Le Rif occidental

➢ Les plus anciens dépôts syn-rift dans les zones internes du Rif appartiennent à la Formation de « Fnideq » (Chattien-Aquitanien) et la Formation de « Viñuela » (Burdigalien inférieur) dans la région de Ceuta (El Kadiri et al., 2000), à la formation « Fnideq » dans la région de Fnideq

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(Feinberg et al., 1990 ; Ouazani-Touhami et Calhoun, 1995) et à la formation de « Fnideq » et « Sidi Abdeslam » (Burdigalien inférieur) dans le bassin de Tetouan-Martil (Fig. I-14, I-15).

Figure I-15 : Stratigraphie des bassins néogènes du Rif (Sissingh, 2008). BOB : Boudinar Basin, MEB : Melilla Basin, NAB : Nador Basin, NGHB : Northern Ghareb Basin, SAB : Saiss Basin, TAB : Taounate Basin, TAR : Talembote Region, TGB : Taza-Guercif Basin, TMB : Tetouan-Martil Basin, SGHB : Southern Gharb Basin, ZOF : Zoumi Foredeep.

Les dépôts de la formation de Fnideq (Ciudad Granada) reposent en discordance sur le complexe des Ghomarides et sur la Dorsale Calcaire (Hlila et al., 2008). Ils correspondent à des sédiments clastiques déposés par des courants de turbidités à haute densité, dans des petits « bassins » à subsidence contrôlée par des failles normales (Zaghloul et al., 2003 ; Serrano et

al., 2006). Les dépôts de la formation de Sidi Abdeslam (Viñuela), transgressifs sur ceux de la formation du Fnideq, sont constitués par des conglomérats remaniant des terrains des

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Ghomarides et des Sebtides (Serrano et al., 2006). Le contact entre les deux formations correspond à une surface de ravinement majeur (El Kadiri et al., 2001).

Des dépôts marins pliocènes sont également décrits dans les rias du domaine interne (bassins de Tétouan-Martil, Oued Laou-Tirinesse, Oued Tighissasse et Oued Amter, Fig. I-16). Ces dépôts correspondent à des remplissages d’anciens canyons messiniens (Wildi et Wernli, 1977 ; Rampnoux et al., 1979 ; Morel, 1987 ; Wernli, 1988 ; Loget et Van Den Driessche, 2006) et ont été datés du Zancléen, entre 5,04 et 3,8 Ma (Cornée et al., 2014).

Figure I-16 : Carte des principales unités structurales de l'arc de Gibraltar et localisation des rias pliocènes (Loget et Van Den Driessche, 2006).

➢ Dans la partie occidentale du Rif externe entre l’Intrarif et le Mésorif, le bassin de Zoumi est un bassin allongé NNW-SSE, qui s’est développé pendant le Miocène inférieur-Miocène moyen. Il comprend quatre unités tectono-sédimentaires (Ben Yaïch et al., 1989) :

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- Unité A : formation de Jbel Amalou d’âge Burdigalien inférieur (Fig. I-15). Elle est constituée par des dépôts de micro-brèches et de marnes à intercalations de turbidites bioclastiques. Le sommet de cette formation est marqué par une discordance angulaire. - Unité B : formation d'Ouhahda d’âge Burdigalien moyen à supérieur. Elle caractérisée

dans sa partie inférieure par des dépôts d’olistostromes dérivés de l’Intrarif. La partie supérieure comprend des dépôts de marnes à turbidites silteuses et sableuses.

- Unité C : formation de Jbel Taourda (Burdigalien supérieur-Langhien, Fig. I-16). Cette unité, discordante sur l’unité B, est constituée par des dépôts d’olistolithes et de cônes sous-marins à la base, puis par des turbidites distales.

- Unité D : formation de Dar el Oued (Langhien supérieur – Serravallien inférieur). Elle est composée par des dépôts de turbidites silteuses et sableuses, de conglomérats détritiques, d’argiles et d’olistostromes.

