La série du PII–III de l’Anti-Atlas occidental (Sud marocain) : un olistostrome à la base de la couverture post-panafricaine (PIII) du Protérozoïque supérieur (Géoparc Jbel Bani)
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La série du PII–III de l’Anti-Atlas occidental (Sud marocain) : un olistostrome à la base de la couverture post-panafricaine (PIII) du Protérozoïque supérieur (Géoparc Jbel Bani)

Par Abderrahmane Soulaimani, Alain Piqué, Mohamed Bouabdelli a Département de géologie, UFR «Dynamique de la lithosphère ; structures et Géoressources », université Cadi-Ayyad,

BPS 15, Marrakech, Maroc Département des sciences de la Terre et Institut universitaire européen de la mer, université de Bretagne occidentale, place Nicolas-Copernic, 29280 Plouzané, France

Reçu le 11 juillet 2000 ; accepté le 18 décembre 2000

Présenté par Jean Dercourt

Abstract – The PII–III of the western Anti-Atlas (southern Morocco): an olistostrome at the base of the post-Panafrican (PIII) cover. At the base of the so-called PII–III series (Late

Proterozoic) in the Moroccan western Anti-Atlas, many lenticular quartzitic bodies are embedded within conglomeratic layers. Field observations presented here suggest that the PII–III is an

olistostrome that is either conformably or disconformably covered by the PIII Series. On the other hand, the Hercynian deformation is the only compression to have affected the PII–III and PIII. The emplacement of the chaotic ‘PII–III’ series registered the onset of the Late Proterozoic rifting in the

Anti-Atlas.  2001 Académie des sciences / Éditions scientifiques et médicales Elsevier SAS

Anti-Atlas / Late Proterozoic / rifting / Morocco

Résumé – A la base de la série PII–III de l’Anti-Atlas occidental, de nombreuses lentilles de quartzite, issues du démantèlement de paléoreliefs du socle précambrien, sont emballées dans des niveaux conglomératiques. L’ensemble constitue un olistostrome, qui est surmonté sans interruption majeure par d’autres séries détritiques PII–III, puis PIII. Toutes ces formations chaotiques ont été faiblement déformées, tout comme les séries paléozoïques sus-jacentes, lors du raccourcissement hercynien. La mise en place des séries PII–III représente le début du rifting post-panafricain, qui caractérise la période fini-précambrienne dans l’Anti-Atlas.  2001 Académie des sciences / Éditions scientifiques et médicales Elsevier SAS

Anti-Atlas / Protérozoïque supérieur / rifting / Maroc

Abridged version

1. Introduction              

In the Anti-Atlas, Precambrian rocks are exposed in the so-called ‘Boutonnières’ (= inliers), scattered into their Palaeozoic cover. Within these inliers, the Upper Proterozoic rocks are ordinarily divided into several ‘series’, namely from the older to the younger: (i) the PII–III, detrital and volcano-clastic; (ii) the PIII, also detrital and volcanic; (iii) the Adoudounian, mainly carbonates. The classical way of thinking, in particular Choubert [6], is that each of these ‘series’ is separated from the others by disconformities: the PII–III is post-Panafrican, since it is clearly unconformable upon the Panafrican structures but it was affected by a Late Panafrican ‘B2’ compressive episode. The PIII is therefore said to be separated from the PII–III by a ‘major discordance’. The Adoudounian represents the Earliest Cambrian.

This paper focuses on the PII–III examining its depositional regime through the significance of the quartzitic bodies that it contains. Eventually it will discuss the relationships between the PII–III and the PIII and in the frame of the Late Proterozoic rifting [18].

2. Classical conceptions

Due to its position at the top of the folded Panafrican sequences and the detrital nature of its components, the

PII–III has always been considered as the post-Panafrican molasses, deposited in an extensional basin bordered by strike-slip faults [10], or as still syntectonic sequences deposited in a compressive basin developed in a collisional regime [11].

The frequently observed cleavage that affects the PII–III conglomerates is ordinarily taken as the result of the Late Panafrican deformation (‘B2’ [15]). Consequently, the angular or erosional discordance often present between detrital sequences attributed to the PII–III and the overlying clastic and volcanic PIII is described as the ‘main discordance’

(Irherm map, 1:100 000; legend) Our observations, recently realised in the field lead us to question some of these previous interpretations. The examples are taken in the western Anti-Atlas (figure 1).

