 6.10 : Seismic reflection profiles along the Atlantic coast across the Lalla Zahra Ridge and the distal part of the Larache Ridge. Location : fig. 6.9 (the sections A and B correspond to two fragments of the profile S4). Q1-3 : Pleistocene seismic sequences. L1, L2 : unconformities. Q2 displays fanned internal stratification suggesting synsedimentary tectonics. Q3 corresponds to the Oued Sebou prodelta

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NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC - VOLUME 5

FIG. 6.11 : Schéma général de la tectonique active du prisme rifain (Chalouan et al., 2006). La déformation observée dans la région de Moulay Bouselham pourrait être liée à l’échappement latéral du prisme vers l’ouest. 1 : Néogène et Quaternaire ; 2 : Volcanisme néogène ; 3 : Zones internes ; 4 : Flysches et Zones externes ; 5 : Rides prérifaines ; 6 : Meseta et Moyen Atlas tabulaire ; 7 : Moyen Atlas plissé ; BD : Bou Draa ; CF : Faille de Carboneras ; FF : Faille du Fahies ; FTT : Faille Fès-Tissa-Taïnest ; JF : Faille de Jebha ; NMAF : Faille nord-moyen atlasique ; PF : Faille de Palomares ; SFF : Faille Sidi Fili-Bou Draa.

FIG. 6.11 : Overall setting of the active tectonics of the Rif wedge (Chalouan et al., 2006). The observed deformation in the Moulay Bouselham area could result from the westward escape of the wedge.

décrit le premier jour de ce circuit.

Remerciements : La mise en place de l’itinéraire a été faite en 2006 par deux d’entre nous (A.C., A.M.) avec le soutien de l’ONHYM et de la MAPG en vue de la 1st MAPG International Convention and Exhibition, Marrakech 2007. En 2010, des observations complémentaires dans la région de Tanger et Tétouan ont été faites en compagnie d’A. Maaté et M. Ouazzani-Touhami. Nous remercions M. Bouybaouene, M. Durand-Delga et Ph. Olivier pour la documentation fournie et la critique du texte initial.

Références

ABDELKHALIKI L. (1997) : Evolution tectono-sédimentaire des dépôts gravitaires dans le PréRif interne et l’unité du Habt (Rif externe occidental, Maroc) : mise en place dans les bassins néogènes d’avant-fosse. Thèse Doct. Univ. Mohamed V, Rabat, Maroc, 176 p. AHMAMOU M. (1987) : Etude sédimentologique des calcaires lacustres saïssiens (Lpio-Quaternaire) du bassin de Fès-Meknès. Thèse 3ème cycle Univ. Aix-Marseille III, 178 p.

AZDIMOUSA A., BOURGOIS J., POUPEAU G. & MONTIGNY R. (1998) : Histoire thermique du massif de Ketama (Maroc) : sa place en Afrique du Nord et dans les Cordillères bétiques. C. R. Acad. Sci. 326 847–853.

CIRCUIT C 8 : RIF CENTRAL ET OCCIDENTAL BARGACH K., RUANO P., CHABLI A., GALINDO-ZALDIVAR J., CHALOUAN A., JABALOY A., AKIL M., AHMAMOU M., SANZ DE GALDEANO C. & BENMAKHLOUF M. (2004) : Recent tectonic deformations and stresses in the frontal part of the Rif Cordillera and the Saïss Basin (Fes and Rabat regions, Morocco). Pure Appl. Geophys. 161, 521–540.

BAUDELOT S., BOUHDADI S. & DURAND-DELGA M. (1984) : Datation palynologique du Trias moyen au sein des grès rouges “permotriasiques” des environs de T´etouan (Rif septentrional, Maroc). C. R. Acad. Sci. Paris, 299, 1061–1068.

BELHADAD F. (1983) : Etude géologique des zones internes du Rif septentrional (maroc) au cours de l’Oligocène et du Miocène inférieur. Le Jbel Zemzem. Thèse univ. Mohamed V, Rabat, 120 p.

BENMAKHLOUF M., GALINDO-ZALDÍVAR J., CHALOUAN A., LÓPEZ GARRIDO A. C., AHMAMOU M. & SANZ DE GALDEANO C. (2005) : Cinemática y paleoesfuerzos en la zona de falla transcurrente de JebhaChrafate (Rif septentrional, Marruecos). Geogaceta 38, 71-74.

BEN YAÏCH A., MAÂTÉ A., FEINBERG H., MAGNÉ J. & DURAND-DELGA M. (1986) : Implication de niveaux du Miocène inférieur dans les rétrochevauchements de la Dorsale calcaire rifaine (Maroc) : signification à l’échelle de l’Arc de Gibraltar. C.R. Acad. Sci. Paris 302, 587-592. BEN YAÏCH A., HERVOUËT Y. & DUÉE G. (1991) : Les turbidites calcaires du passage Jurassique-Crétacé du Rif externe occidental (Maroc) : processus et contrôle de dépôt. Bull. Soc. Géol. Fr. 162, 841–850.

BOUMIR K. (1990) : Paléoenvironnements de dépôt et transformations post-sédimentaires des Sables fauves du bassin du Saïs (Maroc).Thèse Univ. Nancy I, 176 p.

BOUYBAOUENE M. L. (1993) : Etude Pétrologique des métapélites des Sebtides supérieures, Rif interne, Maroc. Une évolution métamorphique de haute pression. Doct. Etat Univ. Mohamed V Rabat, inédit. BOUYBAOUENE M. L., GOFFÉ B. & MICHARD A. (1998) : High-pressure granulites on top of the Beni Bousera peridotites, Rif Belt, Morocco: a record of an ancient thickened crust in the Alboran domain. Bull. Soc. géol. Fr., 169, 153-162.

CHALOUAN A. (1986) : Les nappes ghomarides (Rif septentrional, Maroc), un terrain varisque dans la chaîne alpine. Thèse Doct. Etat, Univ. Strasbourg, 1-317 CHALOUAN A. & MICHARD A. (1990) : The Ghomarides nappes, Rif coastal range, Morocco: A Variscan chip in the Alpine belt. Tectonics, 9, 1565-1583.

CHALOUAN A. & MICHARD A. (2004) : The Alpine Rif belt (Morocco): A Case of Mountain Building in a Subduction-Subduction-Transform Fault Triple Junction. Pure Appl. Geophys., 161, 489-519. CHALOUAN A., GALINDO-ZALDÍVAR J., AKIL M., MARÍN C., CHABLI A., RUANO P., BARGACH K., SANZ DE GALDEANO C., BENMAKHLOUF M., AHMAMOU M. & GOURARI L. (2006a) : Tectonic wedge expulsion in the southwestern front of the Rif Cordillera (Morocco), in Moratti, G., Chalouan, A. (Eds), Tectonics of the western Mediterranean and north Africa. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 262, 101-118.

CHALOUAN A., EL MRIHI A., EL KADIRI K., BAHMAD A., SALHI F., & HLILA R. (2006b) : Mauretanian flysch nappe in the northwestern Rif Cordillera (Morocco): Deformation chronology and evidences for a complex nappe emplacement. In: Moratti, G. & Chalouan A. (Eds.), Tectonics of the Western Mediterranean and North Africa. Geol. Soc. London, Spec. Pub. 262, 161–176.

CHALOUAN A., MICHARD A., EL KADIRI KH., NEGRO F., FRIZON DE LAMOTTE D., SOTO J.I. & SADDIQI O. (2008) : Chapter 5 : The Rif belt. In: Michard A, Saddiqi O., Chalouan C. & Frizon de Lam-

87

otte D. (Eds.), Continental Evolution: The Geology of Morocco: Structure, Stratigraphy and Tectonics of the Africa-AtlanticMediterranean Triple Junction. Springer-Verl. Berlin, Lect. Notes Earth Sci. 116, 203-302.

DE WEVER P., DUÉE G. & EL KADIRI K. (1985) : Les séries stratigraphiques des klippes de Chrafate (Rif septentrional, Maroc) témoins d'une marge continentale subsidente au cours du Jurassique- Crétacé. Bull. Soc. géol. Fr. (8), 1, 363-379. DIDON J., DURAND-DELGA M. & KORNPROBST J. (1973) : Homologies géologiques entre les deux rives du détroit de Gibraltar. Bull. Soc. géol. Fr. (7) 15, 77-105.

DIEZ J. B. (2000) : Geología y Paleobotánica de la Facies Buntsandstein en la Rama Aragonesa de la Cordillera Ibérica. Implicaciones bioestratigráficas en el Peritethys Occidental. Unpubl. Tesis doct. Univ. Zaragoza-Univ. Paris-6, 424 p. DURAND-DELGA M. (1972) : La courbure de Gibraltar, extrémité occidentale des chaînes alpines, unit l’Europe et l’Afrique. Eclogae Geol. Helv. 65, 267–278.

DURAND DELGA M. & DIDON J. (1984a) : Carte géologique du Rif, feuille Ksar Es Srhir, 1/50.000, Notes Mém. Serv. géol. Maroc, 295. DURAND DELGA M. & DIDON J. (1984b) : Carte géologique du Rif, feuille Melloussa, 1/50.000, Notes Mém. Serv. géol. Maroc, 296.

DURAND DELGA M., DIDON J., MEDIOUNI R. & WERNLI R. (1985) : Carte géologique du Rif, feuille de Tanger- Al Manzla, 1/50 000, Notes Mém. Serv. géol. Maroc, 294. DURAND-DELGA M., GARDIN S. & OLIVIER PH. (1999) : Datation des Flyschs éocrétacés maurétaniens des Maghrébides : la formation du Jbel Tisirène. C. R. Acad. Sci. Paris 328, 701-709.

DURAND-DELGA M, ROSSI P., OLIVIER PH. & PUGLISI D. (2000) : Situation structurale et nature ophiolitique de roches basiques jurassiques associées aux flyschs maghrébins du Rif (Maroc) et de Sicile (Italie). C. R. Acad. Sci. 331, 29-38.

DURAND-DELGA M., GARDIN M., ESTERAS M. & PAQUET H. (2005) : Le domaine Tariquide (arc de Gibraltar, Espagne et Maroc): successions sédimentaires et événements structuraux au Lias et au Dogger. C. R. Geoscience, 337, 787-789.

ELAZZAB D., GALDEANO A., FEINBERG H. & MICHARD A. (1997) : Prolongement en profondeur d’une écaille ultrabasique allochtone: traitement des données aéromagn´etiques et modélisation 3D des péridotites des Beni Malek (Rif, Maroc). Bull. Soc. Géol. Fr., 168, 667–683. EL KADIRI KH. (1984) : Les radiolarites jurassiques des klippes de Chrafate (Rif septentrional, Maroc): stratigraphie, taxonomie. Thèse 3ème Cycle, Univ. Pau, inédit.

EL KADIRI KH., LINARES A. & OLORIZ F. (1989) : La Dorsale calcaire interne entre les Accidents de l’Oued Martil et de l’Oued Laou (Rif septentrional, Maroc) : évolutions stratigraphique et géodynamique au cours du Jurassique–Crétacé. Comm. Serv. Geol. Portugal, 75, 39–65.

EL KADIRI KH., LINARES, A. & OLORIZ F. (1990) : Les éléments du Groupe du Jbel Moussa (Chaîne Calcaire, Rif, Maroc) : évolutions stratigraphique et géodynamique au cours du Jurassique–Crétacé. Communicacoes Servicios Geologicos de Portugal,76, 141–161

EL KADIRI K., HLILA R., SANZ DE GALDEANO C., LOPEZ-GARRIDO A. C., CHALOUAN A., SERRANO F., BAHMAD A. GUERRA-MERCHAN A. & LIEMLAHI H. (2006b) : Regional correlations across the Internides–Externides front (northwestern Rif Belt, Morocco) during the Late Cretaceous–Early Burdigalian times: palaeogeographical and palaeotectonic implications. In: Moratti, G. & Chalouan, A. (Eds), Tectonics of the Western Mediterranean and North Africa. Geol. Soc. London, Spec. Pub. 262, 193–215. FASSI D. (1999) : Les formations superficielles du Saïs de Fès et de Mek-

88

NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC - VOLUME 5 nès. Du temps géologique à l'utilisation actuelle des sols. Notes et Mém. Serv. Géol. Maroc, 389, 527 p.

