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Rabat, 1994, W 18, pp. 145-168

ectonique de l Est Massif hercynien central zone d Azrou-Khnifra)

Mohamed BOUABDELLI

INTRODUCTION

Du point de vue structural trois ensembles ont t

istingus dans l Est du Massif Hercynien central: fig.1) :

OUABDEW 1989) :

- l ensemble oriental, o prdominent les terrains

lochtones de l Ordovicien suprieur;

- l e nsemble central, constitu de terrains carbonifres

ansgressifs sur un soubassement cambro-ordovicien;

- l ensemble occidental, o affleurent les terrains du

rbonifre suprieur.

Ces deux derniers ensembles sont autochtones ou para

utochtones, tandis que le premier occupe une position

ENSEMBLE ORIENT AL

Il correspond aux nappes de Khenifra et Mrirt, dfinies

r ALLARY

al. 1972), et aux units orientales dfinies

ar BOUABDELLI 1982, 1989) dans la rgion d Azrou. Il

st en majeure partie constitu par les terrains quartzo

litiques de l Ordovicien suprieur.

Cet ensemble s tend depuis Ben Smim, au Nord

Azrou, Zaouiat At Ishak au SSW. Nous distinguerons

ois units disposes du NNE au SSW, et spares par des

ontacts chevauchants fig.l). Ce sont l unit d Azrou,

unit de Mrirt et l unit de Khnifra, dont les superficies

ont quivalentes, environ 200 km2 chacune.

unit d Azrou

Elle est limite au SE et au NE par les terrains

iasiques et jurassiques du Causse moyen-atlasique. Sa

mite nord-occidentale correspond son front de

hevauchement sur les terrains carbonifres Tournai sien

amurien), tandis qu au SW elle chevauche l u nit de Mrirt

hauteur du Sud du village de Souk el Had.

La srie stratigraphique se compose des terrains grso

litiques de l Ordovicien suprieur, et des schistes argileux

oirs graptolites du Silurien. La srie dvonienne est

abord dtritique puis carbonate au Dvonien moyen et

uprieur. Le Carbonifre est reprsent par les

onglomrats et grauwackes du Tournaisien suprieur suivis

une srie calcaro-plitique du Visen infrieur et moyen

La structuration de l unit d Azrou est caractrise par un

caillage intense accompagnant et suivant un pisode de

lissement schistosit subhorizontale, et dvers vers

Ouest ou le NW.

unit de Mrirt

Elle est situe immdiatement au SW de l unit d Azrou

ui la chevauche. L caillage syn- post-schisteux est ici

moins prononc que dans l unit prcdente. Alors que les

contacts des terrains allochtones observs au NW unit

d Azrou) sont subhorizontaux, ils sont souvent redresss ici.

Les terrains de cette unit appartiennent essentiellement

l Ordovicien suprieur dont l paisseur varie entre 500 et

700 m.

Deux fentres apparaissent dans cette unit: celles de

Tanoualt 8 x 2 km), au NE de Mrirt, et celle d Anajdam

moins tendue 2 x 1 km) au SE du Jbel Aouam. A

Tanoualt, les terrains autochtones sont surmonts en

discordance par les calcaires et les flyschs du Visen. A

Anajdam, c est une srie du Dvonien suprieur FAlK,

1988) qui constitue l autochtone.

Les formations dvoniennes et visennes allochtones des

environs de Ziar auraient pu tre rattaches

cette unit.

Nous les avons intgres aux formations resdimentes

nappes synsdimentaires et olistostromes) dans le bassin

visen de l ensemble suivant.

L unit de Khenifra

Elle affleure au SW de l unit de Mrirt et chevauche cette

dernire. Sa limite orientale est constitue par les

formations triasiques qui la recouvrent largement. Au Nord

de Khenifra, les dpts autuniens la masquent sur une

dizaine de kilomtres, cachetant son front occidental. Vers le

Sud, l rosion post-hercynienne laisse apparatre une vaste

fentre d environ 16 km de long sur 8 km de large, formant

le massif du Bou Guergour. Les terrains autochtones de ce

massif sont des grso-plites cambro-ordoviciennes et des

calcaires visens discordants.

Les terrains de l unit de Khenifra sont essentiellement

des schistes grseux attribus l Ordovicien.

L ENSEMBLE CENTRAL

Au NW de l ensemble oriental, dont il constitue

l autochtone, nous avons dfini un ensemble central,

caractris par le dveloppement de formations carbonifres

s tageant du Tournaisien suprieur au Visen suprieur

BOUABDELU, 1989).

L accident majeur d Aguelmous fig.l), d allure

sigmode, passe d une direction N 40 dans sa portion au

SW du granite du Ment, une direction N 70 dans sa

portion NE. Il spare une partie septentrionale, o le

soubassement des formations carbonifres est reprsent par

la ride de Bou Khadra - Daa El Bgar, forme de terrains

ordoviciens dvoniens sommitaux; d une partie

mridionale d extension transversale plus large 40 km

environ), o le soubassement est constitu par les

mOntagnes en quartzites du pays Zaan, dont le matriel est

dat du Prcambrien ~\l Ordovicien suprieur.

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146

M. BOUABDELU

o ~ Jot

1

LES ENSEMBlES STRl,ITUR~UX

DE L EST DU MAROC CENTRAL HERCYNIE .

B

-....c

Ensemble oriental

D

Ensemble cent,al

t ambr_do icien

b

~e

cwtIanilre

NfIPCsynMdimentaire

m

Ensemble occiden.al

e,enite t.,di~cynien

A-Auou, M- irt, K-Khftilra, Ae- eue/mou.

Fig. 1: Les ensembles sllUcluraux de l Est du Maroc central hercynien

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TEONQUE DE L'T DU MA CE 147

La partie septentrionale

Elle est constitue par les frmations de Bou KhaaAfud Oulgham, de Mouchnkour, et de An Ichou dfinispar BUDLL (1982, 1983, 1989), ainsi que par leurprolongement au Sud de Souk el Had. Ce sont des trrainscarbonifres qui resent en discordance su des sries antvisnnes

On y observe d'importants nappes synsdimntares qui

monent des successions en majeure parte dvoninnes AuJbel Bou Khmis et pus au Nord, en bordure du caussedIto, apparaissent des sries dont lge st postiur lamise en place de ces nappes puisques scellent le contactprc de celes-ci

La partie mdionale

Par rapport la partie sptentrionale, cette zon scaractrise par lapparition massive du soubassementcambroordovicien du bassin visen e sillon unique dfniprcdemment dans la rgion d'Azrou persiste usquau Sudde Ziar et lOust de Khnifa, mais il se subdivise en

dux grands sillons spars par l haut-fnd que constitue leJbel Hadid:

n sillon sudorienl, au NW de Zaouiat ch Cheikh, sdimentton rs plitque et peu chaotique

n sillon sudoccidntal, qui se poursuit dans la rgionde Oulad Ayyad (uille de Qasbat Tada, 1/100000), etdans lequel deux massifs cambroordovicins allongs NESW (Jbel Sidi Belkhit, et At el HajBou Acila) constituentdes des antvisnnes

ENSEMBE OCCIENT A

Cet ensemble est moins complexe que les deuxprcdnts l est compos de frmations namuriennes dontla structuration est reprsente par un plissement dirig NESW, avec des plis plan axial vrtica lgrment dversau NW ou au SE caillage obsrv dans les unis plusorientales est ici absent ou moins prononc

a limite avec l'nsemble central est plus diffuse quecelle reprsente par le ront de lensemble orientalallochtone a nature de cette limite est autantstratigraphique que tectonique : elle constitue la bordureorientale du synclinorium du Fourhal. ans la partiesepnionale, le passage de lensemble central lensembleoccidental est stratigraphique; le Namurien cis

turbiditique it suite aux calcaires en chapelets de Tizra etBou Balghatene

Au Sud du granite du Ment, cet ensemble est en contactavec les massis cambroordoviciens du pays Zaan(AguelmousGoada), par lintermdiaire de la ailledAguelmous

e plissement postnamurien ait apparatre dans lesanticlinaux les sries visennes appartenant lensemblecentral. Ceci est visible lEst du Causse dAgoura lextrme Nord de la rgion