3. Ait Abdallah inlier

In the centre of the inlier (figure 2), the Azarhar massif [16] is made of PII quartzites. It is surrounded by quartzitic pebbles bearing conglomerates described as PII–III deposits. The distribution of the conglomerates with regard to the Azarhar quartzites suggests that the massif was a palaeorelief at the time of their deposition. Away from the Azarhar massif, the conglomerates contain large quartzitic lenticular bodies, some of them of kilometric scale. These lenses, embedded within the PII–III conglomerates and subparallel to their bedding are not palaeoreliefs.

Their intercalation within the conglomerates has sometimes been regarded as the result of a subsequent (Late Panafrican? Hercynian?) Thrust episode. Now, study of the contacts between these quartzitic bodies and the surrounding conglomerates never reveals any tectonic features, like fault planes, striae, etc., which would indicate a thrust between quartzite and conglomerate. Moreover, the cleavage that affects the conglomerate is found also in the overlying Adoudounian limestones. It is therefore post-Cambrian, related to the Hercynian orogeny. Accordingly, there is here no indication for a Late Panafrican (‘B2’) deformation. Finally, the steep dip of the Hercynian cleavage and the general style of the Hercynian deformation in this area [20] exclude a Hercynian tangential tectonic emplacement for these quartzites. Our conclusion is that the quartzitic bodies were extracted from the palaeoreliefs and emplaced within the basin, together with the conglomerates, as the result of synsedimentary slidings. The description of the quartzites + conglomerates as an olistostrome is supported by the frequent observation of synsedimentary quartzitic monogenic brecciae.

4. Irherm inlier

In the Irherm inlier (figure 3), many exotic bodies, some of them large enough to be represented cartographically, are present inside the PII–III conglomeratic assemblages.

Most of them are quartzites, although some have been represented as acidic lavas (e.g., Ouzzoune village).

Very good outcrops in the Assif n’Tioudene valley exhibit the PII–III and the PIII sequences, capped by the Adoudounian carbonates. The succession does not exhibit any angular discordance. In other words, no structural limit does exist here between the PII–III and the overlying sequences, both of them being detrital.

5. Discussion and conclusions

The classically admitted distinction between the PII–III and the PIII series in the western Anti-Atlas was not based upon striking lithological differences; some variations in the general colour of the rocks, frequent in detrital and continental sequences, cannot been used to divide them into fundamentally different series. More important were the structural arguments: the PII–III series was said to be affected by: (i) an incipient cleavage, related to a Late Panafrican ‘B2’ deformation; (ii) thrusts, responsible for tectonic emplacement of quartzitic bodies inside the PII–III conglomerates. Field observations, some of them are presented above, ensure us that the PII–III has been subjected to the same, Hercynian, deformation as the overlying PIII and Adoudounian rocks and that the presence of the lenticular quartzitic bodies within it results from synsedimentary rather than tectonic intercalations.

The signification of the PII–III series is thus fundamentally changed: rather than a Panafrican molasse or even a syncompressional sequence, we believe it must be considered as a post-Panafrican olistostrome, deposited within an extensional basin. The disconformity, sometimes an angular discordance, frequently (but not always) observed between the PII–III and the PIII is therefore the result of synsedimentary, intraformational unconformities, related to extensional tectonics as well. For the moment, we do not have field arguments to ensure that the PII–III-related Tidiline series of Bou Azzer inlier, in the central Anti-Atlas, is related to the same depositional environment.

Anyway, at least in the western Anti-Atlas, one has to consider the post-Panafrican rocks as one single megasequence (PII–III and PIII) that was deposited in extensional basins. Unrelated to the Panafrican compressive deformation, it registers the Late Proterozoic rifting.

