Cras pii3 (1)

C. R. Acad. Sci. Paris, Sciences de la Terre et des planètes / Earth and Planetary Sciences 332 (2001) 121–127 2001 Académie des sciences / Éditions scientifiques et médicales Elsevier SAS. Tous droits réservésS1251-8050(00)01508-1/FLA

Tectonique / Tectonics

La série du PII–III de l’Anti-Atlas occidental (Sudmarocain) : un olistostrome à la base de la couverturepost-panafricaine (PIII) du Protérozoïque supérieur

Abderrahmane Soulaïmania,∗, Alain Piquéb, Mohamed Bouabdellia

a Département de géologie, UFR « Dynamique de la lithosphère ; structures et géoressources », université Cadi-Ayyad,BPS 15, Marrakech, Marocb Département des sciences de la Terre et Institut universitaire européen de la mer, université de Bretagne occidentale,place Nicolas-Copernic, 29280 Plouzané, France

Reçu le 11 juillet 2000 ; accepté le 18 décembre 2000

Présenté par Jean Dercourt

Abstract – The PII–III of the western Anti-Atlas (southern Morocco): an olistostrome atthe base of the post-Panafrican (PIII) cover. At the base of the so-called PII–III series (LateProterozoic) in the Moroccan western Anti-Atlas, many lenticular quartzitic bodies are embeddedwithin conglomeratic layers. Field observations presented here suggest that the PII–III is anolistostrome that is either conformably or disconformably covered by the PIII Series. On the otherhand, the Hercynian deformation is the only compression to have affected the PII–III and PIII. Theemplacement of the chaotic ‘PII–III’ series registered the onset of the Late Proterozoic rifting in theAnti-Atlas. 2001 Académie des sciences / Éditions scientifiques et médicales Elsevier SAS

Anti-Atlas / Late Proterozoic / rifting / Morocco

Résumé – A la base de la série PII–III de l’Anti-Atlas occidental, de nombreuses lentillesde quartzite, issues du démantèlement de paléoreliefs du socle précambrien, sont emballéesdans des niveaux conglomératiques. L’ensemble constitue un olistostrome, qui est surmontésans interruption majeure par d’autres séries détritiques PII–III, puis PIII. Toutes cesformations chaotiques ont été faiblement déformées, tout comme les séries paléozoïquessus-jacentes, lors du raccourcissement hercynien. La mise en place des séries PII–IIIreprésente le début durifting post-panafricain, qui caractérise la période fini-précambriennedans l’Anti-Atlas. 2001 Académie des sciences / Éditions scientifiques et médicalesElsevier SAS

Anti-Atlas / Protérozoïque supérieur / rifting / Maroc

Abridged version

1. Introduction

In the Anti-Atlas, Precambrian rocks are exposed in theso-called ‘Boutonnières’ (= inliers), scattered into theirPalaeozoic cover. Within these inliers, the Upper Pro-terozoic rocks are ordinarily divided into several ‘series’,

∗ Correspondance et tirés à part.Adresses e-mail : [email protected] (A. Soulaïmani),

[email protected] (A. Piqué).

namely from the older to the younger: (i) the PII–III, de-trital and volcano-clastic; (ii) the PIII, also detrital andvolcanic; (iii) the Adoudounian, mainly carbonates. Theclassical way of thinking, in particular Choubert [6], isthat each of theses ‘series’ is separated from the othersby disconformities: the PII–III is post-Panafrican, since itis clearly unconformable upon the Panafrican structuresbut it was affected by a Late Panafrican ‘B2’ compressive

121

A. Soulaïmani et al. / C. R. Acad. Sci. Paris, Sciences de la Terre et des planètes / Earth and Planetary Sciences 332 (2001) 121–127

episode. The PIII is therefore said to be separated from thePII–III by a ‘major discordance’. The Adoudounian repre-sents the Earliest Cambrian.

This paper focuses on the PII–III examining its depo-sitional regime through the significance of the quartziticbodies that it contains. Eventually it will discuss the rela-tionships between the PII–III and the PIII and in the frameof the Late Proterozoic rifting [18].