LES STRUCTURES REGIONALES

a fgue 2 permet d distingur ls lments sructuauxrgionaux On y obsrve ls subdivisions dj nonces cidessus ainsi que ls grandes sructurs plicatives rsultant duserrage hrcynin le plus tardi, postnamurin(BUD, 989) Cette architecture nest que trs peuperturbe par l serrag atasique, puisque les dpts duTrias et du ias sont rests bulaires, lalment basculs

proximit d filles On obsrve nanmoins, dans l bassinautunien de Khnifra, les conte-coups dune comprssionmodre SENW, post-autunienne et anttriasique(ARY & al, 192)

ne succssion danticlinaux et de synclinaux NESWput tre dessine is sont souvnt limits par descisaiments vrgence Ouest ou NW (units orientales)ou par des ils subvrticals (soubassmnt cambroordovicin du pays Zaan)

- lnsembl oriental forme un zone anticlinoria quiest subdivise au niveau de lunit d Mrirt n duxsynclinaux : l synclinal d BouOunabdouTouchchnt,

cur dvonien au SE et le synclinal du Jbl Aouam curvisen au ans la zon anticlinale affleurent ls deuxfntres de Tanoualt au Nord t Anajdam au Sud

lensemble central est un domaine synclinorial avecdans sa parie septenionale dux rides anticlinalesclle dBou Khadra Mouchnkou au SE, o affleure le vonienautochtone t celle de Bou Balghatene au NW Sa partiemridionale st compique par la ride cur dvonien duBouechchot, et par ls zones anticlinales illes du paysZaan et du Jbel Hadid plus au Sud

lensemble occidental constitue le flanc oriental dusynclinorium du Fourhal cur namurowestphalien o les

plis sont plus ouverts et lintnsit de la schistosit moinsprononce

ES COPES GENEAES

Trois coupes sr ies du Nord au Sud, levstransvrsalement aux structures prmttent de mttre envidnce lagencment suctural des trrains palozoques dela rgion dAzrouKhenifa (fig 3) a premire (A), dans lapartie septentrionale, stnd selon une direction EW dpuisAn euh l'Est, usqua Tichout Oulabas lOuest du belBou Khmis a seconde (B) va de la rgion de Mrirt l'ENEau massi cambroordovicin dAguelmous Ke nSour lWSW. Elle passe par la nte de Tanoualt dans la nappede Mrirt, puis par clle de Bouechchot et se termine un peu lOuest du Jbel Mtorziane (cote 627) a oisime (C),enin, part de lEst de la alaise dAhalla lENE et aboutitau massi de Ouerdane en passant par Zia et au Sud desquartites camboordoviciens de Bou obra.

Plusieurs taits peuvent tre nots en analysant cescous; nous en rtiendrons tois principaux

dans lextrmit orintale de toutes les coups, lesailles sont peu pentes, chevauchantes ou subhorizontleslimitant des units allochtones. A lOuest les ailles sont

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M. BOUABDELll

ar contre redresses et elles affectent le soubassement

- le dversement des structures dans la partie

eptentrionale est vers l Ouest. Dans cette rgion, le

oubassement n affleure pas et les caillages sont

rpondrants. Dans les coupes B et C, o l on voit

pparatre les terrains cambro-ordoviciens, les structures

plisses ont un plan axial subvertical ou pen t vers le NW,

dversant ainsi les structures vers le SE. Le contrle de ces

vergences par des accidents de socle pardt assez vident.

- les units allochtones reposent sur un substratum dont

les terrains appartiennent au Visen suprieur et sont

caractriss par des dpts chaotiques. Leur contact de base

est repliss par des plis affectant ce substratum.

axe anticlinal

axe anticlinal

iVec ptongemen t

axe syncl inal

2 Km

1

G

granite tardi hercynien

ensemble oriental

D

carbonifre ]

ensem le

~ n ppe synsedlment lre central

cambro ordovicien

El ensemble occidental

Fig. 2: Schma structural de l Est du massif hercynien central du Maroc.

A CHRONOLOGIE DES PHASES DANS LES

TRAVAUX ANTERIEURS

ANS LA REGION DE MRIRT A KHENIFRA

L tude tectonique et microtectonique de la partie sud

rientale du Massif central hercynien, entreprise

njointement par ALLARY, LAVENUE et RIBEYROLLES

72) leur avait permis de conclure au caractre polyphas

e l orognse hercynienne dans cette rgion. La succession

es phases distingues par ces auteurs est la suivante:

a dformation antvisenne :

Elle est caractrise par deux phases de plissement

phases 1 et 2); la premire s accompagne d une schistosit

I proche de Nord-Sud; la deuxime est post-schisteuse. A

es plissements succde une phase cassante caractrise par

dcrochements rejets plurikilomtriques.

La dformation post-visenne et ant-permienne

Elle est galement caractrise par deux phases de

plissements. La phase 3, proche d Est-Ouest N 70),

correspond la mise en place de structures tangentielles

importantes accompagnes d une schistosit S3; elle est

suivie par la mise en place d importantes nappes de

glissement. La phase 4 correspond des plis NE-SW qui

sont les plus visibles dans la rgion; une schistosit S4 les

accompagne parfois. A ces plissements post-visens succde

une nouvelle phase cassante galement caractrise par des

dcrochements.

La dformation post-permienne et ant-triasique :

Elle correspond des plis peu accentus accompagns de

failles inverses et de dcrochements.

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TEcroNIQI... E DE L PST DU MAROC CENTRAL

149

w

hv2

Jbel Bou Khmls

hvl

~.

Aq. n ferrane

h

v

1

~

o

1275

Os, Oldovle/en

sup~tl ur

Si, Silurien; d, D~l onlenJ h T, Tourn./s/en; h V s en suplrieur; h 10 2, V/sIen

uplr/eut

N.murlen

WSW

wsw

Mtorziane

o C.mbro-Ordovic/en

Bouechchot

hv 1 d

~

Jbel. Aouam

hvl 1 1 O.

Tanoualt

N

1=

Fig. 3: Coupes serries dans les terrains palozoques de la zone Azrou-Khnifra.

ANS LA REGION D AZROU

Dans la partie septentrionale de l Est du Maroc central,

tude structurale des terrains palozoques BUABDELLI,

982a, 1982b, 1983 et 1989) avait montr l existence d une

ctonique de blocs entranant la discordance du Toumaisien.

oit par suite de la progression de la mme transgression,

oit plutt aprs de nouveaux mouvements toujours sans

chistogense), le Visen suprieur vient en discordance

sque sur le Dvonien infrieur. La tectonique pendant le

iscn suprieur se manifeste par la diffrenciation de hauts

onds et d un foss

wildflysch et nappes synsdimentaires.

a dformation compressive synschisteuse avait

lobalement t attribue une phase postrieure au

amurien; elIe est caractrise par des directions axiales NE

W calques sur les structures dvono-dinantiennes. Cette

hase locale dveloppe des plis vergence externe NW)

couchs dans les units les plus internes, de plus

n plus droits vers les units les plus externes, dans

squelIes la schistosit s attnue puis disparat. Au gradient

e dformation se superpose un gradient mtamorphique qui

it passer de l pizone suprieure au SE l anchizone puis

diagense au NW. Des chevauchements vergence NW,

morcs vers la fin du plissement synschisteux, s achvent

ostrieurement lui p hase II) : les units les plus internes

Ordovicien, Dvono-Carbonifre) sont charries sur les

units les plus externes parautochtone, puis autochtone

relatif, Dvonien Carbonifre). La fin du serrage est

marque par des dcrochements et crnulations phase III).

