Apport de l’image optique à l’analyse de la déformation de la Dorsale calcaire s.l.du Trias à l’actuel ( Rif septentrional, Maroc ) : Modélisation 3D et évolution géodynamique dans le cadre de la Méditerranée occidentale

UNIVERSITÉ MOHAMMED V – AGDAL

FACULTÉ DES SCIENCES

Rabat

Faculté des Sciences, 4 Avenue Ibn Battouta B.P. 1014 RP, Rabat – Maroc

Tel +212 (0) 37 77 18 34/35/38, Fax : +212 (0) 37 77 42 61, http://www.fsr.ac.ma

N° d’ordre :2356

THÈSE DE DOCTORAT D’ETAT

Présentée par

EL ADRAOUI Abdessamad

Discipline : Géologie

Spécialité : Géologie structurale

Titre :

Apport de l’image optique à l’analyse de la déformation de

la Dorsale calcaire s.l. du Trias à l’Actuel (Rif

Septentrional, Maroc). Modélisation 3D et évolution

géodynamique dans le cadre de la Méditerranée

occidentale

Soutenue le 11 /07/2007

Devant le jury

Président :

Mr JAAIDI .E.B. Professeur PES à l’Université Med 5a, Fac. des Sc., Rabat….

Examinateurs :

MM. AIT BRAHIM L. Professeur PES, Faculté des sciences, Um5a, Rabat

CHALOUAN A. Professeur PES, Faculté des sciences, Um5a, Rabat

BOUYBAOUENE M.L. Professeur PES, Faculté des sciences, Um5a, Rabat

TAHIRI A Professeur, Institut Scientifique, Um5a, Rabat

SANZ DE GALDEANO C. Professeur, Faculté des Sciences, Univ. Granada

BEN MAKHLOUF M. Professeur PES, Faculté des sciences, Univ. Tétouan

AVANT-PROPOS

Ce travail a été effectué au sein de l’équipe de recherche : Risques géologiques et Télédection de la Faculté des Sciences de Rabat.

Je dois exprimer ma gratitude à Monsieur L. AIT BRAHIM, Professeur à la Faculté des Sciences de Rabat qui m’a proposé et dirigé ce travail. Vous m’avez fait part de votre grande expérience d’une part dans le domaine de l’imagerie optique et à sa relation avec la réalité du terrain et d’autre part de votre connaissance de la chaîne rifaine. Vos conseils dans le domaine de la microtectonique et de l’analyse des contraintes, votre rigueur, votre abnégation, votre disponibilité et vos encouragements m’ont beaucoup aidé et ont largement contribué à la réalisation de ce travail. Au chercheur, à l’homme, veuillez trouver dans ces quelques mots : mon estime, ma gratitude et mes sincères remerciements.

Je tiens à remercier vivement Messieurs les membres du Jury qui ont accepté d’examiner ce travail malgré leurs nombreuses responsabilités.

Monsieur E.B. JAAIDI, Professeur à la Faculté des Sciences de Rabat et Responsable du laboratoire d’Océanologie, Géodynamique et Génie Géologique (LO3G), chef du département des sciences de la terre qui n’a pas lésiné sur les moyens pour que ce travail aboutisse. Je vous remercie pour l'honneur que vous me faites en acceptant d'être Président

de mon Jury malgré vos multiples occupations. Je vous adresse mes profonds respects et mes

sincères remerciements.

Monsieur A.Chalouan, Professeur à la Faculté des Sciences de Rabat, Rapporteur de ce travail. Eminent spécialiste de la chaîne rifaine m’a éclairé par ses idées et ses nombreux travaux. J’ai toujours apprécié votre esprit critique, vos remarques pertinentes et surtout votre modestie m’ont toujours constamment servi d'encouragements et m’ont toujours exhorté à tirer le maximum de nous-même. Je vous exprime, ma profonde estime et ma sincère reconnaissance.

Monsieur L. Bouybaouen, Professeur à la Faculté des Sciences de Rabat, grand spécialiste des problèmes de la pétrographie et de la géochimie du domaine interne de la chaîne rifaine. Merci pour l'intérêt que vous avez manifesté envers ce travail. Je vous remercie vivement de l’honneur que vous me faite en acceptant de siéger dans le jury de ma thèse.