2. Classical conceptions

Due to its position at the top of the folded Panafricansequences and the detrital nature of its components, thePII–III has always been considered as the post-Panafricanmolasses, deposited in an extensional basin bordered bystrike-slip faults [10], or as still syntectonic sequencesdeposited in a compressive basin developed in a collisionalregime [11].

The frequently observed cleavage that affects the PII–IIIconglomerates is ordinarily taken as the result of the LatePanafrican deformation (‘B2’ [15]). Consequently, the an-gular or erosional discordance often present between de-trital sequences attributed to the PII–III and the overlyingclastic and volcanic PIII is described as the ‘main discor-dance’ (Irherm map, 1:100 000; legend).

Our observations, recently realised in the field lead usto question some of these previous interpretations. Theexamples are taken in the western Anti-Atlas (figure 1).

3. Ait Abdallah inlier

In the centre of the inlier (figure 2), the Azarhar mas-sif [16] is made of PII quartzites. It is surrounded byquartzitic pebbles bearing conglomerates described as PII–III deposits. The distribution of the conglomerates withregard to the Azarhar quartzites suggests that the massifwas a palaeorelief at the time of their deposition. Awayfrom the Azarhar massif, the conglomerates contain largequartzitic lenticular bodies, some of them of kilometricscale. These lenses, embedded within the PII–III conglom-erates and subparallel to their bedding are not palaeoreliefs.Their intercalation within the conglomerates has some-times been regarded as the result of a subsequent (LatePanafrican?, Hercynian?) thrust episode. Now, study ofthe contacts between these quartzitic bodies and the sur-rounding conglomerates never reveals any tectonic fea-tures, like fault planes, striae, etc., which would indicatea thrust between quartzite and conglomerate. Moreover,the cleavage that affects the conglomerate is found alsoin the overlying Adoudounian limestones. It is thereforepost-Cambrian, related to the Hercynian orogeny. Accord-ingly, there is here no indication for a Late Panafrican(‘B2’) deformation. Finally, the steep dip of the Her-cynian cleavage and the general style of the Hercynian de-formation in this area [20] exclude a Hercynian tangen-tial tectonic emplacement for these quartzites. Our con-clusion is that the quartzitic bodies were extracted from

the palaeoreliefs and emplaced within the basin, togetherwith the conglomerates, as the result of synsedimentaryslidings. The description of the quartzites+ conglomer-ates as an olistostrome is supported by the frequent ob-servation of synsedimentary quartzitic monogenic brec-ciae.

4. Irherm inlier

In the Irherm inlier (figure 3), many exotic bodies,some of them large enough to be represented cartograph-ically, are present inside the PII–III conglomeratic as-semblages. Most of them are quartzites, although somehave been represented as acidic lavas (e.g., Ouzzoune vil-lage).

Very good outcrops in the Assif n’Tioudene valleyexhibit the PII–III and the PIII sequences, capped by theAdoudounian carbonates. The succession does not exhibitany angular discordance. In other words, no structurallimit does exist here between the PII–III and the overlyingsequences, both of them being detrital.

5. Discussion and conclusions

The classically admitted distinction between the PII–III and the PIII series in the western Anti-Atlas wasnot based upon striking lithological differences; somevariations in the general colour of the rocks, frequentin detrital and continental sequences, cannot been usedto divide them into fundamentally different series. Moreimportant were the structural arguments: the PII–III serieswas said to be affected by: (i) an incipient cleavage,related to a Late Panafrican ‘B2’ deformation; (ii) thrusts,responsible for tectonic emplacement of quartzitic bodiesinside the PII–III conglomerates. Field observations, someof them are presented above, ensure us that the PII–IIIhas been subjected to the same, Hercynian, deformationas the overlying PIII and Adoudounian rocks and that thepresence of the lenticular quartzitic bodies within it resultsfrom synsedimentary rather than tectonic intercalations.

The signification of the PII–III series is thus fundamen-tally changed: rather than a Panafrican molasse or even asyncompressional sequence, we believe it must be consid-ered as a post-Panafrican olistostrome, deposited within anextensional basin. The disconformity, sometimes an angu-lar discordance, frequently (but not always) observed be-tween the PII–III and the PIII is therefore the result ofsynsedimentary, intraformational unconformities, relatedto extensional tectonics as well. For the moment, we do nothave field arguments to ensure that the PII–III-related Tidi-line series of Bou Azzer inlier, in the central Anti-Atlas, isrelated to the same depositional environment.