LES ELEMENTS DE DATA nON DES PHASES

TECTONIQUES

DONNEES STRA TIGRAPHIQUES

La datation palontologique des terrains engags dans des

discordances stratigraphiques constitue une des bases de la

chronologie des phases tectoniques propose dans le

paragraphe prcdent. Ces donnes sont rcapitules sur la

figure 4, o elles montrent que les dformations sont

attribuables aux priodes successives suivantes:

1 - antrieurement au Tournaisien suprieur, des

dformations affectent le Jbcl Bou Khadra rgion d Azrou)

et le Jbel Bouechchot rgion de Mrirt), o les derniers

terrains affects sont attribus au Dvonien suprieur. ElIes

sont caractrises par l absence de schistosit. Au Jbel

Bouechchot se dveloppe un plissement dissymtrique

intracouche vergence SW, prcd ou contemporain de

glissements synsdimentaires au Dvonien moyen et

suprieur.

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1 1

o

discord nce

stratigraphique

discordance

infr visfenne

ges isotopiques Ar

du mftamorphisme

M. BOUABDELll

N

~

0

100Km

V Visten

hl ourn isiln

K O Ordovicien suprieur

Os ambra Ordovicien

Fig. 4: Rpartition cartographique des ges isotopiques des vnements tectono-mtamorphiques et des discordances

stratigraphiques.

2 - pendant la sdimentation dans le bassin visen V3a

3bg), des dformations se traduisent par des discordances

tra-formationnelles observes Gara Tanadrara = Gara

endra, TERMIER, 1936; MORIN, 1958) et vers le Nord

rs de Dchar At Abdellah, Bou- W azzou et Jbel Bou

hmis. Les datations palontologiques n ont pas permis

affiner l ge de ces discordances, qui ne sont pas forcment

rictement synchrones mais qui enregistrent les effets de la

ctonique contemporaine de la sdimentation du Visen

prieur V3b). On leur associe le dveloppement de

rmations slumps et olistolites, ainsi que la mise en

ace de nappes synsdimentaires.

3 - antrieurement au Visen suprieur-Namurien

3bg- V3c), le massif cambro-ordovicien du pays Zaan est

arqu par le dveloppement de bandes mylonitises, de

histosit et de larges plis vergence occidentale SW

W) ou orientale NE SE). Des caillages intra-bancs

t aussi fossiliss par les dpts viso-namuriens.

4 - postrieurement au Namurien, c est un plissement

E-SW non schisteux qui structure les terrains namuriens

de l ensemble occidental et reprend l ensemble des structures

prcdentes.

5 - postrieurement au Permien Autunien) et

antrieurement au Trias se dveloppent des plis peu serrs,

des failles inverses et des dcrochements.

LA ZONATION ET L A GE DU METAMORPHISME

L analyse des microstructures montre que dans

l ensemble des terrains palozoques de la rgion d Azrou

Khenifra la schistosit principale affecte une fabrique

sdimentaire antrieure. Elle s accompagne de noformations

minrales pizonales mtamorphisme de faible degr:

facis schistes verts, WINCKLER, 1974). Les dformations

ultrieures se traduisent dans la rgion soit par des bandes de

pliage fragile kink-band) soit par des plans de schistosit de

crnulation strain slip cleavage) qui peuvent montrer des

indices de dissolution concentration d insolubles) et de

rarrangements mcaniques sans noformations minrales.

La datation des minraux syntectoniques illites) permet de

dterminer l ge de l pisode tectono-mtamorphique.

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TECIDNIQUE DE L EST DU MAROC CENIRAL

151

L ensemble des structures synschisteuses de la rgion

zrou-Khenifra sont hercyniennes (ALLARY

al., 1976;

OUABDELLI, 1982 et 1989). Les terrains triasico

urassiques discordants sont en effet tabulaires et forment le

ausse du Moyen-Atlas (TERMIER, 1936). Des datations

sotopiques ont t effectus par HUON (1985) et

OUABDELLI (1989); elles permettent de conclure aux

sultats suivants:

Six chantillons ont t traits avec des fractions

ranulomtriques suffisamment fines (infrieures 1 ou

/lm) pour que la rhomognisation isotopique soit

otale dans l pizone (HUON, 1987). Les chantillons ont

t choisis de faon viter l effet d un contrle structural

ur les recristallisations des minraux argileux: ces schistes

pizonaux ne prsentent qu une seule schistosit, non

Deux groupes d ges ont t obtenus; le premier traduit

un vnement intra-visen (320 330 Ma), tandis que le

econd se situe entre le Westphalien et la base du Permien.

Deux rsultats fondamentaux sont retenir :

- aucun ge obtenu n indique un vnement ant-visen

- l ge intra-visen correspond une structuration

synmtamorphe contemporaine de la sdimentation dans le

in d Azrou-Khenifra.

Quant l ge fini-carbonifre permien du second

vnement, il serait tentant de le relier au plissement des

terrains namuriens et westphaliens, bien que l volution de

ces derniers soit seulement diagntiques. L influence

thermique de la mise en place des granites tardi-hercyniens

(granite du Ment, 279 /- 6 Ma : MRINI, 1985; complexe

intrusif du Jbel Aouam, 286 Ma : CHEILLETZ, 1982) ainsi

que celle de l ouverture des bassins autuniens sont peut-tre

plus prpondrantes.

CONCLUSION

La synthse des diffrentes donnes que nous venons de

prsenter permet de distinguer trois principaux pisodes de

dformations hercyniennes superposes :

1- les dformations postrieures au Dvonien suprieur

et antrieures au Toumaisien suprieur.

2- les dformations intravisennes, antrieures au Visen

terminal - Namurien

3- les dformations postrieures au Namurien et

antrieures au Westphalien C

Un quatrime pisode, postrieur l Autunien et intra

permien, est scell par les dpts triasiques tabulaires. Son

tude ne sera pas aborde ici.

A - a euleaent 4 s couche.l_ 10D de raUl nonul N110- 140.

Fora.tion d structure. ro par ali nt.. vera le SV.

C -

D4p6t en discordance cleaconalOlHrata et rh tournahiens.

D -

Pll llent Pl post - Vb'en aup'rleur 50-N?O.

Fig. 5: Squence de dformations du jbel Bouechchot.

CARACTERES ET DISTRIBUTION DES

STRUCTURES

LES DEFORMA TrONS ANTE- TOURNAISIENNES

La tectonique en blocs basculs du Jbel

Bouechchot

La squence des dformations (fig. 5) observes dans les

terrains dvoniens du Jbel Bouechchot recouverts en

discordance par les couches tournaisiennes montre la

succession suivante (BOUABDELLI

al., 1989;

BOUABDELU 1989) :

- des glissements synsdimentaires apparaissent dans les

niveaux calcaires sommitaux. Ils s expriment par de

nombreuses figures de boudinage synsdimentaire,

d entassement de fragments de bancs et de s lumps

dissymtriques observs l aval de micro failles courbes

amorties dans les interlits marneux.

- un plissement Po reprsent par des plis intracouches

mtriques dcamtriques, gomtrie dissymtrique et qui

s amortissent transversalement. Leur flanc court est souvent

cisaill, ce qui indique leur caractre de plis d entranement

paralllement au plan du litage stratigraphique. On

n observe pas de relle schistosit de plan axial, mais une

dformation par pression-dissolution localise dans les

flancs inverses cisaills. Les axes des plis Po montrent une

dispersion axiale autour d une direction N 50- N 70,

correspondant la direction axiale de plis Pl postrieurs

(stro gramme, fig. 5). Les plis Po sont prcoces,

antrieurs aux dpts tournaisiens.

- un plissement Pl qui affecte aussi bien les couches

dvoniennes que leur couverture discordante, toumaisienne

et visenne. La structure du Jbel Bouechchot en anticlinal

kilomtrique NE-SW dvers vers le SE est due cette

phase de plissement post-visenne. Dans les terrains

dvoniens, elle s exprime par des plis hectomtriques

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M. BOUABDELU

camtriques, parfois mtriques, d axe N 50 N70,

ccompagns d une schistosit de fracture fortement pente

rs leNW.