FAVRE P. (1992) : Géologie des massifs calcaires situés au front sud de l'unité de Kétama (Rif, Maroc) : Ph.D. thesis, Univ. Geneva (11) 1, 138 p.

FEINBERG H., MAATÉ A., BOUHDADI S., DURAND-DELGA M., MAATE M., MAGNÉ J. & OLIVIER PH. (1990) : Signification des dépôts de l’Oligocène supérieur-Miocène inférieur du Rif interne (Maroc), dans l’évolution géodynamique de l’Arc de Gibraltar. C. R. Acad. Sci. Paris 310, 1487-1495. FREYTET P. (1984) : Les sédiments lacustres carbonatés et leurs transformations par émersion et pédogenèse. Importance de leur identification pour les reconstitutions paléogéographiques. Bull. Centre Rech. Exp. Prod. Elf Aquitaine, 8, 223-247.

FRIZON DE LAMOTTE D. (1985) : La structure du Rif oriental (Maroc), rôle de la tectonique longitudinale et importance des fluides. Thèse Doct. Etat, Univ. P. et M. Curie, Paris, 85-03, 436 p. FRIZON DE LAMOTTE D., CRESPO-BLANC A., SAINT-BÉZAR B., COMAS M. FERNADEZ M., ZEYEN H., AYARZA H., ROBERT-CHARRUE C., CHALOUAN A., ZIZI M., TEIXELL A., ARBOLEYA M.L., ALVAREZ-LOBATO F., JULIVERT M. & MICHARD A. (2004) : TRASNSMED- transect I [Betics, Alboran Sea, Rif, Moroccan Meseta, High Atlas, Jbel Saghro, Tindouf basin]. In : W. Cavazza, F. Roure, W. Spakman, G.M. Stampfli & P.A. Ziegler (Eds), The TRANSMED Atlas The Mediterranean region from crust to mantle, Springer, Berlin.

GALINDO-ZALDÍVAR J., CHALOUAN A., AZZOUZ O., SANZ DE GALDEANO C., ANAHNAH F., AMEZA L., RUANO P., PEDRERA A., RUIZ-CONSTÁN A., MARÍN-LECHADO C., BENMAKHLOUF M., LÓPEZ-GARRIDO A.C., AHMAMOU M., SAJI R., ROLDÁN-GARCÍA F.J., AKIL M. & CHABLI A. (2009) : Are the seismological and geological observations of the Al Hoceima (Morocco, Rif) 2004 earthquake (M=6.3) contradictory? Tectonophysics, 475, 59-67 GENTIL L. (1912) : Observations géologiques sur la ligne d’étapes de la colonne Moinier entre Fez et la côte atlantique (Maroc). C. R. Acad. Sci., Paris, 154, 89-91.

GENTIL L. (1912) : Le Maroc physique. F. Alcan, Paris, 329 p.

GENTIL L. (1918) : Notes d’un voyage géologique à Taza (Maroc septentrional) – Contribution à l’étude du Détroit Sud-Rifain. Bull. Soc. Géol. Fr. 5ème Sér., 7, 129-177.

GRIFFON J.C. (1966) : La Dorsale Calcaire au sud de Tétouan. Notes Mém. Serv. géol. Maroc, 184, 149-223.

HOYEZ B. (1989) : Le Numidien et les flyschs oligo-miocènes de la bordure sud de la Méditerranée occidentale. Thèse Univ. Lille-Flandres, 773, 459 p.

KERZAZI K. (1994) : Etude biostratigraphique du Miocène sur la base des foraminifères planctoniques et nannofossiles calcaires dans le Prérif et la marge atlantique du Maroc (site 547A du DSDP Leg 79) ; aperçu sur leur paléoenvironnement. Thèse Univ. P. et M. Curie, Paris, 230 p.

KORNPROBST J. & DURAND-DELGA M. (1985) : Carte géologique du Rif, feuille Sebta, 1/50 000, Notes et Mém. Serv. géol. Maroc, 291.

LOGET N. & VAN DEN DRIESSCHE J. (2006) : On the origin of the Strait of Gibraltar. Sedim. Geol., 188-189, 341-356. LUJAN M., CRESPO-BLANC A. & BALANYA J.C. (2006) : The Flysch Trough Thrust Imbricate (Betic Cordillera) : a Key Element of the Gibraltar Arc Orogenic Wedge. Tectonics, 25, 1-17.

MAAD N., LE ROY P., SAHABI M., GUTSCHER M.A., HSSAIND M., BABONNEAU N, RABINEAU M. & VAN VLIET LANOË B. (2010) : Seismic stratigraphy of the NW Moroccan Atlantic continental shelf and Quaternary deformation at the offshore termination of the Southern Rif front. C. R. Geoscience, 342, 731-740.

MAÂTÉ A., MARTIN-ALGARRA A. & SERRANO F. (1993) : El Terciario de la unidad de Saaden (Dorsal externa, Rif septentrional, Marruecos). Geogaceta 14, 91-93.

MAÂTÉ A., MARTÍN-PÉREZ J.A., MARTIN-ALGARRA A., SERRANO F., AGUADO R., MARTIN-MARTIN M. & EL HAJJAJI K. (1995) : Le Burdigalien inférieur de Boujarrah (Rif septentrional, Maroc) et la signification paléotectonique des séries miocènes transgressives sur les zones internes bético-rifaines. C. R. Acad. Sci. Paris 320, 15-22.

MARÇAIS J. (1936) : La constitution géologique de la région au nord de Taza et de Guercif (Maroc oriental). C. R. Acad. Sci. Paris, 202, 2003-2005.

MICHARD A., GOFFÉ B., CHALOUAN A. & SADDIQI O. (1991) : Les corrélations entre les Chaînes bético-rifaines et les Alpes et leurs conséquences. Bull. Soc. géol. Fr., 162, 1151-1160. MICHARD A., FEINBERG H., ELAZZAB D., BOUYBAOUENE M.L. & SADDIQI O. (1992) : A serpentinite ridge in a collisional paleomargin setting : the Beni Malek massif, External Rif, Morocco. Earth Planet. Sci. Lett., 113, 435-442.

MICHARD A, CHALOUAN A., BENYAICH A., SAMAKA F., DAKKI M. & BALLY A.W.B. (1996) : Commentaire sur la note: « Les bassins du Rif central (Maroc), marqueurs de chevauchements hors-séquence d’âge Miocène terminal au cœur de la chaîne. Bull. Soc. Géol. Fr. 166, 751-761, 1995 ». Bull. Soc. Géol. Fr., 167, 657-660. MICHARD A., GOFFÉ B., BOUYBAOUENE M. & SADDIQI O. (1997) : Late Hercynian-Mesozoic thinning in the Alboran domain : metamorphic data from the northern Rif, Morocco. Terra Nova 9, 1-8.

MICHARD A., NEGRO F., SADDIQI O., BOUYBAOUENE M. L., CHALOUAN A., MONTIGNY R. & GOFFÉ B. (2006) : Pressure-temperature-time constraints on the Maghrebide mountain building: evidence from the Rif-Betic transect (Morocco, Spain), Algerian correlations, and geodynamic implications. C. R. Geoscience, 338, 92-114. MICHARD A., FRIZON DE LAMOTTE D. & NEGRO F. (2007) : Serpentinite slivers and metamorphism in the External Maghrebides: Arguments for an intracontinental suture in the African paleomargin (Morocco, Algeria). Rev. Soc. Geol. España, 20, 173-185. MOURIER T., FRIZON DE LAMOTTE D. & FEINBERG H. (1982) : Etapes de la structuration tertiaire dans le chaînon des Bokoyas. C. R. Acad. Sci. Paris 294, 1147-1150.

MUTTI E. (1992) : Turbidite sandstones. Milano–Instituto di Geologia Agip, 275 p.

NEGRO F., BEYSSAC O., GOFFÉ B., SADDIQI O. & BOUYBAOUENE M.L. (2006) : Thermal structure of the Alboran Domain in the Rif (northern Morocco) and the Western Betics (southern Spain). Constraints from Raman spectroscopy of carbonaceous material. J. metamorphic Geol. doi.1111/j.1525-1314.2006.00639.x

OLIVIER PH. (1990) : Les unités de Beni-Derkoul (Rif, Maroc) : Place et signification dans l’évolution alpine de la marge nord de la Téthys maghrébine. Bull. Soc. géol. Fr. 8, 145-154.

OLIVIER PH., DURAND-DELGA M., MANIVIT H., FEINBERG H. & PEYBERNES B. (1996) : Le substratum jurassique des flyschs maurétaniens de l’ouest des Maghrébides : l’unité de Ouareg (région de Targuist, Rif, Maroc). Bull. Soc. géol. Fr., 167, 609-616.

OUAZZANI-TOUHAMI A. & CHALOUAN A. (1995) : La distension de l’Oligocène supérieur à Burdigalien dans les nappes Ghomarides (Rif interne septentrional, Maroc). Geogaceta, 17, 113-116.

PEDRERA A., RUIZ-CONSTÁN A., GALINDO-ZALDÍVAR J., CHALOUAN A., GALDEANO C.S., MARÍN-LECHADO C., RUANO P., BENMAKHLOUF M., AKIL M., LÓPEZ-GARRIDO A.C., CHABLI A., AHMAMOU M., GONZÁLEZ-L. (2010) : Is there an active subduction beneath the Gibraltar orogenic arc ? Constraints from Pliocene to Presentday straess field. J. Geodyn., doi :10.1016/j.jog.2010.12.003

CIRCUIT C 8 : RIF CENTRAL ET OCCIDENTAL PLAZIAT J. C. & FREYTET P. (1978) : Le pseudomicrokarst pédologique: un aspect particulier des paléopédogénèses développées sur les dépôts calcaires lacustres dans le Tertiaire du Languedoc. C. R. Acad. Sci., 286, 1661-1664. PLAZIAT J- C. & AHMAMOU M. (1998) : Les différents mécanismes à l’origine de la diversité des séismites, leur identification dans le Pliocène du Saïss de Fès et de Meknès (Maroc) et leur signification tectonique. Geodinamica Acta, 11, 183-203.

PLAZIAT J-C., ABERKAN M., AHMAMOU M. & CHOUKRI A. (2008) : Chapter 8: The Quaternary Deposits of Morocco. In : Michard A, Saddiqi O., Chalouan C. & Frizon de Lamotte D. (Eds.), Continental Evolution: The Geology of Morocco: Structure, Stratigraphy and Tectonics of the Africa-Atlantic-Mediterranean Triple Junction. Springer-Verl. Berlin, Lect. Notes Earth Sci. 116, 359-376.

RAKIC-EL BIED K., & BONADUCE G. (1991) : An important current reversal (influx) in the Rifian Corridor (Morocco) at the Tortonian-Messinian Boundary : the end of Tethys Ocean. Paleoceanography, 6, 164–192.

ROSSETTI F., THEYE T., LUCCI F., BOUYBAOUENE M.L., DINI A., GERDES A., PHILLIPS D. & COZZUPOLI D. (2010) : Timing and modes of granite magmatism in the core of the Alboran Domain, Rif Chain, northern Morocco: Implications for the Alpine evolution of the western Mediterranean. Tectonics, 29, TC2017, doi : 10.1029TC002487. ROUCHY J.M. & CARUSO A. (2006) : The Messinian salinity crisis in the Mediterranean basin: a re-appraisal of the data and an integrated scenario. In : Rouch J.M., Suc J.P., Ferrandini J. & Ferrandini M. (Eds), The Messinian Salinity Crisis Revisited. Sedimentary Geol., 188/189, 35-68.

SAMAKA F., BENYAICH A., DAKKI M., HÇAINE M. & BALLY A.W. (1997) : Origine et inversion des bassins miocènes supra-nappes du Rif Central (Maroc). Etude de surface et de subsurface. Exemple des bassins de Taounate et de Tafrannt. Geodinamica Acta, 10, 30-40. SERRANO I., DAPENG ZHAO, MORALES J. & TORCAL F. (2003) : Seismic tomography from local crustal earthquakes beneath eastern Rif Mountains of Morocco. Tectonophysics, 367, 187-201.

SERRANO F., SANZ DE GALDEANO C., EL KADIRI KH., GUERRA-MERCHÁN

89

A., LÓPEZ-GARRIDO A.C., MARTÍN- MARTÍN M., HLILA R. (2006) : Oligocene-early Miocene cover of the Betic-Rifian Internal Zone. Revision of its geologic significance, Eclogae geol. Helv., DOI 10.1007/s00015-006-1186-9.

