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Arrêt J1-7 : Premières couches rouges (Fm desGuettioua), épisode basaltique B1 et base de la

deuxième série rouge (Fm Iouaridene)(GPS : 32°08’21”N ; 006°44’31”W)

L’arrêt en bord de route permet d’abord d’observer desgrès et argiles rouges inclinés de ~15° vers le sud : ce sontles dernières séquences fluvio-deltaïques de la Formation(Fm) des Guettioua. Celle-ci est une succession de sé-quences fluviatiles d’épaisseur métrique à décamétrique,constituées de grès massifs de teinte rouge violacé suivisd’argiles rouges. Présente dans la plupart des cuvettes syn-clinales du Haut Atlas Central, cette formation a livré à Ti-lougguit (~50 km au SE d’Aït Attab,cf. fig. 2.1)d’importants ossements et squelettes de dinosauriens duBathonien-Callovien ? (Monbaronet al., 1999).En descendant le long de la route apparaît bientôt uncom- plexe basaltique, dit « B1 », qui est représenté sur tout leflanc nord du synclinal des Aït Attab (en noir sur la fig.1.8, en rouge sur la fig. 1.1 ; attention, le rouge indiqué par cette dernière carte dans le flanc sud est un complexe ba-saltique plus jeune, c’est le B2 : voir fig.1.8). Ce complexe B1 débute par une coulée contenant quelquesenclaves d’argile rouge, suivie d’une récurrence d’argi-

lites. Au-dessus viennent des coulées altérées, associées àdes dépôts volcano-clastiques, et surmontées par des pé-lites rouges. Ce premier épisode basaltique apparaît ainscontemporain de la fin de la sédimentation marécageusedu Bathonien-Callovien ?Il est suivi par un deuxième épisode plus épais (35 à 40 mqui débute par trois coulées massives, séparées ponctuel-lement les unes des autres par des lentilles argileuses. Ellessont surmontées par d’autres coulées, plus altérées. Dansle thalweg et de part et d’autre de la route, le toit de la der-nière coulée est recouvert par un banc de dolomie quiépouse les irrégularités de la surface basaltique (paléoto- pographie). Des observations en lame mince ont révélé la présence de quelques fragments basaltiques remaniés danla dolomie, ce qui confirme que le basalte ne s’est pas misen place sous forme de sill(s), comme il en existe, parexemple, dans le Bajocien du bassin de Taguelft (cf.J2-4),mais qu’il s’agit bien de coulées au toit de la série rouge duBathonien-Callovien ?Au-dessus des dolomies supra-basaltiques, une disconti-nuité sédimentaire marque la limite avec une nouvelle(deuxième) formation rouge : la Fm. des Iouaridène.Celle-ci se différencie nettement de la précédente par sa

118 NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC - VOLUME 4

FIG. 1.8 :Le synclinal d’Aït Attab (Haddoumiet al., 2002).-A : Carte de situation.-B : Carte de la partie centrale, avec l’itinéraire proposé en rouge (6 à 9 :localisation des arrêts).-C : Coupe N-S (localisée sur A). Noter la dissymétrie du remplissage sédimentaire, héritage probable d’une structure en hémi-graben.

F IG . 1.8 : The Aït Attab Syncline (Haddoumi et al., 2002). - A : Localisation map. – B : Map of the central area with the trip route in red (6 to 9 : stop loca-tion).-C : Cross-section (see A for location). Notice the asymmetry of the sedimentary infilling, probably inherited from a half-graben structure..

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radical se produit dans la sédimentation avec le dévelop- pement d’un niveau de marnes jaunâtres. La microfaunedevient abondante et se compose alors d’ostracodes ma-rins (Trachelyberididae) et de foraminifères lituolidés(dontChoffatella decipiens) de l’Aptien inférieur (Andreu,1991 ; Andreuet al., 2003). Au-dessus se développe lacuesta aptienne formée de lumachelles, de calcaires jaunesorganogènes, de marno-calcaires et de marnes. Cette « Fmd’Aït Tafelt » est constituée par 4 mésoséquences de dépôt

de plate-forme littorale (Souhel, 1996). Des ammonites ré-coltées près de la base par cet auteur permettent de dater leBédoulien (Aptien inférieur) moyen.Route :La série sus-jacente (Albo-Cénomanien) demeuremasquée vers le sud. On atteint le carrefour « Al Garage »au centre d’Aït Attab, dans la zone axiale de la cuvette syn-clinale, puis poursuit vers le sud. La descente qui s’amorce permet de recouper, sur 2,5 km environ, le flanc méridio-nal du synclinal perché cénomano-turonien (fig. 1.8, coupeC), avec des affleurements de bonne qualité : les calcaires

du Cénomano-Turonien, des couches rouges de l’AlboCénomanien, les calcaires jaunes aptiens, la série rouge barrémienne et les basaltes B2 intercalés. En fond de vallée (de part et d’autre du pont sur l’oued el-Abid), au-des-sous de la Fm des Iouaridène, on recoupe directement leLias calcaire (Domérien) à pendage nord, affecté deflexures. Après avoir traversé l’oued el Abid, on remonte par sa rive gauche très abrupte sur le flanc nord de l’anticlinal du J. Aït Sari.

Arrêt J1-10 : Flanc sud du synclinal d’Aït Attab ;mouvements jurassico-crétacés et fluctuations des

mers crétacées(GPS : 32°04’19”N ; 006°40’17”W ; alt. 810 m)

Cet arrêt, au-delà du troisième lacet, offre un splendide panorama vers le nord, sur le flanc sud du synclinal des AïtAttab (fig. 1.11). On retrouve la stratigraphie des dépôts sédimentaires crétacés où s’intercalent les basaltes B2, à la basde la Fm du Jbel Sidal. Les dépôts ont enregistré le retour


FIG. 1.10 :Colonne stratigraphique du Crétacé inférieur illustrant le passage de la sédimentation continentale barrémienne à la sédimen-tation marine de l’Aptien dans le synclinal des A¨t Attab (d’après Andreuet al., 2003, modifié)F IG . 1.10 : Lower Cretaceous stratigraphic column showing the transition from the Barremian continental sedimentation to the Aptian

marine deposits in the Ait Attab syncline (Andreuet al., 2003, modified).

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hésitant des conditions marines au cours du Crétacé infé-rieur : lagunes côtières du Barrémien (partie supérieure de laFm Iouaridène), suivi de conditions fluvio-deltaïques (Fmdu J. Sidal) ; Aptien inférieur marin (Fm Aït Tafelt), puis ré-currence lagunaire (Fm de Ouoauizarth ; Andreu, 1991)avant la grande transgression du Cénomanien-Turonien(Choubert & Faure-Muret, 1962). Mais à la différence de cequ’on a observé au nord (fig. 1.7), la Fm des Iouaridène repose ici directement sur le Lias : ni la coulée B1, ni la Fm desGuettioua, ni les Calcaires-corniches et marnes du Bajocienne sont représentés. Leur biseautage (coupe C, fig. 1.8) in-dique une surrection du bord sud du synclinal (c’est-à-dire del’anticlinal du J. Aït Sari) durant cette période, surrectiondont le mécanisme sera discuté plus loin (fin J1 et J4). Ce- pendant, on peut déjà noter que sur une coupe générale decette région de l’Atlas (fig. 1.12), les assises argilo-gypseusesdu Trias doivent dessiner un renflement important sous les

séries jurassico-crétacées de l’anticlinal du J. Aït Sari, danla mesure où le socle n’est pas écaillé (cf.coupe sismiquefig. 1.2B). Il est envisageable qu’un coussin ( pillow) diapi-rique se soit formé dès le Jurassique moyen dans ce secteur

Route : Vers le sud, la route 1811 traverse des calcaires duLias moyen qui sont entrecoupés en plusieurs points pardes dykes et des sills basaltiques dont l’épaisseur va jusqu’à 40 m. Après avoir traversé des dolomies pulvérulentes du Lias inférieur, la route aboutit à Ouzoud. Cette lo

calité est célèbre (et mérite unarrêt optionnel, si le tempsle permet) par le site de ses cascades (fig. 1.13) établiessur le rebord d’une falaise formée par le Calcaire-corniche bajocien. Au cours du Plio-Quaternaire s’est formé un im portant drapage de travertins qui continuent à se dévelop per localement.

Au sud d’Ouzoud, le trajet (fig. 1.1) se poursuit dans la

121CIRCUIT C7 : LE HAUT ATLAS CENTRAL DE BENI MELLAL ET IMILCHIL

FIG. 1.11 :Le flanc sud du synclinal d’Aït Attab ; évolution de la sédimentation du continental au marin au cours du Crétacé inférieur (Fm Iouari-

dene : Hauterivien ? -Barrémien ; Fm. J. Sidal : Barrémien supérieur ; Fm Ouaouizarht : Albo-Cénomanien).F IG . 1.11 : South border of the Aït Attab syncline, exposing the facies evolution from continental to marine during the Lower Cretaceous (Iouri-dene Fm : Hauterivian ?- Barremian ; J. Sidal Fm : Upper Barremian ; Fm Ouaouizarht : Albo-Cénomanien).

FIG. 1.12 :Coupe d’ensemble de la bordure atlasique au SW d’Afourer. Extrait de la carte géologique du Maroc au 1/100000, feuille Afourer (d’après Rolley 1977, modices stratigraphiques partiellement réactualisés en fonction des datations des Couches rouges. t : Trias ; li : Lias inférieur ; lm : Lias moyen ; ls : Lias supérieur ; jm :moyen marin et continental (Fm Guettioua) ; nC : Crétacé inférieur continental (Fm Iouaridène et Fm Jbel Sidal) ; n5 : Aptien ; n6-cI : Albo-Cénomanien ; c1-2 : Cénoronien ; c3-4 : Sénonien ; e1-5 : Eocène ; mp : Mio-Pliocène B1 : basaltes du Bathonien ; B2 : basaltes du Barrémien.F IG . 1.12 : Overall cross-section of the Atlas norther border SW of Afourer, after the Geological map of Morocco, scale 1/100 000, Rolley, 1977, modified. The Coucheand basalts stratigraphic indexes are updated taking into account the recent datations.

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Fm des Iouaridène qui occupe l’axe d’un nouveau syncli-nal (synclinal d’Ouzoud). La route recoupe sa terminaison périclinale SW au niveau de laquelle les dépôts rouges desIouaridene reposent sur un niveau de marnes grises datéesdu Bathonien supérieur-Callovien inférieur (Haddoumiet al., 2010). Ces marnes grises sont suivies de marnes etmarno-calcaires diversement colorés, surmontant directe-ment les Calcaires-corniches. On peut donc constater la la-cune totale de la Fm des Guettioua mentionnée sur la carted’Azilal (Jenny, 1985). Ce fait, général dans tout ce secteur depuis l’arrêt J1-10, est à mettre en relation avec une émer-sion et une érosion de cette aire au cours du Bathonienet/ou durant le Jurassique supérieur-Néocomien.

Poursuivre la route touristique vers le sud jusqu’au carre-four avec la S508/R304. A cette jonction, prendre vers l’est pour rejoindre la localité d’Azilal, située à 22 km. On tra-verse un paysage de plateaux liasiques étagés vers 1300 m

d’altitude, formant un large bassin synclinal entre des crêtesd’altitude proche de 1700-1900 m au nord et au sud.

I- Les « Couches rouges » du Haut Atlas

Les grandes cuvettes synclinales du Haut Atlas central celles que nous avons déjà traversées (fig. 1.1) et celleque nous découvriront les jours suivants (fig. 2.1) renferment des couches rouges continentales dont l’âge a étélongtemps controversé (Monbaron, 1980). Des études micropaléontologiques récentes (Andreu et al., 2003 ; Char-rière et al., 2005 ; Mojon et al., 2009 ; Haddoumi et al.,2010) ont été développées sur les ostracodes et les charo phytes des séries, dont quelques marqueurs sont repré sentés ici (fig. 1.14). Ces études ont apporté de nouveaurepères biostratigraphiques et permis des corrélations ré- gionales relativement précises (fig. 1.15). Les lignes qu suivent visent à discuter la signification paléogéogra- phique et tectonique de ces dépôts continentaux, dont l’âg


FIG. 1.13 :Les cascades d’Ouzoud, un haut-lieu touristique de la région. Les travertins drapent le rebord de la falaise formée par le « Calcaire-corniche » bajocien.F IG . 1.32 : Ouzoud waterfalls, a famous tourist site of the area. The Quaternary travertines drape the cliff of the Bajocian “Calcaire-corniche”.

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FIG. 1.14 :Quelques charophytes marqueurs du Jurassique supérieur (A, B) et du Crétacé inférieur (C à G) du Haut Atlas central, etdu Paléocène (H, I) du Haut Atlas d’Imilchil. Diagnoses de P. O. Mojon.A et B : charophytes de la partie inférieure de la Formation des Iouaridène du Haut-Atlas central. A1 à A3 : utricules de Dictyoclava-tor ramalhoi GRAMBAST-FESSARD (Clavatoracées),(Kimméridgien) ; B1 à B3 : gyrogonites de Porochara kimmeridgensis (MÄD- LER) MÄDLER emend. MOJON (Porocharacées)(Oxfordien ?–Kimméridgien). B4 : vue interne d'une gyrogonite casséede Porocharakimmeridgensismontrant la plaque basale composée (bipartite).- C1 à C3 : gyrogonites de Feistiella atlantis n.sp. ;Porocharacée duCrétacé inférieur (Hauterivien ? - Barrémien inférieur), Formation des Iouaridène, Aït Attab.- D à G : utricules de Clavatoracées (cha-rophytes) du Crétacé inférieur (Barrémien inférieur-supérieur) du Haut Atlas central. D :Globator mutabilis (MOJON) MOJON,syn-clinal d'Aït Attab, partie sommitale de la Formation des Iouaridène et partie basale de la Formation du Jbel Sidal (Barrémien inférieur); E1 à E3 : Atopochara trivolvis triquetra GRAMBAST ;F : Flabellochara harrisi (PECK) GRAMBAST ;G1 et G2 :Globator tro-chiliscoides GRAMBAST.E-G : partie inférieure de la Formation du Jbel Sidal (Barrémien supérieur), synclinal d'Aït Imelloul.- H etI : Charophytes de la Formation de Tasraft (Paléocène supérieur), région d’Imilchil : H1-H2 :Sphaerochara edda SOULIÉ-MÄR-SCHE, 1971 ; I1-I2-I3 : Harrisichara tougnetensis MASSIEUX, 1977.F IG . 1.14 : Some Charophyte markers of the Late Jurassic (A, B) and Early Cretaceous (C-G) redbeds of the Central High Atlas, and from the Paleocene of the Imilchil region. Determinations by P.O. Mojon.

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s’échelonne du Bathonien au Barrémien, avec une récur-rence à l’Albo-Cénomanien.

1) Le Bathonien et la « tectonique médio-jurassique » Au Bathonien, l’émersion du domaine du Haut Atlas cen-tral est documentée par le dépôt de la Fm des Guettioua,exclusivement continentale et correspondant à un épan-dage fluviatile grossier. La répartition discontinue de cette formation peut être interprétée, soit comme originelle (pié- geage des matériaux dans des bassins élémentaires), soit comme secondaire (isolement de synclinaux entre des axesanticlinaux). Le choix entre ces hypothèses (ou leur com-binaison) doit être examiné sur la base des données stra-tigraphiques précises.

Au sein de chaque synclinal, d’importantes variationsd’épaisseurs peuvent être observées, notamment dans son stratotype (fig. 1.15B). Elles sont d’abord liées à une dissy-métrie du remplissage initial, mais sont en outre localement accentuées par la transgressivité de la Fm des Iouaridène sur la bordure surélevée du bassin. Le caractère dissymé-trique des bassins élémentaires, les biseaux et les discor-dances progressives rencontrées à l’approche des ridesanticlinales (cf. J3, § italique) limitrophes confirment leur caractère syntectonique, souligné par de nombreux auteurs

(Jenny et al., 1981; Monbaron, 1982a ; Jenny, 1984 ; La-ville, 1985 ; Souhel, 1996). La présence locale de ravinements sous la Fm des Guettioua indique que la plupart deces rides ont fonctionné antérieurement à son dépôt. Un boexemple est celui de la ride anticlinale du J. Abbadine au sud du bassin de Ouaouizarth ; la discordance sur le flanc NW de la ride montre que les couches bajociennes avaienété basculées de 10-15° vers le NW avant d’être érodée puis recouvertes par les Couches rouges bathoniennes(Monbaron, 1982a). Ceci n’exclut pas que certaines rides sinon toutes, aient pu être recouvertes par des dépôts continentaux rouges (en particulier ceux du Crétacé, Iouarideneet/ou Sidal) avant leur réactivation cénozoïque.