Monsieur Carlos Sanz De Galdeano de l’université de Grenade, Espagne.

Rapporteur de ce travail, spécialiste de la déformation de la chaîne Betico-rifaine. Mes vifs

remerciements pour votre amabilité, vos apport et conseils. Je vous remercie pour votre disponibilité, les discussions que nous avons eu ensemble à maintes reprises ont contribué à l’amélioration de ce manuscrit. Qu’il me soit permis de vous exprimer ici ma reconnaissance pour l’honneur de votre présence dans mon Jury.

Monsieur A. TAHIRI, Professeur à l’Institut Scientifique de Rabat, Eminent spécialiste de la déformation ductile et cassante. Vous avez suivi avec intérêt l’état d’avancement de ce travail à travers les nombreuses discussions que nous avons eu ensemble. Votre jugement sera sûrement d’un grand intérêt. Je vous remercie vivement de l’honneur que vous me faites en acceptant de siéger dans le jury de ma thèse.

Monsieur M. Benmakhlouf, Professeur à la Faculté des Sciences de Tétouan,

Rapporteur de ce travail, spécialiste de la déformation néogène de la chaîne rifaine. Qu’il

me soit permis de vous exprimer ici ma reconnaissance pour l’honneur de votre présence dans mon Jury.

Je remercie Mr IMLAHI Doyen des Facultés des sciences à Tétouan, qui m’a confié la responsabilité du Laboratoire LESTRESS, a mis à ma disposition tous les moyens dont j’avais besoin pour commencer mes recherches.

Feu BEN YAICH s’est beaucoup intéressé à mon travail. Nos points de vue sur la structure du Haouz et Jbel Moussa ont souvent convergé. Que Dieu ait ton âme.

A Tétouan, A. MAATE a mis à ma disposition sa bibliographie et ses documents pour lancer mes recherches. Je te prie de croire, Si Ali, en ma gratitude et mon amitié.

A Rabat, Anwar, Yassine, Moncef et Saad ont assuré le traitement du texte et celui des figures. Vous avez fait de ce travail le votre, merci jeunes hommes.

Aux secrétariats de géologie de Tétouan et de Rabat, mes hommages s’adressent à Fadwa, Soukaïna, Feu Namous et Rachida qui m’ont toujours bien reçu et servi avec une stimulante humeur.

A tous mes proches, pour leur soutient moral et leur sincère amitié. C’est aussi grâce à vous que j’ai pu finir ce travail, je vous remercie profondément.

A tous mes amis sans aucune exception qui n’ont jamais cessé de me soutenir, m’encourager, m’aider et de me supporter quel que soit les circonstances. De peur d’en omettre des noms et de m’en vouloir, puissiez-vous chacun d’entre vous se reconnaître dans ces quelques mots qui expriment ma profonde gratitude et ma sincère amitié. Sans vous tout ce travail n’aurait pas pu aboutir.

Je tiens aussi à exprimer mes remerciements à la dynamique équipe formant le personnel du Département des Sciences de la Terre pour leur aide et leur soutien.

A ma femme, pour ta patience, ton aide et tes encouragements pendant

des moments difficiles qui m’ont toujours aidé à maintenir une certaine

harmonie entre le travail, la thèse et le foyer. En mes absences, tu as si bien

entretenu nos enfants. Soyez assurés de ma fidélité et de mon amour. Les mots

sont fades, les actes plus expressifs.

Ma pensée à la mémoire de mon père est omniprésente. Tu m’as

transmis l’amour de mon pays, de la terre et de mes proches. Je te dédie ce

travail. Je remercie tendrement ma mère, mes frères et sœurs, toute ma

famille et ma belle famille.

Résumé

Dans le Rif septentrional, la Dorsale calcaire est située dans le bord externe du socle

paléozoïque. Formée principalement par une armature de carbonates triasico-liasiques, elle est subdivisée en Dorsales interne et externe différenciées lors du rifting téthysien. Sa structure actuelle résulte d’une importante tectonique tangentielle et coulissante. Les imbrications de la Dorsale sont soit sub-horizontales déversées vers l’ouest sur le domaine externe (Dorsale au sud de Tétouan) soit en fleur positive, sub-verticales et rétro-charriées sur le domaine interne (chaîne du Haouz au nord de Tétouan). Cette évolution géométrique est attribuée aux mouvements latéraux et rotationnels.