SUTER G. (1980a) : Carte géologique du Rif, 1/500 000. Notes et Mém Serv. géol. Maroc, 245a. SUTER G. (1980b) : Carte structurale du Rif, 1/500 000. Notes et Mém Serv. géol. Maroc, 245b.

TAHAYT A., FEIGL K.L., MOURABIT T., RIGO A., REILINGER R., MCCLUSKY S., FADIL A., BERTHIER E., DORBATH I., SERROUKH M., GOMEZ F. & BEN SARI D. (2009) : The Al Hoceima (Morocco) Earthquake of 24 February 2004, analysis and interpretation of data ENVISAT ASAR and SPOT5 validated by ground-based observations. Remote Sensing Envir., 113, 306-313.

TEJERA DE LEON J., BOUTAKIOUT M., AMMAR A., AÏT BRAHIM L. & EL HATIMI N. (1995) : Les bassins du Rif central (Maroc), marqueurs de chevauchements hors-séquence d’âge Miocène terminal au cœur de la chaîne. Bull. Soc. Géol. Fr., 166, 751-761. TEJERA DE LEON J., BOUTAKIOUT M., AMMAR A., AÏT BRAHIM L. & EL HATIMI N. (1996) : Réponse (au commentaire de Michard et al., 1996). Bull. Soc. Géol. Fr., 167, 660-662. TUBÍA J.M., CUEVAS J. & ESTEBAN J.J. (2004) : Tectonic evidence in the Ronda peridotites, Spain, for mantle diapirisme related to delamination. Geology, 32, 941-944.

VIDAL J.-C. (1977) : Structure actuelle et évolution depuis le Miocène de la chaîne rifaine partie sud de l’Arc de Gibraltar). Bull. Soc. géol. Fr., 19, 789-796.

WERNLI R. (1987) : Micropaléontologie du Néogène post-nappes du Maroc septentrional et description systématique des foraminifères planctoniques. Notes Mém. Serv. géol. Maroc, 331, 1-266.

WILDI W., NOLD M. & UTTINGER J. (1977) : La Dorsale Calcaire entre Tétouan et Assifane (Rif interne, Maroc). Eclogae geol. Helv., 70, 371-415.

ZOUHRI L., LAMOUROUX C. & BURET C. (2001) : La Mamora, charnière entre la Meseta et le Rif: son importance dans l’évolution géodynamique post-paléozoïque du Maroc. Geodinamica Acta 14, 361-372.

Notes et Mém. Serv. Géol. Maroc, n° 560, 2011, pp. 91-122, 32 fig.

Circuit C9 / Tour C9

RIF ORIENTAL / EASTERN RIF par / by

Ali AZDIMOUSA, Antonio JABALOY, Lahcen ASEBRIY, Guillermo BOOTH-REA, Jacques BOURGOIS, Halima REZQUI & Lahsen AIT BRAHIM

In Nouveaux Guides géologiques et miniers du Maroc / New Geological and Mining Guidebooks of Morocco, Michard A., Saddiqi O., Chalouan A., Rjimati E., Mouttaqi A. (Eds), Notes et Mémoires du Service géologique du Maroc, 2011, n°s 556-564

CIRCUIT C9 : RIF ORIENTAL

Circuit C9 / Tour C9

Rif oriental / Eastern Rif par / by

A. AZDIMOUSA1, A. JABALOY2, L. ASEBRIY3, G. BOOTH-REA2, J. BOURGOIS4, H. REZQUI1 & L. AIT BRAHIM5

Tectonique du Rif externe, volcanisme et sédimentation des bassins néogènes 3 journées, 450 km au départ de Nador External Rif tectonics, volcanism and sedimentation of the Neogene basins 3 days, 450 km drive starting from Nador

Points clés : Le Rif oriental constitue une zone clef pour la compréhension de la géodynamique des bordures méridionales de la mer d’Alboran. La variété des faciès sédimentaires, magmatiques et métamorphiques s’étalant du Paléozoïque à l’Actuel, la diversité des structures tectoniques et la richesse en gisements paléontologiques, ainsi que la plateforme carbonatée récifale messinienne font la richesse de ces trois journées. On traverse d’abord le massif des Temsamane et découvre sa stratigraphie, sa déformation et son métamorphisme, plus intense que partout ailleurs dans le Rif externe. Les bassins post-métamorphiques (Boudinar, MelillaNador-Cap des 3-Fourches) sont ensuite présentés, et on discute l’impact du volcanisme et de la crise messinienne dans leur fonctionnement. Enfin on visite les affleurements métamorphiques et volcaniques au nord de Melilla, dans le cadre magnifique du Cap des TroisFourches. Highlights : The Eastern Rif constitutes a key area for understanding the geodynamic evolution of the southern border of the Alboran Sea. The varied sedimentary, magmatic and metamorphic facies spanning from the Palaeozoic to the Present, the large range of tectonic structures, the rich paleontological sites with the occurrence of a Messinian reefal platform make the richness of this 3 day-tour. We will first cross the Temsamane Massif and discover its stratigraphy, deformation and metamorphism, which is the most intense of the External Rif. Second, the post-metamorphic basins (Boudinar and Mellila-Nador-Tres Forcas) are presented, and the consequences of the volcanism and of the Messinian Crisis are debated. Finally, the metamorphic and volcanic outcrops that extend north of Melilla are visited in the gorgeous scenery of the Tres-Forcas Cape.

Laboratoire des Géosciences Appliquées, Faculté des Sciences, Université Mohammed 1, Oujda, Maroc. Email : [email protected] Departamento de Geodinámica, Facultad de Ciencias, Universidad de Granada Campus Fuentenueva s/n, 18071 Granada, Spain. Email : [email protected], [email protected] 3 Institut Scientifique, B.P. 703, Université Mohammed V, Agdal-Rabat, Maroc. E-mail : [email protected] 4 CNRS et Université Pierre et Marie Curie ; 4, pl. Jussieu, Tour 26, 75252 Paris Cedex, France. 5 Université Mohammed V–Agdal, Faculté des Sciences, Département de Géologie, B.P. 1014, Rabat, Maroc. 1 2

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Documents à emporter : ♦

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NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC - VOLUME 5

Cartes géologiques du Rif au 1/50 000, feuille de Melilla (Guillemin et al., 1983), Kebdani et Boudinar (Choubert et al., 1984), Midar (Faure-Muret et al., 1994), et Zeghanghane (Faure Muret et al., 1996) ; Carte géologique et Carte structurale du Rif au 1/500 000, par G. Suter (1980a et b) ; Nouveaux Guides géologiques et miniers du Maroc, vol. 1, Généralités ; Carte routière au millionième.

Echelle des temps géologiques : L’échelle internationale, édition 2009, est donnée en Annexe 2, en fin de volume. Dans cette nouvelle charte, l’âge de la limite PliocèneQuaternaire est passé de 1,8 à 2,6 Ma. Ce changement n’est pas pris en compte dans les pages qui suivent.

J1 : Gourougou, Kert et Temsamane (~150 km)

Itinéraire et thèmes (fig.1) : Aperçu sur le volcan du Gourougou et le bassin du Kert. Coupe N-S du massif paléozoïque et mésozoïque des Temsamane. Structures chevauchantes et déformation ductile polyphasée. Linéation d’étirement N70. Critères de déplacement vers l’WSW. Métamorphisme de MP-BT. Exhumation au Miocène supérieur et tectonique cassante. Bassin de Kert. Volcanisme de Gourougou. Route and topics (fig.1) : Overview of the Gourougou vol-

cano and Kert Basin. N-S cross-section of the Temsamane Palaeozoic-Mesozoic massif. Thrust faults and polyphase ductile structures. N70E-trending stretching lineation. WSW-ward kinematic indicators. MP-BT metamorphism. Upper Miocene exhumation and brittle deformation. Kert Basin. Gourougou volcanism. I- Introduction à la problématique des Temsamane

Les unités les plus profondes du Rif externe affleurent dans le massif des Temsamane à l’est de la chaîne (fig. 2). Frizon de Lamotte (1985) a interprété ce massif comme étant structuré en lanières tectoniques prises dans un couloir de cisaillement ductile orienté N80 (fig. 3). Le jeu sénestre de ce couloir accommoderait le rapprochement entre l'Afrique et l'Europe au Miocène. Cette interprétation est basée sur la cartographie au 1/50 000 publiée par Choubert et al. (1984 ; feuilles de Kebdani et de Boudinar) et sur une analyse de la déformation et du métamorphisme (Monié et al., 1984 ; Frizon de Lamotte, 1985). La définition des conditions de moyenne pression, basse température (MP-BT) du métamorphisme principal a été précisée par Negro et al. (2007), et sa datation (> 23 Ma, Ar-Ar phengite) par Negro et al. (2008). Pour notre part, nous avons repris l'étude d'une partie limitée du Nord des Temsamane, dans le massif des Béni Said (figs. 4 à 7), sur la base d'une étude stratigraphique et tectonique (Azdimousa et al., 2007). Il nous est apparu que cette partie des Temsamane présente une déformation et un métamorphisme

FIG. 1 : Vue générale de l’itinéraire et des arrêts reportés sur le schéma structural du Rif oriental extrait de la carte géologique au 1/50 000, feuille de Mellila. FIG. 1 : Route and stops plotted on the structural map of Eastern Rif (from the geological map of Melilla, scale 1/50 000).

CIRCUIT C9 : RIF ORIENTAL

FIG. 2 : Schéma structural de la chaîne du Rif (extrait de Michard et al., 2007 ; d’après Suter, 1980, et Chalouan et al., 2001). FIG. 2 : Structural map of the Rif belt, with emphasis on the External Zones. From Michard et al. (2007), after Suter (1980) and Chalouan et al. (2001).

FIG. 3 : Schéma structural du Rif oriental (A) et coupe géologique dans le massif des Temsamane « Nord » (B), d’après Frizon de Lamotte (1985) et Negro et al. (2007), in Michard et al. (2007). FIG. 3 : Structural map of Eastern Rif (A) and cross-section of the North Temsamane massif (B), after Frizon de Lamotte (1985) and Negro et al. (2007), in Michard et al. (2007).

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NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC - VOLUME 5

FIG. 4 : Cartographie du massif des Temsamane dans la région des Béni Said, d’après Azdimousa et al. (2007). FIG. 4 : Geological map of the Temsamane massif in the Beni Said area, after Azdimousa et al. (2007).

FIG. 5 : Lithostratigraphie des Temsamane (Azdimousa et al., 2007).

FIG. 5 : Lithological columns of the Temsamane Massif (Azdimousa et al., 2007).

CIRCUIT C9 : RIF ORIENTAL

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FIG. 6 : Coupes géologiques dans les Temsamane (Azdimousa et al., 2007). Situation des coupes : voir fig. 4. FIG. 6 : Geological cross sections of the Temsamane Massif (Azdimousa et al., 2007). See fig. 4 for location.

FIG. 7 : Linéation d’étirement associée à un cisaillement à vergence WSW ; A- linéation minérale ; B- boudinage ; C- ouverture de fente ; D- mylonitisation des carbonates. FIG. 7 : N070 stretching lineation associated with top-to-the-WSW shear indicators ; A- mineral lineation ; B- boudinage ; C- extensional faulting ; D- carbonate mylonitisation.