L’importance des variations de la Fm des Guettioua (etdes formations continentales sus-jacentes) d’un bassin àl’autre a conduit plusieurs auteurs (Jenny et al., 1981; Monbaron, 1982b ; Jenny, 1984) à évoquer une « phase paroxysmale médio-jurassique ». Dans les synclinaux septentrionaux (fig. 1.15, colonnes D, F, G), une ou plusieurcoulées basaltiques s’intercalent dans la partie supérieurede la formation. Elles soulignent le contexte extensif otranstensif des déformations médio-jurassiques.

La plupart des bassins synclinaux sont associés à des


FIG. 1.15 :Colonnes synthétiques des Couches rouges du versant nord du Haut Atlas central (d’après Haddoumiet al., 2010, modifié)..F IG . 1.15 : Stratigraphic columns of the Couches rouges in the northern part of the Central High Atlas.

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rides anticlinales longitudinales WSW-ENE à W-E, alors quecertains sont liés à des failles transverses, tel le bassin stra-totype de la formation (colonne B) associé au décrochement N120E de Demnate (Jenny, 1984). On peut envisager une paléogéographie comportant un système fluviatile originaire

d’une voussure sud-occidentale (Haut Atlas de Marrakech)d’où viendrait l’essentiel du matériel quartzeux (remanie-ment des grès triasiques plus encore que du socle ?), quicontournerait les différentes rides longitudinales ou trans-verses (avant de les recouvrir ?), en alimentant les zones sub- sidentes voisines (dépocentres) et en s’écoulant en directiondu domaine téthysien, vers l’est ou le sud-est, comme l’in-dique le drainage d’ensemble des matériaux dans les syn-clinaux d’AÎt Attab et de Ouaouizarth (Souhel, 1996).

2) Au Jurassique supérieur et au Néocomien Les archives sédimentaires sont beaucoup plus limitées,vraisemblablement en raison d’une période prolongée

d’érosion subaérienne. Des dépôts continentaux maréca- geux et lacustres d’âge Oxfordien-Kimméridgien ont étérécemment identifiés (Charrière et al., 2005 ; Mojon et al.,2009 ; Haddoumi et al., 2010) dans certains synclinaux àla base de la Fm Iouaridene (fig. 1.15, colonnes A, F, G). Dans certains cas (A), ils succèdent en continuité appa-rente à la sédimentation médio-jurassique. Dans d’autrescas (F), ils succèdent à des lacunes post-basaltiques (basaltes B1). Ces dépôts témoignent toutefois de la persis-tance d’une sédimentation continentale au SW comme au NE du Haut Atlas central, ce qui peut faire penser à uneextension initiale importante. En certains points comme à Aït Attab (D) et Aït Imelloul (E) situés à la bordure NW del’Atlas, ces dépôts n’existent pas (érosion anté-barré-mienne ?). Par leur lithologie à dominante argileuse ouargilo-silteuse, ces dépôts témoignent d’un environnement morphologiquement atténué ainsi que d’un calme tecto-nique relatif. Leur épaisseur est assez limitée, au regard des sédiments médio-jurassiques et barrémiens.3) Le Crétacé inférieur et la « tectonique barrémienne »

La sédimentation de cette époque apparaît d’emblée consi-dérable. L’essentiel (3/4 supérieurs dans son stratotype)(A) ou la totalité (B) des dépôts de la Fm des Iouaridènedate du Crétacé inférieur (Haddoumi et al., 2010), le mem-bre supérieur gypseux datant du Barrémien. La Fm du Jbel Sidal sus-jacente marque un deuxième épandage détri-tique, grossier et généralisé, durant le Barrémien supé-rieur. Les dépôts lagunaires de la partie supérieure de la Fm des Iouaridène transgressent souvent sur les paléore-liefs constituant les bordures des bassins, ce qui peut-être partiellement associé à la montée eustatique du Crétacéinférieur (Hardenbold et al., 1998) et/ou à la subsidenced’ensemble du domaine atlasique central. Toutefois, lesconglomérats de base, les litharénites et les grès de la Fmdu Jbel Sidal étant pour partie alimentés par les reliefs lo-

caux, témoignent directement de reprises érosives associées à des jeux synsédimentaires des rides. Au cours dcette période, le drainage des matériaux s’effectue versl’ouest, le nord-ouest ou le sud-ouest, c’est-à-dire vers unexutoire atlantique (Souhel, 1996), ce qui prouve une in

version totale de la pente paléogéographique, dirigée versle secteur téthysien au Dogger, puis vers le domaine at-lantique au Barrémien. L’apparition de la deuxième décharge détritique grossière(Fm du Jbel Sidal) est par ailleurs associée à une reprisede l’activité volcanique (basaltes B2), ce qui révèle aussi, notre sens, une reprise de la tectonique extensive au courdu Barrémien. Ces différentes données sédimentologique structurales et volcaniques, bien situées chronologiquemenà l’aide de marqueurs biostratigraphiques, conduisent àévoquer une « phase extensive paroxysmale barrémienne auparavant insoupçonnée. Ces déformations déterminent l

reprise d’une sédimentation fluviatile à margino-littoraleau Barrémien, puis franchement marine à l’Aptien.

J2 : Azilal-Imilchil via Ouaouizar th (230 km)

Itinéraire et thèmes (fig. 2.1) : Synclinaux à « couchesrouges » jurassico-crétacées de la partie septentrionale duHaut Atlas (Ouaouizarth, Taguelft et Naour). AccidentAghbala-Afourer (AAA), limite entre le Haut Atlas cen-tral et l’Atlas bordier, prolongement du Moyen Atlas. Dé-formations alpines et fonctionnement synsédimentaire del’AAA au Jurassique moyen. Première approche des for-mations marines jurassiques.

Route and themes (fig. 2.1) : Synclines with Jurassic-Cre-taceous red beds (“Couches Rouges”) in the northern partof the High Atlas ((Ouaouizarth, Taguelft and Naour) Aghbala-Afourer Fault (AAA), tectonic boundary betweethe Central High Atlas and the southern tip of Middle Atlas. Synsedimentary and Alpine movements along th AAA fault. First approach of the Jurassic marine series.Route : Quitter Azilal vers le NE en direction de Bin-el-Ouidane et Afourer. La partie haute de la ville d’Azilal estconstruite sur les calcaires bajociens de la Formation deBin-el-Ouidane 1. La partie basse est installée sur les« Marnes chocolat », définies comme la Formation d’Azi

lal (Jenny, 1988), de milieu continental à saumâtre ayantceinturé à l’ouest le sillon atlasique au Toarcien-Aalénien(du Dresnay, 1971). La route repose d’abord sur cette for-mation, puis remonte sur un vaste plateau carbonaté constitué par les calcaires bajociens. A une dizaine de kilomètresvers l’est, un décalage fait réapparaître les « Marnes cho-colat » au NW de la route qui se poursuit alors sur un panneau calcaire affaissé. A la terminaison orientale du plateau(~15 km d’Azilal), on découvre une vue plongeante sur laretenue de Bin-el-Ouidane.


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Arrêt J2-1 : Vue panoramique sur la retenue deBin-el-Ouidane

(GPS : 32°05’46”N ; 006°29’40”W)

Stopper dans les premiers lacets de la descente pour ad-mirer l’étendue de la retenue. Le barrage de Bin-el-Ouidane (« au confluent des deux oueds », dont le principal est l’oued El-Abid, « oued de l’esclave ») a étéconstruit de 1948 à 1955. C’est un barrage voûte en bétonde 133 m de haut. Les eaux turbinées à son pied sont ré-cupérées quelques kilomètres à l’aval et conduites par unegalerie de 10 km jusqu’à l’usine d’Afourer.

La retenue de Bin-el-Ouidane occupe le centre de la cu-vette synclinale d’Ouaouizarth. Le flanc nord du synclinalest bien exposé dans le panorama (fig. 2.2) avec les Cal-caires-corniches du Bajocien (Fm Bin-el-Ouidane 1-3) quisupportent le barrage, les dépôts marno-calcaires versico-lores (Fm de Tilougguit), puis les grès rouges (Fm de Guet-tioua) qui constituent le premier dépôt exclusivementcontinental d’âge Bathonien-? Callovien. La succession secomplète au dernier plan par les séries crétacées affleurantau niveau de la ville d’Ouaouizarth (arrêt J2-3).

La dissymétrie du synclinal apparaît dans le paysage et sur la carte géologique (fig. 2.3). Alors que les couches succes-sives sont régulièrement empilées sur le flanc nord, sur leflanc sud les couches rouges arrivent en discordance sur laride anticlinale du Jbel El-Abbadine, et elles sont de plus en

plus jeunes du sud au nord. Pour Monbaron (1981, 1988)cette ride a constitué un relief permanent pendant la sédi-mentation des couches rouges continentales (considérées àson époque comme intégralement d’âge Dogger). Ce relieaurait été créé par le « paroxysme bajoço-bathonien » d’une

tectonique de type controversé (compressive-transpressiveou distensive-diapirique ; voir plus loin, § ital. II).

Route : La descente s’effectue à travers les calcaires en bancs massifs de la série bajocienne. Après avoir traverséle barrage (ancré sur les calcaires Bin-el-Ouidane 1), laroute remonte faiblement au-dessus du niveau de la rete-nue, en traversant les calcaires marneux et calcaires desformations Bine-El-Ouidane 2 et 3. Au-dessus se déve-loppe la formation versicolore de Tilougguit, caractéris-tique de milieux de transition entre domaine marin subtidaet domaine continental (cf. coupe type de Bin-El-Ouidane ; Löwner, 2009). Quelques empreintes de pas de

dinosauriens sont observables sur deux dalles au nord dela route (Boutakioutet al ., 2006). Le trajet recoupe ensuiteles barres gréseuses de la Fm des Guettioua, puis longe pendant quelques kilomètres le basalte B1 (fig. 2.3).

Arrêt J2-2 : Basaltes B1 ; âge Jurassique supérieur dela base de la Fm Iouaridène

(GPS : 32°07’13”N, 006°24’38”W)

S’arrêter à environ 5 km du barrage, au débouché d’unthalweg au nord de la route, qui permet de relever une par


FIG. 2.1 :Itinéraire de la journée J2 sur une carte géologique simplifiée du nord du Haut Atlas central.F IG . 2.1 : Day J2 route on a simplified geological map of the northern Central High Atlas.

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tie de la coupe C1 (cf.« zoom » au bas de la fig. 2.3) dansle toit de la Fm des Guettioua et la base de la Fm des Ioua-ridène sus-jacente. La Fm des Guettioua est recouverte par la coulée basaltique B1 (cf.arrêt J1-7). Dans le thalweg, on peut observer la base et le toit de la coulée massive, épaissed’environ 25 m. La base fortement minéralisée surmontedes grès fins carbonatés. Le toit de la coulée est affectéd’un débit prismatique dénotant vraisemblablement un re-froidissement rapide en milieu aérien. Cette surface estsurmontée par 2 m de blocs basaltiques emballés dans une

matrice dolomitique, évoquant une mise en place sous trèsfaible tranche d’eau. L’ensemble est recouvert par un pre-mier dépôt dolomitique plus ou moins chaotique mais ter-miné par une zone nodulaire continue (paléosol probable).Au-dessus apparaît une première décharge détritique gros-sière remaniant le substratum, puis un second niveau dedolomies à déformations synsédimentaires. Une deuxièmedécharge détritique est constituée par un grès grossier trèsriche en éléments basaltiques, puis des grès fins passantvers le haut à des marnes. Les niveaux dolomitiques et gré-seux se sont révélés azoïques. En revanche, les premiersniveaux marneux sus-jacents ont livré des petits bivalveslaguno-lacustres apparentés au genreUnio, des ostracodes,dontCyprideasp., ainsi que des gyrogonites de Porocharakimmeridgensis, espèce couvrant l’intervalle Oxfordien-Kimméridgien. Dans les couches sus-jacentes affleurant ausud de la route, la coupe peut être poursuivie. Dans un ni-veau de marnes rouge-marron, la forme P. kimmeridgiensisa été retrouvée, associée à Dictyoclavator ramalhoi,mar-queur du Kimméridgien (diagnoses paléontologiques P. O.Mojon, fig. 1.14 A, B).

Ces données biostratigraphiques permettent de dater la

base de la série continentale suprabasaltique (à l’exceptionde ses premiers mètres) du Jurassique supérieur. La co-lonne stratigraphique à droite de la fig. 2.3 résume la suc-cession du synclinal d’Ouaouizarth, qui diffère de celle deAït Attab (fig. J1-14) par le fait que la Fm des Iouaridenedébute ici par des couches du Jurassique supérieur. La datation K-Ar à 169±6 Ma (Aalénien à Callovien) obtenuedans les basaltes (Westphalet al., 1979) est très imprécise,mais compatible avec l’âge Oxfordien ?-Kimméridgien dela série sédimentaire sus-jacente. Ces basaltes B1 étant en-cadrés par le Bathonien-? Callovien et l’Oxfordien ?-Kimméridgien se sont donc mis en place au voisinage de lalimite Jurassique moyen-supérieur, dans un environnemensubaquatique très peu profond.

Route : Continuer vers Ouaouizarth sur environ 5 km. Laroute est établie sur la Fm des Iouaridène, avant de recouper la première barre gréseuse de la Fm du Jbel Sidal. Noter l’accentuation des pendages. Le flanc NW du syn-clinal de couches rouges est quasi vertical à proximitéd’Ouaouizarth (figs. 2.3, 2.4).

Arrêt J2-3 : Intercalation laguno-marine barré-mienne (partie supérieure de la Fm des Iouaridène)

et panorama sur le chevauchement du Jbel R’Nim(GPS : 32°09’02”N ; 006°23’13”W)S’arrêter à environ 3 km d’Ouaouizarht (localisation : fig2.4A) et remonter d’environ 150 m vers le nord de la route jusqu’à atteindre les affleurements de gypse du membresupérieur de la Fm des Iouaridène. La coupe C2 (fig. 2.3 peut être relevée depuis l’ensemble gypseux principal jusqu’aux premiers grès (verticaux ou même renversés) dela base de la Fm du Jbel Sidal. Cette série rubéfiée pré-sente un niveau grisâtre d’épaisseur métrique dans leque


FIG

. 2.2 :Vue panoramique du flanc occidental du synclinal de Ouaouizarth au N de la retenue de Bin-el-Ouidane (arrêt J2-1).F IG . 2.2 : Panorama on the western side of the Ouaouizarth syncline, north of the Bin el-Ouidane dam (stop J2-1).

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des échantillonnages détaillés ont révélé des faunes d’os-tracodes diversifiées, incluant notamment une associationd’ostracodes marinsTrachyleberididae(Strigosocytherecf. strigosa, Rehacythereissp., Protocytheresp.) apparen-tés à des formes du Barrémien inférieur de l’Europe occi-dentale (Mojonet al., 2009). Ces données fournissent undeuxième argument (cf.arrêt J1-8) permettant d’évoquer la

présence d’une incursion marine dès le Barrémien à proximité de la bordure septentrionale du Haut Atlas central.Depuis ce site se dégage en outre un panorama (fig. 2.5)sur le secteur d’Ouaouizarth. On y retrouve la successioncrétacée déjà observée au sud d’Aït Attab (arrêt J1-10)avec les deux intercalations marines de l’Aptien et du Cénomano-Turonien. Ces derniers terrains sont surmontés au


FIG. 2.3 :Le synclinal de Ouaouizarth : carte géologique (1), coupes C1 et C2 (n° 3 et 4, correspondant respectivement aux arrêts 2 et3), détail du toit du basalte B1 (3) et colonne stratigraphique (5), d’après Haddoumiet al.(2010). Til. : Fm de Tilougguit.

F IG . 2.3 : Ouaouizarth syncline: geological map (1), C1 and C2 cross-sections (n° 3 et 4, corresponding to stops 2 and 3, respec-tively), detail of the beds covering the B1 basalt (3) and stratigraphic column (5), after Haddoumiet al. ,(2010). Til. : Tilougguit Fm.