Le plissement intracouche PO, ainsi que les glissements

ynsdimentaires des couches dvoniennes sont attribus par

BOUABDELLI al. 1989) une tectonique en blocs

basculs ant-tournaisienne dont les effets dterminent

l paisseur des dpts grso-conglomratiques initiaux du

Dinantien ainsi que les discordances progressives observes

l chelle du bassin d Azrou-Khenifra.

J)fo onif'nmoYf'1I

Onlo klm lIuP.

PDZ'.. am. sllt., VI l-f'nIup-Namurkn

l'onalnmint.

~

wIId-ftYlll'h ) VllIif'n mp

fIW:'lI1 am. al' llUW1ll'krll , ) VllIif'nmoYf'n

~ l'onaJnminu. nlull'f'll

CTIIr l(rilIpitltf'll VllIif'nInf

l'onclominb } 'oumailllm mp.

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_ nlkall'f'll f'lK'rinlq.Uf'1I

DiYonif'n IIUp.

l'aiulftlll(rilIf'ulI

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l ; : ~ftYlll'h.a~ mknK'OlllllomintiqUf'll

Hq_rl7Jtf'll

Ilm

o

,

Fig. 6: Carte gologique du secteur du jbel Bou Khedra d aprs HABIBI, 1989. modifie).

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9/23

TECJ Ol lIQUE DE L EST DU MAROC CEN1RAL

153

a discordance tournaisienne du Jbel Hou Khadra

Elle a t mise en vidence par BOUABDELLI (1982)

uis tudie plus en dtail par HABIBI (1989). Ce dernier

uteur date les terrains discordants du Tournaisien suprieur

ui reposent sur les couches du Dvonien dont les plus

centes sont dates du Famennien. Les structures observes

ans le Jbel Bouechchot n ont pas t releves ici. L lment

mportant est d ordre cartographique (fig. 6). En effet, les

onglomrats et grauwackes du Jbel BouKhadra qui

oulignent la discordance sont prolongs vers le SW par une

one faille actuellement chevauchante. Ils sont disposs en

irection N 40, oblique sur les couches dvoniennes

loyes en synforme par le serrage ultrieur.

tude de la carte de la fig. 6 montre que la discontinuit du

ou Khadra peut tre interprte comme une faille normale

ont le rejet n a pas totalement t rattrap par le rejeu

nverse ultrieur. Le fonctionnement synsdimentaire, au

oins au Toumaisien suprieur, serait attest par les dpts

orrlatifs conglomratiques. Du SW au NE, nous passons

es dpts olistolitiques du Visen suprieur aux

onglomrats et quartzites du Tournaisien suprieur. Ceci

urrait correspondre un amortissement originel de cette

aille vers le NE, une zone plus haute selon HABIBI [1989).

e schma d volution marquerait donc la prsence d une

ectonique distensive antrieure et contemporaine du

urnaisien suprieur.

S DEFORMATIONS SYNVISEENNES

Elles se traduisent par des structures diffrentes selon

l ge des couches affectes et selon la position structurale de

ces couches. Deux types de dformations sont observs:

1- la foliation et les plis synschisteux ou non dans les

massifs cambro-ordoviciens, dans l ensemble oriental

allochtone et dans les formations visennes infrieures de

l ensemble central

2- les dformations synsdimentaires dans les terrains

visens suprieurs.

L tude des conditions d volution thermique des terrains

affects par ces dformations sera aborde plus loin.

La dformation

Dl

synschisteuse

Dans les massifs cambro ordoviciens

autochtones

1. La foliation mylonitique du Jbel Hadid : Une coupe

du massif dacitique de BoumAaoun au point 1129 (fig. 7)

montre la succession verticale de bandes mylonitiques

pluridcamtriques sparant des zones o la roche

mtavolcanique est peu ou pas dforme. Un gradient de

dformation est observ avec l accentuation d une fabrique

planaire dans les zones les plus dformes, marque

l chelle de l affleurement par des bandes quartzo

feldspathiques. Cette sgrgation minrale se retrouve

l chelle de la lame mince, accompagne d une lination

d tirement souligne par des feldspaths-plagioclases.

La foliation est oriente gnralement N 130 et elle

porte une lination N 40 parallle la ligne de plus grande

pente. Les critres de sens de cisaillement sont de plusieurs

types:

- dans les zones peu dformes, ce sont les figures SI

o les plans de cisaillement C sont pents vers le NE et

indiquent un mouvement dextre. L examen de ces plans

d an isotropie au microscope montre qu ils sont contrls par

les limites des grains de plagioclases habitus ill (fig.

8).

- dans les zones dformation intense, le plan de

cisaillement se paralllise avec les plans de foliation. Les

plagioclases se comportent comme des objets

anttectoniques l extrmit desquels se forment des zones

abrites dissymtriques caractristiques d une dformation

non coaxiale.

On observe aussi des plis intrafoliaux dessins par les

niveaux quartzitiques recristalliss. La dissymtrie observe

dans les deux cas est compatible avec un mouvement

cisaillant vers le NE, paralllement la foliation. Les

microstructures observes sont caractristiques des tectonites

mylonitiques.

Dans le massif de BoumAaoun, le mtamorphisme des

roches dacitiques est attest par le dveloppement de micas

blancs autour des grains de quartz et de plagioclases.

2. La schistosit subhorizontale du Jbel Hadid : Une

coupe de l extrmit nord-orientale du Jbel Hadid au NE du

massif du Boum Aaoun (fig. 9) montre une succession de

terrains cambra-ordoviciens o les couches sont

monoclinales,

fort pendage vers l Est, et o la polarit

stratigraphique est normale.

Le massif dacitique tudi prcdemment se situe la

base de la srie. La direction des couches est N-S N 140,

la schistosit variant de N 120 N 10 selon la lithologie.

Elle est oriente N 150 dans les barres de quartzites (crte

1023) et son pendage est gnralement peu accentu vers

l ENE.

Dans le matriel plitique (fig. lOa), cette schistosit est

du type schistosit espace de crnulation discrte dans la

typologie de POWELL (1979).

Lorsque la composante grseuse devient plus

importante, le clivage schisteux s individualise par des films

millimtriques o se concentrent les micas et les

insolubles,la schistosit tant alors de type espace

disjointe anastomose ou grossire avec une fabrique nulle

faible (fig. lOb). Dans les barres de quartzites, le dbit

schisteux souligne des bourrelets lenticulaires la surface

des bancs qui rsultent d un tirement parallle la lination

LO-l, N 130 N 150. Des fentes de tension remplissage

de quartz dcoupent ces lentilles. Elles sont parfois prcoces

et se trouvent dformes par la fabrique schisteuse (fig. Il).

Le dveloppement de cette schistosit subhorizontale

caractrise la majeure partie des terrains cambro-ordoviciens

du Jbel Hadid (fig. 9). Sa particularit rside dans ses

rapports angulaires avec les plans de stratification. Ces

7/26/2019 13- Bouabdelli (145-167)

10/23

M. BOUABDELU

erniers sont gnralement redresss, fortement penls vers

e NE.

Les rapports SOIS 1 sont donc ceux d un flanc inverse

e mgastrucmre plisse. La succession stratigraphique

st cependant normale dans les coupes tudies, et des plis

ynschisteux d ordre mtrique ou suprieur n ont jamais t

bservs. Nous ne disposons donc pas d arguments pour

onsidrer que la gense de cette schistosit est associe un

lissement. Au contraire, son pendage moins fort que celui

e la stratification sur des couches polarit normale nous

amne la relier au fonctionnement d une zone de

cisaillement subhorizontale en profondeur.