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NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC - VOLUME 5

qui pose un problème d'origine du fait de la différence avec les autres secteurs du Rif externe. Une interprétation tectonique a été présentée indépendamment par Michard et al. (2008), faisant appel à une subduction intramarge. Route : En quittant la ville de Nador en direction de l’ouest, vers Zeghanghane (Segangan), les premiers reliefs rencontrés appartiennent aux édifices volcaniques néogènes du Gourougou. Arrêt 1 : Le complexe volcanique du Gourougou GPS : N35 09.534 ; W 002 58.232, 57 m

Ce complexe volcanique appartenant à la série calco-alcaline shoshonitique (Hernandez, 1983) apparaît lié à une forte distension dans le bassin néogène de Nador (fig. 8A). L’arrêt permet d’identifier la caldeira d’effondrement ainsi que d’observer les dykes et les coulées de laves coiffant les sommets du volcan (fig. 8B). II- Le volcanisme néogène du Rif oriental

Cette région montre de nombreux centres volcaniques (Gourougou, Trois-Fourches, Ras Tarf près d’Al Ho-

ceima ; fig. 3), tous édifiés après la tectonique de collision et comportant essentiellement des andésites, dacites, rhyodacites et rhyolites. Des intrusions subvolcaniques (granodiorites) sont présentes dans les Beni Bou Ifrour. Les magmas sont calco-alcalins, enrichis en K, allant jusqu’à des compositions shoshonitiques dans le complexe du Gourougou. Les compositions isotopiques suggèrent une origine mantélique avec forte empreinte crustale (Maury et al., 2000). Les âges sont de 12-13 Ma au Ras Tarf, de 9,8 à 4,6 Ma dans l’ensemble Gourougou-Trois Fourches. Ce volcanisme calco-alcalin post-collisionnel du Miocène moyen-supérieur est considéré comme lié à la déchirure de la plaque d’Alboran et de la lithosphère océanique liguro-maghrébienne plongeante (Spakman & Wortel, 2004). Cependant, des coulées de basaltes alcalins d’âge Plio-Quaternaire (~3 Ma) sont aussi présentes, qui sont à rattacher à la mise en place de l’anomalie lithosphérique chaude responsable du soulèvement du Maroc occidental (voir Nouveaux Guides, vol. 1). Route : Continuer vers l’ouest en direction de Zeghanghane (Segangane). Puis, au-delà de cette localité, prendre la di-

FIG. 8 : Le volcan du Gourougou. A- Vue satellite Google earth, B- Carte géologique (extrait de la feuille Melilla au 1/50 000) et situation de l’arrêt 1, B- Vue panoramique depuis l’arrêt 1.

FIG. 8 : The Gourougou volcano. A- Satellite view Google earth, B-Geological map (from Melilla sheet, scale 1/50 000) with location of stop 1, B- Panoramic view from stop 1.

CIRCUIT C9 : RIF ORIENTAL

rection de Ben Tieb et Al Hoceima par l’intérieur (Route secondaire 8112 reliant Nador-Zeghanghane-Kebdani-Ben Tieb). La route s’élève sur les contreforts occidentaux des Beni Bou Ifrour, montagnes de calcaires jurassiques où sont ouvertes plusieurs mines de fer à ciel ouvert. Les minéralisations en fer sont associées à des filons de granodiorite d’âge Miocène supérieur, contemporains du volcanisme de Gourougou. Après une vingtaine de kilomètres, on redescend dans la dépression de Kert qui constitue le prolongement occidental du bassin de Melilla-Nador. Arrêt 2 : Tectonique synsédimentaire dans le Néogène du bassin de Kert GPS : N 35 06.332’’ ; W 003 05.217, 229 m

Sur la route vers Kebdani, en direction du sud, on identifie dans les marnes détritiques messiniennes du bassin de Kert des failles normales NE-SW s’amortissant progressivement vers le haut de la série, d’où leur caractère synsédimentaire (fig. 9).

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Route : Après plus d’une quarantaine de kilomètres de route depuis Nador, nous apercevons le massif des Temsamane vers le NW.

Arrêt 3 : Relations entre le massif des Temsamane et le bassin néogène du Kert A ) vue panoramique GPS : N35 05.288 ; W 003 21.346 ; 338 m B) affleurements N35 06.029 ; W 003 23.411 ; 639 m

Le massif des Temsamane, qui culmine vers 1000 m d’altitude, est orienté approximativement E-W. Il est délimité du côté méridional par un système de failles normales orientées N060, effondrant le bassin du Kert vers le sud (fig. 10A). L’arrêt (B) permettra une reconnaissance du contenu stratigraphique et paléontologique des terrains messiniens transgressifs, post-métamorphiques (fig. 10B). Ainsi, les terrains discordants sont constitués de conglomérats détritiques alternant avec des grès, des sables et des marnes. Une faune de lamellibranches, gastéropodes, échinodermes et des terriers se dégagent bien dans les affleurements. L’étude micropaléontologique (Feinberg, 1986) des marnes a donné un âge Miocène supérieur. Route : A mi-chemin entre Kebdani et Ben Tieb, en direction du nord, on monte la piste vers le marabout de Sidi Messaoud qui constitue le point culminant du secteur, à 898 m. Arrêt 4 : Structure des Temsamane au sud de Sidi Messaoud GPS : N35 06.105 ; W 003 25.587 ; 651 m

FIG. 9 : Failles normales synsédimentaires dans le Messinien du bassin de Kert. FIG. 9 : Synsedimentary normal faults in the Messinian of the Kert basin.

Le long de la piste vers Sidi Messaoud, les calcschistes du Néocomien probable (attribution basée sur des bélemnites étirées) ont enregistré une déformation en cisaillement simple. Des structures ductiles montrent une schistosité de crénulation S2 associée à un plissement P2 à déversement vers le sud (fig. 11A, B). Une linéation d’étirement (L2) avec critères cinématiques vers l’WSW (plis en fourreau, structures S-C’, boudinage, rotation minérale) est associée

FIG. 10 : Relation structurale entre le massif des Temsamane et le bassin de Kert (A- Vue panoramique vers le NW, B- Failles normales synsédimentaires. FIG. 10 : Structural relation between the Temsamane massif and the Kert basin (A- Panoramic view, B- Synsedimentary normal faults).

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FIG. 11 : Structure des Temsamane au Sud de Sidi Messaoud. – A : Déformation polyphasée ; B : Schistosité de crénulation (S2) associée aux plis P2 ; C, D et E : critères de mouvement ductiles vers l’WSW (C : rotation minérale dans les marbres jurassiques, D : pli en fourreau, E : Structures S-C’) ; F : chevauchement des marbres jurassiques sur les schistes néocomiens ; G : faille normale NE-SW ; H : Faille normale récente de direction subméridienne à pendage ouest. FIG. 11: Structure of the Temsamane Massif south of Sidi Messaoud. A : Polyphase deformation, B : Crenulation cleavage and folding superimposed on the main foliation ; C, D and E : ductile criteria of movement towards the WSW (C : mineral rotation in the Jurassic marbles, D : sheath fold, E : S-C' Structures) ; F : overlapping of the Jurassic marbles over the Neocomian calcschists ; G : NE-SW normal fault ; H : recent submeridian normal fault dipping towards the west.

à cette déformation (voir aussi l’expression de cette linéation dans d’autres secteurs, fig. 15). Nous pouvons identifier un plissement P1 (Linéation L1) repris par la phase D2. Nous constatons aussi qu’un plissement tardif (P3) redresse les anciennes structures. Une schistosité de fracture de direction N150 apparaît en plusieurs endroits, qui semble avoir accompagné la phase (D3).

Les conditions de métamorphisme analysées dans les fibres de calcite et de quartz qui sont parallèles à la linéation d'étirement caractérisent une déformation dans un climat thermique supérieur à 200ºC (Azdimousa et al., 2007). Les fibres sont à leur tour déformées par des macles étroites à bords nets qui indiquent des déformations à basse tempé-

rature. Il apparait donc que les conditions de température n'ont pas dépassé 300ºC, température limite de disparition des macles et donc de la recristallisation totale de la calcite (Ferrill et al., 2004).

En arrivant à la butte 825 (GPS : 35’06’325’’N ; 003° 25’780’’W) nous identifions le chevauchement vers le sud des calcaires jurassiques sur les terrains crétacés. Le contact chevauchant est lui même coupé à son tour par une grande faille normale NE-SW à fort pendage vers le SE (d’âge messinien) et par une faille normale subméridienne à pendage vers l’ouest, d’âge Plio-quaternaire (figs. 6, 11F, 11G et 11H).

CIRCUIT C9 : RIF ORIENTAL

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En s’approchant de Sidi Messaoud, nous pouvons observer le passage stratigraphique des terrains néocomiens aux schistes quartzitiques de l’Aptien-Albien (cf. arrêt suivant).

replissées par les plis P2.

Au niveau du Jbel Talaada, le passage du Néocomien à l’Aptien-Albien se fait par l’intermédiaire d’une barre carbonatée « barrémienne » (fig. 12A) où on peut observer, dans le banc sommital, la trace probable d’un Phylloceras sp. (fig. 12B). L’Apto-Albien est constitué de schistes quartzitiques marrons qui rappellent les flyschs de même âge datés dans l'unité de Ketama plus à l’ouest (voir Circuit 8, ce volume).

L’arrêt au niveau du village d’Imchouiene permet d’établir les relations entre le substratum paléozoïque et sa couverture mésozoïque (fig. 14). Le Paléozoïque est constitué de schistes gris riches en graphite (fig. 5). Parfois, ces roches incluent des schistes gris-bleu contenant de bancs flyschoïdes et des schistes sériciteux gris qui contiennent des niveaux de quartzites de teinte claire, de marbres jaunes ferrugineux et des niveaux volcaniques.

Les terrains carbonatés métamorphiques de Jbel Bou Salah constituent le noyau anticlinal d’un pli couché à déversement vers le sud (fig. 13). Les terrains du Crétacé inférieur s’observent dans la vallée (flanc inverse) et sur les sommets (flanc normal). On peut aussi constater que le soulèvement du secteur est guidé par une suite de failles qui rappellent les failles de l’arrêt 4.

Les teintes violacées et rouges ont poussé Suter (1980) et Leblanc et Suter (1977) à attribuer les formations de Ras Afraou au complexe permo-triasique des unités internes (Sebtide/Alpujarride). Cependant, Faure-Muret & Choubert (1971) et Frizon de Lamotte (1985) privilégiaient une origine externe pour ces unités, interprétation adoptée également par Michard et al. (2007). Azdimousa et al. (2007) interprètent ces roches comme étant le substratum para-autochtone des terrains mésozoïques du massif des Temsamane et par conséquent du Rif externe. De fait, ce Paléozoïque probable est recouvert par des métabasites vertes qui rappellent les dolérites triasiques du volcanisme de l’avant-pays mésétien et atlasique (Salvan, 1974 ; Hervouët, 1985). Les dolérites sont couvertes par des marbres qui présentent plusieurs intercalations de calcschistes. Choubert et al. (1984) ont attribué ces carbonates au Jurassique inférieur. Cependant, nous attribuons ces roches à la totalité du Jurassique du fait qu'ils sont suivis stratigraphiquement par les terrains crétacés. En outre, Frizon

Arrêt 5 : Barre carbonatée à trace de Phylloceras (Barrémien ?) GPS : N35 07.415 W3 26.993, 840 m

Arrêt 6 : Pli couché du J. Bou Salah GPS : N35 09.015 ; W3 26.789, 709 m

Arrêt 7 : Structure de la zone d’Ijer Izemmourene GPS : N35 09.268 ; W3 27.082, 662 m

Cette zone a été interprétée comme étant une zone mylonitique délimitée par deux contacts tectoniques (Frizon de Lamotte, 1985). Cependant, nous l’interprétons comme un synclinal déversé vers le Sud, formée de terrains néocomiens et apto-albiens, et chevauché du côté septentrional par les terrains paléozoïques et triasico-jurassiques de l’écaille de Ras Afraou (cf. fig. 6). Les affleurements aptoalbiens ont enregistré d’excellentes structures ductiles et un polyphasage tectonique marqué par des linéations L1

Piste : Retour à Sidi Messaoud, puis prendre le chemin du NW, en direction de la mer. Arrêt 8 : Passage du substratum paléozoïque aux terrains triasico-jurassiques GPS : N35 10.578 ; W3 28.978, 490 m

III- Problèmes stratigraphiques et paléogéographiques des Temsamane

FIG. 12 : Contact stratigraphique Néocomien/Aptien par l’intermédiaire d’une barre carbonatée attribuée au Barrémien (à gauche) dans laquelle on a identifié un Phylloceras (à droite). FIG. 12 : Stratigraphic contact Néocomian/Aptian through an hypothetically Barremian carbonate level (left), where one Phylloceras remnant has identified (right).

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NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC - VOLUME 5

FIG. 13 : Pli couché de J. Bou Salah. / FIG. 13 : Jbel Bou Salah recumbent anticline.