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FIG. 2.4A :Carte géologique du synclinal crétacé de Ouaouizarth, entre le chevauchement du J. R’Nim et l’extrémité orientale de la ride anticlinale du J. El-Abbadine, carte géologique du Maroc au 1/100 000, feuille de Beni Mellal (Monbaron, 1985), avec le trajet de l’excursion et la localisation des arrêts. l : Lias; jm I-III : Bajocien (Fm BineEl Ouidane) ; jm IV-V : Bathonien- Callovien ? (Fm Guettioua) ; Jm-n4 : Jurassique moyen à Barrémien ; Js-n4 : Jurassique supérieur à Barrémien (Fm Iouaridène) ; nmien (Fm Jbel Sidal) ; n5 : Aptien ; cI : Albo-Cénomanien ; cII : Cenomano-Turonien ; e : Eocène ; mp : Mio-Pliocène ; B1 : basaltes du Bathonien ; B2 : basaltes du BF IG . 2.4 A : Map of the Cretaceous Ouaouizarth syncline, between the J.R’Nim thrust and the eastern tip of the J. El-Abbadine anticlinal ridge, after the geological map of scale 1/100,000, Beni Mellal sheet (Monbaron, 1985), with the tour route and stops

FIG. 2.4B :Coupe NW-SE entre Beni Mellal et le J. El Abbadine, d’après Monbaron (1985). Localisation et légende : fig. 2.4A. Les indices concernant les Couches rou basaltes ont été modifiés d’après Haddoumiet al.(2010).

FIG. 2.4B : NW-SE cross-section from Beni Mellal to J. EL Abbadine, after Monbaron (1985). Location and legend : see fig. 2.4A. Indexes concerning the Couches roassociated basalts have been modified after Haddoumiet al.(2010).

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Sgat) apparaît une structure tabulaire de couleur noire quicorrespond à deux coulées basaltiques intercalées au toit dela formation (fig. 2.7A). C’est l’équivalent de l’épisode B1des synclinaux d’Aït Attab et Ouaouizarth, mis en place versla limite Jurassique moyen-supérieur.

La disposition des différents affleurements magmatiquesdans l’ensemble du synclinal (fig. 2.8A) révèle la présencede plusieurs formes d’intrusions subvolcaniques associées àces coulées (Monbaron & Just, 1980),i) des sills concor-dants dans le Lias, les Calcaires-corniches et les Couchesrouges elles-mêmes,ii) une intrusion ou stock gab- broïque/doléritique (Aït Boulmane), et enfin,iii) des dykesrayonnants autour de ce massif et recoupant les grès batho-niens. On remarquera sur la coupe (fig. 2.8B) la présencede lambeaux déformés d’argilites rouges du Trias, mêlés austock gabbroïque de la ride anticlinale – un dispositif que

l’on retrouvera à Tassent et Tasraft (journées 3 et 4).

Route : Pendant 35 km, le trajet serpente à travers les fa-ciès rouges de la Fm de Guettioua, en offrant de superbes panoramas dans toutes les directions. Par comparaison austratotype de la formation ou à sa lithologie dans le syn-clinal d’Ouaouizarth, on constate ici une forte dominancedes faciès argileux par rapport aux dépôts gréseux, ces der-niers présentant par ailleurs une faible granulométrie. Cecaractère plus mature et plus distal des dépôts tend à cor-

roborer les conceptions de Souhel (1996) concernant ledrainage vers l’est des matériaux détritiques lors du com- blement médio-jurassique.

Après la traversée de l’oued El Abid vers 900 m d’altitudeon remonte en direction NE jusqu’au village de Taguelft(alt. 1000 m). 200 m avant l’entrée de ce dernier, on peu


FIG. 2.6. : A: Vue du bassin synclinal de Taguelft depuis son bord occidental.-B : Coupe correspondante. Légende : lIII : Domérien ; jmI : Fm d'Azilal ; jmII-IV : Fm Bin-el

Ouidane 1-3 ; jmV : Fm Tilougguit ; jmVIC : Fm Guettioua ; β1a et β1b : coulées basaltiques du Bathonien ; F : Faille d’Aït Boulmane.F IG . 2.6 : A : View of the Taguelft syncline from its western side.– B : Corresponding cross-section. : lIII : Domérien ; jmI : Fm d'Azilal ; jmII-IV : Fm Bin-el-Ouidane 1-3 jmV : Fm Tilougguit ; jmVIC : Fm Guettioua ; β1a, β1b : Bathonian basalts ; F : Ait Boulmane fault.

FIG. 2.7 :Le magmatisme dans le bassin de Taguelft.-A : Zoom sur la coulée β1a de la figure 2.6, intercalée dans la partie supérieure de la Fm Guettioua. -B : Dyke recoupantcette formation, à proximité de la localité de Taguelft.

F IG . 2.7 : Magmatic events in the Taguelft Basin.- A : Zoom on the β1a lava flow of fig. 2.6, interbedded in the upper part of the Guettioua Fm. - B : Dyke intersecting theGuettioua Fm close to the Taguelft village.

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observer dans les talus de la route (arrêt optionnel, GPS N32 14 09 ; W 006 07 37) un dyke de direction N170 re-coupant la série rouge des Guettioua (fig. 2.7B).

Environ 1,5 km au-delà, on atteint un carrefour en patted’oie ; la route de droite va vers Anergui, la route degauche (R 306),que l’on emprunte, s’oriente au nord vers Naour, El Ksiba. Elle traverse à nouveau l’oued El-Abid

qui entaille les dépôts versicolores de la Fm de Tilougguitsous-jacente. Elle s’élève ensuite en zigzag dans les for-mations calcaires bajociennes. Dans les premiers lacets(GPS : N32 16 50, 006 06 42W), on peut apercevoir versle nord, quelque 100 m au-dessus de la route, une falaisede conglomérats d’âge Mio-Pliocène reposant en discor-dance sur la Fm de Tilougguit. Ces dépôts néogènes for-ment la pointe SW d’un des deux synclinaux NE-SW présents dans ce secteur, synclinaux ouverts avec des pen-dages de l’ordre de 25-30° sur leurs flancs (cf. carte au

100 000ème Beni Mellal). La route atteint ensuite le pla-teau de calcaires bajociens.

Arrêt J2-5 : Panorama sur le bassin de Taguelft et sabordure à stock gabbroïque

Un arrêt au bord du plateau vers 1500 m d’altitude (GPS(32 16 46N, 006 05 39W) offre une vue magnifique versle sud sur le synclinal de Taguelft et la ride anticlinale qui

le borde à l’est. La coupe correspondante (fig. 2.8B) sou-ligne l’augmentation de l’épaisseur des dépôts du Juras-sique moyen continental vers le SE, à l’approche de la rideanticlinale, démontrant le jeu synsédimentaire de celle-ci(paléofaille à regard NW ?). La zone de faille est intrudée par le petit pluton gabbroïque/doléritique d’Aït Boulmanqui contient des enclaves de sédiments triasiques appa-remment entraînées lors de son intrusion dans le Trias. Samise en place subvolcanique hors de tout contexte com- pressif est attestée par le système de dykes rayonnants qu


FIG. 2.8 :Carte et coupe du synclinal de Taguelft et de l’anticlinal faillé qui le borde au SE (d’après Monbaron, 1985). Indices de la coupe commefig. 2.4. Les dépôts continentaux du Jurassique moyen (jmc) atteignent 1000 m d’épaisseur.

F IG . 2.8 : Map and cross-section of the Taguelft syncline and adjoining faulted anticline (after Monbaron, 1985). Stratigraphic indexes as in fig. 2.4.The thickness of the Middle Jurassic continental deposits (jmc) reaches about 1000 m.

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recoupent les grès continentaux (fig. 2.8A). L’inversion dela paléofaille et le serrage de la zone anticlinale triasiqueau Tertiaire a conduit à la géométrie actuelle.Route : Poursuivre sur le plateau vers le NE. Le calcaire bajocien est bientôt recouvert par les dépôts du Mio-Plio-

cène aperçus en montant (arrêt optionnel au point GPS :32 22 24N, 006 04 15W). Il s’agit de décharges conglo-mératiques grossières, mal classées, constituées d’élé-ments arrondis dont la nature polygénique témoigne duremaniement de différentes formations calcaires sous-ja-centes. Après plusieurs kilomètres sur le plateau dénudé,on franchit un col recoupant le calcaire-corniche inférieur verticalisé. La descente débute dans les calcaires du Liasmoyen à pendage SE.

Arrêt J2-6 : Le synclinal de Naour et sa bordurefaillée (Accident Arhbala-Afourer)(GPS : 32°22’24”N, 006°02’14”W)

S’arrêter au premier virage de la descente vers la combesynclinale. La route recoupe ici l’Accident Arhbala-Afou-

rer (AAA), que nous avons frôlé peu après Ouaouizarht(chevauchement du R’Nim) et au sud duquel nous avonsroulé depuis lors (cf. fig. 2.1). La vue panoramique (fig.2.9) s’ouvre sur le compartiment nord-occidental et mon-tre une succession régulière de couches monoclinales à

pendage SE, dessinant des chevrons sur la pente. La teint blanchâtre est caractéristique des dépôts phosphatés duCrétacé terminal et du début du Tertiaire (sables, marnes etcalcaires du Maastrichtien-Paléocène). Ils sont suivis pardes marnes rosées concordantes d’âge Eocène, recouverteà leur tour, mais cette fois en discordance, par les pou-dingues mio-pliocènes qui affleurent en contrebas de laroute. Dans le talus de celle-ci, on peut observer une failleinverse subverticale mettant en contact les calcaires lia-siques du compartiment sud avec une écaille de couchesrouges jurassico-crétacées verticales, pincées dans l’acci-dent. La coupe (fig. 2.9C) montre que la zone de faillesAAA affecte tous les terrains présents, y compris ceux duMio-Pliocène. La tectonique compressive pliocène a peutêtre été précédée par un fonctionnement synsédimentaire


FIG. 2.9 :L’extrémité sud du synclinal de Naour et l’Accident d’Aghbala-Afourer (AAA). -A : Extrait de la carte Beni Mellal au 1/100 000. -B : Panorama sur les couches mo-noclinales du Crétacé supérieur-Paléogène. -C : Coupe, d’après Monbaron (1985). Le contraste dans l’épaisseur des dépôts bajociens (jm2) de part et d’autre de l’AAA suun jeu synsédimentaire de l’accident en faille normale à regard SE. Légende: voir fig. 2.4.F IG . 2.9 : The southern tip of the Naour syncline and the Aghbala-Afourer fault (AAA). - A : Geological map, from the Beni Mellal sheet, scale : 1/100 000. - B : Panorama onthe Paleogene-Upper Cretaceous succession. -C : Cross-section, after Monbaron (1985). The contrasting thicknesses of the Bajocian deposits (jm2) from each side of the suggest a synsedimentary normal throw of the fault to the SE. Legend as fig. 2.4.

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de l’AAA, comme le suggère le contraste des épaisseurs etdes faciès des séries bajociennes et bathoniennes de part etd’autre de la zone faillée.Route : On descend en fond de vallée, traverse l’oued puisroule vers le NE sur les formations phosphatées. Les cal-

caires blancs, crayeux de l’Eocène sont flexurés et sur-montés de marnes roses gypsifères qui sont chevauchées par le Lias du compartiment sud. Après avoir longé l’AAA pendant ~5 km, la route oblique vers le nord et recoupedes formations crétacées de plus en plus anciennes. On re-traverse l’oued au niveau du douar Ben Cherrou, puis onle longe en rive droite sur encore ~6 km, dans une cluse quirecoupe, au-dessous du Sénonien rouge, l’épaisse dalle duCénomanien supérieur-Turonien, maintenant subhorizon-tale, puis les différents termes du Crétacé inférieur (cf.J1).La route s’infléchit vers l’est au milieu des oliveraies. Onquitte la feuille au 1/100000 de Beni Mellal pour entrer dans celle d’Imilchil.A la jonction avec la route El Ksiba-Imilchil, traverser le pont sur l’oued Bounoual et prendre à droite en directionde Naour (8 km), Arhbala, Imilchil (route 1901 = R317).Cette route serpente au fond d’une vallée E-W dans la par-tie sommitale de la Formation de Bin-el-Ouidane 3 consti-tuée de bancs massifs de calcarénites. Les coupesnaturelles en rive droite montrent de belles figures sédi-mentaires pluridécimétriques (stratifications obliques etentrecroisées, structures en « arête de poisson ») qui té-moignent d’un paléoenvironnement de plateforme litto-rale. Au-dessus apparaissent les marnes de Tilougguit, particulièrement développées dans ce secteur avec des fa-

ciès marins intertidaux (coupe de Takoust-Naour ; Löw-ner, 2007). On atteint le village de Naour. Au sud, la cuestadu Cénomanien supérieur-Turonien surmonte des couchesrouges. Celles-ci incluent les basaltes, objet de l’arrêt 7.

Arrêt J2-7 : Coulées basaltiques de Naour ;révision de l’âge du magmatisme

(GPS : 32°28’09”N ; 005°53’39”W)

Dans le talus de la route, on recoupe d’ouest en est et dehaut en bas (pendage général 25°W) un ensemble basaltiqusupérieur formé d’une succession de plusieurs coulées décamétriques, puis 3,5 m de marnes rouges intercalaires, etenfin un ensemble basaltique inférieur avec deux couléesdécamétriques superposées. Ces coulées ont fait l’objet de premières études paléomagnétiques et géochronologique portant sur les formations magmatiques de l’Atlas (West phalet al., 1979). Les datations K-Ar réalisées sur les pla-gioclases ont donné des âges de 173±4 et 166±3 Ma pou

les coulées inférieures et supérieures, respectivement. Si lesrésultats obtenus pour la coulée supérieure paraissaient com patibles avec un âge bathonien de la formation sédimentairencaissante, attribuées à la Fm des Guettioua (Fadile, 1987et 2003), ceux de la coulée inférieure, avec un âge Lias su périeur, sont problématiques.

Or la suite de la coupe vers l’est traverse la série sédi-mentaire sous-jacente, comportant une épaisse (5 à 8 m) barre gréseuse à environ 50 m au-dessous des basaltes puis, encore au-dessous, une série pélitique rouge vif avedes intercalations dolomitiques et des niveaux de marnesgrisâtres (fig. 2.10). Plusieurs échantillonnages dans cette


FIG. 2.10 :Les Couches rouges sous les basaltes de Naour, datées de l’Oxfordien-Kimméridgien par ostracodes (O) et charophytes (Haddoumiet al., 2010). Ab : Aclistochara bransoni, Pk : Porochara kimmeridgiensis.

F IG . 2.10 : The Aghzif redbeds beneath the Naour basalts dated as Oxfordian-Kimmeridgian by ostracods (O) and charophytes (Haddoumiet al., 2010). Ab : Aclistochara bransoni, Pk : Porochara kimmeridgiensis.

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série ont livré des ostracodes jurassiques et des charophytes dont Porochara kimmeridgiensismarqueur del’Oxfordien et du Kimméridgien (Haddoumi et al, 2010).Le niveau marneux précédant la première séquence dolo-mitique contient en plus Aclistochara bransoniindiquant

un âge Oxfordien très probable (Mojonet al., 2009). De par ses faciès, sa microfaune et sa microflore, cette sérieappartient à la partie inférieure de la Fm des Iouaridène, etnon à la Fm des Guettioua. Les basaltes sus-jacents peu-vent ainsi relever d’un épisode jurassique supérieur ou cré-tacé inférieur ; il peut-être d’âge barrémien (cf.B2) si la barre-repère gréseuse marque la base de la Formation duJbel Sidal. Cette question demeure ouverte, mais en toutétat de cause les datations K-Ar des plagioclases de ces basaltes ne doivent plus être prises en compte.Route : Elle continue d’abord sur 8 km vers le NNE, pa-rallèlement à l’axe du synclinal de Naour. L’ascension auTizi n’Isli (alt. 1630 m) s’effectue dans une zone boisée ins-tallée sur les Calcaires-corniches. La route oblique ensuitevers le sud et la descente du col débute dans une zone dé-nudée, interrompue par une importante crête calcaire. Ce

contact jalonne le passage de l’AAA (fig. 2.11) qui sépareun compartiment à pendage nord (synclinal de Naour) d’uncompartiment à pendage sud (synclinal de Tizi n’Isli). Lacrête des Calcaires-corniches que l’on traverse correspondà une flexure de la bordure septentrionale du synclinal de

Tizi n’Isli dont on va recouper des termes de plus en plusrécents en allant vers le sud. On stoppe lorsque la forêt seraréfie et qu’un paysage se dégage en direction du sud.