Anyway, at least in the western Anti-Atlas, one has toconsider the post-Panafrican rocks as one single megase-quence (PII–III and PIII) that was deposited in extensionalbasins. Unrelated to the Panafrican compressive deforma-tion, it registers the Late Proterozoic rifting.

122


1. Introduction

Au sud du Maroc, dans l’Anti-Atlas, des terrainsprécambriens sont exposés dans des « boutonnières »,qui affleurent au sein de la couverture paléozoïque (fi-gure 1). Ces terrains, jadis cartographiés par Chou-bert [6, 8], correspondent surtout au Protérozoïque. Ilss’ordonnent en « séries » successives, séparées par desdiscordances majeures [4, 9, 15] ; ainsi, la série du PI(ou Précambrien I) est constituée de terrains cristallinsanciens, affectés par l’orogenèse éburnéenne à envi-ron 2 Ga ; la série du PII (Précambrien II) comprenddes roches métasédimentaires, surtout quartzitiques,et d’anciens complexes éruptifs et ophiolitiques, dé-formés au cours de la phase principale (« B1 ») del’orogenèse panafricaine, à environ 685 Ma [9, 13,14, 19]. Les autres séries sont plus jeunes : il s’agitdu PII–III, du PIII et de l’« Adoudounien ». Alorsque l’« Adoudounien », sédimentaire et souvent car-bonaté, représente les premiers dépôts de la transgres-sion cambrienne, le PII–III et le PIII sont des terrainsd’âge fini-Protérozoïque, surtout détritiques et volca-niques. Les niveaux détritiques du PIII, souvent consi-dérés comme les molasses tardi-panafricaines, sont,au moins pour leurs horizons supérieurs, le témoind’une tectonique extensive fini-Protérozoïque [17],liée aux premiers stades durifting fini-Protérozoïque[17].

La série du PII–III, qui fait l’objet de cette note,a fait l’objet de plusieurs interprétations dans lepassé. Nous les rappellerons brièvement, avant deprésenter nos propres observations et d’en discuter lesconséquences.

2. Les conceptions antérieures

Dans la partie centrale de l’Anti-Atlas (bouton-nière de Bou Azzer–El Graara), un ensemble schisto-gréseux a été défini sous le nom de série de Tidiline[5]. Cette formation, déposée en climat périglaciaire,est non métamorphique et légèrement plissée. Initia-lement rattachée au socle précambrien PII [5], elle aété ensuite regroupée avec la couverture PIII, avec la-quelle les ressemblances sont grandes [12]. Plus tard,son individualisation sous le nom de série PII–III [6]provient de l’observation de deux discordances, quil’encadrent et la séparent, en bas, du socle panafricainet, en haut, de la série PIII sus-jacente. À Bou Azzer,Leblanc [14] et Leblanc et Lancelot [15] estiment quela série de Tidiline, qui s’accompagne d’un magma-tisme à caractère calco-alcalin, correspond à des mo-lasses discordantes sur les séries métamorphiques PII.Elle est modérément plissée, dans un climat non méta-morphique, lors d’une phase attribuée par ces auteursà la déformation panafricaine tardive (« B2 »).

Plus tard, Hefferan et al. [11] attribuent la forma-tion de Tidiline à des dépôts syncollisionnels dans desbassins d’avant-arc au cours des derniers épisodes del’orogenèse panafricaine.

Des observations similaires ont été faites plus àl’ouest dans les boutonnières d’Aït Abdallah [16]et du Kerdous, où la série supposée contemporained’Anezi, elle aussi faiblement déformée, se serait dé-posée, lors d’une époque tardi-panafricaine, dans desbassins intra-montagneux, limités par des décroche-ments [10].