FIG. 14 : Rapport entre le substratum paléozoïque et sa couverture triasico-jurassique à Imchiouene. A- Vue panoramique ; B- Passage stratigraphique entre les dolérites triasiques et les carbonates jurassiques ; C- Passage stratigraphique des micaschistes paléozoïques aux dolérites triasiques. FIG. 14 : Relationships between the Palaeozoic substratum and its Triassic-Jurassic cover. A- Panoramic view ; B- Stratigraphic contact between the Triassic dolerites and the Jurassic carbonates ; C- Stratigraphic contact of the Triassic dolerites over the Palaeozoic schists.

CIRCUIT C9 : RIF ORIENTAL

de Lamotte (1985) a trouvé une ammonite, attribuée par Busnardo au Crétacé inférieur, dans les niveaux supérieurs de ces marbres, confirmant ainsi cette attribution.

Route : En arrivant à la rocade méditerranéenne, on entre dans le massif métamorphique de Ras Afraou. Les structures tectoniques sont bien dégagées au niveau du port. Arrêt 9 : Déformation et métamorphisme dans le Paléozoïque de Ras Afraou GPS : N35 11.955 ; W3 26.784, 5 m

Cet arrêt au port de Ras Afraou (voir photo de couverture) permettra de caractériser dans le Paléozoïque la déformation ductile et l’étirement accentué vers l’WSW (fig. 15). Les conditions du métamorphisme sont ici les plus élevées du Rif externe : elles ont été estimées à 7-8 kbar, 350±30ºC (Negro, 2005 ; Negro et al., 2007). IV- Le métamorphisme du Rif externe

Dans le Rif externe, qui correspond aux unités dérivant de la marge africaine, le métamorphisme associé au plissement majeur ne s’observe que dans les unités de Ketama et du Tifelouest, à l’ouest de la faille du Nekor, et dans les massifs des Temsamane et Trois-Fourches et la klippe de Khebaba à l’est de cette faille (fig. 3A). Dans le premier groupe d’unités, le degré métamorphique reste faible (faciès des schistes verts de bas degré ; voir ce volume, circuit C8). En revanche, le métamorphisme atteint des degrés élevés à l’est du Nekor. Dans le massif des Temsamane, on observe un gradient croissant sud-nord (fig. 3B), culminant dans l’unité de Ras Afraou avec des assemblages à chloritoïde-phengite riche en Si, qui ont permis le calibrage P-T indiqué plus haut (faciès moyenne pression, basse température = MPBT). Les conditions sont encore plus fortes au cap des TroisFourches et à Khebaba, 8 kbar, 400 ± 30ºC. L’âge de ces recristallisations est discuté plus bas (encadré V). Une interprétation géodynamique a été proposée par Michard et

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al. (2007), faisant appel à une subduction intramarge, dont la suture serait soulignée par les serpentinites et schistes verts des Beni Malek, entre Ketama et Temsamane (fig. 3A ; voir ce volume, circuit C8).

Route : Depuis Ras Afraou, on prend la rocade méditerranéenne N16 pour rentrer à Nador. Les affleurements de part et d’autre de la route permettent d’examiner davantage le substratum paléozoïque métamorphiques, ses rapports avec la couverture jurassique, et d’observer les demigrabens structurés parallèlement à la côte par des failles normales E-W messiniennes (fig. 6). Après une vingtaine de kilomètres, on arrive au massif métamorphique d’Amjar (Amajaou pour les habitants locaux). Arrêt 10 : Le Paléozoïque d’Amjar GPS : N35 13.043 ; W3 14.781, 42 m

Le Paléozoïque montre les mêmes caractéristiques que celui de Ras Afraou. Notons surtout l’intercalation des marbres jaunes ferrugineux et les failles normales de faible pendage qui sont associées aux structures d’étirement ductiles vers l’ouest (fig. 16). Ces failles seraient développées à la limite « ductile-fragile ». Ce type d’extension est semblable à celui qui a produit, dans les Cordillères Bétiques, l'exhumation du complexe des Névado-Filabrides pendant le Miocène supérieur (Johnson et al., 1997). V- Age du métamorphisme du Rif externe- Discussion

Les datations 40Ar-39Ar obtenues par Monié et al. (1984) sur des phengites des Temsamane ont fourni un âge de 28,6±1 Ma pour le pic métamorphique, et un âge de 8 Ma pour une recristallisation de bas degré. Negro (2005) et Negro et al. (2008) donnent trois groupes d’âges 40Ar-39Ar pour les phyllites de Ras Afraou et le cap des TroisFourches. Des âges minima compris entre 20 et 23 Ma caractérisent les phengites riches en Si des ségrégations de quartz intrafoliaires et sont attribuables au pic métamor-

FIG. 15 : Les structures ductiles dans le Paléozoïque de Ras Afraou. A : Microplissement et linéation minérale N070 ; B : Structures S-C-C’.

FIG. 15 : Ductile structures in the Palaeozoic of Ras Afraou. A : Microfolding and N070 mineral lineation, B : S-C-C' structures showing the direction of shear.

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FIG. 16 : Failles normales N150-N160 de faible pendage vers l’ouest dans le Paléozoïque d’Amjar, sur la rocade méditerranéenne (N16).

FIG. 16 : N150-N160 normal faults with shallow dip towards the west in the Palaeozoic of the Amjar area, along the Mediterranean highway (N16).

phique. D’autres âges, groupés entre 15-10 Ma, sont mesurés dans les phengites de la foliation ; ces âges correspondraient à la phase d’exhumation. Enfin, des âges entre 10-6 Ma sont obtenus dans les assemblages rétrogrades à illite-kaolinite et sont attribués à un événement de déformation ductile-fragile.

Cependant, une datation 40Ar-39Ar à 132±13 Ma a été obtenue par Monié et al. (1984) dans les dolérites triasiques des Temsamane, rappelant des âges K-Ar analogues (126,6 ± 2,1 et 131,9 ± 3,2) obtenus sur les argiles < 2µ dans le massif de Ketama voisin (Azdimousa et al., 1998). Si ces âges reflètent un événement thermique réel, et non la présence d’argon hérité, ils pourraient être mis en rapport avec l’amincissement crustal ayant exhumé les péridotites de Beni Malek (Michard et al. 1992, 2007). Dans cette perspective, l’âge de D1 pourrait être 80 ± 2 Ma comme celui proposé, sur la base de résultats K-Ar, pour le deuxième événement thermique du massif de Ketama (Azdimousa et al., 1998). Les âges 28-23 Ma des Temsamane correspondraient alors à la phase D2, la dernière phase D3 serait Miocène supérieur et ainsi contemporaine du volcanisme du Rif oriental (Hernandez & Bellon, 1985).

Dans leur synthèse sur la géologie de la chaîne rifaine, Chalouan et al. (2008) adoptent le premier calendrier, ou calendrier court (phase D1 oligo-miocène) pour le métamorphisme externe, en se basant sur l’absence de données stratigraphiques indiquant une phase de plissement majeur à ~80 Ma dans les zones rifaines externes. La signification des âges K-Ar à 80 Ma de Ketama serait alors à trouver dans la présence d’argon hérité ou étranger.

Route : D’Amjar vers Nador, 45 km sur la N16. On profitera de la fin de la première journée J1 pour apprécier le charme du coucher de soleil et la beauté de l’embouchure de oued Kert.

J2 : Faille du Nekor et bassin de Boudinar (~200 km)

Itinéraire et thèmes (fig.1) : La faille du Nekor, décrochevauchement sénestre. Le bassin de Boudinar : un bassin néogène post-métamorphique de type « pull apart ». Stratigraphie séquentielle. Repères chronostratigraphiques. La crise messinienne. Route and topics (fig. 1) : Nekor fault, a sinistral wrenchthrust fault zone. Boudinar Basin, a post-metamorphic Neogene pull-apart basin. Sequence stratigraphy. Chronostratigraphy. Messinian crisis.

Route : En arrivant de Nador par la rocade méditerranéenne (N16) sur 80 km, au carrefour vers le village de Tazaghine, on rejoindra rapidement le premier arrêt de cette journée par l’ancienne route qui se raccorde à la route secondaire 8114 qui relie Ben Tieb et Boudinar . Arrêt 11 : L’accident du Nékor GPS : N35 09.733 ; W3 31.661, 205 m

Sur la route, on remarque dans le paysage (fig. 17) l’alignement de la « faille du Nekor » séparant le massif montagneux métamorphique des Temsamane du bassin néogène de Boudinar. Les terrains néogènes, discordants et transgressifs sur les terrains métamorphiques, présentent un léger pendage vers le NW suggérant un rejeu en flexure de la faille de Nekor pendant et/ou après la sédimentation dans le bassin. VI- La faille ou « accident » du Nekor : historique des interprétations

L’existence d’un couloir de faille NE-SW parallèle à l’oued Nékor (figs. 2, 3), limitant le Miocène de Boudinar à l’est et marqué par des masses triasiques au SW, a été envisagée très tôt. Russo et Russo (1929) ont interprété cet « accident du Nékor » comme un chevauchement amenant l’unité

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FIG. 17 : Panorama présentant les rapports géologiques entre le bassin de Boudinar et le massif des Temsamane par l’intermédiaire de la faille du Nékor. FIG. 17: Panorama showing the geological relationship between the Boudinar Basin and the Temsamane Massif via the Nekor Fault.

de Ketama sur celle de Temsamane (Marçais et Suter, 1952). La faille du Nekor est ensuite considérée comme un décrochement sénestre plus ou moins chevauchant qui juxtapose tardivement deux domaines paléogéographiques différents (Andrieux , 1971 ; Caire et al., 1975).

Leblanc (1975, 1980) considère la faille comme la zone d’enracinement des nappes rifaines, il note que la faille représente un décrochement sénestre subvertical profond, souligné par une brèche gypseuse qui résulte d’un diapirisme récent. Frizon de Lamotte (1985) considère cette faille à son extrémité SW comme le chevauchement de Ketama sur les gypses tandis qu’elle évoluerait au NE vers une faille verticale sénestre. Morel (1989) considère cette faille comme étant actuellement une faille normale. Guillemin et Houzay (1982) la considèrent comme une flexure dans sa terminaison orientale, en liaison avec le bassin néogène de Boudinar. Plus récemment, Ait Brahim (1991) considère la faille du Nekor comme un décrochement sénestre bordant le bassin « pull-apart » de Boudinar. Asebriy et al. (1993) considèrent aussi la faille comme un décrochement sénestre ayant participé à la structuration et à la genèse des bassins néogènes intramontagneux de Dhar Souk, Bni Oulid et Taounate, en relais sur décrochements. De leur côté, Serrano et al. (2003) soulignent le caractère « asismique » de cette faille et la considèrent comme une zone de faible vitesse, à 5 kilomètres de profondeur, coïn-

cidant avec une structure de haute conductivité et d’anomalie gravimétrique négative, ce qui a poussé ces chercheurs à interpréter cette faille comme une zone de brèche de faille (fault gouge zone) permettant une circulation de fluides vers la subsurface.

Enfin, Michard et al. (2007) et Chalouan et al. (2008) voient dans la faille du Nekor une rampe latérale sénestre du chevauchement des unités de Ketama (marge africaine distale) sur celles des Temsamane et équivalents occidentaux (marge africaine proximale), chevauchement ayant refermé un domaine de croûte amincie intramarge au cours du Miocène (cf. obduction des Beni Malek, fig. 3A).

Route : On continue sur la même route reliant Tazaghine à Boudinar, avant d’arriver au carrefour de la route reliant Ben Tieb à Boudinar (Route secondaire 8114). Arrêt 12 : L’organisation sédimentaire messinienne à l’est de oued Amekrane GPS : N35 08.813; W3 33.556, 215 m

Cet arrêt sur la bordure orientale du bassin (fig. 18, coupe B) permet d’illustrer l’organisation sédimentaire des terrains messiniens (fig. 19). Ceux-ci sont transgressifs sur le massif de Ketama à l’ouest , sur le massif des Temsamane à l’est. L’arrêt permet aussi d’identifier le repère cinéritique (fig. 20), qui constitue un bon élément de corrélation. Les datations isotopiques dans ces cinérites donnent un âge proche de 6,3 Ma (Choubert et al., 1984 ; Azdimousa et al., 2006).