Arrêt J2-8 : Panorama sur le synclinal de Tizi n’Isliet le bord nord de la zone axiale de la chaîne

(GPS : 32°28’06”N ; 005°47’32”W ; alt. 1470 m)

Cet arrêt se situe près d’un point géodésique repérable àl’ouest de la route. Le panorama vers le sud (fig. 2.12)montre au premier plan les Couches rouges du synclinalde Tizi n’Isli (fig. 2.11). La formation lagunaire de Ti-lougguit y est particulièrement développée et la série continentale bathonienne n’est pas représentée par la formationgréseuse des Guettioua, mais par une épaisse formation àdominante marneuse et silto-gréseuse : la Formationd’Anemzi, définie plus au NE (Studer, 1987). Les plans


FIG. 2.11 :Le synclinal de Tizi n’Isli et sa région, modifié d’après la carte géologique du Maroc au 1/100 000, feuille d’Imilchil (Fadile, 2003), avecla route suivie par l’excursion C7.- Ts : Trias et Lias inférieur ; Li :Lias inférieur ; L5-J1 AgI : Toarcien Aalénien ; J1-2 : Aalénien-Bajocien ; J2-3 :Bajocien – Bathonian ; J3 : Bathonian ; J3-4 : Bathonien à Callovien ; C1 : Cretacé inférieur ; CII : Cénomano-Turonien ; Pvc : Plio-villafranchien ;q : Quaternaire..F IG . 2.11 : The Tizi n’Isli syncline and neighbouring region, modified from the geological map of Morocco, scale 1/100 000, Imilchil sheet (Fadile,2003), with the tour C7 itinerary.

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intermédiaires, concernant essentiellement la vaste airesynclinoriale d’Ikassene, montrent les puissants dépôtsmarneux et marno-calcaires de couleur grise qui représen-tent la sédimentation typique du sillon atlasique. L’âge deces séries s’étale du Lias moyen à l’Aaléno-Bajocien. Lesdépôts marneux et marno-calcaires sont particulièrementdéveloppés au Toarcien-Aalénien-Bajocien et constituentla Formation d’Agoudim (Studer, 1987), affleurant large-ment au cœur de la chaîne atlasique. Enfin, les crêtes desderniers plans sont formées par les calcaires de différentsanticlinaux et notamment par celui de Tassent, étudié pen-dant les journées suivantes.Le synclinal de Tizi n’Isli est bordé au nord par la zonefaillée AAA, dont la direction passe de NE à E-W danscette région, et par des failles moins importantes au sud

(fig. 2.11). A l’est, la terminaison périclinale apparaît peudérangée, il y est signalé la discordance du Jurassiquecontinental sur les calcaires-corniches (Fadile, 2003). Al’ouest apparaît en revanche une torsion sigmoïde attri- buable à un mouvement décrochant dextre sur l’AAA. Enexaminant les directions axiales à l’échelle régionale (fig.2.13), on observe que les structures orientées SW-NE dansle sud de la région sont tordues en E-W dans le nord, sug-gérant un décrochement dextre de direction E-W. Il pour-rait s’agir d’un effet de la compression NW-SE néogène,contrôlé par les paléofailles E-W limitant le haut-fond lia-sique de la Haute-Moulouya. Morelet al.(1993) décriventégalement un jeu dextre associé à la tectonique de che-

vauchement le long de l’accident nord haut-atlasique, quiapparaît comme le prolongement oriental de l’AAA.Le rôle paléogéographique de l’AAA est controversé. Latectonique synsédimentaire du Jurassique moyen, dontnous avons vu les effets à Ouaouizarth, pourrait être argu-mentée par des discordances signalées au SE d’Arhbala(Laville, 1978 ; Fadile, 2003). Un jeu sénestre synsédi-mentaire de l’AAA associé à un régime transpressif est in-voqué par Löwner (2009). Selon Monbaron (1981), l’AAAest un accident tectonique récent recoupant en sifflet les

grandes lignes paléogéographiques jurassiques et n’ayaneu aucun rôle majeur au Jurassique.

Route : Poursuivre vers le sud, après le carrefour Aghbala-Imilchil situé au voisinage de l’axe du synclinal de Tizi-n-Isli. La route vers Imilchil, récemment goudronnée,traverse d’abord un oued (assif Ikassene) puis franchit lazone faillée limitant au sud le synclinal de couches rougeset affectant son soubassement bajocien (fig. 2.11). Au-delàde la faille, on pénètre dans les formations marno-calcairesgrises du sillon jurassique du Haut Atlas. Le Calcaire-corniche n’est plus représenté par des calcarénites biodétri-tiques (faciès de plateforme), comme au nord de l’AAAmais par des calcaires en plaquettes micritiques sombres(faciès de sillon).Rappelons que ce « sillon » ou bassin atlasique dérive d’un rift formé pendant la fracturation de laPangée, essentiellement à partir du Trias moyen-supérieuravec une géométrie contrôlée par les structures E-W et NESW de la croûte continentale (voir Vol. 1).

Arrêt J2-9 : Plis dans le Lias du sillon atlasique entreTizi n’Isli et Tassent

(GPS : 32° 24’ 40”N ; 005°44’34W)

L’arrêt est localisé à près de 2 km de la bordure sud du synclinal de Tizi n’Isli, ~1 km au sud des calcaires bajocienstraversés en cluse. Sous les marnes du Toarcien-Aalénienapparaît une série du Domérien, faite de bancs décimé-triques de marno-calcaires micritiques gris-bleu et d’inter- bancs marneux. Les bancs dessinent des plis en chevronsdécamétriques d’axe NE, clairement visibles dans le talusde la route tout autant que sur la rive droite de l’oued Ikas-sene (fig. 2.14). Ces mésostructures peuvent être associéeaux plis d’échelle cartographique voisins, en particulier auxanticlinaux et synclinaux affectant les séries du bassin (formation Agoudim) peu au sud de l’arrêt (fig. 2.11).

Route : La route tourne d’abord vers le SW pour longer leflanc nord d’un pli anticlinal de direction NE, puis tourne


FIG. 2.12 :Panorama sur la ride anticlinale de Tassent dans la zone axiale du Haut Atlas depuis le cœur du synclinal de Tizi n’Isli.F IG . 2.12 : View toward the Tassent anticlinal ridge in the High Atlas axial zone from the core of the Tizi n’Isli syncline.

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FIG. 2.13 :Carte structurale du Haut Atlas central septentrional montrant les rides anticlinales et les synclinaux à Couches rouges, d’après le schéma structural au 1/4de la feuille d’Imilchil au 1/100 000 (Fadile, 2003), modifié.

F IG . 2.13 : Structural map of the northern Central High Atlas showing the anticlinal ridges and Couches rouges synclines, after the structural sketch (scale 1/400,00the geological map 1:100,000, Imilchil sheet (Fadile, 2003), modified.

FIG. 2.14 :Plis mineurs hiérarchisés (deux ordres) associés à la faille sud du synclinal Tizi n’Isli et/ou au pli anticlinal de premier ordre situé au sud de la fail(voir fig. 2.11 ; regard vers l’ENE).

F IG . 2.14 : Eastward view of hierarchically ordered minor folds (two orders) associated with the southern fault of the Tizi n’Isly syncline and/or with the first oanticlinal fold located south of the fault (see fig. 2.11).

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à nouveau vers le SE pour le recouper (fig. 2.11A). Lesflancs sont formés de calcaires gréseux et de lumachellesd’âge toarcien et le cœur est constitué de marnes et de cal-caires à silex du Lias moyen. Le trajet se poursuit vers l’est pendant une dizaine de kilomètres dans des séries sub-ta-

bulaires toarço-aaléniennes jusqu’à atteindre unedeuxième fois la vallée de oued Ikassène. A partir de ce point, la route va remonter pendant une dizaine de kmscette vallée vers le sud en longeant au départ une zone decultures sur les alluvions.

Un arrêt optionnel (GPS 32 19 58N, 005, 40, 01W) est préconisé après avoir dépassé le douar Ikassène et la zonecultivée. Il permet d’observer (fig. 2.15A) en 3D un grosdyke doléritique recoupant les marnes toarço-aaléniennesde la rive droite.

La route continue dans la vallée de l’oued Ikassène, au seindes séries monotones correspondant au fond plat d’un

large synclinal. Les dépôts marneux du Toarço-Aalénien

(membre inférieur de la Fm d’Agoudim) évoluent vers desdépôts calcaires et marno-calcaires de l’Aaléno-Bajocien(membre supérieur de la Fm d’Agoudim) qui déterminendes corniches peu marquées. La vallée et la route obliquenensuite vers l’ouest.

Arrêt J2-10 : Dykes doléritiques et constructionsrécifales

(GPS : 32°15’38”N, 005°38’41”W)Cet arrêt, choisi parmi d’autres possibilités voisines, permede voir dans un rayon restreint deux objets géologiques. Ils’agit d’une part de dykes de basaltes doléritiques ou de mi-crogabbros recoupant, avec des pendages variés, les dépôtsmarno-calcaires de l’Aaléno-Bajocien (fig. 2.15B). D’autre part, dans les pentes au-dessus des dykes, on peut observedes épaississements localisés des corniches calcaires (fig2.16). Il s’agit de petites constructions récifales ou monticulesdispersés dans le plan des couches calcaires ( patch reefs),

semblables à celles que l’on voit près de Rich (Warme, 1988


FIG. 2.15 :Filons doléritiques recoupant les marnes et marno-calcaires de la Fm d’Agoudim (Toarcien-Aalénien-Bajocien) dans la vallée d’Ikassene.Certains filons dépassent 10 km de long (cf.fig. 2.13).

F IG . 2.15 : Dolerite dykes crosscutting the marls and marly limestones of the Agoudim Fm (Toarcian-Aalenian-Bajocian) in the Ikassene valley.Some dykes exceed 10 km in length (cf. fig. 2.13).

FIG. 2.16 :Monticule récifal développé sur un banc calcaire dansla Fm d’Agoudim de la vallée d’Ikassene.

F IG . 2.16 : Reef mound developed in a limestone bar of the Agoudim Fm, Ikassene Valley.

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cf.vol. 2, circuit C1). Elles se sont formées lors du comble-ment du sillon atlasique, avant son émersion bathonienne.

Route : La monotonie des paysages grisâtres se trouve rom- pue par une tache rouge vif perchée au sud de la route. Ils’agit de dépôts continentaux discordants sur la ride anticli-nale de Tassent. Antérieurement attribués au Jurassique ouau Crétacé inférieur, ces dépôts rouges ont été récemmentdatés du Paléocène par charophytes (cf.arrêt J4-6). La routelonge d’abord le flanc nord de l’anticlinal de Tassent, puisoblique vers le sud. On traverse le chaînon anticlinal au prixd’une montée abrupte où la route se rétrécit parfois dange-reusement, puis on atteint le col de Bab-n-Ouayad (2240 m),déjà sur le flanc sud de l’anticlinal, et enfin le Plateau desLacs où est installé le village d’Imilchil, à 2160 m d’altitude.Ces secteurs seront analysés au cours des journées J3 et J4.

J3 : Les structur es de l’Atlas d’Imilchil (110 km A-R)

Itinéraire et thèmes(figs. 3.1, 3.2) : La première partie dela journée est consacrée au Plateau des Lacs au nordd’Imilchil (synclinal des Lacs ou d’Imilchil, flanc sud del’anticlinal de Tassent), la deuxième partie, aux rides anti-clinales et synclinaux situés au sud d’Imilchil. Les thèmes

abordés sont la stratigraphie du sillon atlasique, les indicesde mouvements synsédimentaires au Jurassique, l’évolution régressive de la sédimentation durant le Dogger, lesintrusions doléritiques et la déformation finale de l’Atlas

Route and themes (figs. 3.1, 3.2) : The first half of the day

is dedicated to the “Plateau des Lacs” to the north of Im-ilchil (Plateau des Lacs syncline and southern flank of thTassent anticline), and the second half, to the anticlinalridges and synclines south of Imilchil. The main topics arthe Atlas trough stratigraphy, the Jurassic synsedimentarymovements, the regressive evolution during the Doggethe doleritic intrusions, and the Atlas final deformation.

II- Les « rides anticlinales » de l’Atlas

Le terme de « ride » est utilisé de longue date dans l’Atla(Dubar, 1938) par les stratigraphes, paléontologues et sé-dimentologistes pour désigner des axes paléogéogra- phiques surélevés à sédimentation réduite ou lacunaire(Sadki, 1992), par opposition aux larges zones subsidente situées de part et d’autre. Ce terme au sens proche de« seuil » (high, threshold), s’oppose ainsi à celui de dépocentre (depocentre). Dans la littérature atlasique, le termede « ride » est appliqué classiquement à des structures an-


FIG. 3.1 :Carte des itinéraires au nord et au sud d’Imilchil (journée J3) sur fond topographique simplifié. 1 : route asphaltée ; 2 : piste ; 3 : réseau hydrographique ; 4 : ligne de crête ; 5 : aF IG . 3.1 : Itinerary map north and south of Imilchil (Day J3) plotted on a simplified topographic map. 1 : tarred road; 2 : track ; 3: river pattern ; 4 : crest line ; 5 : sto

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ticlinales auxquelles on reconnaît aussi une évolution syn- sédimentaire de zone haute. Dans le Haut Atlas central,ces « rides anticlinales » sont orientées en majorité N60,mais d’autres sont transverses (N120 ou N-S). Les inter- prétations tectoniques proposées pour les « rides anticli-nales » de l’Atlas sont très diverses et ont donné lieu à denombreuses controverses : failles inverses et amorce de plis compressifs synsédimentaires (Studer & du Dresnay,1980 ; Studer, 1987), intrusions magmatiques (Schaer & Persoz, 1976 ; Laville & Harmand, 1982), structures compressives et extensives associées à des décrochements (La-ville, 1985 ; Laville et al., 1991 ; Laville & Piqué, 1992), structures cassantes normales, ensuite décrochantes, puiscompressives (Ibouh, 1995, 2004, Ibouh et al., 2001), structures extensives associées à du diapirisme (Bou-chouata et al., 1995 ; Ettaki et al., 2007), ou encore bor-dures surélevées de blocs basculés, découpés par des failles normales synsédimentaires (Jenny et al., 1981 ; Monbaron, 1982b ; Poisson et al., 1998).

Ainsi, le terme de ride met-il l’accent sur l’histoire synsédi-mentaire jurassique ou crétacée des structures atlasiques et tend à faire perdre de vue qu’elles constituent surtout des an-ticlinaux du système de plis et failles inverses associés à l’in-version tertiaire. Nous emploierons ici la locution « ride »dans un sens strictement limité à l’histoire paléogéogra- phique jurassique et crétacée et celle de « ride anticlinale »(ou d’anticlinal tout court) pour désigner ces structures ac-tuelles qui seront illustrées lors des journées suivantes, plus particulièrement près d’Imilchil, dans l’axe de la chaîne.

Route : Prendre la direction de Beni Mellal et rouler sansarrêt vers le nord au travers du bassin synclinal des Lacs puis vers l’ouest jusqu’au col de Bab-n-Ouayad, sur leflanc sud de l’anticlinal de Tassent, soit un trajet de 12 kmenviron. Les arrêts se feront au retour, dans l’ordre strati-graphique ascendant. La série stratigraphique qu’on varencontrer est résumée par le tableau joint (fig. 3.3). En passant près du lac de Tislit (« la fiancée »), on peut déjàadmirer le flanc sud de l’anticlinal de Tassent, avec unegéométrie de pli ouvert en genou dans les couches d’ex-trados (fig. 3.4A).

Remarque : On peut également réserver l’arrêt 1 à la journée J4, consacrée à l’étude des rides anticlinales deTassent et de Tasraft, et donc commencer la journée J3 àl’arrêt 2. Cette solution permet de disposer de plus detemps pour l’étude des régions autour et au sud d’Imilchil

III- Stratigraphie du sillon atlasique ;questions de nomenclature

Les séries marines du Toarcien au Bajocien, représentéesdans l’axe de la chaîne atlasique ont été définies (Studer1987) au NE du secteur d’Imilchil comme « Formationd’Agoudim ». Dans son stratotype, où elle atteint 4500 5000 m d’épaisseur, elle comporte un membre inférieur es sentiellement marneux et un membre supérieur à sédimentation rythmique marno-calcaire ; ces deux membres sonrespectivement désignés par les indices Ag I et Ag II sur l feuille d’Imilchil. Au-dessus de la formation marine d’Agodim, Studer (1987) définit la « Formation d’Anemzi » (80


FIG. 3.2 :Image Landsat de la région d’Imilchil. AAK : Douar Aït Ali Ou Ikkou.F IG . 3.2 : Landsat image of the Imilchil area. AAK : Aït Ali Ou Ikkou village.

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à 1000 m) comme une série détritique versicolore qui enre- gistre un confinement progressif du bassin.