Le redressement des couches serait soit antrieur ce

mouvement, soit contemporain. Le clivage schisteux peut

dans certains cas tre apprhend comme un plan

d aplatissement dans lequel se sont effectus des

cisaillements CHOUKROUNE, 1971; SCHWERTDNER,

1973). Son initiation peut donc rsulter de la combinaison

d un cisaillement pur aplatissement) et d un cisaillement

simple LAGARDE, 1978).

c

sw ~

10 /

~oPY

.~ .

B

~T

.

............. .~o

~ .

o m 150

A, rapport SOIS1;B, chevrons P2; C, tirement parallle l SI; D, cisaillement SIC; B.plis intra-foliaux

F, schistosit SI; G, roche non dforme, _ gradient de dfonnation.

Fig. 7: Les structures Dl dans le massif dacitique du jbel Boum Aaoun Jbcl Hadid), cambro-ordovicien.

Fig. 8: Double anisotropie planaire SIC

. Lcsplis et la schistosit des autres massifs:

Le

massif

du

Bou Gergour constitue une struc~ure

nticlinale N~S plurikilomtrique, post-Visen suprieur

fig. 2). Les couches grso-plitiques cambro-ordoviciennes

sont structures antrieurement aux calcaires du Visen

suprieur discordants. La gomtrie de cette dformation Dl

est marque dans des niveaux de quartzites. Leurs pendages

sont gnralement vers l Est, plus ou moins prononcs

selon leur position dans les flancs des plis fig. 12).

Flg,

9: La coupe de l extrmit nord-est du jbel Hadid.

Cette coupe montre la position structurale en fentre du

Jbel Bou Guergour, au sein des schistes ordoviciens de

l unit allochtone de Khenifra. Le plissement Pl associ

une schistosit SI est manifestement antrieur aux dpts

calcaires du Visen suprieur. La dispersion des orientations

et des pendages des plans de la schistosit rsulte de la

reprise des structures 1 par le plissement 2, post-visen

suprieur fig. 12).

A.l e xtrmit~ nord de ce massif les alternances de grs et

de plites permettent d observer les rapports

SOIS

1. Ils

indiquent systmatiquement un dversement de la srie vers

l Ouest et le SW,les linations d intersection tant orientes

N 1600 N lC)Q. Les plis mtriques dcamtriques sont

7/26/2019 13- Bouabdelli (145-167)

11/23

TEcrONIQUE DE L EST DU MAROC CENTRAL

155

al exprims; on peut observer dans les bancs massifs de

uartzites des structures en rouleau anticlinal d axe N 30

vers vers le NW. Elles sont lenticules, avec un

tirement parallle l axe des plis, et des fentes de tension

extrados de ces plis. Le phnomne de cisaillement est

ussi matrialis par des replis de deuxime gnration,

issymtriques et homoaxiaux des plis prcdents.

uelques replis mtriques

dversement Est ont t

bservs par ALLARY (1972) qui, par ailleurs, interprte la

tructure Dl du Bou Gergour comme un grand pli pluri

ilomtrique de direction N 20 dvers au N 110 . Les

bservations de terrain ne permettent pas de retenir ce

chma. On peut en effet noter que d une part, les replis

ergence Est sont relier un pisode tardif (voir dformation

2, chapitre ultrieur), et que d autre part les niveaux

epres cartographiables ont presque systmatiquement sur

oute la largeur du massif des pendages vers l Est. Cette

ernire observation figure d ailleurs sur la carte tabli par

al. (1972).

Fig. lOa: Schistosit SI espace de crnulation (Jbel Hadid).

Fig. lOb: Schistosit SI espace disjointe (Jbel Hadid).

Fig. Il: Fentes de tension prcoces (F) dformes par la

schistosit S l, dans les quartzites du jbel Hadid.

Le massif

l

Aguelmous-Kef n sour est travers

par la faille du Bou Dobra de direction N 70, parallle

la

faille d Aguelmous. Dans la bande nord, les failles

secondaires sont diriges N 40-N 50 et N 120-N 140,

tandis que le bloc sud est surtout hach par des failles N IO

N 20 et N 160. Dans l ensemble du massif, la reprise des

plans de schistosit SI par la dformation ultrieure post

namurienne est plus prononce qu aux Jbel Hadid et Bou

Gergour.

- Au Nord, le plissement de l pisode Dl est surtout

marqu dans les bancs massifs de quartzites. Ces structures

sont particulirement spectaculaires comme celle du Bou

Dobra et du Bou Iardne. Leur axe est submridien et leur

gomtrie dissymtrique (flanc long - flanc court) suggre

gnralement un dversement vers l Est ou le NE. Les

critres de polarit dans ces quartzites n ont pu tre observs

pour confirmer ce sens apparent. Le clivage schisteux

apparat dans certains niveaux sous-jacents aux quartzites.

Ces lits grso-plitiques sont chloriteux et la schistosit est

de type espace disjointe lisse avec une fabrique faible. Les

espacements de ce clivage sont contrls par la distribution

des chlorites dtritiques dont les feuillets sont carts par

l effet de la compression schisteuse (fig. 13).

- Au Sud, on peut observer des plis mtriques dont les

directions axiales sont comprises entre N 140 et N-S. Leur

plan axial est en gnral assez redress et pent vers l Ouest.

Le style du plissement est isopaque, avec parfois de lgers

paississements de charnires. La schistosit est peu

exprime dans les niveaux quartzitiques sous forme d un

clivage de fracture. Elle se traduit, dans les lits minces des

alternances grso-plitiques, par une schistosit de type

space crnulation zonale . L espacement des

microlithons est de l ordre du centimtre.

Quelques mgastructures apparaissent aussi dans cette

partie mridionale du massif d Aguelmous-Kef n Sour.

Ainsi, au Jbe1 Timekhdoudine (NW du point 1305 de

Tamkhdout) des bancs de quartzites dessinent deux

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M.BOUABDEW

nticlinaux hectomtriques dverss au NE. Ils prsentent

es profils en genou avec un flanc normal bien dvelopp.

ntre ces deux charnires passe un faille subverticale N

60, minralisation sporadique de stibine, qui cisaille l un

s flancs inverses.

Dans les schistes d Asfar, qui reprsentent

Ordovicien suprieur et surmontent les formations

uartzites et plitcs du massif prcdent, la dformation est

oins marque. La fabrique sdimenl1lre est bien conserve

nt l chelle de l affleurement (figures sdimentaires,

tage stratigraphique continu) que de la lame mince (texture

dimentaire et absence de noformations). Localement, se

veloppe une schistosit de fracture N 10 N 30 parfois

ubhorizontale. Les directions des linations d intersections

O-l et des axes de quelques plis anisopaques cisaills sont

quatoriales (N 90) et plongent, parfois fortement, vers

t. On observe donc une divergence entre les directions

xiales observes ici et celles releves dans les terrains sous

ents, imprimes dans les quartzites cambro-ordoviciens

u pays zaan. Ces deux lments structuraux paraissent

ourtant appartenir au mme pisode: leurs plis affectent

ne fabrique sdimentaire dans des couches qui se

uperposent stratigraphiquement, sans que l on ohserve

-

...

../

-....... ~

w ..

Co, cambra-ordovicien;

ig. 13: La schistosit SI dans les grso-plites chloriteuses (massif

cambro-ordovicien d Aguelmous).

d interfrence entre les deux types de plis. Il faut donc

envisager une disharmonie entre les deux ensembles

sdimentaires superposs, l un plitique suprieur (schistes

d Asfar) l autre quartzitique infrieur (quartzites zaans)

(BOUABDELU a1., 1989; BOUABDELU, 1989)

ans l ensemble oriental aliochtone

La

caractristique des structures Dl dans l ensemble oriental est

leur dversement vers l Ouest et le NW, ainsi que leur

caillage intense dans le mme sens. La dformation Dl

dans les terrains de l Ordovicien suprieur des units

orientales prsente une intensit variable suivant l unit

considre. Au Nord, dans l unit d Azrou, la schistosit

associe au plissement est pntrative dans les plites, de

type flux ( espace disjointe lisse avec une fabrique forte,

dans la classification de POWELL, 1979). Les couches de

l unit de Khenifra au Sud montrent dans le mme matriel

une schistosit espace disjointe grossire fabrique faible.