Ainsi, à l’échelle de l’Anti-Atlas central et occiden-tal, les formations sédimentaires et les terrains volca-niques et volcano-sédimentaires rapportés à la sériePII–III reposent en discordance majeure sur le soclepanafricain. Ces formations sont généralement bascu-lées et localement affectées par des plis, parfois syn-schisteux, rapportés à la phase ultime de déforma-tion panafricaine (phase B2), antérieurement au dé-pôt des formations PIII. Ces caractéristiques pétro-graphiques et structurales sont ainsi classiquement in-terprétées comme celles de séries molassiques tardi-panafricaines.

3. Nouvelles observations

3.1. Boutonnière d’Aït Abdallah

Dans l’Anti-Atlas occidental, la boutonnière d’AïtAbdallah, située à l’est de celle du Kerdous (figure 2),correspond à un bombement subméridien hercynien,qui porte le socle protérozoïque au niveau de sa cou-verture détritique fini-précambrienne et carbonatéeadoudounienne. Le PII–III y est une série surtoutconglomératique, mal stratifiée, discordante sur despaléoreliefs constitués surtout de quartzites PII (dontceux du massif de l’Azarhar [16]). À l’affleurement,le conglomérat PII–III est un poudingue mal trié, àéléments de quartzite dominants, cimentés par un grèsquartzo-micacé. Il renferme dans ses termes inférieursdes brèches quartzitiques et de nombreuses barres dequartzites du PII, toutes à allongement nord–sud età fort pendage vers l’ouest. Certaines de ces barres,parfois intercalées de filons doléritiques, ont un mil-lier de mètres de longueur pour une vingtaine de puis-sance. Au terme d’une analyse des trois explicationspossibles à cette disposition (paléoreliefs —insel-bergs —, olistolites ou écailles tectoniques), Massa-crier [16] estime que, au sein du conglomérat PII–III, les bancs constituent des paléoreliefs panafricains,sans toutefois écarter leur possible mise en place ulté-rieure dans les conglomérats, sous la forme d’écaillestectoniques.

Nos observations sur le terrain montrent que, si cesbarres de quartzites PII reposent bien sur les conglo-mérats PII–III, elles sont elles-mêmes recouvertes par

123


124


des bancs de ce conglomérat, dans lequel elles sontdonc intercalées. Par ailleurs, aucune structure (plande faille, stries, etc.) n’indique une mise en place tec-tonique pour ces lames quartzitiques, d’ailleurs sou-vent disposées parallèlement au litage sédimentairedes conglomérats. Tout ceci suggère que, sauf dans lejbel Azarhar, les quartzites ne sont, ni des paléoreliefssous-jacents aux conglomérats, ni des écailles tecto-niques à l’intérieur des conglomérats, mais qu’il s’agitde corps mis en place, vraisemblablement par glisse-ment, et insérés de façon sédimentaire à l’intérieur dela série PII–III. Toutes ces lentilles quartzitiques etces niveaux de brèche monogénique à éléments an-guleux de quartzites sont noyés dans le conglomérat,dans le prolongement direct des quartzites du massif,dont elles représentent les produits de la dislocation(figure 2b). Par leur allure, certains de ces corps quart-zitiques pourraient évoquer des boudins tectoniquesde bancs de quartzites PII. Mais, outre le fait que nullepart on n’y rencontre de silice mobilisée entre deux« boudins », on observe fréquemment une fragmenta-tion syn-sédimentaire à l’extrémité et aux bords del’amende quartzitique, qui passe alors à une brèchemonogénique et, au-delà, à des conglomérats à élé-ments de quartzite. L’ensemble évoque bien des olis-tolites quartzitiques.

Ajoutons que l’ensemble de la série PII–III est af-fecté par une seule schistosité subméridienne, peu pé-nétrative et fortement pentée vers l’ouest (figure 2).Il est important de noter que cette schistosité af-fecte aussi la couverture sus-jacente (PIII et « sériede base » adoudounienne) parallèlement au plan axialdes plis observés dans les calcaires adoudouniens. Ils’agit donc de la schistosité hercynienne, ici subméri-dienne [20].