Dans le secteur d’Imilchil, la succession stratigraphiquedéfinie par Ibouh (1995) comporte d’abord trois ensem-bles lithostratigraphiques marins superposés (fig. 3.3): Fm

de Tassent à dominante marneuse, puis marno-calcaire stratocroissante ; Fm de Bab-n-Ouayad avec des cal-caires, et Fm de Tislit à alternances marno-calcaires strato-décroissantes. Par-dessus ces niveaux marins vient une série de transition marquée par l’apparition d’inter-calations continentales, qui est appelée Fm d’Imilchil. Enfin, la série continentale sus-jacente, localement dis-cordante, est nommée Fm d’Isli. Ce découpage est par-tiellement repris dans la carte géologique d’Imilchil (Fadile, 2003). Il convient toutefois de préciser que l’en-

semble cartographié comme Fm d’Imilchil sur cette cartest pris dans un sens plus large car il regroupe en fait une série encore marine (Ag 3) et la série de transition (An1 = Fm d’Imilchil au sens de Ibouh, 1995). A partir des stratotypes définis par Studer (1987), qui permettent des corrélations élargies au domaine atlasique, etdans le souci de conserver la logique de l’enregistremen sédimentaire régional, on emploiera dans ce guide la ter-minologie suivante :- Groupe d’Agoudim pour les dépôts exclusivement m

rins, avec successivement Fm de Tassent (Ag1), Fm d Bab-n-Ouayad (Ag2) et Fm de Tislit (Ag3) (Lias supérieur-Bajocien supérieur) ;

- Groupe d’Anemzi avec la Fm d’Imilchil (An1) débutaà l’apparition de la première intercalation continentale


FIG. 3.3 :La série stratigraphique de l’Atlas d’Imilchil : divisions classiques (Studer, 1987 ; Fadile, 2003) et subdivisions détaillées (Ibouh, 1995). Fossilesindicateurs : ammonites dans le Toarcien, brachiopodes au-dessus (avec quelques ammonites, non figurées).

F IG . 3.3 : Stratigraphy of the Imilchil Atlas : classic divisions (Studer, 1987 ; Fadile, 2003) and detailed subdivisions (Ibouh, 1995). Fossil indicators :ammonites in the Toarcian, and brachiopods above (together with some ammonites,not shown).

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dans la série marine et se terminant avec la dernière in-cursion marine (Bajocien sup. à Bathonien inférieur ?)et la Fm d’Isli (An2) (= Fm d’Anemzi sur Imilchil 1/100 000) série exclusivement continentale sus-jacente(Bathonien à Callovien ?).

Arrêt J3-1 : Evolution de la sédimentationbajocienne : Fm de Bab-n-Ouayad (Ag2) et de

Tislit (Ag3) ; dyke doléritique déformé(GPS : 32°12’36”N ; 005°41’54”W)

Une fois atteint le col de Bab-n-Ouayad (2240 m), s’arrê-ter au premier virage (repère géodésique) précédant la des-cente raide. En ce point(sub-arrêt A), le panorama vers leSW (fig. 3.4B) montre le flanc sud de la ride de Tassentavec les « calcaires-corniches » de la Fm de Bab-n-Ouayad(Ag2) constituée de barres calcaires intercalées de cal-caires marneux. Des faunes de brachiopodes ont permis dedater cette formation du Bajocien inférieur à moyen. Elleest surmontée par la Fm de Tislit (Ag3) montrant une suc-cession de séquences décamétriques de marnes grises et

de calcaires bioclastiques. Cette formation débute avec la première combe marneuse qui apparaît en contrebas au niveau des gorges. Différentes coupes levées à sa base (AzizKadmiri, 1999) ont fourni des associations de brachiopodes du Bajocien moyen et supérieur. La Formation deTislit se poursuit vers le sud, puissante série dans laquellevont dominer les marnes, avec des pendages de plus en plus faibles.

Marcher vers le nord sur ~300 m, jusqu’au prochain vi-rage (sub-arrêt 1B). On peut ici observer vers l’est undyke doléritique de pendage N70, 50°N, traversant per- pendiculairement la série marno-calcaire (Fm de Tislit) de pendage N70, 35°S (fig. 3.5). Le haut du dyke est décalé par rapport au bas, suggérant un mouvement de glissemen banc sur banc postérieur à l’injection.

Ce dyke fait partie d’un réseau de filons entourant de laride de Tassent avec un pendage vers l’axe de celle-ci.Cette disposition a été décrite en termes de « cone-sheets » par Laville (1985) et Fadile (1987) et résulterait pour ces


FIG. 3.4 :Le flanc sud de l’anticlinal de Tassent, vu depuis le lac de Tislit (A) et depuis le col de Bab-n-Ouayad (B). Une géométrie en pli coffré est observabledans la Fm d’Imilchil (An1), dans le premier cliché.

F IG . 3.4 : The southern flank of the Tassent anticline, as seen from the Tislit Lake (A) and from Bab-n-Ouayad Pass (B). Notice the box fold geometry in the Imilchil Fm (An1, upper picture).

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Depuis les crêtes au nord jusqu’au point d’arrêt affleurent les parties moyenne (Ag2, Fm de Bab-n-Ouayad) et supérieure(Ag3, Fm de Tislit) du Groupe d’Agoudim, surmontées par la partie inférieure du Groupe d’Anemzi (An1, Fm d’Imil-chil). Celle-ci se développe vers le sud, elle est constituée par

des alternances de marnes gréseuses vertes et rouges, d’ar-giles, de silts et de carbonates détritiques, bioclastiques et parfois bioconstruits (des pinacles récifaux sont encore fré-quents dans la partie médiane de la formation). Des brachiopodes datent ces niveaux du Bajocien supérieur-Bathonienmoyen (Ibouh, 2004). Par son âge et ses faciès laguno-del-taïques associés aux dernières récurrences marines, la Fmd’Imilchil peut être corrélée avec la Fm de Tilougguit de la bordure septentrionale du Haut Atlas (fig. 1. 14).

Le passage de la Fm d’Imilchil à la Fm d’Isli (An2) semarque par la disparition des marnes vertes et des cal-caires ; cette dernière formation se différencie par sa cou-leur rouge brique uniforme et par sa lithologie à dominantegréseuse et silteuse. Localisée dans la partie axiale de lastructure synclinale, la Fm d’Isli, exclusivement continen-tale, clôture l’enregistrement sédimentaire jurassique dansla région d’Imilchil. Par continuité, elle est rapportée auBathonien-? Callovien. Dans le paysage, elle affleure dansles deux collines jumelles de la rive sud du lac de Tislit, oùles sédiments sont armés par des dykes rayonnants (arrêtsuivant). Au dernier plan s’observent, à gauche, la crêteanticlinale de Msadrid et à droite, le flanc nord de la rideanticlinale d’Aït Ali-ou-Ikkou. Ces anticlinaux sont dans le prolongement l’un de l’autre, à une déchirure transverse près, avec une forte courbure dans le secteur central, au

nord du village d’Aït Ali-ou-Ikkou (fig. 3.2). La coupe deces anticlinaux fait l’objet des arrêts J3-6 et suivants.

Route : Avant de dépasser le lac en direction d’Imilchil, onemprunte une piste en direction de l’est et descend jusqu’au bord du lac Tislit.

Arrêt J3-4 : La colline à intrusions gabbroïquesdu lac de Tislit

(GPS : 32°11’39”N ; 5°37’50”W)

S’arrêter au bord sud du lac. Les collines jumelles sont for-mées par les couches rouges silto-gréseuses de la zone de passage entre Fm d’Imilchil et Fm d’Isli (fig. 3.7). Ellesdoivent leur relief aux nombreux dykes gabbroïques quiles traversent. Le sommet de la colline la plus haute estformé par des microgabbros à olivine, correspondant probablement à un culot ou neck subvolcanique. De ce dernier partent plusieurs dykes doléritiques de directions variéesavec une géométrie d’ensemble radiaire. Le dispositif a étédécrit par Fadile (1987) comme un « stockwerk » (terme plus souvent utilisé pour les filons minéralisés). Il est com- parable au dispositif rencontré à Taguelft (fig. 2.6).

Route: Prendre la piste qui part vers l’est en direction du lac

Isli (8 km). On circule sur le Plateau des Lacs en suivant lastratification des Couches rouges de la Fm d’Isli (An2).Arrêt J3-5 : Les environs du lac Isli ; déformations syn-

sédimentaires dans la Fm de Tislit (Ag3)(GPS : 32°14’30”N ; 005°31’03”W)

Le premier arrêt (sub-arrêt J3-5A) est consacré au site(superbe) du lac Isli (2260 m) aux eaux sombres, dominé par des collines rouges, dans le creux synclinal entre lesanticlinaux de Tassent au nord et de Msadrid au sud. Lescouches de grès et argiles rouges de la formation à laquelleil prête son nom l’entourent comme les bords d’une cor- beille, sauf du côté NW où un important placage quaternaire descend jusqu’à son bord. Contrairement au lac deTislit, celui d’Isli n’a pas d’effluent. Son bassin versant estrestreint, de sorte que les apports annuels s’éliminent parévaporation et infiltration. L’inclinaison des dépôts qua-ternaires environnants et la bathymétrie anormalement éle-

vée (96 m) pour un lac endoréïque plaident en faveur d’uneactivité néotectonique dans ce secteur.

On se dirige ensuite par une mauvaise piste vers le NE dulac jusqu’à atteindre (~2 km) les gorges d’un oued qui en-taille en cluse l’anticlinal de Tassent. Grimper sur la col-line située face à l’entrée des gorges pour atteindre la crête(sub-arrêt J3-5B ; GPS N 32 14 30, W 005 31 03) d’où sedégage un point de vue circulaire sur les couches enve-loppant l’anticlinal.

Vers le nord , le flanc SE de l’anticlinal de Tassent est des-siné par la falaise des calcaires-corniches (Fm de Bab-nOuayad, Ag2), supportant les alternances marno-calcairesde la Fm de Tislit (Ag3). Celles-ci montrent clairement desamincissements et des biseaux dans la partie inférieure de lasérie (fig. 3.8A). Des barres et des bancs de calcaires marneux s’amalgament en direction de la ride et inversement seséparent et divergentdans la direction opposée. L’ensembleconstitue unéventail de sédimentation ouvert vers le sud ,en direction de la zone synclinale du Plateau des lacs.

Vers le sud, on observera d’abord une faille subméridiennedécalant l’extrémité occidentale de la crête calcaire. Le dé-calage d’une dizaine de mètres observé sur la crête disparaîvers le sud, étant fossilisé par les strates horizontales de la partie haute de la colline. En se déplaçant d’environ 500mvers l’est sur la crête, on peut voir vers le sud une flexuredans les alternances marno-calcaires (fig. 3.8B). Celle-cide direction axiale subméridienne, n’affecte pas les niveauxsus-jacents demeurés subhorizontaux. Elle a été considéréecomme un pli rattaché à l’extrémité compressive d’un jeudécrochant sénestre synsédimentaire d’âge Bajocien (Laville, 1985 ; Ibouhet al.,1994 ; Ibouh, 1995 ; Ibouhet al.,2008). Alternativement, on peut y voir une structure conjuguée de la faille synsédimentaire juste à l’ouest, et enregis-trant avec elle une extension E-W au cours du Bajocien.


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A l’entrée des gorges enfin , l’observation de la partie som-mitale de la Fm de Bab-n-Ouayad (Ag2) apporte un com- plément de données. Plusieurs bancs calcaires présententun aspect conglomératique. Il s’agit de faciès noduleuxformés de « pseudo-galets » centimétriques de micritesombre développée autour d’un fragment coquillier. Lesautres bancs sont des calcaires bioclastiques pétris de frag-ments d’organismes marins mélangés indiquant des rema-niements importants. Ces deux faciès évoquent des dépôtsresédimentés en bas de pente.

Ainsi, dès la fin de la sédimentation de plateforme calcaire(Ag2) sur la ride, des indices d’instabilité sédimentaire ettectonique apparaissent, qui vont s’affirmer avec les dé-

formations synsédimentaires observées dans la sériemarno-calcaire (Ag3). Remaniements, éventail de sédi-mentation et déformations en extension sont associés à lasurrection progressive de la ride pendant le Bajocienmoyen à supérieur.Route : Retour vers Imilchil. 1 km avant d’atteindre le vil-lage, on peut observer dans le talus ouest de la route (arrêtoptionnel, GPS : 32 10 30N ; 005 38 01W) des bancs decalcaires sableux de la Fm d’Imilchil avec des déforma-tions synsédimentaires évoquant des expulsions ascen-sionnelles d’eau dans du matériel incomplètement lithifiéCes structures sédimentaires correspondent probablemenà des séismites.


FIG. 3.7 :Carte structurale de la région d’Imilchil, d’après Ibouh (1995), modifié in Michardet al.(2011). AAK : Ait Ali Ou Ikkou. 1 : Trias ; 2: Lias inférieur ; 3 : Fm Ag1 ; 4 Fm Ag2 (“Calcaires-corniches”) ; 5 : Fm Ag3 ; 6 : Fm Anemzi inférieure ; 7 : Fm Anemzi supérieure ; 8 : marnes et grès rouges, Paléocène sup.-Eocène inf. (?) de Tassesalte paléocène ; 10 : couches rouges et calcaires lacustres, Paléocène sup. de Tasraft ; 11: troctolites ; 12 : gabbros ; 13 : “diorites”, gabbros pneumatolytiques ; 14 : sy: dykes (dolérites/indéterminés) ; 16 : failles ; 17 : axe anticlinal ; 18 : axe synclinal ; 19 : Quaternaire.F IG . 3.7 : Structural map of the Imilchil area, after Ibouh (1995), modified in Michard et al. (2011). AAK : Ait Ali Ou Ikkou. 1 : Triassic green basalts and argillites ; 2 : Lowlimestones; 3: Ag1 Fm.; 4: Ag2 Fm (“Calcaires-corniches”); 5: Ag3 Fm; 6 : Lower Anemzi Fm ; 7 : Upper Anemzi Fm ; 8 : Thanetian-Ypresian red marls and sandstones (9 : Upper Paleocene basalts ; 10 : Thanetian lacustrine-lagoonal limestones, marls, red sandstones and conglomerates (Tasraft) ; 11 : Troctolites ; 12 : Gabbros ; 13 : “Diorit pneumatolytic gabbros ; 14 : Syenites ; 15 : Doleritic/undetermined dykes ; 16 : Faults ; 17 : Anticlinal axis ; 18 : Synclinal axis ; 19 : Quaternary deposits.

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puis le SE, on demeure dans les calcaires massifs de la Fmde Bab-n-Ouayad (Ag2), en traversant d’abord la zone decharnière de ce grand pli atlasique. Or dans le flanc sud du pli (sub-arrêt 6B) on peut reconnaître des plis hydroplas-tiques à l’intérieur d’une lentille de bancs calcaires lités(fig. 3.11C) ; ces structures sont liées au glissement d’un paquet de bancs de la pile sédimentaire sur la paléopentedu bassin, du sud vers le nord.En se déplaçant encore de 200 m vers le sud (sub-arrêt 6C),on arrive dans l’axe d’un deuxième pli droit pluri-hectomé-trique en chevron, dessiné toujours par le calcaire-corniche(Fm Bab-n-Ouayad, Ag2). En rive gauche, au cœur du pli

principal apparaissent deux chevrons mineurs d’axe N70 plongeant vers l’ouest (fig. 3.11D). Ces deux chevrons sondysharmoniques par rapport à leur enveloppe unique, où esd’ailleurs logé un monticule récifal. L’ensemble montre unléger déversement nord, le flanc nord s’interrompant sur unefaille inverse mineure. Remarquer que les plis d’axe N70des arrêts A et C sont disposés en échelon sur l’axe généra N45 de la ride anticlinale (fig. 3.9), ce qui indique un jeutranspressif sénestre alpin sur l’axe de la ride.En poursuivant vers le sud, on voit dans les couches duflanc sud du pli précédent des indices de glissementscouche-à-couche vers le nord (fig. 3.11E). Il paraît s’agir


FIG. 3.9 :Interprétation géologique de l’image satellitaire Google earth de la région des gorges de l’Assif Melloul, montrant les plis rencontrésdans la vallée (cf.figs 3.10, 3.11) et la faille transverse entre les rides anticlinales de Msadrid et d’Aït Ali-Ou-Ikkou.

F IG . 3.9 : Geological interpretation of the Google earth satellite image of the Assif Melloul gorge area with the folds observed in the valley (cf. figs.3.10, 3.11) and the transverse fault between the Msadrid and Aït Ali Ou Ikkou anticlinal ridges.

FIG. 3.10 :Coupe de la ride anticlinale de Msadrid et des plis associés, observables dans les gorges d’Ait Ali Ou Ikkou. Localisation : fig. 3.9.F IG . 3.10 : Cross-section of the Msadrid anticline and associated folds that can be observed in the Aït Ali Ou Ikkou gorge. See fig. 3.9 for location.