L unit de Mrirt, situe entre les deux units prcdentes qui

la chevauchent, est constitue de terrains gnralement peu

affects par la schistosit, sauf localement o elIe est

marque par des structures peu intenses.

E

1050 .....

.......

,

..

,\~~~~['~

~ \:' : \ ..

\ \, \, 100

\\

1~1ll 0.

Structures Dl dans les schistes et

grs ordoYiclenc(colllne de Kaouana)

Fig. 14: Structures DI dans les schistes et grs ordoviciens (colline

de Kaouana).

1. Les structures de l unit d Azrou

Dans cette zone anticlinoriale (fig. 2) les directions

axiales varient de N-S N 40, et les plongements axiaux

sont faibles vers le NE. La schistosit SIest omniprsente.

Elle est subhorizontale et de type flux dans le m.atriel

schisteux, accompagnant un plissement subisoc1inal

couch. Elle est plus redresse dans le matriel plus

comptent, quartzites et grs, mais elle est l aussi toujours

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13/23

TECIDl\1JQUE DE L EST DU MAROC CENIRAL

157

ien dveloppe et associe des plis dverss ou djets

ers le NW (fig. 14).Les bancs quartzitiques forment

ossature des reliefs en chicots de la rgion d Ain Leuh,

uelques kilomtres au Sud d Azrou. Une coupe passant par

e petit massif de Bou Ouragh (4 km au NW d An Leuh) :

ig. 15 montre que dans ces colIines les quartziLes

rdoviciens sont plisss et cisaiIls au sommet des bancs au

ntact avec les schistes siluriens.

- Dans les couches de l Ordovicien suprieur : la

issymtrie des structures mtriques hectomtriques

ndique un mouvement vers le NW, cependant que les

rqueurs d tirement dans les charnires des plis montrent

ne longation paralIle aux axes b (N-S N 40)

ectilignes. Ceci est particulirement bien observable dans

e matriel grso-plitique microconglomratique de

Ashgill, o les grains de quartz miIlimtriques constituent

s objets ant-tectoniques.

Les critres d tirement et de cisaillement vers le NW

euvent aussi s observer l chelle de l affleurement, dans

es flancs normaux des grandes structures. Ainsi une coupe

u niveau de Moulay Abdelkader, 7 km au SE de Souk el

ad (rgion d Azrou), montre la dilacration des bancs de

uartzitcs ordoviciens tirs dans la matrice que forment les

its plito-grseux. Certains bancs de quartziLes montrent

eur surface des gradins

rejet SE qui s apparentent

des

ailles normales mtriques traduisant une extension SE-NW.

Ces failles affectent des fentes de tension prcoces dont les

plans sont perpendiculaires aux axes des plis.

- Dans les couches du Dvonien: l intensit de la fabrique

schisteuse reste comparable celle observe dans le matriel

ordovicien (BOUABDELLI, 1982). La composante en

cisaillement dans les plans de schistosit peut tre mise en

vidence dans les calcaires grseux. A la surface des bancs,

on observe dans les bandes dcoupes par la schistosit un

systme de micro failles en chelon, dont le mouvement est

oblique (normal-snestre) et qui recoupent des fentes de

tension orthogonales (fig. 16). Ceci indique une volution

des plans schisteux vers un fonctionnement en plan de

cisaillement snestre.

2. Les structures de l unit de Khenifra

Elles sont bien observables au Nord du massif du Bou

Guergour, au bord NE de la route principale (R.P.24) alIant

Marrakech. Dans les schistes de Khenifra, les niveaux

grseux constituent de prcieux marqueurs du plissement,

lequel n apparait que rarement de faon continue. En effet,

des variations brusques de pendages de So et SI sont le

rsultat d un intense caillage vergence ouest. Des paquets

cisaills, de taiIle dcamtrique

hectomtrique (fig. 17)

isolent soit des flancs inverses, soit des flancs normaux o

les directions de linations d intersection (LO/l) varient de

N-S N 40.

Fig. 15: Coupe dans l unit orientale d AzTOu.

ig. 16: Bandes de cisaillement dcoupes par la schistosit SI dans

s calcaires dvoniens de MouzemmoUT.

hg.

17: Structures DI dans les schistes de Khnifra (Ordovicien

suprieur).

Les rapports angulaires SOiS1 dans ces schistes et grs

indiquent un dversement gnral vers le NW La schistosit

associe, observe en lame mince, est du type espace

disjointe, lisse avec une fabrique forte.

Les directions axiales ainsi que celIes de la schistosit

sont gnralement submridiennes. A l Ouest du Bou

Guergour, une virgation de ces directions s opre et elIes

passent N 120-N 90. Ainsi par exemple, environ 600 m

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14/23

M BOUABDEL

u Nord du pont d'Imizdilfane, des plis mtriques Pl, plan

xial subhorizontal et axe N 90, sont dverss vers le

. Les structures de l'unit de Mrirt

Dans cette unit, la schistosit est en gnral peu

ntrative. Elle s'exprime cependant plus intensment de

on locale la base de la nappe de Mrirt (rgion du Jbcl

ouam) et au NE, au contact avec l'unit d'Azrou sus

cente. Le style de la dformation est domin par les

canismes de glissement couche couche. Les

ffleurements de la falaise d'El Kmd (=Ahallal) constituent

n lieu privilgi pour l'observation des structures. Celles

i s'expriment soit sous forme de discontinuits (failles,

lans de glissements), soit sous forme de plis de diffrentes

- les failles et plans de glissements. Les failles sont

bliques sur les strates et ne montrent pas de rseau

rdominant. Elles introduisent une dsorganisation dans la

rie grso-plitique ordovicienne et il est parfois difficile de

finir le sens de mouvement le long de ces discontinuits

fig. 18). Les plans de glissements utilisent le litage

dimentaire (stratification) soulign par des couches

rseuses, entre deux ensembles de comptence diffrentes.

ls induisent des plans de cisaillements secondaires C dans

s niveaux schisteux. Les sens de dplacement observs

ont dirigs vers le NW.

- les structures plicatives : elles se traduisent par des

lis mtriques dcamtriques. Les alternances de grs et

lites montrent des plis intra-couches o les charnires

ont paissies et tires vers le NW (critres de polarit

dimentaires). Un feuilletage schisteux leur est associ.

'autres plis sont dissymtriques, flanc normal trs

velopp et ils s'amortissent verticalement lorsque la

ythmicit de la srie diminue. Ils sont l'expression de

ouvements couche couche. Leurs vergences sont

ariables, soit vers le NW, soit vers le SE ou le NE. Quand

es couches sont plus massives et plus comptentes,

omme dans les quartzites qui forment la corniche de la

alaise de Ahallal, ce sont des plis

plans axiaux plus

edresss qui sont exprims. Leur axe est N 10 N 40, et

eur plan axial est trs pent vers le NW. Ils atteignent

arfois des dimensions hectomtriques et ils contrlent alors

a morphologie de la corniche o les flancs courts des plis

oulignent des rentrants dans la falaise.

ans les terrains du Tournaisien

Visen

oyen de la rgion d zrou

Ces terrains appartiennent la partie septentrionale de

ensemble central. Ils sont situs immdiatement au front

e l'unit allochtone orientale d'Azrou, o ils forment une

one anticlinale trs caille de direction submridienne. Les

aractres gomtriques de la dformation Dl ont t

argement dcrits par BOUABDELLl (1982, 1989) dans les

ormations de Bou Khadra-Afoud Oulgham. Les structures

e rsument comme suit:

Fig. 18: Faille dcamtrique oblique sur les couches (falaise

d'Ahellal). C: crochonnements, sens de mouvement non dfini.