3.2. Boutonnière d’Irherm

Située au nord-est de celle d’Aït Abdallah, la bou-tonnière d’Irherm expose plusieurs massifs de socleprécambrien, recouverts en discordance par des sé-quences volcano-détritiques du Protérozoïque termi-nal et des carbonates de l’Adoudounien [7]. Tout

comme à Aït Abdallah, le massif d’Ida Oukenssous,situé au nord-est du village d’Irherm, est un large pa-léorelief quartzitique PII (massif de Tassouilt), noyépar un conglomérat PII–III renfermant, là aussi, denombreuses lentilles de quartzites allongées NNE(carte géologique d’Irherm au 1:100 000 [3] etfi-gure 3).

Au nord de la boutonnière, la route d’Irhermà Taliouine permet les observations suivantes, auxenviron du village d’Ouzzoune :– à 1 km environ au sud du village, on observe plu-sieurs corps de quartzites et de brèches quartzitiques,inclus dans la série conglomératique du PII–III à élé-ments anguleux de quartzites ; beaucoup ont une cin-quantaine de mètres de long pour une dizaine delarge ; d’autres, plus importants, sont kilométriques etcartographiés à l’échelle du 1:100 000 (carte d’Irherm[3] et figure 3) ;– à environ 5 km au nord d’Ouzzoune, dans la valléede l’assif n’Tioudene, les conglomérats attribués auPII–III, ici pentés à l’est, sont recouverts par la sériePIII et adoudounienne ; il n’existe aucune discordanceangulaire entre ces séries PII–III et PIII, qui sont, desurcroit, affectées toutes deux, comme à Aït Abdallah,par la schistosité hercynienne N 10–20◦E.

4. Discussion

Dans les boutonnières étudiées de l’Anti-Atlas oc-cidental, les niveaux détritiques, surtout congloméra-tiques, du PII–III englobent des quartzites, emprun-tés aux formations du PII, en corps souvent lenticu-laires, de dimensions considérables, hectométriques,voire kilométriques. Nos observations montrent queces lentilles ne sont, ni des paléoreliefs, ni des écaillesinsérées tectoniquement dans les conglomérats, maisdes olistolites de quartzites PII, mis en place de façongravitaire dans le bassin où se déposaient les galets.

Souvent, les niveaux gréseux et conglomératiquesdu PII–III sont affectés par une schistosité qui a étérapportée à un événement orogénique post-PII–III etanté-PIII (« phase B2 » des auteurs), antérieure à la

Figure 1. Schéma géologique de l’Anti-Atlas occidental (d’après [6]).

Figure 1. Geological sketch of the western Anti-Atlas (adapted from Choubert [6]).

Figure 2. a. Carte géologique et structurale de la boutonnière précambrienne d’Aït Abdellah (d’après Massacrier [16]).b. Coupe interprétative(voir carte pour la localisation).

Figure 2. a. Geological and structural map of Ait Abdellah inlier (from Massacrier [16]) interpretative cross section (see map for localisation).b. Interpretative section (see the map for the location).

Figure 3. Carte géologique et structurale du massif d’Ida Oukenssous (boutonnière précambrienne d’Irherm) (d’après la carte géologique d’Irhermau 1:100 000 [3]).

Figure 3. Geological and structural map of Ida Oukenssous massif (Irherm inlier) (from geological map of Irherm 1:100 000 [3]).

125


mise en place de la série du PIII. On a vu plushaut que, dans les boutonnières d’Aït Abdallah etd’Irherm, cette schistosité est hercynienne et ne défi-nit donc pas une « phase B2 ». Dans le bassin d’Anezi,Hassenforder [10] décrit une déformation localementsynschisteuse, développée particulièrement aux bor-dures nord et sud du bassin, qu’il attribue à la « phaseB2 ». Or, cette schistosité se retrouve, aussi, plus hautdans la série, dans les niveaux incompétents du Cam-brien et même de l’Ordovicien. Par ailleurs, elle s’ac-compagne d’une évolution métamorphique de faibleintensité, dont l’importance croît vers le sud-ouest,où elle affecte aussi les couches cambriennes [1, 2].Il s’agit donc d’un événement tectonométamorphiquepost-Cambrien, certainement hercynien [21].