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de structures précoces, mais on ne peut exclure dans leur cas une déformation atlasique à l’extrados du pli 3.11D.Puis les couches adoptent un pendage vers le nord mono-tone. A environ 700 m de l’arrêt précédent, lesub-arrêt6D permet de voir, dans les falaises de rive gauche, un banc calcaire présentant un épaississement exceptionnel(fig. 3.11F). Celui-ci résulte d’un empilement de matériauxdisloquées et glissés au cours de la sédimentation. Cesstructures synsédimentaires indiquent à nouveau une pentevers le nord, comme au début de la coupe.

Enfin, environ 200 m au-delà (sub-arrêt 6E), on atteintl’intersection de deux contacts tectoniques (fig. 3.9), l’un

directionnel, présent en rive droite, l’autre transverse, sub parallèle à la cluse et qui sépare deux compartiments NEet SW structurés différemment.

Au NE de la route, les calcaires bajociens de Bab-n-Ouayad (Ag2) que l’on a traversé jusqu’ici, pentés 40° verle NW, sont recoupés par une faille à fort pendage vers lesud ; cette faille les met en contact avec la formation mar-neuse aaléno-bajocienne de Tassent (Ag1), pentée vers lesud (sauf au contact, sous l’éboulis ?). Les marnes Ag1 occupent ici l’axe de l’anticlinal de Msadrid, déversé vers le NW (fig. 3.10). Au SW de la route, en rive gauche del’oued, les calcaires Ag2 de la gorges, à fort plongement


FIG. 3.11 :Principales structures observables dans les gorges d’Aït Ali-Ou-Ikkou, au sein de la Fm de Bab-n-Ouayad (Ag2).-A : Brachyanticlinal atlasique d’axe N70, vu en rive droite.- B : Renflement récifaux et couches en éventail ouvert au N, dansle flanc NW du pli A, vu en rive gauche.- C : Plis hydroplastiques associés à un chevauchement synsédimentaire à vergence Ndans le flanc sud du pli A (en rive droite).- D : Anticlinal atlasique d’axe N60-N70 comportant deux anticlinaux mineurs dys-harmoniques, et dont le flanc nord est tronqué sur une rampe de chevauchement (rive gauche).- E : Plis et failles de glissementcouche à couche à vergence nord dans les niveauxcalcaro-marneux du flanc sud du pli D (rive gauche).- F : Surépaississement par empilement synsédimentaire de matériaux déversés vers le nord (rive gauche).-F IG . 3.11 : Main structures observed in the Bab n’Ouayad Fm (Ag2) of the Aït Ali Ou Ikkou gorge.- A : N70-trending brachyan-ticline from the Atlas folding event (right bank).- B : Reef mounds and sedimentary fan opened to the north in the northern limbof fold A (left bank).- C : Hydroplastic folds linked to a northward synsedimentary sliding in the southern limb of fold A (right bank).- D : N60-N70 trending anticline (Atlas folding) with two minor disharmonic anticlines and truncation of the northernlimbs on a thrust ramp.- E : Folds and bedding-parallel reverse faults in the southern limb of fold D (left bank).- F : Thicken-ing of a calcareous layer by synsedimentary stacking of beds slumped to the north (left bank).

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NW, reposent en contact normal sur les marno-calcaireset les marnes Ag1, qui présentent le même pendage NW, lasérie demeurant monoclinale ; l’axe anticlinal de la ridemajeure est décalé plus au SE dans la ride AAK.

IV- Anticlinal atlasique et ride synsédimentaire :

l’exemple de l’axe Msadrid - AAK

L’axe anticlinal Msadrid-AAK est d’abord un bon exemplede pli atlasique majeur (premier ordre) déversé et chevau-chant dans sa partie nord-est (Msadrid) sur le synclinal du Plateau des Lacs, et accompagné de plis de second ordreau front de la rampe inverse. Cette grande structure régio-nale est particulièrement remarquable par la présence d’unedéchirure entre ses parties NE (Msadrid) et SW (AAK), ré-vélée par la dissymétrie observable de part et d’autre de lacluse de l’assif Melloul. L’existence de ce décrochement transverse contemporain du plissement est encore confirmé par le fait que, quelques centaines de mètres plus au SE, lescouches de Lias moyen-supérieur affleurant au nord et au sud de l’assif Melloul ont des pendages opposés entre la rivedroite et la rive gauche. L’anticlinal de Msadrid est courbe(cf. fig. 3.2). Il est parcouru dans son plan axial par une faille directionnelle (fig. 3.9) que la route recoupe à la sor-tie des gorges. Plus au sud, l’axe anticlinal est décalé laté-ralement vers le SE par le décrochement transverse qu’onvient de définir et peut se raccorder aux affleurements triasiques (essentiellement basaltes) d’Aït Ali-ou-Ikkou. Mais la coupe des gorges montre un autre caractère remar-quable de cet axe anticlinal. En effet, les différents indices dedéformations synsédimentaires observés le long du trajet mi-

litent tous en faveur de l’existence d’une paléopente sédimen-taire inclinée vers le nord pendant le Bajocien. Sur le flanc sud du Msadrid, le Bathonien continental repose sur une série Ag2-Ag3 relativement mince par rapport au flanc nord. Ainsila ride AAK-Msadrid a dû fonctionner en zone haute ou ridedurant la sédimentation bajocienne. Cette interprétation seraconfirmée pour la période Bathonien-? Callovien par l’étudede l’axe AAK lui-même (arrêt J3-8). On est amené à la conclu- sion que le pli atlasique s’est surimposé à une structure sur-élevée jurassique.

Route :Une fois terminée la coupe des gorges, on continueen direction d’Aït Ali-ou-Ikkou et Rich. La route recoupele flanc SE de l’anticlinal de Msadrid, fait de couches ma-rines bajociennes (Ag2 et Ag3) sur lesquelles viennent s’ap puyer en concordance des couches de transition (Fm

d’Imilchil An1) assez réduites, puis les couches rougescontinentales bathoniennes à calloviennes (Fm d’AnemzAn2). On traverse l’oued Tilmi bordé de champs cultivéson laisse à gauche une route secondaire allant vers le villagede Tilmi au NE, puis on traverse le village d’Aït Ali-ou-Ikkou pour aller s’arrêter au sud des dernières maisons.

Arrêt J3-7 : Terminaison NE de la ride anticlinaleAAK

(GPS : 32°08’39”N, 005°34’28”W)

Le point d’arrêt est localisé sur les basaltes triasiques altérédu cœur de la ride anticlinale. On monte sur la colline, versl’est, en suivant un niveau calcaire séparant deux coulées. L

ride d’Aït Ali-ou-Ikkou (AAK) se distingue des autres ridede la région d’Imilchil par une zone axiale où dominent lesaffleurements de basaltes du Trias en coulées superposées bien individualisées, parfois séparées par un niveau sédimentaire essentiellement calcaire (Ibouhet al., 2002).Depuis le sommet de la colline basaltique, on voit au pre-mier plan vers l’est un lambeau calcaire d’âge probable-ment Lias inférieur. Il marque la limite orientale de l’axeanticlinal AAK, à la limite des couches rouges de la Fmsupérieure d’Anemzi, An2 (fig. 3.9). Ce type de lambeauliasique est décrit dans la ride de Tassent par Ibouh (1995)et interprété en terme de lentilles de décrochement juras-

sique ultérieurement extrudées en surface par les phasesd’inversion alpine. Leur position en contact anormal avecle Trias peut également se comprendre comme le résultad’un mouvement diapirique des masses triasiques, suivanl’hypothèse développée plus loin (cf. journée J4).La vue vers l’ouest permet d’admirer en premier plan, laverdure des champs bordée de peupliers, et au second planle cœur de la ride AAK, occupé essentiellement par les basaltes altérés verdâtres du Trias supérieur (fig. 3.12). Ducôté SE, les basaltes sont en contact tectonique (faille in-


FIG. 3.12 :Panorama sur l’axe de la ride an-ticlinale d’Aït Ali-Ou-Ikkou, depuis la col-line triasique au sud du village (regard versl’WSW).F IG . 3.12 : Panorama on the axis of the Aït Ali Ou Ikkou anticlinal ridge from the Trias- sic hill in the south border of the village(looking WSW-ward).

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verse à fort pendage) avec les couches rouges jurassiques,et vers le sud avec les calcaires Ag2. Du côté NW, les ba-saltes sont en contact avec une écaille plus ou moins conti-nue de calcaires liasiques (Feuille d’Imilchil 1/100 000) bordée par une épaisse série sédimentaire allant du Toar-

cien au Bajocien, avec des pendages diminuant rapidementde la verticale (au contact avec les basaltes) à 50°NW puisà l’horizontale (au niveau de la crête formée par la FmAg2). Cette géométrie de l’axe anticlinal triasique, limité par des failles et bordé par des barres verticales de Lias su- périeur ou Aaléno-Bajocien, avec des écailles de terrains plus anciens (Lias inférieur-moyen) fait envisager une ori-gine en partie diapirique pour cette structure.

Route : Revenir sur le village d’Aït Ali-ou-Ikkou. Une piste traverse la rivière et se poursuit vers le SW, au-delàdu village. Avec une marche complémentaire de quelquescentaines de mètres on atteint le site de l’arrêt J3-8. Comp-ter environ 2h pour le circuit aller-retour vers ce site.

Arrêt J3-8 : Discordance angulaire descouches rouges bathoniennes sur la

bordure SE de la ride anticlinale AAK (GPS : 32°07’35N, 005°35’24”W ; alt. 2300 m)

La localisation de ce site est indiquée sur la fi-gure 3.9. La carte au 1/100 000 du Maroc,feuille Imilchil (Fadile, 2003) indique que lescouches rouges bathoniennes sont ici en dis-cordance sur le flanc sud de la ride d’Aït Ali-ou-Ikkou. L’image satellitaire Google earthest en effet éloquent (fig. 3.13A). Sur le ter-

rain, on constate que les premiers niveaux descouches rouges, pentés de 20° à 40° versl’ENE, reposent en discordance angulaire sur des niveaux sub-verticaux de marno-calcairesde l’Aaléno-Bajocien (Ag1) et de calcaires bajociens (Ag2), de direction N50 à N60 (fig.3.13B). La série discordante, débute par deslentilles de conglomérats bréchiques, dispo-sées en « onlap » et dont les matériaux pro-viennent du remaniement des calcaires bajociens sous-jacents. La série se poursuit par une succession de séquences de grès car- bonatés et de marnes versicolores. C’est la Fmsupérieure d’Anemzi (An2) qui atteint desépaisseurs considérables, de l’ordre de 1000m, dans le creux synclinal plus à l’est.

V- Quelle origine pour la surrectionbajocienne de la ride AAK ?

On a ici une preuve irréfutable de l’émersionet de l’érosion active d’une partie de la ridedurant la période de la fin du Bajocien-début du Bathonien, contemporaine d’une certaine

subsidence des secteurs voisins (cf. dépôt des couches de Fm de Tislit et d’Imilchil au NW). La question de savoir ce soulèvement localisé résulte de déformations extensiveou compressives, associées ou non à des décrochements, été beaucoup discutée, tout autant qu’en de nombreux point

du domaine atlasique (voir J3, § italique II). L’hypothèsed’une phase majeure de compression/ transpression jurassique ménageant des zones de transtension a été défendu par Laville (1985), Laville et al. (1991), Laville & Piqu(1992) et Piqué et al. (1998). Selon cette approche, la structure d’Aït-Ali-ou-Ikkou résulterait d’une transtension localavec effondrement sur des failles transverses N160 locali sées sur l’extrémité distensive (bord SW) d’un décrocheme sénestre N60-70 (Ibouh, 2004). Cependant, une telle hypothèse se heurte aux nombreuses indications de régime extensif généralisé (Frizon de Lamotte et al., 2008). L’hypothèse alternative d’une déformation en blocs bascu

lés où les rides correspondraient aux bords surélevés des


FIG. 3.13 :Discordance du Bathonien sur le flanc sud de la ride d’Aït Ali-Ou-Ikkou (arrêt 8 ; localisatiofig. 3.9). -A : Image satellitaire (Google earth). tB : basaltes triasiques ; Ag2 : Bajocien; An2 : BathonieCallovien.-B : Vue du contact discordant.F IG . 3.13 : The Bathonian unconformity on the southern limb of the Aït Ali Ou Ikkou ridge (stop 8, fig for location). - A : Satellite view (Google earth). tB : Triassic basalts ; Ag2 : Bajocian ; An2 : Bathoniato Callovian.- B : Field aspect of the unconformity.

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blocs a été défendue par Jenny et al. (1981), Monbaron,(1982b) et, dans le Moyen Atlas, par Charrière (1990). Unetroisième voie mérite d’être envisagée, faisant appel au diapirisme. Il est en effet connu que les basaltes du Trias supé-rieur sont situés au sommet d’une série salifère qui produit

d’importantes structures diapiriques dans le Haut Atlas oc-cidental et le bassin d’Essaouira (cf. Nouveaux Guides, vol.6) ainsi que dans le Rif externe (Nouveaux Guides, vol. 5).On peut proposer avec Michard et al. (2011) qu’une halo-cinèse /argilocinèse alignée sur un accident de socle ait dé-buté dès le Lias moyen et déterminé un relief dans la partie sud du futur axe anticlinal (Aït Ali-ou-Ikkou), alors que sa partie nord (Msadrid) restait peu ou pas soulevée. On re-viendra sur cette hypothèse à propos des rides de Tassent et de Tasraft (journée J4).

Route : Retourner au douar Aït Ali-ou-Ikkou et reprendrela route vers le SE (en direction de Rich).

Arrêt J3-9 : Traces de pas de dinosaures dansle Jurassique moyen continental

(GPS : 32°08’13”N, 005°33’39”W)

Cet arrêt en bord de route permet, avec l’autorisation du propriétaire de l’enclos, de voir de belles empreintes dedinosaures sur une dalle gréseuse rouge violacé à pendage NW. Son toit présente une piste d’empreintes tridactylesde petites dimensions (fig. 3.14), vraisemblablementcelles d’un Théropode, fortement imprimées dans la roche(l’animal devait courir !). En dessous et à gauche de ladalle principale, sur un banc sous-jacent, une petite em- preinte ovoïde de Sauropode est visible, en partie cachée par le banc supérieur. Enfin la dalle principale offre unautre type d’empreintes peu profondes mais de grandetaille, dont la diagnose reste à faire. Ces ichnofossiles sonconservés sur des strates de la Fm d’Anemzi (An2), d’âgeBathonien-? Callovien.

Route : On poursuit vers le sud en descendant dans la série jurassique rouge du synclinal d’Aït Ali-ou-Ikkou jusqu’auvillage de Sountat, puis jusqu’aux barres calcaires du Ba- jocien, au nord du village de Tissila.

Arrêt J3-10 : L’anticlinal d’Azilal n’Tafghoultprolongeant la faille Tizal-Azourki(GPS : 32° 06’ 47”N ; 005° 32’ 39”W)

Entre les deux villages de Sountat au nord et Tissila au sud,cet arrêt permet de voir vers le SW la coupe naturelle d’unenouvelle structure anticlinale de direction N70. La série sédimentaire est représentée au cœur du pli par les marnes etmarno-calcaires du Toarcien-Aalénien et se termine dans leflanc nord par des falaises carbonatées du Bajocien (fig.3.15)Ce pli majeur présente un cœur déformé par de multiples plimineurs associés à des failles inverses. Il est situé sur le pro-longement oriental de la faille Tizal-Azourki, linéament majeur du Haut Atlas central (cf.fig. 2.1), prolongeant lui-mêmel’une des branches de la faille du Tizi n’ Test, dans le Haut


FIG. 3.14 :Piste de Dinosaurien tridactyle (Théropode) au SE d’AïtAli-Ou-Ikkou (arrêt J3-9). Les enjambées sont d’environ 0,5 m.

F IG . 3.14 : Tridactyl Dinosaurian trail (Theropod) SE of Aït Ali Ou Ikkou village (stop J3-9). Strides are about 0.5 m long.

FIG. 3.15 :L’anticlinal d’Azilal n’Tafghoult et ses replis dysharmoniques mineurs, vus du NE.F IG . 3.15 : Azilal n’Tafghoult anticline and its disharmonic minor folds, seen from the NE.

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Atlas de Marrakech (Ibouh, 2004 ; Ibouhet al.2001).

Route : Si le temps le permet, on peut continuer vers lesud jusqu’au carrefour des routes vers Rich (à l’est) et versTineghir-Errachidia (au sud) pour un dernier arrêt avant derentrer vers Imilchil.