- des plis hectomtriques kilomtriques dverss

l'Ouest et au NW (pli en genou du sommet du Bou Khadra),

- des msostructures de mme vergence avec souvent des

plis curviplanaires dans le matriel le plus schisteux, les

plans axiaux tant subhorizontaux,

- une schistosit de flux accompagne d'un

mtamorphisme pizonal,

- des chevauchements qui caillent les sries, et qui sont

parallles ou proches des plans schisteux. Ils seraient

contemporains ou tardifs par rapport au dveloppement de la

schistosit.

Celte structuration avait t attribue une phase post

namurienne en l'absence de datations isotopiques du

mtamorphisme et de donnes synthtiques sur la diachronie

des dpts carbonifres.

Une coupe-type est celle de Mouchenkour-An chou

(BOUABDELLl, 1982 et 1989): fig. 19, que l'on peut suivre

le long de la route secondaire allant Adarouch (environ 12

km au SW d'Azrou). A ce niveau, la structure est un

anticlinal plurikilomtrique dont la charnire est cisaille,

traverse par des plans de chevauchement dont le

mouvement dpend de la vitesse relative des panneaux

cisaills.

Au col du Tizi Mouchenkour, des plis mtriques

associs des bandes de cisaillement montrent une vergence

vers le SE oppose celle de l'ensemble des autres

structures de l'affleurement.

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15/23

O:NTQE DE L. DU MAR CEAL 159

L'agencement des difrentes cailles du Mouchenkour, telu'il figre sr le bloc-diagramme de la fgure 20a, permet'expliqer cette disposiion : le Mouchenkor reprsentene large zone de chnire anticlinale. Deux types'ensembles satifis le constitent : des terrains schisteuxoirs o se dveloppent des plis cochs axesurviplanaires (fig 2 b,c, dispersion daxes sur letrogamme) et des alteances de grs et de schistesaris domines pa les grs A linterce plite/grs et

chistes et sos l'effet de a pousse des schistes drms cr d pli on note n rro-cisaillement des couchesuprieres (g 2 d)

Les dformatios synsdimeties

La sctration D, accompagne o non d'un dbitchistex, a t dcrite prcdemment dans des terrains quiorment le soubassement et les marges du bassin visen'AzroKhenira. Nos avons vu que son initiation et son

dveloppement sont intra-Visen suprieur, doncontemporains de la sdimenation a sein du bassin lui

mme Les couches affectes par les dormations

ynsdimenaires appartiennent au Visn suprieur. Le typede strctures synsdimenaires est ncon de la lithologiet de la sitaton palogogaphique des dpts conces

On distingue ois grandes catgories de suctures:

celles issues de la mobilisation du matriel calcaire desplatefrmes visnnes ax marges du bassin

, .

* celles qui afectent le matriel grsoplitique d bassinvisen,

* celles issues de la resdimentation des terrains antvisens de la mrge orienle naps synsdimenaies)

Les calcaires visens

Tout le long de lensemble central, depuis la rgiond'Azro jsqu' la rgion de Khenira, on peut observer delarges olistolites de calcaires visens. Ils rment l'essentielde la frmation de Mouchenkour-An Ichou dans la partieseptenionale, de celle de Bo Tazat dans la rgion de Mrirtet de celle de la rgion dAt Mazel prs de Khenia

L'observaton des drmaons intees de ces calcaies l'chelle de l'aleurement montre qe certains niveauxcontiennent des strctures prcoces A ct de acturessyndiagntques diuses dans la roche, on note la prsencedhorizons o des lits non encore lithis sont ragments etremanis sur place.

La mise en movement de ces blocs calcaires s'estefectue le long de illes synsdimentaires gomtrienormale qe lon peut encore observer Elles sont parfissoulignes par des brches conglomratiquessynsdimenaires monogniqes Des calcares lits peuventprsenter des plis hectomtriques dont les chaires isolesdans le matriel schistex ofent une gomie paticlireen "r cheval (Ili Oamane, dans le ranch d'Adaouch,dans la rgion dAzro et les chicos calcaires de la rgiond'At Mel-Khenia)

Til Mouchenkor Sf

Fig. 19: Coupe dans la rmato d Mochenkor (Azrou), d'ap BOUABDELLI 1982, modfie

es altenanes de gs et plites

Elles monent tot dabord des agments de matrieltitiqe et calcaire de totes dimensions A sein desrmations caractres de trbidites, s'insallent des corpsenticlaires chaotiqes (debris flow). Des discordancesntrafrmationnelles apparaissent dans ces ensemblesdimentaires Les niveax ssjacen sont plus grossiers

t prsentent n aspect chenalisant (fg 21) comme, parxemple, dans la rgion Sd de Jbel Bo hmis, larmation d'An Icho prs dAzro o la Gara nTanadrars de Mrirt).

La drmation par glissements synsdimentaires estmarque pa des plans de cisaillement parallles o scants a stratiication. Elle pet assi s'exprimer sous rme delis de glissement gravitaires (slumping) produits pa laosse de cops resdiments (ex : slmps de la rmation'An chou, BU & al. 983) ou bien inditsa la cration de pentes ors d dpt (fig 22) Voir, par

ex. les slumps de la rgion a E d'Agelmos, en bordrede la oute allant Mrit)

La mise en place des masses resdimentes (olistolitescalcaies o paquets grseux de illes hectomtiqes) s lematriel non encore lithifi o diagntiqe d bassinpoduit d'abord une srcharge locale Celleci provoquel'apparition dans les coches autochtones de fentes detension pependiculaires S. Le glissement de ces cops

indit ensuite des cisaillements coche couche qidrment ces fnes prcoces (ex : Aechmir n'Feane aSW de Souk el Had la semelle de l'olistolite ilomriqecacare).

Malgr leur dsorganisation maniste sr le teain et lacomplexit de ler distribtion spatiale ces sctrespevent tre restites dans n schma global. La fgre 2rsume les difrents types de drmations et de cissynsdimentaires observs dans le bassin dAzro-heniaet les replace schmatiquement dans ler cadrepalogogphiqe

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16/23

M. BOUABDELll

-..b.

d

a

Zone depJis axes our e~

et schistosit subhorizont.

Zone lentilles

S

et crnulations N-S

N40

Dcollement et rtrocisaillement

niveau

N. route

~

miaphte supric:w l ul

_ al. de pli 1 conslfuil

5

c

> alc de pli PI sur

A Khill i1 SI

.- linalion d inlcn.clion

LOII

conslrUle

0-

linalion d nlcrlCClion

LOII

__ e

Fig. 20: Tectonogramme des structures du col de Mouchenkour Azrou .

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ONQUE DE LT! DU MAR CAL 161Les nappes synsdimentaires

Ce sont des nappes de dimensions kilomiques quioccupent une grande superfcie correspondant la moitiseptentrionale du bassin dAzrouKhnifa Elles sontessentiellement constitues de teains du Dvonin, avec leur semelle des plits noires du Silurien. Localement,elles sont accompagnes par des lambeaux de trrains delOrdovicin suprieur (au Nord dAt Mimoun) Leur

soubassement est systmatiquement frm par lesormations visennes suprieures dpts turbiditiquesNous les citerons du Nord au Sud:

- la nappe d'At MimounBou Agri, dans la rgiondAou

la nappe du jbel Bou Khmis, qui prolonge la premirevers le SW

- la nappe de Ziar au SW de Mrirt qui contient, oue lematriel dvonien, des terrains qui appartiendraient auVisen infrieur suprieur basal (Tiggart) la nappe de Mrirt, matriel essentillement ordovicinsuprieur, qui a une situation plus orientale qu lesr-

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orientales, la distingue des trois premires, plus distales prapport la marge Est du bassin. Elle s'tend sur 24 km x16 km et montre deux fentres de tille kilomrique :Tanoualt, au Nord de Mrirt o l'autochone relati est mde Visen suprieur discordant sur des couches ordovicienneset Anajdam, plus au SW, o aleurent des terrainsdvoniens.