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VII- Caractères généraux du bassin de Boudinar

Le bassin néogène « post-nappe » de Boudinar occupe une zone triangulaire ouverte sur la Méditerranée (fig. 18). Il a enregistré trois cycles sédimentaires marins entre le Miocène supérieur et le Pliocène inférieur (fig. 19). La série du bassin de Boudinar (Houzay, 1975 ; Choubert et al.,1984 ; Wernli, 1988 et Barhoun & Wernli, 1999) ne montre pas de niveau évaporitique lié à la crise de salinité messinienne (Hsü et al., 1973), comme on en trouve d’ordinaire dans les bassins néogènes du pourtour de la Méditerranée occidentale (Bourgois et al., 1992). Cependant, l’évolution du bassin, telle qu’elle ressort de l’analyse séquentielle, fait apparaître un hiatus de sédimentation entre 5,8 et 5,3 Ma, contemporain de cette crise (Azdimousa et al., 2006).

FIG. 18 : Cartographie des cortèges sédimentaires du bassin de Boudinar ; PBNP : Prisme de Bas Niveau Progradant ; CSM : Cône Sous Marin ; PHN : Prisme de Haut Niveau) ; IT : Intervalle Transgressif ; PBN : Prisme de Bas Niveau ; TS : Surface de transgression ; MFS : Surface d’inondation maximum ; Ds : Surface basale de progradation) FIG. 18 : Simplified geological map of the Boudinar Basin ; LPW : Lowstand Prograding Wedge ( PBNP), SFST : Submarine Fan System Tract (CSM) ; HST : Highstand System Tract (PHN), TST : Transgressive System Tract (IT) ; LST : Lowstand System Tract (PBN) ; TS ; Transgressive surface ; MFS : Maximum Flooding Surface ; Ds : downlap surface

Du point de vue géodynamique, l’accident du Nékor, qui délimite le bassin du côté oriental, aurait été l’agent principal de l’ouverture du bassin au Tortonien. Dans les terrains messiniens, la tectonique synsédimentaire montre deux directions d'extension horizontales, l'une majeure, orientée NE-SW, à l’origine des failles NW-SE à NNW-SSE et l'autre NW-SE, associée aux failles NE-SW. A la base des conglomérats pliocènes, les failles N020 sont en décrochement sénestre à composante inverse, et les failles de direction N150 sont des décrochements dextres à composante normale. Ce dernier type rappelle la faille N150 qui sépare le bassin de Boudinar du massif de Ras Tarf (fig. 18). L'analyse structurale de ces failles donne une di-

FIG. 19 : Stratigraphie séquentielle et corrélations des coupes dans le bassin de Boudinar. 1- Conglomérat continental ; 2- argiles gypsifères à gyrogonites ; 3- conglomérat marin, 4- grès et sables marneux ; 5- marnes à concrétions de gypse ; 6- calcaire récifal ; 7- cinérites ; 8- diatomites ; 9- conglomérats de la base du Pliocène ; 10- marnes sableuses ; 11- conglomérat plio-quaternaire. D : distension ; C : compression ; # : datations par traces de fission ; empty star : datations micropaléontologiques ; ■ : échantillons. Cortèges sédimentaires : voir légende fig.18 FIG. 19 : Sequence stratigraphy of the Boudinar Basin. 1- continental conglomerate ; 2- gypsiferous clays with gyrogonites ; 3- marine conglomerate ; 4- sandstones and marls, 5- marls with gypsum concretions ; 6- reef limestone ; 7- volcanic tuffs ; 8- diatomites ; 9- conglomerates of the lowermost Pliocene ; 10- sandy marls ; 11- Pliocene-Quaternary conglomerate. D : distension ; C : compression ; # : fission track datings ; empty star : micropaleontologic datings ; ■ : samples System tracts : see the legend of the fig.18.

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FIG. 20 : Organisation sédimentaire du Messinien dans la zone orientale du bassin de Boudinar. FIG. 20 : Sedimentary organization of Messinien in the Eastern zone of the Boudinar Basin.

rection moyenne de compression horizontale N160 et une direction moyenne d’extension N070.

Au centre du bassin, des failles normales synsédimentaires N140-N170, dont celle d'Imessaoudene apparaît comme la faille majeure, ont effondré en marches d'escalier vers le NE le bassin de Boudinar. La direction d'extension liée à ces failles est compatible avec la compression N160 indiquée ci-dessus. L'arrivée massive de conglomérats continentaux sur les terrains marins pliocènes évoque une phase d'émersion brutale, suite à un événement compressif plio-quaternaire comme il est mentionné dans tout le Rif oriental (Guillemin & Houzay 1982 ; Morel, 1988 ; Aït Brahim, 1991).

La courbe des variations locales du niveau de la mer durant le Messinien et à la base du Pliocène suit celle des variations globales du niveau de la mer (Haq et al. 1987). Les caractéristiques des cortèges sédimentaires de Boudinar paraissent pour l’essentiel correspondre aux variations contemporaines de l'eustatisme. La tectonique n’aurait donc que peu influé sur le remplissage du bassin. Cependant, le Prisme de Bas Niveau du Pliocène enregistre un niveau eustatique plus bas que le niveau eustatique global, ce qui souligne l'importance de la tectonique compressive pliocène. La cartographie des dépôts marins pliocènes montre que ces

derniers n'existent que dans le secteur NW du bassin. Cette zone de subsidence pliocène semble avoir été déterminée par les grandes failles de Oued Amekrane et d'Imessaoudene. Route : On descend du village de Boudinar vers l’oued Amekrane, légèrement en montant vers l’amont, sur la rive gauche de l’oued, les affleurements messiniens sont bien dégagés dans le secteur de Dhar Ouberrane. Arrêt 13 : Le Messinien de Dhar Ouberrane, à l’ouest de Oued Amekrane GPS : N35 10.284 ; W3 39.330, 251 m

La coupe analysée (coupe C, figs. 18, 19) permet d’identifier les terrains messiniens supra-cinéritiques formés essentiellement des marnes détritiques à passées de diatomites (fig. 21). Elle illustre aussi quelques aspects de la tectonique synsédimentaire liée aux failles normales de direction N060. L’arrêt permet une description des conglomérats continentaux de Dhar Ouberrane, discordants sur le Messinien. Un âge Pliocène a été attribué à ces conglomérats (Houzay, 1975), que nous considérons comme liés à la crise messinienne, et rangeons à la base même du Pliocène (fig. 19).

Route : Après quelques kilomètres de trajet sur la piste en direction du nord, on arrive au col de Moulay El Arbi (dont le marabout vient d’être détruit !).

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Arrêt 14 : Le Messinien de Moulay El Arbi GPS : N35 11.843 ; W3 40.960, 428 m

Cette coupe (E, fig. 18) permet d’observer la transgression des terrains messiniens sur les schistes crétacés de l’Unité de Kétama (fig. 22). Elle permet aussi de repérer le couple cinérites/récif qui constitue un bon élément chronostratigraphique permettant une corrélation entre les différentes coupes. Route : Piste descendante vers le phare de Ras Tarf (Cabo Quilates) Arrêt 15 : L’organisation tectono-sédimentaire au contact du volcan de Ras Tarf GPS : N35 14.545 ; W3 41.410, 210 m

Le panorama (fig. 23) montre le contact entre le bassin de Boudinar et le volcan de Ras Tarf. C’est un contact tectonique matérialisé par une faille décrochante dextre à composante normale et de direction N150 (fig. 18). Signalons que les marnes à niveaux diatomiques, bien visibles audessus du niveau-repère cinéritique, sont affectées par une suite de failles normales synsédimentaires de direction N130. On peut remarquer qu’une grande faille, orientée NNE-SSW (au premier plan de la figure 23), affaisse le compartiment occidental. Route : A quelques kilomètres de trajet vers l’est, on rejoint la rocade N16, aux environs du phare de Ras Tarf. On rejoint l’arrêt suivant à une dizaine de kilomètres sur la rocade, en direction de l’est. FIG. 21 : Faciès et tectonique du Messinien du bassin de Boudinar, à l’ouest de oued Amekrane. FIG. 21 : Messinan facies and tectonics of the Boudinar Basin, west of Wadi Amekrane.

FIG. 22 : Stratigraphie du Messinien près de Moulay El Arbi. FIG. 22: Messinian stratigraphy next to Moulay El Arbi

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FIG. 23 : Croquis et vue des affleurements des marnes et diatomites du bassin de Boudinar affectées par des failles normales synsédimentaires. FIG. 23 : Drawing and view of the Boudinar marls and diatomites affected by synsedimentary faults.

Arrêt 16 : Caractéristiques stratigraphiques du Pliocène basal GPS : N35 13.856 ; W3 36.377, 21 m

Les terrains du Pliocène inférieur (fig. 24) montrent des marnes sableuses et gréseuses riches en bioclastes. Remarquons aussi la présence de surfaces ferrugineuses, de stratifications obliques et entrecroisées ainsi que des figures de plis de glissement (« slumps ») indiquant une organisation paléogéographique de prodelta, liée à un retour des conditions de bas niveau marin. Arrêt 17 : Passage du Messinien marin au Pliocène transgressif GPS : N35 12.806 ; W3 34.122, 21 m

La fin du cycle messinien (fig. 24) est marquée par une chute rapide du niveau marin qui a causé l'exondation du bassin. La discontinuité engendrée matérialise une lacune remarquable dans la sédimentation, correspondant à la crise fini-messinienne (fig. 19). La sédimentation pliocène rencontrée au-dessus de la lacune montre en général des dépôts de mer peu profonde, avec un caractère transgressif dont témoignent leurs associations paléontologiques

(Azdimousa et al., 2006).

Route : Retour à Nador par la rocade méditerranéenne (N16). Avant d’arrivée à Zeghanghane, montée vers le massif de Gourougou via une nouvelle route. Analyse de la structure du dyke trachy-andésitique de Bou Idoudane et vue générale de la lagune de Nador (fig. 25). Descente vers la lagune, près de la ville de Béni Nsar puis retour à Nador par la route N19.

J3 : Cap des Trois-Fourches (~100 km)

Itinéraire et thèmes (fig. 1) : Paléozoïque métamorphique. Néogène à plate-forme carbonatée. Volcanisme et tectonique synsédimentaire. Route and topics (fig. 1) : Metamorphic Palaeozoic series. Neogene basin with carbonate platform. Volcanism and synsedimentary tectonics. Route : Quitter Nador en direction du nord par la grande route de Melilla (N. 19). On roule au pied du Gourougou, le long de la lagune de Nador. Quitter la route de Melilla au bout de 10 km pour prendre la direction de Farkhana, vers le NW.

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FIG. 24 : Le passage des terrains marins messiniens aux faciès pliocènes transgressifs.

FIG. 24 : The passage of the Messinian marine sediments to the Pliocene transgressive facies.

FIG. 25 : Depuis le sommet du Gourougou, vue rapprochée sur le dyke trachy-andésitique de Bou Idoudane, et vue panoramique sur la lagune de Nador et, au loin, les chaînons des Kebdana (voir fig. 2).

FIG. 25 : From the Gourougou summit, close view on the Bou Idoudane trachy-andesite dyke and panorama on the Nador lagoon and the Kebdana Massif in the far background (see fig. 2 for location).

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VIII- Introduction à la géologie du Cap des Trois-Fourches

La géologie du Cap des Trois-Fourches (fig. 26A) est diversifiée et complexe du fait de la présence de terrains paléozoïques peu étudiés qui ont enregistré les mêmes conditions de métamorphisme alpin que les Temsamane (encadrés IV et V). En discordance angulaire sur ces terrains métamorphiques, se développe le Néogène du bassin de Mellila-Nador (fig. 26B), marqué par l’activité volcanique pendant le Tortonien et le Messinien, ainsi que par le développement d’une plateforme carbonatée messinienne riche en gisements paléontologiques.

Les études stratigraphiques menées dans le Néogène de cette région (Guillemin et Houzay, 1982 ; Saint Martin et al., 1991 ; Azdimousa et Bourgois, 1993 ; Cornée et al., 1996, 2002) associées à des études radiochronologiques (Roger et al., 2000 ; Garcia et al., 2004 ; Münch et al., 2005) ont permis de retracer la géodynamique de ce bassin et le développement de la plateforme bioclastique, récifale et oolitique dans le secteur nord. Dans la partie méridionale, une sédimentation de plateforme terrigène se développe. Les dépôts sont perturbés par la mise en place de tufs volcaniques issus de l’activité magmatique du volcan du Gourougou.