Sur le plan microstructural, une description détaillée des déformations de la Dorsale est donnée. Une chronologie précise est esquissée:

-Dans la Dorsale externe, on a mis en évidence une schistosité de dissolution dans les niveaux du Trias Lias. Elle en fait la couverture décollée d’un socle probablement métamorphique de type Federico (Sebtides ou autre inconnu: socle nord-africain). Cette schistosité est absente dans la Dorsale interne où elle est compensée par le diaclasage liasique dont l’étude rétro-tectonique reconstitue une disposition originale linéaire de la Dorsale rifaine (EW ?). L’évolution transversale indique un amincissement de la croûte dans le bord externe et un soulèvement dans le bord interne pendant le rifting téthysien. Les distensions synsédimentaires et les accidents transformants indiquent un rifting oblique d’une plateforme en bande de cisaillement senestre: la transformante des Açores aujourd’hui suturée.

-A l’Oligocène moy.-sup., une distension synsédimentaire NS affecte les bassins paléogènes dorsaliens. Elle est corrélable avec l’extension tardi-métamorphique des Sebtides.

- A partir de l’Aquitanien, le serrage EW atteint la Dorsale calcaire écaillée dans son bord interne. Au Burdigalien, son bord externe chevauche le Prédorsalien. Cependant, la mer d’Alboran s’individualise dans l’arrière-pays. Les premières torsions sont amorcées par translation de la Dorsale vers le SW par le jeu des décrochements dextres NE-SW.

-Au Miocène moyen p.p., la compression NE-SW sera responsable de la rotation horaire de la Dorsale par le jeu d’accidents senestres de type Jebha. Au nord, une compression synchrone NW-SE va exagérer la translation du Haouz et des tronçons bétiques de Gaucin et Las Nieves vers l’est par le jeu d’accidents quasi EW dextres de type bétique.

-Au Miocène supérieur, la compression NS engendre des plis EW, des failles inverses et des coulissements conjugués. Les accidents de Nekor (Rif) et de Carboneras, Palomares et Nieves (Bétiques), seraient en relation avec le volcanisme mio-pliocène.

- Au Mio-Pliocène inf., deux distensions NS et EW. La première structure transversalement la chaîne calcaire en horsts et grabens équatoriaux à réseaux symétriques.

La tectonique de pression-dissolution a fonctionné, à l’amorti, du Trias-Lias au Miocène moyen. Le rôle des fluides dans la fracturation de la Dorsale rifaine est étudié.

Les décrochements ont été étudiés à divers échelles: affleurement, photo- aériennes et images orbitales Landsat et Radar. Une carte précise de la fracturation est ainsi élaborée et des modélisations 3D par tectonogrammes sont proposées dans de nombreux secteurs.

L’ensemble des données sur la Dorsale rifaine indique la succession polyphasée de mouvements de coulissement, de convergence et de divergence des plaques Ibérie et Afrique.

Abstract

In Northern Rif, the Limestone Dorsal units are located in the external edge of the paleozoic domain. Formed mainly by a Triassic and Liassic carbonates, it is subdivided in internal and external units differentiated at the Tethyan rifting in which the Dorsal was the Mesozoic platform. Its current structure (thrusts and transcurrent faults) results from compressive alpine stages. At the south of Tetouan, the Dorsal’s sheets are sub-horizontal thrusted towards the west on the External domain. At the northward of Tetouan, the Haouz chain shows a positive flower structure, sub-vertical or backthrusted sheets on the Internal domain. On the basis of cartographic structural survey (field works and aerial photos) this reverse geometrical evolution is allotted to strike-slip faults and rotational movements.