1. Introduction

Au sud du Maroc, dans l’Anti-Atlas, des terrains précambriens sont exposés dans des « boutonnières », qui affleurent au sein de la couverture paléozoïque (figure1). Ces terrains, jadis cartographiés par Choubert [6, 8], correspondent surtout au Protérozoïque. Ils

s’ordonnent en « séries » successives, séparées par des discordances majeures [4, 9, 15] ; ainsi, la série du PI (ou Précambrien I) est constituée de terrains cristallins anciens, affectés par l’orogenèse éburnéenne à environ 2 Ga ; la série du PII (Précambrien II) comprend des roches méta sédimentaires, surtout quartzitiques, et d’anciens complexes éruptifs et ophiolitiques, déformés au cours de la phase principale («B1 ») de l’orogenèse panafricaine, à environ 685 Ma [9, 13,

14, 19]. Les autres séries sont plus jeunes : il s’agit du PII–III, du PIII et de l’«Adoudounien ». Alors que l’«Adoudounien », sédimentaire et souvent carbonaté, représente les premiers dépôts de la transgression cambrienne, le PII–III et le PIII sont des terrains d’âge fini-Protérozoïque, surtout détritiques et volcaniques.

Les niveaux détritiques du PIII, souvent considérés comme les molasses tardi-panafricaines, sont, au moins pour leurs horizons supérieurs, le témoin d’une tectonique extensive fini-Protérozoïque [17], liée aux premiers stades du rifting fini-Protérozoïque [17].

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

2. Les conceptions antérieures

Dans la partie centrale de l’Anti-Atlas (boutonnière de Bou Azzer–El Graara), un ensemble schistogréseux a été défini sous le nom de série de Tidiline [5]. Cette formation, déposée en climat périglaciaire, est non métamorphique et légèrement plissée. Initialement rattachée au socle précambrien PII [5], elle a été ensuite regroupée avec la couverture PIII, avec laquelle les ressemblances sont grandes [12]. Plus tard, son individualisation sous le nom de série PII–III [6] provient de l’observation de deux discordances, qui l’encadrent et la séparent, en bas, du socle panafricain et, en haut, de la série PIII sus-jacente. À Bou Azzer, Leblanc [14] et Leblanc et Lancelot [15] estiment que la série de Tidiline, qui s’accompagne d’un magmatisme à caractère calco-alcalin, correspond à des molasses discordantes sur les séries métamorphiques PII.

Elle est modérément plissée, dans un climat non métamorphique, lors d’une phase attribuée par ces auteurs à la déformation panafricaine tardive («B2 »).

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

Des observations similaires ont été faites plus à l’ouest dans les boutonnières d’Aït Abdallah [16] et du Kerdous, où la série supposée contemporaine d’Anezi, elle aussi faiblement déformée, se serait déposée, lors d’une époque tardi-panafricaine, dans des bassins intra-montagneux, limités par des décrochements [10].

Ainsi, à l’échelle de l’Anti-Atlas central et occidental, les formations sédimentaires et les terrains volcaniques et volcano-sédimentaires rapportés à la série PII–III reposent en discordance majeure sur le socle panafricain. Ces formations sont généralement basculées et localement affectées par des plis, parfois synschisteux, rapportés à la phase ultime de déformation panafricaine (phase B2), antérieurement au dépôt des formations PIII. Ces caractéristiques pétrographiques et structurales sont ainsi classiquement interprétées comme celles de séries molassiques tardipanafricaines.

3. Nouvelles observations

3.1. Boutonnière d’Aït Abdallah

Dans l’Anti-Atlas occidental, la boutonnière d’Aït Abdallah, située à l’est de celle du Kerdous (figure 2), correspond à un bombement subméridien hercynien, qui porte le socle protérozoïque au niveau de sa couverture détritique fini-précambrienne et carbonatée adoudounienne. Le PII–III y est une série surtout conglomératique, mal stratifiée, discordante sur des paléoreliefs constitués surtout de quartzites PII (dont ceux du massif de l’Azarhar [16]). À l’affleurement, le conglomérat PII–III est un poudingue mal trié, à éléments de quartzite dominants, cimentés par un grès quartzo-micacé. Il renferme dans ses termes inférieurs des brèches quartzitiques et de nombreuses barres de quartzites du PII, toutes à allongement nord–sud et à fort pendage vers l’ouest. Certaines de ces barres, parfois intercalées de filons doléritiques, ont un millier de mètres de longueur pour une vingtaine de puissance.