Le bassin deZoumià étéfermé au Miocène supérieurlors du chevauchement de l’Intrarif sur le Mésorif (Morley, 1988).

➢ Les bassins intramontagneux, également appelés « post-nappes » se sont développés plus tardivement dans la partie occidentale du Rif externe, en bordure des grands accidents de la chaîne. Il s’agit des bassins de Bouhaddi, de Dhar Souk, de Rhafsaï, de Tafrannt et de

Taounate (Fig. I-14). Ces bassins sont formés sous l’influence d’un régime tectonique compressif d’orientation NNE-SSW à NE-SW, en association avec une extension orthogonale durant le Tortonien supérieur-Messinien (Aït Brahim et Chotin, 1989).

Le remplissage syn-tectonique du bassin de Taounate comprend deux formations (Fig. I-15) : - La formation d’Aïn Mediouna, d’âge Tortonien supérieur, correspond à des dépôts de

conglomérats rouges continentaux, surmontés par des dépôts de conglomérats et de grès marins. La limite supérieure de cette formation est une surface d’érosion qui la sépare de la formation sus-jacente.

- La formation de Taounate, d’âge Tortonien?-Messinien, est composée de marnes marines à intercalations de niveaux gréseux. . Elle est surmontée par des dépôts de conglomérats continentaux d’âge Plio-Quaternaire (Tejera de Leon et al., 1995) suite à l’érosion messinienne et aux phases compressives miocènes-pliocènes (Aït Brahim et Chotin, 1989 ; Samara et al., 1997 ; Aït Brahim et al., 2002).

➢ Dans la partie occidentale la plus externe du Rif, dans l’avant-pays, deux principaux bassins connectés entre eux et à l’Océan Atlantique, sont distingués :

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-Le bassin de Sais est limité au Nord par le Prérif, au Sud par la Meseta Atlasique et il est connecté à l’Ouest au bassin du Gharb. Il était également connecté à l’Est au bassin de Taza-Guercif pendant le Tortonien supérieur-Messinien inférieur. Le remplissage sédimentaire de ce bassin est constitué par deux grandes séries, une première dite « anté-nappes », constituée par des dépôts d’âge Langhien à Tortonien, et une deuxième dite « post-nappes », constituée de dépôts d’âge Tortonien supérieur à Plio-quaternaire (Aït Brahim et Chotin, 1984).

La série « anté-nappes » comprend des dépôts de conglomérats et calcaires d’âge Langhien-Serravallien inférieur (Lower Molasse Formation, Fig. I-15) et des carbonates, argiles rouges et grès d’âge Serravallien supérieur à Tortonien moyen (Continental Clay Formation, Fig. I-16).

La série « post-nappes » est constituée par des dépôts de méga-brèches, de calcaires bioclastiques et de marnes blanches du Tortonien supérieur (Upper Molasse Formation, Fig. I-16), des calcaires sableux et marneux passant en haut à des marnes grises d’âge Tortonien final à Pliocène inférieur (Marine Marl Formation, Fig. I-16), des dépôts clastiques marins et fluviatiles d’âge Pliocène inférieur à moyen (Fulvous Sand Formation, Fig. I-16) et des dépôts bioclastiques et de carbonates continentaux du Pliocène supérieur à Quaternaire (Lacustrine Limestone Formation).

-Le bassin de Gharb, localisé le long de la côte atlantique, comprend trois principales séquences (Fig. I-16 ;Flinch, 1996 ; Pratsch, 1996) :

- Une première séquence (Miocène moyen sup ??), constituée par des marnes et calcaires du Langhien-Serravallien à Tortonien (Flinch, 1996).

- La deuxième séquence constituée d’olistostromes du Miocène supérieur.

La troisième séquence d’âge miocène supérieur à Plio-quaternaire (Flinch, 1996 ; Pratsch, 1996) est équivalente de la formation de marnes marines du bassin de Sais (Marine Marl Formation) et de la séquence de l’Oued Akrech de Barbieri et Ori (2000).