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des cinérites datées de 5,85 ± 0,03 Ma (Münch et al., 2005), au-dessus desquelles on observe une évolution d’une sédimentation margino-littorale à une sédimentation fluvio-lacustre. L’ensemble est coiffé par une coulée de basalte shoshonitique datée de 5.77 ± 0,04 Ma (Roger et al., 2000). Sur la route menant à Had Béni Chiker, des biocalcarénites à stromatolites et à Isognomon, dont l’âge est entre le Messinien terminal et le Pliocène inférieur, se développent au-dessus de la coulée volcanique. Arrêt 19 : Tectonique cassante de la fin du Messinien GPS : N35 17.618 ; W2 58.601, 83 m

En remontant les virages de la route vers le cap des TroisFourches, juste après le croisement de la route menant à Had Béni Chiker, des failles normales synsédimentaires N130, associées à des séismites, sont fossilisées dans les terrains fluvio-lacustres de la fin du Messinien à Farkhana (fig. 28). Certaines de ces failles extensives ont rejoué tardivement en failles inverses décrochantes.

Arrêt 18 : Le Messinien de la plate-forme détritique près de Farkhana GPS : N35 17.296 ; W2 58.949, 56 m

La coupe (fig. 27), réalisée dans la falaise cachant le village de Farkhana du côté septentrional, présente à la base

FIG. 26 : Géologie du Cap des Trois Fourches (Azdimousa & Bourgois, 1993). A- Carte géologique simplifiée ; 1- Paléozoïque, 2- Tortonien, 3- Vocanisme tortonien, 4-Messinien, 5- Volcanisme messinien, 6- Pliocène, 7- Volcanime plio-quaternaire, 8- Quaternaire. B- Synthèse stratigraphique ; 1- Conglomérats, 2- Brèche, grès, sables, 3- Marnes, 4- Argiles, 5- Calcarénites, 6- Biocalcarénites, 7- Calcaires, 8- Volcanisme ; Tectonique : D- Distension, C- Compression ; Volcanisme : CA- Calco-alcalin, SH- Shoshonitique, AL- Alcalin. Datations : 1- radiochronologiques ; 2- paléontologiques. FIG. 26 : Geology of the Cap des Trois-Fourches area (Azdimousa & Bourgois, 1993). A- Simplified geological map ; B- Stratigraphic synthesis.

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FIG. 27 : Coupe lithostratigraphique dans le Messinien supra-cinéritique de la plateforme détritique du bassin de Melilla-Nador, près du village de Farkhana. FIG. 27 : Lithostratigraphic section in the supra-cineritic Messinian of the detrital platform of the Melilla-Nador Basin, next to the Farkhana village.

FIG. 28 : Failles normales synsédimentaires messiniennes (dont l’une est reprise tardivement en faille décrochante inverse) dans les terrains régressifs du Messinien de la région de Farkhana.

FIG. 28 : Synsedimentary normal faults (one of which being inverted in a late stage) in the Messinian regressive deposits of the Farkhana area.

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Route : En route vers le Cap des Trois-Fourches, on roule sur la plateforme carbonatée récifale. Avant l’arrivée au croisement de la piste descendant vers Dchar Rana, on prend une piste vers l’ouest à partir du village de Taourirt pour arriver à Ighazazene. Arrêt 20 : Plate-forme carbonatée récifale messinienne près du village d’Ighzazene GPS : N35 21.831; W3 00.201, 319 m

Le but de cet arrêt est d’identifier le contenu lithologique et paléontologique du complexe carbonaté récifal et d’observer le caractère progradant vers l’ouest des corps récifaux frangeants (fig. 29). Deux ensembles sédimentaires ont été définis (Cornée et al., 1996). Le premier ensemble est rétrogradant à la base avec des conglomérats puis des calcaires bioclastiques déposés en discordance sur un socle tortonien et paléozoïque, puis progradant avec des sigmoïdes bioclastiques suivies d’une dizaine de récifs coralliens. L’ensemble passe au sud à des marnes pélagiques et des diatomites. Les récifs de cet ensemble sont monogénériques à Porites associés à des algues rouges puis des Halimeda (Algues vertes).

Le second ensemble (E2), daté entre 6,0-6,1 Ma et 5,77 ± 0,04 Ma par Cornée et al. (2002), consiste en des récifs agradants à Porites associés à des oolites, surmontés par des calcaires oolitiques et des grès à niveaux de thrombolites ou de stromatolites. Ces dépôts sont comparables à ceux du Terminal Carbonate Complex (TCC) défini en Espagne par Esteban (1979). L’ensemble est surmonté par une barre bioclastique riche en bivalves Isognomon qui constitue un deuxième niveau repère à l’échelle du bassin Arrêt 21 : Le Paléozoïque du Cap des Trois Fourches GPS : N35 22.363 ; W2 58.838, 348 m

L’interprétation structurale de ce secteur (Michard et al., 2007), appuyée sur la carte géologique de Melilla (Guillemin et al., 1983), envisage la présence de deux unités pa-

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léozoïques superposées (fig. 30). L’unité méridionale, au niveau de Mersa Taidant, est formée de schistes à petits niveaux quartzitiques, d’âge probablement Carbonifère. Elle chevauche, par l’intermédiaire de serpentinites soulignant un contact à pendage sud, une unité plus profonde constituée de micaschistes contenant des niveaux de quartzites et de marbres jaunes riches en concentrations ferrugineuses (Anticlinal de Tarjat). Ces faciès rappellent bien les terrains métamorphiques de Ras Afraou-Amjar. Les serpentinites superposées seraient homologues de celles des Beni Malek (fig. 3). L’analyse du degré et de l’âge du métamorphisme des micaschistes donne des résultats proches de ceux obtenus à Ras Afraou (Negro et al., 2007, 2008).

L’arrêt proposé permet d’analyser la géométrie du contact chevauchant intra-paléozoïque et de discuter la possibilité d’une nouvelle interprétation (Azdimousa et al., en prép.) qui identifie de nombreuses écailles de l’unité septentrionale chevauchant le Carbonifère vers le sud. Comme dans le chevauchement principal, les écaillages sont matérialisés par de marbres jaunes mylonitisés et ferruginisés associés à des serpentinites. Ces structures faillées ainsi que les structures ductiles repérées dans le secteur rappellent bien celles observées dans le massif des Temsamane (fig. 6). Arrêt 22 : L’accident du Cap des Trois Fourches GPS : N35 22.914 ; W2 58.895, 325 m

L’arrêt permet de visualiser un grand accident sénestre, ayant rejoué tardivement en faille normale, qui sépare les conglomérats de base « tortoniens » des terrains paléozoïques (figs. 30, 31).

Le panorama vers le nord permet de repérer les terrains sédimentaires tortoniens sur lesquels arrivent une forte accumulation de produits volcaniques calco-alcalins issus de quatre épisodes à pyroclastites et rhyolites (Guillemin et al., 1983).

FIG. 29 : Récifs frangeants progradants vers l’ouest dans le secteur d’Irhzazene. FIG. 29 : Prograding fringing reefs in the Irhzazene area.

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Arrêt 23 : Dyke rhyolitique (3ème phase magmatique) GPS : N35 24.881 ; W2 57.814, 104 m

L’arrêt au dyke rhyolitique lié à la 3ème phase magmatique (fig. 31) permet d’avoir une idée sur la structure et la pétrographie du dyke. Celui-ci a été daté de 9,6 ± 0,4 Ma par la méthode K-Ar (in Guillemin et al., 1983). L’arrêt permet également une vision panoramique en direction du Sud, montrant la coupe à partir des terrains paléozoïques jusqu’au complexe volcanique.

Arrêt 24 : Tectonique cassante à la pointe du Cap des Trois-Fourches GPS : N35 26.141 ; W2 57.415, 30 m

L’arrêt dans le secteur du phare permet d’identifier des failles normales synsédimentaires NNE-SSW enregistrées dans les pyroclastites (fig. 32A). D’autres failles tardives subméridiennes découpent ce secteur en blocs basculés vers l’ouest ; elles sont bien représentées à la pointe du cap (fig. 32B).

FIG. 30 : Coupe géologique à travers l’anticlinal de Tarjat (in Michard et al., 2007) FIG. 30 : Cross-section of the Tarjat anticline, in Michard et al. (2007).

FIG. 31 : Coupe géologique synthétique du Cap des Trois-Fourches, montrant le complexe volcanique du Tortonien en contact par faille décrochante normale avec la massif paléozoïque.

1- Paléozoïque (a : marbre ; b : quartzite ; c : micaschistes), 2- Sédiments tortoniens (a : marnes ; b : grès et sables ; c : conglomérats), 3- tufs et produits pyroclastiques, 4-7 : Rhyolites n°1 à n° 4.

FIG. 31 : Geological section in the Tortonian volcanic complex, in contact with Palaeozoic through the Cap des Trois-Fourches fault. 1- Palaeozoic, 2 - Tortonian sediments, 3 - tuffs and pyroclastics, 4- 7 : Rhyolite #1 to #4.

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FIG. 32 : Failles normales synsédimentaires dans les tufs volcaniques tortoniens du Cap des Trois-Fourches (A) et faille normale récente (B, flèche noire). En bas : Localisation sur une image Google earth. FIG. 32 : Synsedimentary normal faults in the Tortonian volcanic tuffs of the Cap des Trois-Fourches (A) and recent normal fault (B, black arrow). Bottom : location on a Google earth scene.

Références

AÏT BRAHIM L. (1991) : Tectonique cassante et états de contraintes récents au nord du Maroc ; contribution à l’étude du risque sismotectonique. Ph. Doctoral Thesis, University of Rabat, 360 p.

ANDRIEUX J. (1971) : La structure du Rif central. Notes et Mém. Sérvice Géol. Maroc, 235, 155 p.

ASEBRIY L., BOURGOIS J., CHERKAOUI T.E. & AZDIMOUSA A. (1993) : Evolution tectonique récente de la zone de la faille du Nékor : importance paléogéographique et structurale dans le Rif externe, Maroc. J. Afr. Earth Sc., 17, 65-74.

AZDIMOUSA A. & BOURGOIS J. (1993) : Les communications entre l'Atlantique et la Méditerranée par le couloir sud-rifain du Tortonien à l'Actuel: stratigraphie séquentielle des bassins néogènes de la région du cap des Trois Fourches (RifOriental, Maroc). J. Afr. Earth. Sci., 17, 975-980.

AZDIMOUSA A., BOURGOIS J., POUPEAU G. & MONTIGNY R. (1998) : Histoire thermique du massif de Kétama (Maroc) ; sa place en Afrique du Nord et dans les Cordillères Bétiques. C.R. Acad. Sc. Paris, 326, 847-853.

AZDIMOUSA A., POUPEAU G. REZQI H., ASEBRIY L., BOURGOIS J. & AÏT BRAHIM L. (2006) : Géodynamique des bordures méridionales de la mer d’Alboran ; application de la stratigraphie séquentielle dans le bassin néogène de Boudinar (Rif oriental, Maroc). Bull. Inst. Sc. Rabat, 28, 9-18. AZDIMOUSA A., JABALOY A., ASEBRIY L., BOOTH-REA G., GONZÁLEZLODEIRO F. & BOURGOIS J. (2007) : Lithostratigraphy and structure of the Temsamane unit (Eastern external Rif, Morocco). Rev. Soc. Geol. Espana, 20, 187-200.

BARHOUN N. & WERNLI R. (1999) : Biostratigraphie du Moi-Pliocène du bassin de Boudinar par les foraminifères planctoniques (Rif nord-oriental, Maroc). Rev. Paleobiol. Genève, 18, 491-508.

NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC - VOLUME 5

116

BOURGOIS J., MAUFFRET A., AMMAR A. & DEMNATI A. (1992) : Multichannel seismic data imaging of inversion tectonics of the Alboran sea Ridge (Western Mediterranean sea). Geomar. Lett., 12, 117-122.

CAIRE E., FAURE-MURET A., CHOUBERT G., HILALI E.A. & HOUZY J.P. (1975) : Nouvelles données sur la tectonique du Rif oriental (Maroc). C.R. Acad. Sc., 280, 567-570.

CHALOUAN A., MICHARD A., FEINBERG H., MONTIGNY R., SADDIQI O. (2001) : The Rif mountain building (Morocco) : a new tectonic scenario, Bull. Soc. géol. Fr. 172 603–616.