Arrêt J3-11 : Grand dyke dans le Jurassique(GPS : 32°06’02”N, 005°30’52”W)

En s’arrêtant à proximité du carrefour, on peut observer vers l’ouest une butte-témoin formée de marnes, marno-calcaires et calcaires du Toarcien-Aalénien, qui est traver-sée par un dyke doléritique de direction N85. Large de 4 à5 m, le dyke présente une double bordure figée décolorée.Il est décalé par des décrochements NW-SE et par desmouvements conjugués de glissement banc sur banc de lasérie aaléno-bajocienne. Ce grand dyke est à rattacher à uncentre intrusif présent plus au SW et matérialisé par unmassif intrusif de roches grenues (massif de Tadaghmamt,sur l’axe Tizal-Azourki ;cf.fig. 2.1).

J4 : Les r ides anticlinal es de Tassent et de Tasraf t(70 km A-R, dont 20 km de piste)

Itinéraire et thèmes (fig. 4.1) : Ride anticlinale de Tas-sent (suite de J3) : structure du cœur de la ride : argilites et basaltes triasiques, écailles de calcaires liasiques, intru-sions grenues (gabbro, diorite et syénite) ; série discor-dante paléocène ; déformations synsédimentaires dans leToarcien-Aalénien du flanc nord. - Ride anticlinale de Tas-raft : terminaison périclinale NE ; dépôts paléocènes dis-

cordants sur le cœur de la ride. Chronologie des déformations et l’implication possible du diapirisme.

Route and themes (fig. 4.1) : Tassent Ridge (continuationof J3): structure of the ridge axis : Triassic basalts and evaporitic clays, Liassic slivers, magmatic intrusions (gabbro, diorite and syenite), unconformable Paleocene coverToarcian-Aalenian synsedimentary deformation.- Tasraf Ridge : NE pericline ; Paleocene deposits overlying unconformably the ridge axis. Chronology of the ridge building and role of diapirism.Route : Quitter Imilchil par la route de Beni Mellal. At-teindre le col de Bab-n-Ouayad (~12 km au nord d’Imilchil), comme décrit dans l’arrêt 1 de la journée précédenteOn situera les objectifs de la journée, d’une part à l’aide dela carte figure 3.7, d’autre part avec la coupe figure 4.2.Arrêt J4-1 : Biseaux sédimentaires bajociens au flanc

sud de la ride de Tassent(GPS : 32°12’36”N ; 005°41’54”W ; alt. 2240 m)

Stopper au-delà du col de Bab-n-Ouayad (~2300 m), avanla descente en forte pente au cours de laquelle la route de-vient très étroite. Poursuivre à pied en descendant à gauchede la route (fig. 4.3A ; attention aux chutes de pierres !). Laride anticlinale est dissymétrique : le flanc nord de la rideest dominé par le flanc sud où affleurent les « calcaires-corniches » de Bab-n-Ouayad (Ag 2). La cluse de l’oueddonne une coupe naturelle dans cette formation (fig. 4.2Bqui montre une organisation en séquences décamétriquesterminées par des barres calcaires plus massives. Une ob-

servation attentive suggère un amincissement progressif de certains bancs vers l’axe de la ride,indiquant un prisme sédimentaire en éventail ou-vert vers le sud dans la formation Ag2. Il est cependant difficile de faire la part de la perspective, et les observations ne sont pas de laqualité de celles faites à l’est (arrêt J3-5) dansdes niveaux un peu plus jeunes (Ag3).

Route : Après avoir descendu une partie de larampe (environ 100 m de dénivelée), stopper sur la première plate-forme en bordure ouest de laroute.

Arrêt J4-2 : Le cœur de la ride : Trias etroches intrusives

(GPS : 32°13’09”N ; 005°42’02”W)

Ce premier arrêt assez haut dans le cœur de la rideanticlinale donne un beau point de vue versl’ouest (fig. 4.4). La première observation estqu’une faille subverticale, malheureusement ca-chée sous les éboulis, doit passer entre les cal-caires bajociens du flanc sud et l’axe anticlinal dela ride. Les épaisses formations marno-calcaires


FIG. 4.1:- A : Itinéraire et arrêts de la journée J4 sur fond de carte topographique au 1/50 000.F IG . 4.1 : A : Itinerary and stops of Day J4, plotted on the topographic map, scale : 1/50 000.

Blue : tarred road ; red : track

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FIG. 4.2 : Coupe d’ensemble à travers les structures de l’Atlas d’Imilchil. Localisation : fig 3.7.F IG . 4.2: Overall cross-section through the Imilchil Atlas. See fig 3.7 for location.

FIG.4.3:Flanc sud de la ride anticlinale de Tassent.-A : Image Google basculée situant l’arrêt J4-1 (point de vue du cliché B) et montrant un éventail de stratification dans lde la Fm Ag2, en contact faillé (F) avec le cœur de la ride (Trias probable sous l’éboulis : t ?).-B : Vue depuis le col Bab-n-Ouayad. Noter l’épaississement de plusieurs barres cacaires en direction du sud.F IG . 4.3 : Southern limb of the Tassent anticlinal ridge. - A : Tilted Google earth image showing the stop J4-1 (point of view B) and a sedimentary fan at the bottom of th Ag2, close to the fault (F) bounding the core of the anticlinal ridge (Trias t ? hidden beneath yhe slope formations). – B : View from the Bab-n-Ouayad pass. Note the thickeningof several limestone bars towards the south.

FIG. 4.4 :Vue axiale du cœur de la ride anticlinale de Tassent à l’ouest de la route, depuis les premiers virages de la descente. Comparer avec la figure 4.3A.F IG . 4.4 : Westward axial view of the core of the Tassent anticlinal ridge as seen from the first upper bends of the road. Compare with fig. 4.3A.

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du sillon atlasique et le Lias calcaire sont supprimés.

En second lieu, on observe la complexité du cœur de laride anticlinale, qui inclut des roches magmatiques di-verses: diorites, gabbros et troctolites, intrusives dans des basaltes altérés verdâtres (Trias terminal) et des forma-tions sédimentaires : argilites roses triasiques et massescalcaires liasiques. Toutes ces roches sont disposées defaçon chaotique dans l’axe de la ride. Le point d’obser-vation lui-même est établi sur une lame calcaire verticalerecristallisée et minéralisée (cipolin). Dans le talus nordde la route, on observe un contact métamorphique cipolin-gabbro avec, sur environ 2 m, des blocs de cipolins em- ballés dans une roche gabbroïque très altérée. Une bordurefigée est bien individualisée à la périphérie du corps gab- broïque dont le cœur montre par ailleurs des veinulesd’amiante. L’organisation d’ensemble de la ride évoqueune structure diapirique, compliquée par l’injection de

magmas subvolcaniques.Vers l’est, la partie haute du cœur de la ride montre descouches continentales et une coulée de basalte que l’on ob-servera mieux à l’arrêt suivant.

VI- Quelques données sur les magmas intrusifs(Jurassique sup. ? Crétacé inf.)

Les roches magmatiques sont bien développées dans la ridede Tassent où elles occupent environ 60% de la surface du

cœur anticlinal et correspondent à trois intrusions juxta- posées du SW au NE (Bougadir, 1991 ; Rahimi et al. 1991Chaque intrusion comporte trois unités pétrographiques :une unité basique (troctolites et gabbros), une unité inter-médiaire (diorites, diorites quartziques, monzodiorites) e

une unité différenciée (syénites). Les caractères géochimiques des roches (fig. 4.5) ont conduit à les considérecomme d’affinité alcaline (Bougadir, 1991 ; Saidi, 1992 Lhachmi et al., 2001) ou transitionnelle (Zayane, 1992 Zayane et al., 2002), caractéristiques d’un volcanisme anorogénique. Elles dérivent de l’évolution d’un liquide ba sique par un processus de cristallisation fractionnée dansune chambre magmatique que les géobaromètres situent àune profondeur de 10-15 km. Une contamination crustalinterviendrait à un stade tardif de la différenciation mag-matique (Zayane et al., 2002). L’âge classiquement admis (Jurassique moyen-supérieurn’est basé que sur un petit nombre de mesures effectuée sur des biotites extraites de gabbros-diorites par Hailwoodet Mitchell (1971). Deux datations de dykes sur roche totalont toutefois fourni à ces auteurs des âges Crétacé infé-rieur. D’autres datations plus récentes (Armando, 1999)réalisées dans une autre ride (Tirrhist) sur une troctolite etun gabbro à olivine ont donné respectivement 151,3 ± 0, Ma et 145 ± 0,5 Ma (Jurassique terminal). La mise en plac finale des intrusions (étape extrusive, Ibouh 1995, 2004 semble s’être effectuée à froid, sans métamorphisme d


FIG. 4.5 :Géochimie des roches intrusives du Haut Atlas central (Zayaneet al., 2002). (a) Dia-grammes des alcalins montrant le caractère transitionnel des roches basiques (cercles pleins), in-termédiaires (cercles vides) et évoluées (triangles). (b) : Spectre des Terres Rares (mêmesymboles).F IG . 4.5 : Geochemistry of the Central High Atlas intrusive rocks (Zayaneet al. , 2002). ( a ) Alka-line diagrams showing the transitional character of the basic rocks (full circles), intermediate(empty circles) and differentiated (triangles) ; ( b ) : Rare earth spectrum (same symbols).

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contact dans l’encaissant, mais avec une activité hydro-thermale. Les nouvelles datations micropaléontologiquesobtenues dans les terrains discordants sus-jacents (arrêt 3)montrent que ce dernier épisode est anté-Thanétien.Route : Poursuivre la descente sur environ 1 km, en né-gociant un virage en épingle, jusqu’à atteindre une nou-velle plateforme où stationner, en contrebas de la précédente (fig. 4.6).

Arrêt J4-3 : Les formations paléocènes discordantessur le cœur anticlinal

(GPS : 32°13’19N ; 005°42’10W)

Cet arrêt est établi, comme le précédent, sur une lame ver-ticale de calcaires liasiques, à côté de gabbros altérés quiaffleurent dans le talus de la route. Vers l’ouest, le cœur dela ride montre une autre lame calcaire (Lias inférieur) des-sinant un pli anticlinal aigu à axe N70 plongeant vers lesud, avec des argilites roses (Trias) dans son plan axial ver-tical. Mais l’intérêt principal de ce nouvel arrêt dans l’axeanticlinal est qu’il permet de bien voir vers l’est le syncli-nal de couches paléocènes discordantes sur le cœur de laride et sur son flanc nord (fig. 4.7).

Les flancs de la ride, tous deux limités par faille, présentent

une dissymétrie frappante, observable aussi bien dans le paysage que sur l’image satellitaire (fig. 4.6). Le Calcaire-cor-niche (Ag2) constitue une imposante falaise du côté sud, een revanche n’est pas du tout représenté sur le flanc nordCelui-ci est constitué par les marnes et marno-calcaires de laFm de Tassent (Ag1) du Toarcien-Aalénien, en série normalen bas de la coupe et se renversant vers le haut. On remarquen outre une diminution de l’épaisseur des couches vers lesecteur proche de la faille bordant la ride. L’interprétation decette variation latérale de l’épaisseur des couches (qui affecte principalement les marnes, mais aussi les calcaires) est délicate. Elle pourrait résulter de deux processus liés à un diapirisme des argilites salifères, i) un éventail de sédimentations’ouvrant en direction du nord et témoignant d’un soulèvement synsédimentaire de la ride durant le Toarcien-Aalénienet ii) un effet mécanique postérieur, dû à la poursuite de l’intrusion diapirique du Lias jusqu’au Jurassique moyen aumoins (cf. l’éventail observé dans les formations Ag3 du

flanc sud de la ride à l’arrêt J3-5). La structure du cœur de la rideest complexe. Dans la par-tie inférieure, on retrouve un corps magmatique gabbroïque(affleurant également dans le talus de la route) encaissédans des basaltes triasiques verdâtres. Au contact desmarno-calcaires du flanc nord, on rencontre une lame cal-


FIG. 4.6 :Image satellitaire (Google earth) de la ride de Tassent à l’est de la route (pointillé rouge), montrant la dis-symétrie des flancs, l’éventail de sédimentation dans le Toarcien-Aalénien du flanc nord, et le témoin de couverture paléocène discordante. P(a) : grès et argiles rouges paléocènes. Ts(b) : Trias supérieur (basaltes altérés). Ag1 : Fm deTassent (Toarcien-Aalénien) ; Ag 2 : Fm de Bab-n-Ouayad (Bajocien inférieur-moyen) ; Ag3 : Fm de Tislit (Bajociensupérieur-Bathonien).F IG . 4.6 : Satellite image (Google earth) of the Tassent ridge east of the road (red dotted line) showing the limb asym-metry, the sedimentary fans in the Toarcian-Aalenian of the northern limb, and the remainder of unconformable Pale-ocene cover. P(a): Paleocene red beds ; Ts(b) : Upper Triassic (altered basalts) ; Ag1 : Tassent Fm. (Toarcian-Aalenian); Ag2 : Bab-n-Ouayad Fm (Lower-Middle Bajocian) ; Ag3 : Tislit Fm (Upper Bajocian-Bathonian).

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caire verticale (Lias ?) et latéralement, une autre lame en position horizontale. Au-dessus, reposent en discordancedes dépôts sédimentaires gréseux rubéfiés, surmontés par des basaltes qui sont à leur tour recouverts de dépôts rougesconcordants, l’ensemble étant déformé en synclinal ouvertd’axe N70. Une coupe correcte de ce dispositif a été four-nie par Chèvremont (1975), à ceci près que les terrains dis-cordants se trouvaient alors attribués au Crétacé, ce qui estencore le cas sur les cartes géologiques les plus récentes(Fadile, 2003). Or la série sédimentaire rouge supra-basal-tique a livré des ostracodes et des charophytes indiquant unâge Thanétien-Yprésien inférieur (Charrièreet al., 2009).L’âge le plus probable pour les couches rouges sous-ja-centes, structuralement indissociables, est donc Paléocène.

On remarquera quele synclinal paléocène est perché sur

l’axe d’un anticlinalet non dans l’axe des synclinaux voi-sins, où l’érosion récente très active a déblayé les dépôts post-jurassiques. La sédimentation continentale paléocènes’est faite au pied des falaises bajociennes, qui a préservéles dépôts discordants au toit de la structure antiforme tria-sique injectée de magmas jurassico-crétacés. La géomé-trie de cette antiforme faillée évoque un diapir allongé(« mur de sel »). Cette structure s’est probablement déve-loppée en relation avec une paléofaille (faille de TassentIbouhet al., 1994). L’ensemble est finalement repris en plianticlinal durant l’inversion néogène. On reviendra surcette problématique à l’arrêt 7.

Route :Poursuivre la descente vers le village de Tassent, puis stationner près de la maison forestière sous les peupliers.


FIG. 4.7 :Vues axiales de la ride anticlinale de Tassent à l’est de la route. -A : Vue d’ensemble depuis l’arrêtJ4-4 (comparer avec la figure 4.6). -B : Vue rapprochée du Paléocène discordant.

F IG . 4.7 : Axial views of the Tassent anticlinal ridge east of the road. - A : Overview from stop J4-4 (comparewith fig. 4.6). - B : Closer view of the unconformable Palaeocene.

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Arrêt J4-4 : Failles normales synsédimentaires dansle Toarcien -Aalénien du flanc nord de la ride de

Tassent (Circuit pédestre, environ 2h)(GPS : 32°13’28”N ; 005° 42’58”W ; alt. 1920 m)

Depuis la maison forestière de Tassent, se diriger vers

l’ouest sur la colline de la rive gauche de l’oued (qu’il fauttraverser à gué) jusqu’à la dernière maison avec des peupliers (GPS N 32 13 28, W 005 42 58). Vers l’ouest af-fleure largement la série marneuse (Ag1) du flanc nord dela ride de Tassent. On se dirige à pied vers les talwegs les plus proches de la ride. On y observe plusieurs failles nor-males (fig. 4.8) de direction moyenne allant de N135 à N160 et à pendage moyen de 50°, tantôt vers l’ouest, tan-tôt vers l’est. Ces failles décalent les niveaux de calcairesgréseux du Toarcien supérieur et sont fossilisées par les ni-veaux sus-jacents. Les miroirs sont ondulés et présententdeux générations de stries : une première génération syn-sédimentaire, indiquant des mouvements en faille normaleet une deuxième génération post-sédimentaire sur des en-duits calcitiques, généralement liée à des mouvements dé-crochants. Les failles de première génération sont par endroit ouvertes et présentent un remplissage de dépôtssus-jacents sous forme de filons synsédimentaires (dykesneptuniens). Cette tectonique extensive toarcienne a étéidentifiée en plusieurs points du domaine atlasique central(Ibouhet al., 2000 ; Ibouh, 2004)

Route : De retour aux voitures, on se dirige maintenant

vers la ride anticlinale de Tasraft. La terminaison nord-estde cette ride est accessible à partir d’une piste pour 4x4(compter au moins 4 h A/R). Cette piste débute en face dela maison forestière de Tassent en direction de l’ouest et re-coupe l’oued dès son départ. Elle serpente ensuite à traver

les marnes et les marno-calcaires de l’Aaléno-Bajocien. Ami-pente une bifurcation se présente, prendre obligatoire-ment vers le nord, même si l’état de ce tronçon n’est pastrès engageant, surtout après la saison des pluies. La suitedu trajet est visible sur la vue satellitaire (fig. 4.9).