Dès lors, la discordance angulaire, parfois (maispas toujours) représentée entre les séries du PII–IIIet du PIII, ne constitue en aucun cas la « discordancemajeure » communément admise, par exemple dans lalégende de la carte géologique d’Irherm au 1:100 000.Une discordance angulaire, on le sait, n’est d’ailleurspas nécessairement la conséquence d’une compres-sion, puisque le basculement des couches de la sé-rie sous-jacente pourrait avoir été causé par des bas-culements extensifs intraformationnels, comme nousl’avons d’ailleurs montré, dans cette même région,dans la série du PIII [18].

Pour l’instant, nous ne disposons pas d’élémentsde nature à établir de façon définitive que les ob-servations réalisées dans l’Anti-Atlas occidental peu-vent être étendues dans l’Anti-Atlas central. Les plisqui affectent la série PII–III de Tidiline ont été attri-bués à la déformation « B2 » tardi-panafricaine [11,15]. Faute d’une analyse structurale complète prenantaussi en compte les niveaux adoudouniens, dont onsait qu’ils ont enregistré une déformation hercyniennenon négligeable, il n’est pas possible pour l’instant de

déterminer ici l’âge de la déformation du PII–III, etdonc de l’attribuer avec certitude à un épisode com-pressif antérieur au dépôt du PIII, même si des discor-dances angulaires existent localement entre ces deuxensembles.

5. Conclusions

1. Puisque aucune déformation compressive ma-jeure ne sépare la série du PII–III de celle du PIII dansl’Anti-Atlas occidental, et puisqu’elles sont toutesdeux gréso-conglomératiques, volcaniques et volcano-détritiques, il n’y a pas de raison d’ordre sédimento-logique ou structural ou encore métamorphique pourjustifier la distinction ici entre le PII–III et le PIII.La première série devrait être désormais considéréecomme les niveaux de base de la seconde.

2. C’est la présence de niveaux à olistolites quart-zitiques décrits plus haut à Aït Abdallah et Irherm quidistingue le PII–III de la série du PIII. Des discor-dances intraformationnelles peuvent ou non séparertelles ou telles parties de l’ensemble PII–III/PIII.

3. Comme dans le cas du PIII, la création dereliefs à l’origine du démantèlement des quartziteset de leur mise en place à l’état d’olistolites dans lebassin de sédimentation est à mettre au compte d’unetectonique extensive, indiquée par ailleurs par lesplis synsédimentaires observés dans le PII–III. Il esttrop tôt, actuellement, pour décrire la géométrie desbassins sédimentaires à cette époque et pour précisersi une composante transcurrente était présente dansleurs failles bordières.

4. L’extension régionale à l’échelle de l’Anti-Atlasoccidental, dont témoigne la mise en place des sériesdétritiques et chaotiques PII–III, décrites plus haut,pourrait représenter le début de la phase deriftingpost-panafricain déjà décrite dans l’Anti-Atlas.

Remerciements. Le travail présenté ici a été effectué dans le cadre de la coopération franco-marocaine (A.I. Brest–Marrakech 162/STU/98) et abénéficié des moyens de la société Reminex-ONA branche Mines, qui est bien vivement remerciée. Il constitue une contribution de l’UMR 6538.

Références

[1] Bonhomme M., Hassenforder B., Le métamorphisme hercy-nien dans les formations tardi et pest-panafricaines de l’Anti-Atlasoccidental (Maroc). Données isotopiques Rb/Sr et K/Ar des fractionsfines, Sci. Géol. Bull. 38 (2) (1985) 175–183.

[2] Buggisch W., Diagenesis and very low-grade metamorphismof the Lower Cambrian rocks in the Anti-Atlas (Morocco), LectureNotes in Earth Sciences: the Atlas system of Morocco 15 (1988) 123–128.

[3] Faure-Muret A., Carte géologique d’Irherm au 1:100 000,Notes et Mém. Serv. Géol. Maroc, n◦ 309, 1983.

[4] Charlot R., Caractérisation des événements éburnéens et pan-africains dans l’Anti-Atlas marocain. Apport de la méthode géochro-nologique Rb/Sr, thèse, université de Rennes, 1978, 220 p.

[5] Choubert G., Histoire géologique du domaine de l’Anti-Atlas,in : Géologie du Maroc, Notes et Mém. Serv. Géol. Maroc, n◦ 100,1952, pp. 75–194.