CHALOUAN A., MICHARD A., EL KHADIRI KH., NEGRO F., FRIZON DE LAMOTTE D., SOTO J.I. & SADDIQI O. (2008) : The Rif Belt. In Michard A., Saddiqi O., Chalouan A. & Frizon de Lamotte D. (Eds.), Continental Evolution : The Geology of Morocco ; Structure, Stratigraphy and Tectonics of the Africa-AtlanticMediterranean Triple Junction, Lect. Notes Earth Sci. 116, Springer Verl., Berlin, Heidelberg, 203-302.

CHOUBERT G., FAURE MURET A. & HOUZAY J.P. (1984) : Carte géologique du Rif, feuille de Kebdani (1/50 000). Notes et Mém. Serv. Géol., Maroc, 301.

CORNÉE J.J., SAINT MARTIN J.P., CONESA G., ANDRE´ J.P., MULLER J. & BENMOUSSA A. (1996). Anatomie de quelques plates-formes carbonatées progradantes messiniennes de Méditerrané. Bull. Soc. Geol. Fr., 167, 495– 507. CORNÉE J.J., ROGER S., MÜNCH P., SAINT MARTIN J.-P., FÉRAUD G., CONESA G. & PESTREA S. (2002) : Messinian events : new constraints 40Ar/39Ar ages and timing of Messinian events in the Melilla-Nador basin. Sedim. Geol., 151, 127-147.

ESTEBAN M. (1979) : Significance of the Upper Miocene coral reefs of the Western Mediterranean. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 29, 169–188. FAURE-MURET A. & CHOUBERT G. (1971) : Note au sujet des nappes de charriage des Temsamane (Rif oriental, Maroc). C. R. Acad. Sci. Paris, 272, 2657-2660.

FAURE-MURET A. et al. (1996a) : Carte géologique de Zeghanghane, Notes et Mém. Serv. Géol. Maroc, 370.

FAURE-MURET A. et al. (1996) : Carte géologique de Nador, Notes et Mém. Serv. Géol. Maroc, n° ?

CHOUBERT G., FAURE-MURET A., HILALI E.A. & HOUZAY J.P. (1984) : Carte géologique du Rif au 1/50 000, feuille Boudinar. Notes & Mém. Serv. géol. Maroc, 299.

FEINBERG H. (1986): Les séries tertiaires des zones externes du Rif (Maroc). Notes et Mém. Serv. Géol. Maroc, 315, 192 p. FERRILL D.A., MORRIS A.P., EVANS M.A., BURKHARD M., GROSHONG JR R.H. & ONASH C.M. (2004) : Calcite twin morphology: a low-temperature deformation geothermometer. J. Str. Geo. 26, 1521-1529. FRIZON

LAMOTTE D. (1985) : La structure du Rif oriental (Maroc). Rôle de la tectonique longitudinale et importance des fluides. Mém. Sci. Terre, Univ. Pierre et Marie Curie, Paris VI.

DE

GARCIA F., CONÉSA G., MÜNCH P., CORNÉE J.-J., SAINT MARTIN S.S. & ANDRÉS J.P. (2004) : Evolution des environnements littoraux du basin de Melilla-Nador (Nord-Est Maroc) au Messinien entre 6,0 et 5,77 Ma. Geobios, 37, 23-36.

GUILLEMIN M. & HOUZAY J.P. (1982) : Le Néogène post-nappes et le Quaternaire du Rif nord-oriental (Maroc). Stratigraphie et tectonique des bassins de Melilla, du Kert, de Boudinar et du piedmont des Kebdana, Notes Mém. Serv. Géol. Maroc, 314, 7–238.

GUILLEMIN M., HERNANDEZ J. & WILDI W. (1983) : Carte géologique du Rif, échelle 1/50 000, feuille Melilla. Notes Mém. Serv. Géol.

Maroc, 297.

HAQ B.U., HARDENBOL J. & VAIL P.R. (1987) : Chronology of fluctuating sea levels since the Triassic. Science, 235, 1156-1166. Haq B.U., Hardenbol J. & Vail P.R. 1988. Mesozoic and Cenozoic chronostratigraphy and cycles of sea-level changes. Soc. Econ. Paleontol. Mineral. Spec. Publ., 42, 71-108.

HERNANDEZ J. (1983) : Le volcanisme miocène du Rif oriental (Maroc). Géologie, pétrologie et minéralogie d'une province shoshonitique. Ph. Doctoral Thesis, Univ. Pierre et Marie Curie, Paris VI, 592 p.

HERNANDEZ J. & BELLON H. (1985) : Chronologie K-Ar du volcanisme Miocéne du Rif oriental (Maroc) : Implications tectoniques et magmatologiques. Rev. Géol. dyn. & Géogr. phys., 26, 85-94.

HERVOUET Y. (1985) : Géodynamique alpine (Trias-actuel) de la marge septentrionale de l'Afrique, au nord du bassin de Guercif (Maroc oriental). Thèse Univ. Bordeaux, 367 p.

HOUZAY J.-P. (1975) : Géologie du bassin de Boudinar (Rif oriental,Maroc). Thèse 3ème cycle. Univ. Paris Sud, Orsay, 227 p. HSÜ K.J., RYAN W.B.F. & CITA M.B. (1973) : Late Miocene desiccation of the Mediterranean. Nature, 242, 240-244.

JOHNSON C., HARBURY N. & HURFORD A.J. (1997) : The role of extension in the Miocene denudation of the Nevado-Filábride Complex, Betic Cordillera (SE Spain). Tectonics, 16, 189-204.

LEBLANC D. (1975-1979) : Etude géologique du Rif externe oriental au nord de Taza (Maroc). Notes Mém. Serv. Géol. Maroc, 281, 160 p.

LEBLANC D. & SUTER G. (1977) : Un témoin possible des zones internes dans la partie orientale du Rif externe (Maroc) Le Jbel Khebaba (ou Ouaourid). Comptes Rendus de l’Académie des Sciences de Paris, 313, 787-793. MAURY R.C., FOURCADE S., COULON C., EL AZZOUZI M., BELLON H., COUTELLE A., OUABADI A. , SEMROUD B., MEGARTSI M., COTTEN J., BELANTEUR O., LOUNI-HACINI A., PIQUÉ A., CAPDEVILA R., HERNANDEZ J. & REHAULT J.-P. (2000) : Post-collisional Neogene magmatism of the Mediterranean Maghreb margin : a consequence of slab breakoff. C. R. Acad. Sci. Paris 331, 159-173.

MICHARD A., FEINBERG H., EL AZZAD D., BOUYBAOUENE M. & SADIQQI O. (1992): A serpentinite ridge in a collisional paleomargin setting: the Beni Malek massif, External Rif, Morocco. Earth Planet. Sci. Lett, 113, 435-442.

MICHARD A., FRIZON DE LAMOTTE D. & NEGRO F. (2007) : Serpentinite slivers and metamorphism in the External Maghrebides : Arguments for an intracontinental suture in the African paleomargin (Morocco, Algeria). Rev. Soc. Geol. España, 20, 173-185.

MONIÉ P., FRIZON DE LAMOTTE D., & LEIKINE M. (1984) : Etude géochronologique préliminaire par la méthode 39Ar/40Ar du métamorphisme alpin dans le Rif externe (Maroc). Précisions sur le calendrier tectonique tertiaire. Revue de Géologie Dynamique et de Géographie physique, 25, 307-317.

MOREL J.-L. (1988) : Evolution récente de l'orogène rifain et de son avantpays, depuis la fin de la mise en place des nappes (Rif, Maroc). Mém. Géodiffusion, 4, 226 p.

MOREL J.L. (1989) : Etats de contrainte et cinématique de la chaîne rifaine (Maroc) du Tortonien a l'actuel. Geodinamica Acta, 3, 238-294.

MÜNCH P., ROGER S., CORNÉE J.-J., SAINT MARTIN J.-P., FÉRAUD G. & BENMOUSSA A. (2001) : Restriction des communications entre l’Atlantique et la Méditerranée au Messinien : apport de la téphrochronologie dans la plate-forme carbonatée et le bassin de Melilla-Nador (Rif nord-oriental, Maroc). C.R. Acad. Sci. Paris, 332, 569-576.

CIRCUIT C9 : RIF ORIENTAL MÜNCH P. CORNÉE J.-J., FÉRAUD G., SAINT MARTIN J.-P., FERRANDINI M., GARCIA F., CONESA G., ROGER S. & MOULLADE M. (2005) : Precise 40Ar/39Ar dating of volcanic tuffs within the upper Messinian sequences in the Melilla carbonate complex (NE Morocco): Implications for the Messinian Salinity Crisis. Int. J. Earth Sci., 95, n°3, p. 491-503.

NEGRO F. (2005) : Exhumation des roches métamorphiques du domaine d´Alboran: étude de la Chaîne Rifaine (Maroc) et corrélation avec les Cordillères Bétiques (Espagne). Ph. Doctoral Thesis, University Paris XI, Paris, 376 p.

NEGRO F., AGARD P., GOFFÉ B. & SADDIQI O. (2007): Tectonic and metamorphic evolution of the Temsamane units, External Rif (northern Morocco). Implications for the evolution of the Rif and the Betic-Rifean arc. J. Geol. Soc., 164, 829-842.

NEGRO F., DE SIGOYER J., GOFFÉ B., SADDIQI O. & I.M. VILLA (2008): Tectonic evolution of the Betic–Rif arc : New constraints from 40Ar/39Ar dating on white micas in the Temsamane units (External Rif, northern Morocco), Lithos, 106 (2008) 93–109 ODIN S. (1994) : Geological time scale. C.R. Acad. Sci. Paris, 318, 59-71.

ROGER S., MÜNCH PH., CORNÉE J.-J., SAINT-MARTIN J.-P., FÉRAUD G., PESTREA S., CONESA G. & BEN MOUSSA A. (2000) : Ar40/Ar39 dating of the preevaporitic Messinian marine sequences of the Melilla basin (Morocco) : a proposal for some biosedimentary events as isochrons around the Alboran sea. Earth Planet. Sci. Lett, 179, 1, 101-113.

RUSSO P. & RUSSO L. (1929) : Recherches géologiques sur le Nord-Est du Rif. Mémoires de la Société des Sciences naturelles du Maroc,

117

20, 1-159.

SAINT MARTIN J.P., CORNÉE J.J., MULLER J., CAMOIN G., ANDRÉ J.P., ROUCHY J.M. & BENMOUSSA A. (1991) : Contrôles globaux et locaux dans l’édification d’une plate-forme carbonatée messinienne (bassin de Melilla, Maroc) : apport de la stratigraphie séquentielle et de l’analyse tectonique. C. R. Acad. Sci. Paris, 315, 1573–1579. SALVAN H.M. (1974) : Les séries salifères du Trias marocain; caractères généraux et possibilités d'interprétation. Bull. Soc. Géol., Fr., XVI, 724-731. SERRANO I., ZHAO D., MORALES J., TORCAL F. (2003) : Seismic tomography from local crustal earthquakes beneath eastern Rif Mountains of Morocco, Tectonophysics, 367, 187–201.

SPAKMAN W., WORTEL R. (2004) : A tomographic view on Western Mediterranean geodynamics, in ], in : W. Cavazza, F. Roure, W. Spakman, G.M. Stampfli and P.A. Ziegler (Eds), The TRANSMED Atlas - the Mediterranean region from crust to mantle, Springer, Berlin,

SUTER G. (1980a) : Carte géologique de la chaîne rifaine à 1/500 000. Notes et Mém. Serv. Géol. Maroc, 245.

VAIL P.R., COLIN J.-P., JAN DU CHENE R., KUCHLY J., MEDIAVELLA F. & TRIFILEFF V. (1987) : La stratigraphie séquentielle et son application aux corrélations chronostratigraphiques dans le Jurassique du bassin de Paris. Bull. Soc. Géol. Fr., 7, 1301-1321.

WERNLI R. (1988) : Micropaléontologie du Néogène post-nappes du Maroc septentrional et description systématique des foraminifères planctoniques. Notes et Mém. Serv. Géol. Maroc, 331, 270 p.

ANNEXES

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NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC - VOLUME 5

Légende générale de la carte géologique du Maroc au 1/1 000 000

Annexe 2 / Appendix 2 : International Stratigraphic Chart (ICS 2008)

ANNEXES

121

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