Arrêt J4-5 : Terminaison périclinale nord-orientalede la ride de Tasraft

(GPS : 32°16’22”N ; 005°43’12”W ; alt. 2330 m)L’arrêt est situé au terme de l’ascension, là où la piste tra-verse l’enveloppe périclinale NE du synclinal de Tasraft(fig. 4.9). Le replat débute avec des calcaires bajociens(Ag2) qui dessinent une superbe terminaison périclinale

dont on aura une vue d’ensemble ultérieurement (arrêt J47). Ces calcaires présentent un clivage schisteux, vrai-semblablement en relation avec la torsion péri-anticlinaleAprès les avoir recoupés, on pénètre dans le cœur de laride, qui montre, d’une part, au nord de la piste, des argi-lites rouges gypsifères (intercalations centimétriques degypse ou gypse dispersé) et des basaltes triasiques et, d’autre part, au sud de la piste, des reliefs calcaires de structuregrossièrement synclinale. Ces calcaires blancs appartien-nent à la série discordante sur les matériaux de la ride. De-


FIG. 4.8 :Paléofailles normales dans le flanc sud de la ride anticlinale de Tassent. Le trait rouge marque la limite du cœur de la ride(Trias et gabbro intrusif). Le stéréogramme concerne les failles synsédimentaires.

F IG . 4.8 : Normal paleofaults in the southern limb of the Tassent anticlinal ridge. The red line marks the boundary of the ridge core(Triassic and intrusive gabbro). The stereogram concerns the synsedimentary faults.

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puis la cartographie exploratrice de Bourcart (1942), ilsétaient attribués au Cénomanien. La série sous-jacentemontre des alternances de barres carbonatées et de couchesrouges continentales qui étaient attribuées, par voie deconséquence, au Crétacé inférieur, au Jurassique supérieur ou au Jurassique moyen. Or il s’agit en fait d’une séried’âge Paléocène supérieur (cf.J4-6).

Cette série discordante, objet de l’arrêt suivant, est bien pré-servée seulement dans les limites du périclinal de calcaires bajociens, où elle présente une forme de synclinal perché(fig. 4.9). On reviendra plus loin sur les raisons possibles decette disposition singulière, déjà rencontrée à Tassent.

Route : En poursuivant la piste vers le SW, on longe toujoursau NW le Trias, mais au SE des termes de plus en plus anciensde la série paléocène. Le contact entre les deux ensembles se

marque généralement par une faille et un flexuration des ter-rains paléocènes dénotant un soulèvement post-thanétien dela partie axiale et nord occidentale de la ride.

Arrêt J4-6 : Coupes dans la série paléocènediscordante

(GPS : 32°15’59”N, 005°43’51”W ; alt. 2310 m)

S’arrêter au point de rebroussement de la piste vers le nord pour débuter une coupe(sub-arrêt J4-6A)dans l’un desdeux talwegs avoisinants. La coupe WSW-ENE (fig. 4.10,

C1) et la succession observable (fig. 4.11) sont ainsi dé-crites par Charrièreet al. (2009) :

“La succession la plus complète débute avec un conglo-

mérat polygénique formé de matériaux sédimentaires (cal-caires marins du Dogger provenant des flancs de la ride) ede matériaux éruptifs (notamment gabbros et autres rochesgrenues, ainsi que des basaltes, originaires du cœur de laride). La série est organisée en cinq séquences qui débuten par des termes détritiques de moins en moins grossiers verle haut : conglomérats, puis grès, silts et marnes (m) et seterminent par des dépôts calcaires (b) de plus en plus dé-veloppés. Les séries marneuses évoluent de marnes et siltrubéfiés à passées conglomératiques (m1) vers des faciès plus argileux, jaunâtres (m4). Les barres calcaires (b) présentent différents types de microfaciès d’eau douce (à oncolithes, débris de thalles et gyrogonites de charophytesostracodes) qui témoignent d’environnements lacustres efluvio-lacustres affectés par des conditions hydrodyna-miques très fluctuantes. Dans certaines barres (b2, b4, b5)des influences laguno-marines sont attestées par la pré-sence de quelques niveaux à foraminifères.”

“Les ostracodes laguno-lacustresCandonidaeet Limno-cytheridae(Timiriaseviinae: Metacyprissp.; Limnocythe-rinae: Limnocytheresp.), très abondants, sont des formescaractéristiques du Crétacé terminal–Paléocène. Les cha-


FIG 4.9 :Image satellitaire (Google earth oblique) du périclinal NE de la ride de Tasraft, montrant le reliquat de couverture continentale d’âgePaléocène conservé sur l’axe de la ride.Ts : Trias supérieur, avec (a) : argilites rouges gypsifères, et (b) : basaltes altérés; l1-2 : Lias inférieur-moyen calcaire ; Ag1 Fm de Tassent (Toarcien-Aalénien) ; Ag 2 : Fm de Bab-n-Ouayad (Bajocien inférieur-moyen) ; Ag3 : Fm de Tislit (Bajo-cien supérieur-Bathonien) ; b1 à b5 : barres calcaires de la série paléocène discordante.F IG . 4.9 : Satellite image (Google earth, tilted) of the north-eastern pericline of the Tasraft ridge, showing the Paleocene continental cover pre- served on the ridge axis. Ts : Upper Triassic, with (a) gypsiferous red beds, and (b) : altered basalts ; l1-2 : Lower-Middle Liassic limestones ; Ag1: Tassent Fm (Toarcian-Aalenian) ; Ag 2 : Bab-n-Ouayad Fm (Lower-Middle Bajocian) ; Ag 3 : Tislit Fm (Upper Bajocian-Bathonian) ; b1-b5 : limestone bars of the unconformable Paleocene series.

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droplastiques survenues durant la sédimentation thané-tienne. La structure dissymétrique du synclinal n’est pas vi-sible de ce point de vue, mais le dernier document joint (fig.4.13) permet de visualiser les biseautages des couches duPaléocène vers le SE et leur épaississement en direction du NW. Ce dispositif illustre le caractère syntectonique de lasédimentation thanétienne en relation avec le soulèvementdu flanc SE de la ride de Tasraft.

Route : Reprendre la piste en sens inverse vers Tassent, puis rentrer à Imilchil, ce qui offre l’occasion de faire le point sur les rides anticlinales observées.

VII- Les rides anticlinales du Haut Atlas d’Imilchil :bilan et discussion

Sur la position des synclinaux paléocènes et le rôle vrai-semblable du diapirisme .- A Tasraft, on retrouve cette

structure curieuse, déjà vue à Tassent, d’un synclinal paléocène conservé au cœur d’un anticlinal de Trias-Juras- sique. Michard et al. (2011) proposent l’explication suivante. La sédimentation continentale et laguno-marin paléocène s’est faite, à Tassent en contrebas d’une crêtebajocienne, et à Tasraft, dans un périclinal éventré, dansdes creux d’un bassin (par ailleurs peu profond) correspondant au cœur de rides antiformes faillées de type dia pirique. Celles-ci se sont probablement développées enrelation avec une paléofaille profonde située sous les ride(notion de « mur diapirique »). A Tassent, un jeu normade la faille profonde durant le Thanétien peut rendrecompte de l’épanchement volcanique paléocène conservau cœur de la ride. Ultérieurement, l’ensemble des flanc jurassiques et des dépôts thanétiens sera repris en compression lors des serrages alpins avec formation des plisactuels et inversion de la faille axiale entraînant dans les


FIG. 4.11 :Les niveaux repères de la Fm de Tasraft. A gauche : marnes et barres de calcaire lacustre (b) de la partie inférieure (cf.fig. 4.10), regardvers le NW. A droite : calcaires de la partie supérieure, regard vers le N.

F IG . 4.11 : The reference layers of the Tasraft Fm. Left: marls and lacustrine limestone bars (b) of the lower part (cf. fig. 4.10), looking NW-ward.

Right: Uppermost bars of the series, looking northward.

FIG. 4.12 :Vue d’ensemble de la terminaison périclinale NE de la ride anticlinale de Tasraft et du synclinal paléocène superposé, depuis les crêtes bajociennes septentrionales (arrêt 7 ; localisation fig. 4.10). Comparer avec la fig. 4.9.

F IG . 4.12 : Overview of the NE pericline of the Tasraft anticlinal ridge and of the superimposed Paleocene syncline, from the northern Bajociancrests (stop 7; see fig. 4.10 for location). Compare with fig. 4.9.

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deux cas une surélévation du compartiment NW par rapport au compartiment SE. Les dépôts paléocènes s’éten-daient plus ou moins largement sur les synclinaux actuelsmais l’érosion plus intense de ceux-ci (inversion morpho-logique) les a fait disparaître, sauf à l’abri des crêtes bajociennes. Sur la paléogéographie du Paléocène et les mouvementsultérieurs .- Le caractère laguno-marin d’une partie desdépôts carbonatés de Tasraft prouve qu’il ne s’agit pasd’un simple petit bassin continental localisé au pied d’unrelief, et implique au contraire une relation avec la mer

paléocène. Or les affleurements marins phosphatés paléo-cènes sont limités actuellement aux bordures nord et sud du Haut Atlas central. L’affleurement le plus proche se situe à 25 km au NW et à des altitudes avoisinant 1500 m.On est donc amené, d’une part, à envisager une relation paléogéographique privilégiée avec ce secteur septentrio-nal et, d’autre part, à estimer le décalage vertical post-thanétien à un millier de mètres (l’altitude du synclinal deTasraft étant proche de 2500 m).

Sur la chronologie et le mécanisme des déformations .- AuToarcien-Aalénien, dans un contexte de bassin marin sub- sident, sont enregistrés les premiers indices d’une tectonique

synsédimentaire en contexte extensif, associant vraisembla-blement tectonique de blocs basculés et diapirisme. Ceci semanifeste par un réseau de failles normales synsédimen-taires exposées au nord de la ride de Tasraft (J4-4). Des dé- pôts conglomératiques aaléniens, localisés sur le flanc sud de la ride de Tasraft (Fadile, 1987, 2003), remanient descalcaires et marno-calcaires du Lias, ainsi que des basaltes probablement triasiques. Ces remaniements signent une pre-mière ébauche de structuration de la ride de Tasraft. Durant l’Aaléno-Bajocien, la mobilité des rides se mani-

feste en de nombreux point dans un contexte de paléo-environnement de plateforme littorale. A Tassent, des éventails de sédimentation se rencontrent sur les flancs sud(arrêts J3-5, J4-1) et nord (arrêt J4-3). Des failles trans-verses et des flexures N-S sont fossilisées au cours de l période bajocienne. Dans la zone anticlinale de Msadrid(arrêts J3-6), la sédimentation a enregistré d’importantesdéformations hydroplastiques (slumps, masses glissées) témoignant de paléopentes vers le nord qu’on peut mettreen relation avec l’ébauche de la ride d’Aït-Ali-ou-Ikko située juste au sud.

Au cours du Bathonien, dans un contexte de sédimentatiocontinentale, se manifestent des soulèvements plus impotants en bordure de certaines rides et plus particulièrementdu flanc sud d’Aït-Ali-ou-Ikkou (arrêt J3-8), dont l’éme sion est démontrée par la discordance de différents termebathoniens ou calloviens, les termes les plus récents (An2reposant directement sur les assises liasiques préalable-ment basculées et érodées.

Une grande lacune de l’enregistrement sédimentairetronque ensuite toute information relative au Jurassique supérieur et à la totalité du Crétacé. La structure des ridesde Tassent et de Tasraft, avec les corps magmatiques in-trudés, était proche de celle que l’on observe aujourd’huidès avant le Thanétien.

Durant le Thanétien, une sédimentation continentale, lacustre et localement laguno-marine (arrêt J4-6) s’installeau cœur des rides en débordant vraisemblablement large-ment vers le nord en direction de la « mer des phos- phates ». Il s’agit d’une sédimentation syntectonique(Tasraft) qui a été localement interrompue par un épisodevolcanique (Tassent, arrêt J4-2).


FIG. 4.13 :Vue satellitaire oblique (Google earth) sur le synclinal paléocène de la ride de Tasraft. b1-b5 : barres calcaires repères (voir fig. 4.10). Noter l’ouverture vers le NW du prisme sédimentaire paléocène, conséquence de la surrection de la bordure SE de la ride durant le Thanétien.F IG . 4.13 : Satellite oblique view on the Palaeocene syncline of the Tasraft ridge. b1-b5 : limestones bars (see fig. 4.10). Notice the NW-ward

opening of the Paleocene sedimentary prism, suggesting an uplift of the south-eastern border of the ridge during the Thanetian.

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L’évolution post-paléocène se marque par un serrage des synclinaux et des rides anticlinales, dont certaines tendent à chevaucher les synclinaux (Msadrid). Ce raccourcisse-ment de la couverture s’est accompagné d’un décollement dans les assises triasiques, au-dessus d’un socle resté cas-

sant. Dans les rides où des formations paléocènes assezépaisses s’étaient accumulées, elles sont ployées en syncli-nal, tandis que se produit une verticalisation, voire un ren-versement des flancs jurassiques. Un chevauchement assez prononcé du Trias de la ride sur son flanc peut se manifes-ter (ride Aït Ali-ou-Ikkou, arrêt J3-8). Enfin, un décalagevertical de 1000 m se produit entre l’ensemble des rides du secteur d’Imilchil et les régions atlasiques septentrionales(journées J1 et J2). Le décalage altitudinal des couches pa-léocènes du Haut Atlas central par rapport à celles du Tadladépasse 2000 m.Sur le magmatisme.- Avec Ibouh (2004), on peut envisager une mise en place des corps magmatiques en deux étapes. L’étape intrusive est celle de la mise en place et cristallisa-tion des corps magmatiques vers 10-15 km de profondeur (encadré VI). Ces intrusions peuvent être associées à l’un oul’autre des épisodes effusifs B1 (fin Jurassique moyen) ou B2 (Barrémien) enregistrés dans le versant nord du Haut Atlas central (J1 et J2), ou à un évènement d’âge intermé-diaire. Les datations isotopiques disponibles plaident en fa-veur de cette dernière hypothèse, mais leur rareté et leur caractère disparate ne permettent pas de trancher. La remontée halocinétique /argilocinétique de matériauxtriasiques, amorcée au niveau de certaines rides depuisl’Aalénien (Studer & du Dresnay, 1980 ; Fadile, 1987), acertainement fourni des zones favorables à l’intrusion desmagmas jusqu’à des profondeurs moindres et préparél’étape suivante. Dans un deuxième temps, une étape extrusive, associerait la remontée en surface des corps magma-tiques avec les autres matériaux du cœur des rides : argiliteset basaltes triasiques, lambeaux de calcaires liasiques (avec plis verticaux, cf. les épines diapiriques). Les traces de fis- sion apatite indiquent une exhumation régulière jusqu’à ~3km de profondeur à ~90 Ma (Barbero et al., 2007). Les don-nées stratigraphiques nouvelles (Charrière et al., 2009) per-mettent d’établir que la mise en surface des corpsmagmatiques et des minéralisations hydrothermales asso-

ciées s’est effectuée avant le Thanétien.Fin de l’excursion C7.Retour à Beni Mellal par la routede l’aller ou, après Naour, en passant par El Ksiba et KasbaTadla.

Remerciements

Les auteurs tiennent à témoigner leur reconnaissance à leur collègue micropaléontologiste P.O. Mojon (Dr. Univ. Gre-noble) dont les travaux sur les Charophytes et les Ostra-codes sont à la base des datations des Couches rouges

jurassico-crétacées du versant nord du Haut Atlas, ainsque de la découverte du Paléocène discordant sur les ridesd’Imilchil. Les auteurs remercient A. Michard pour sonaide dans la mise en forme de nombreuses figures et sur-tout pour son implication, y compris sur le terrain, dans les

débats sur la tectonique des « rides atlasiques ». Ils re-mercient enfin E. Rjimati (Ministère de l’Energie et desMines, Rabat) pour sa participation active à la dernièremission d’Octobre 2010 sur le terrain.

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ANNEXES

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Annexe 1 / Appendix 1 : Légende générale de la carte géologique du Maroc au 1/1000000

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167ANNEXES

A n n e x e

2 / A p p e n d i x 2

: I n t e r n a t i o n a l S

t r a t i g r a p h i c C h a r t ( I C S 2 0 0 8 )

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Documents

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