Au terme d’une analyse des trois explications possibles à cette disposition (paléoreliefs — inselbergs —, olistolites ou écailles tectoniques), Massacrier [16] estime que, au sein du conglomérat PII–III, les bancs constituent des paléoreliefs panafricains, sans toutefois écarter leur possible mise en place ultérieure dans les conglomérats, sous la forme d’écailles tectoniques.

Nos observations sur le terrain montrent que, si ces barres de quartzites PII reposent bien sur les conglomérats PII–III, elles sont elles-mêmes recouvertes par des bancs de ce conglomérat, dans lequel elles sont donc intercalées. Par ailleurs, aucune structure (plan de faille, stries, etc.) n’indique une mise en place tectonique pour ces lames quartzitiques, d’ailleurs souvent disposées parallèlement au litage sédimentaire des conglomérats. Tout ceci suggère que, sauf dans le jbel Azarhar, les quartzites ne sont, ni des paléoreliefs sous-jacents aux conglomérats, ni des écailles tectoniques à l’intérieur des conglomérats, mais qu’il s’agit de corps mis en place, vraisemblablement par glissement, et insérés de façon sédimentaire à l’intérieur de la série PII–III. Toutes ces lentilles quartzitiques et ces niveaux de brèche monogénique à éléments anguleux de quartzites sont noyés dans le conglomérat, dans le prolongement direct des quartzites du massif, dont elles représentent les produits de la dislocation (figure 2b). Par leur allure, certains de ces corps quartzitiques pourraient évoquer des boudins tectoniques de bancs de quartzites PII. Mais, outre le fait que nulle part on n’y rencontre de silice mobilisée entre deux « boudins », on observe fréquemment une fragmentation syn-sédimentaire à l’extrémité et aux bords de l’amende quartzitique, qui passe alors à une brèche monogénique et, au-delà, à des conglomérats à éléments de quartzite. L’ensemble évoque bien des olistolites quartzitiques.

Ajoutons que l’ensemble de la série PII–III est affecté par une seule schistosité subméridienne, peu pénétrative et fortement pentée vers l’ouest (figure 2).

Il est important de noter que cette schistosité affecte aussi la couverture sus-jacente (PIII et « série de base » adoudounienne) parallèlement au plan axial des plis observés dans les calcaires adoudouniens. Il s’agit donc de la schistosité hercynienne, ici subméridienne [20].                                        

3.2. Boutonnière d’Irherm

Située au nord-est de celle d’Aït Abdallah, la boutonnière d’Irherm expose plusieurs massifs de socle précambrien, recouverts en discordance par des séquences volcano-détritiques du Protérozoïque terminal et des carbonates de l’Adoudounien [7]. Tout comme à Aït Abdallah, le massif d’Ida Oukenssous, situé au nord-est du village d’Irherm, est un large paléorelief quartzitique PII (massif de Tassouilt), noyé par un conglomérat PII–III renfermant, là aussi, de nombreuses lentilles de quartzites allongées NNE (carte géologique d’Irherm au 1:100 000 [3] et figure 3).

Au nord de la boutonnière, la route d’Irherm à Taliouine permet les observations suivantes, aux environ du village d’Ouzzoune :

– à 1 km environ au sud du village, on observe plusieurs corps de quartzites et de brèches quartzitiques, inclus dans la série conglomératique du PII–III à éléments anguleux de quartzites ; beaucoup ont une cinquantaine de mètres de long pour une dizaine de large ; d’autres, plus importants, sont kilométriques et cartographiés à l’échelle du 1:100 000 (carte d’Irherm [3] et figure3) ;

– à environ 5 km au nord d’Ouzzoune, dans la vallée de l’assif n’Tioudene, les conglomérats attribués au PII–III, ici pentés à l’est, sont recouverts par la série PIII et adoudounienne ; il n’existe aucune discordanceangulaire entre ces séries PII–III et PIII, qui sont, de surcroit, affectées toutes deux, comme à Aït Abdallah, par la schistosité hercynienne N 10–20◦E.