La structuration interne des nappes

La drmation observe dans l'ensemble de ces nappesest non pnative La schistosit qui accompagne parisdes plis de profil dissymtrique, dverss gnralement 'Ouest est un clivage de acture dans un domaine

anchizonal (BUD, 1982, 1989; BUDI &al., 1983) Les structures plicatives et cisaillantes, relevesdans ces nappes, ont dj t dcrites lors de l'tude de ladrmaton 1, et nous ne les reprendrons donc pas ici

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TE{QUE DE L'EST DU MARO CENlA 163

STiggaret

hV, al.

Fig. 26: Coupe dans la p d Zr-Tgget.

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SE

Fg 27 Cous das ppe de M (d'ps AIK, 1988).

- dans la partie moyenne des nappes, des pls et descsaillements ntra-couches consttuent essentel de adrmation. Ce type de structures fvorise a rotation depaquts mtrques hectomtrques de srates, ce qu setradut par le renversement des couches. On observe ansdes sries entires renverses reprses par le plissement P2avec une gomtre de fanc normal (replis en S) parexempe dans la nappe dAt MmounBou Agr, lEst dujb Oudou Issou

- les couches sommtales des nappes synsdmenaresd'AzrouKhenra sont caractrses par des mouvements

csallans, paralles la satication Ceux-c passent leplus souvent naperus afleurement On peut ls dcelerorsque se produsent des ruptures oblques sur les bancs qumontrnt des dspositfs en duplex. Ces fgures radusentdes mcanismes compressf, mais on peut observer dans mme horzon e dvloppement de sructurs extnsivestees que des ts boudns, trononns ou traverss par desfntes d tnson.

Le contexte de mse en place de ces nappes (olstolites,drmatons hydroplastques dans eur soubassement tturbdtes) permet de les qualfer de nappes

synsdmentaires Lvolution des structures assoc1scomprssves et csallantes a base et leur ont, et lescaractres dstensfs qu samortssent vrs le haut, pladentpour un mode gravtar de mise en place, au mons poures os premres nappes ctes La napp de Mrrt prsenteun gradient apparnt de dormaton orsquon se dplacevers larrire D ce t, ell sapparnte au mode decompresson arrr (MR, 984 ) La dterminaton dutype de glssemnt des napps dAzrou-Khnra : vsquux,rgide ou combn, ncesstrat une tud plus thmatiqueet plus daill d lurs sructurs intrns

En ait, l semble que la dormaton D des untsorientales et a mse en place des nappes synsdmntarsprocdnt des mmes causes la comprsson etlexhaussement de la marge orenae du bassn dAzrouKhna au Vsn supreur La dssymtr ds structurescontemporaines du dplacemnt des nappes ndqu un sensde mouvement vrs Oust et le NW Dautre part, excption d a nappe de Mrrt, trrans ordovcns, ssont composes d matre dvonn avec gnralment eur semelle des couches-savon consttues par es arglesnoires et ampltes slurinnes Les unts allochtones

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orientales sont constitues quant ls de terrains del'Ordovicien supriur avec de rares tmoins de Siurien etde Dvonien. Etant donn la vergnce des structures etlabsence ds couches dvoniennes dans es units orienlesl'hypothse du dcoiement de cs units est raisonnable(g 28) Ele aet le dcoemnt du matriel dvonien auniveau des couches ptques siurinnes, suite uninversion pendant la pha de drmaons intravisnnes,des suctures distnsives hrites du Dvonin

Age de la mise en place

Dans la rgion d'Azrou (uill dE Hajeb, 1/100000)VRT (1983) aprte ds daaions micrpaontologiquesdes couches appartenan au bassin viso-namurien et quiencadrent les trrains alochtones de la nap dAt MimounBou Agri Ees lui permttnt de metre en vidence deuxarrivs de mari dvonien ahton :

a prmir se situe entre le Visn suprir (V3b) etl'exrme limite du Visn suprieur (passage au Namurieninfrier)

la sconde se locaiserait enre le Namurien inrier ete Wstphalien C drnier ge est cepndant considreravec prudence puisqu'il est celui de la ormation deMigoumss que d nouvels donnes palynoogiquesremttnt en cause (BULLI & GR 1990)

Dans la rgion d Mrirt ds daations rcentes dusubsratum visn ds caies synsdimentairs de DcharAt Abdaah par FIK (1988) permttnt de situr eurmise en pace entre e Visn moyn (V3a) et e Visensupriur (V3b) a nappe de Mrirt srait plus tardivpuisque rpose sur la srie de Bou quaouchn date pards olistoits cacaires aumoins du Visn suprieur V3b

LES DEFORMATIONS POST-NAMURIENNES

A l'chle cartographique, ces dormations sontresnsabs de 'agencment actue ds suctures rgionales(ig 2) Es s'organisent seon une dirction NESW tpissent les conacts de nappes synsdimnairs en mmetemps que leur subsatum visn surieur a vergence dessructures st en gnral vers e NW sau dans a banded'AgumousBouchchot o sectue vers le SE epissment s'exprime mieux dans es couches visnnes namurinnes que dans es terrains antriurs au ouaisienDans ces diers a rpons a comprssion seectu

surtout par reu ds fais qui s imitnt (massiscambrordoviciens du pays Zaan) es msosructs : csont ds pis soit grment dvrss vrs NW soit panaxial doit dans es couches namuriennes Au Sud du massidu Bou uergour dans es aentours de Zawiat At shakon peut aussi observr des vergences vrs e NE ou Estdans des repis dcamques d pisode D r p estisopaqu et lorsquis sont accompagns par a schistositee est ts rust Obsrve n ame minc ee est d typeespace crnu soit zonae soit discrte (ig 29) escacaires du Visn supriur termina sont gnraement

pu touchs par cette drmation s montrnt de lgersindices de dissolution mais a brique sdimntaire stprsrve n autre type d structures, atribues cettedormation D2 est ls rpis en orme de dmes quiafctent s schists du Visn A lur surfc on observesouvent des ntes de tnsion indiquant un mcanisme parexion pour l'initiation d cs dmes.

wptefme d 1zouKhni osse oienle(sdimentaion urbiditique)[

Sd"- . d

0 1 A fin Dvoe d, DvonenSi Siuenagies nieu de dcoemend/Si

-bssn 'Azrou-Khnifa d -,-

L -.; < _ =5hVs-.-; 'Vs Visen sueu

z. A Fig. 28: Iversion des strcues distensives hris de lapriod dvoenn

Fig. 9 Ssosit 5 d uo, schises vses dMochenkour.

On peut nanmoins obsrver un stye pus dvers etcisaiant vers e NW dans a rgion Ouest d hniran coupe leve 'Oust d xmit nord du bl BaMoussa (fg 30) mone que s htrogns crs par aprsenc doisoits d ai hctomriqu ainsi qu lsdiscontinuits long ds paquts rsdimnts guidnt ladfrmation en constituant ds surfacs d rupture surlesques vinnnt s grefr des pis dissymiques

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TEcrONIQUE DE L EST DU MAROC CENIRAL

route

a oussa

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Fig. 30: Coupe dans les terrains du Viso-Namurien du jbcl Ba Moussa Khnifra).

L EVOLUTION THERMIQUE

MTAMORPHISME SYNSCHISTEUX

La fabrique schisteuse principale observe dans les

rrains palozoques de la rgion d Azrou affecte un litage

dimentaire. Elle est attribue la structuration synvisnne

s accompagne d une para gense illite-chlorite qui

ractrise un mtamorphisme de faible intensit,

chizonal pizonal. Dans ces conditions, l utilisation de

cristallinit de l illite WEA VER, 1960; KUBLER, 1964;

UNOYER DE SEGONZAC, 1969) sur les fractions