[6] Choubert G., Histoire géologique du Précambrien de l’Anti-Atlas, tome 1, Notes et Mém. Serv. Géol. Maroc, n◦ 162, 1963, 352 p.

[7] Choubert G., Faure-Muret A., La tectonique post-archéennedes massifs des Ida ou Zekri et des Ida ou Zedoute, Nord-Ouestd’Irherm, Anti-Atlas (Maroc), C. R. Acad. Sci. Paris, série D 276(1973) 1397–1400.

[8] Choubert G. et al., Carte géologique du Maroc au 1:500 000.Maquette présentée au 19e Congrès géologique internaternational,Alger, 1952.

[9] Clauer N., Géochimie isotopique du strontium des milieuxsédimentaires. Application à la géochronologie de la couverture ducraton ouest-africain, Sci. Géol. Mém. n◦ 45, 1976, 256 p.

126


[10] Hassenforder B., La tectonique panafricaine et varisque del’Anti-Atlas dans le massif de Kerdous (Maroc), thèse d’État,université Louis-Pasteur, Strasbourg, 1987, 249 p.

[11] Hefferan K., Karson J.A., Saquaque A., Proterozoic collisio-nal basin in a Panafrican suture zone, Anti-Atlas Mountains, Mo-rocco, Precambr. Res. 54 (1992) 295–319.

[12] Jouravsky G., Pouit G., Sur la stratigraphie du PrécambrienII dans la région de Bou Azzer (Sud marocain), C. R. Acad. Sci.Paris 250 (1960) 199–161.

[13] Leblanc M., Tectonique du Précambrien II de Bou Azzer-El Graara (Anti-Atlas central), Notes et Mém. Serv. Géol. Ma-roc 33 (249) (1973) 59–81.

[14] Leblanc M., Lancelot J.-R., Interprétation géodynamiquedu domaine panafricain (Précambrien terminal) dans l’Anti-Atlas(Maroc) à partir de données géologiques et géochronologiques, Can.J. Earth Sci. 17 (1980) 142–155.

[15] Leblanc M., Ophiolites précambriennes et gîtes arséniés deCobalt (Bou-Azzer, Maroc), Notes et Mém. Serv. Géol. Maroc, 1975,280 p.

[16] Massacrier P., Les boutonnières précambriennes d’AïtAbdellah-Alma et leur couverture adoudounienne (Protérozoïque su-périeur et terminal de l’Anti-Atlas occidental, Maroc). Étude carto-

graphique, lithostratigraphique et structurale, thèse 3e cycle, univer-sité d’Aix–Marseille, 1980, 124 p.

[17] Piqué A., Bouabdelli M., Darboux J.-R., Le rift cambrien duMaroc occidental, C. R. Acad. Sci. Paris, série IIa 320 (1995) 1017–1024.

[18] Piqué A., Bouabdelli M., Soulaïmani A., Youbi N., Illiani M.,Les conglomérats PIII (Néoprotérozoïque supérieur) de l’Anti-Atlas(Sud du Maroc) : molasses panafricaines, ou marqueurs d’unriftingfini-protérozoïque ?, C. R. Acad. Sci. Paris, série IIa 328 (1999)1017–1024.

[19] Saquaque A., Admou H., Karson S., Hefferan K., ReuberI., Precambrian accretionary tectonics in the Bou-Azzer-El Graararegion, Anti-Atlas, Morocco, Geology 17 (1989) 1107–1110.

[20] Soulaïmani A., Interactions socle/couverture dans l’Anti-Atlas occidental (Maroc) :rifting fini-Protérozoïque et orogenèsehercynienne, thèse d’État, université Cadi-Ayyad, Marrakech, Maroc,1998, 215 p.

[21] Soulaimani A., Le Corre C., Farazdaq R., Déformationhercynienne et relation socle/couverture dans le domaine du Bas Drâa(Anti-Atlas occidental, Maroc), J. Afr. Earth Sci. 24 (3) (1997) 271–284.

127

Cras pii3 (1)

Documents

Transcript of Cras pii3 (1)