4. Discussion

Dans les boutonnières étudiées de l’Anti-Atlas occidental, les niveaux détritiques, surtout conglomératiques, du PII–III englobent des quartzites, empruntés aux formations du PII, en corps souvent lenticulaires, de dimensions considérables, hectométriques, voire kilométriques. Nos observations montrent que ces lentilles ne sont, ni des paléoreliefs, ni des écailles insérées tectoniquement dans les conglomérats, mais des olistolites de quartzites PII, mis en place de façon gravitaire dans le bassin où se déposaient les galets.

Souvent, les niveaux gréseux et conglomératiques du PII–III sont affectés par une schistosité qui a été rapportée à un événement orogénique post-PII–III et anté-PIII (« phase B2 » des auteurs), antérieure à la  mise en place de la série du PIII. On a vu plus haut que, dans les boutonnières d’Aït Abdallah et d’Irherm, cette schistosité est hercynienne et ne définit donc pas une « phase B2 ». Dans le bassin d’Anezi, Hassenforder [10] décrit une déformation localement synschisteuse, développée particulièrement aux bordures nord et sud du bassin, qu’il attribue à la « phase B2 ». Or, cette schistosité se retrouve, aussi, plus haut dans la série, dans les niveaux incompétents du Cambrien et même de l’Ordovicien. Par ailleurs, elle s’accompagne d’une évolution métamorphique de faible intensité, dont l’importance croît vers le sud-ouest, où elle affecte aussi les couches cambriennes [1,2].

Il s’agit donc d’un événement tectonométamorphique post-Cambrien, certainement hercynien [21].

Dès lors, la discordance angulaire, parfois (mais pas toujours) représentée entre les séries du PII–III et du PIII, ne constitue en aucun cas la « discordance majeure » communément admise, par exemple dans la légende de la carte géologique d’Irherm au 1:100 000.

Une discordance angulaire, on le sait, n’est d’ailleurs pas nécessairement la conséquence d’une compression, puisque le basculement des couches de la série sous-jacente pourrait avoir été causé par des basculements extensifs intraformationnels, comme nous l’avons d’ailleurs montré, dans cette même région, dans la série du PIII [18].

Pour l’instant, nous ne disposons pas d’éléments de nature à établir de façon définitive que les observations réalisées dans l’Anti-Atlas occidental peuvent être étendues dans l’Anti-Atlas central. Les plis qui affectent la série PII–III de Tidiline ont été attribués à la déformation «B2 » tardi-panafricaine [11,15]. Faute d’une analyse structurale complète prenant aussi en compte les niveaux adoudouniens, dont on sait qu’ils ont enregistré une déformation hercynienne non négligeable, il n’est pas possible pour l’instant de déterminer ici l’âge de la déformation du PII–III, et donc de l’attribuer avec certitude à un épisode compressif antérieur au dépôt du PIII, même si des discordances angulaires existent localement entre ces deux ensembles.

5. Conclusions

1. Puisque aucune déformation compressive majeure ne sépare la série du PII–III de celle du PIII dans l’Anti-Atlas occidental, et puisqu’elles sont toutes deux gréso-conglomératiques, volcaniques et volcan détritiques, il n’y a pas de raison d’ordre sédiment logique ou structural ou encore métamorphique pour justifier la distinction ici entre le PII–III et le PIII.

La première série devrait être désormais considérée comme les niveaux de base de la seconde.

2. C’est la présence de niveaux à olistolites quartzitiques décrits plus haut à Aït Abdallah et Irherm qui distingue le PII–III de la série du PIII. Des discordances intraformationnelles peuvent ou non séparer telles ou telles parties de l’ensemble PII–III/PIII.

3. Comme dans le cas du PIII, la création de reliefs à l’origine du démantèlement des quartzites et de leur mise en place à l’état d’olistolites dans le bassin de sédimentation est à mettre au compte d’une tectonique extensive, indiquée par ailleurs par les plis synsédimentaires observés dans le PII–III. Il est trop tôt, actuellement, pour décrire la géométrie des bassins sédimentaires à cette époque et pour préciser si une composante transcurrente était présente dans leurs failles bordières.

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

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

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

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

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

b. Interpretative section (see the map for the location).

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

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

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Source web: Prof. Abderrahmane Soulaïmani