On the microtectonic level, a detailed description of the deformations of the Dorsal is given. A precise chronology is outlined: - In the External Dorsal, we highlighted a dissolution cleavage in the Triassic and Liassic beds. It makes of it the separated cover of a probably metamorphic basement of type Federico (Sebtids) or another unknown: North-African basement. This cleavage misses in the internal Dorsal where it is compensated by the liassic jointing whose retro-tectonics reconstitutes a linear original trend of the Rifian Dorsal. The transverse evolution indicates a thinning of the crust in the external edge and a rising in the internal one during the Tethyan rifting. The reconstitution of the EW Dorsal margin of Tethys as the result of Açores senestral transform fault lays on Mesozoic extensions and retrotectonic analysis: - At the Oligocene, a NS synsedimentary distension affects the paleogenous dorsalian basins. It is liked with a Sebtids tardi-metamorphic extension. - From the Aquitanian, the tightening reaches the calcareous Dorsal scaled in its internal edge. In Burdigalien, its external edge overlaps Predorsalian basin. However, the Alboran sea was born in the back-country. The first torsions are started with translation of the Dorsal towards the SO by the NE-SO dextral strike slip faults. – At the middle Miocene, NE-SO compression will be responsible for the clockwise rotation of the Dorsal by N080 Jebha type faults. To North, a synchronous compression NO-SE will exaggerate the translation of Haouz and the sections betic of Gaucin and Las Nieves towards the east by the set of dextral accidents quasi EW of betic type. - In higher Miocène, a NS compression generates combined EO folds, reverse faults and dorsalian conjugated strike slip faults. The Nekor fault (Rif) and Carboneras, Palomares and Nieves (Betics), would be in relation to mio-pliocene volcanoes. – At the Miocene-Lower Pliocene, two distensions NS and EW affect the Internal Rif. The first one cuts transversely the main structures of the limestone Dorsal with symmetrical networks EO horsts and grabens. Pressure-dissolution tectonics functioned, with deadened, from Triassic to Miocene time. The role of the fluids in the fracturing of the Riffian Dorsal is studied. The stike slip faults were studied on various scales: outcrop, photograph air and images orbital Landsat and Radar. A precise map of the fracturing is thus worked out and tectonic 3D modelings are proposed in many sectors.

From the Aquitanian the Dorsal complex is thrusted, backthrusted (Haouz) but specially shaped by rotations related with 4 main strike-slips faulting stages and associated fractures. At the Alboran plate translation westward, take turns with a clockwise rotation of its dorsalian margin attested by the progressive rotation of the main compression stress trend

succession of movements sometimes combined, of lateral sliding motion, convergence and divergence of the Iberian and African plates.

Resumen

Ubicado en el norte de la cordillera del Rif, el complejo de la Dorsal orla la parte externa del dominio interno de Alborán. Está formado por calizas del Triásico-Liásico y subdividido en unidades internas y externas individualizadas durante el rifting del Tethys. La estructura de la Dorsal se ha formado por cabalgamientos y fallas de desgarre. Al sur de Tetuán, las imbricaciones son subhorizontales cabalgadas por las unidades del dominio interno: Ghomárides y Sébtides. Al norte de esta ciudad, las del Haouz presentan una estructura en flor positiva (o abanico) retrocabalgada sobre el mismo dominio interno. Esa evolución posterior, se interpreta como la consecuencia de las fallas de salto de dirección y del retrocabalgamiento de parte del Haouz y las Béticas hacia el NE.

Sobre el plano microtectónico se propone una cronología precisa de las deformaciones más importantes:

- En la Dorsal externa, una esquistosidad de disolución permite considerarla como la cobertera despegada de un zócalo metamórfico (Sébtides o margen de Africa del norte). La ausencia de esta deformación en la Dorsal interna es compensada con una diaclasación en el Liásico. Los datos indican para este periodo un adelgazamiento en la parte externa (Dorsal externa y Predorsal) y una elevación en la parte interna (Dorsal interna y Ghomárides). Desde el Triásico superior al Mioceno medio, la tectónica de presión-disolución funciona decreciente y favorece la aparición de todos tipos de fallas.

-En el Oligoceno superior se estableció una extensión sinsedimentaria N-S. Respecto al dominio externo donde esta extensión es E-O, la Dorsal ha sufrido una rotación horaria media de 90°. Los Sébtides han sufrido una extensión tardi-metamórfica durante este periodo.

- Desde el Aquitaniense el acortamiento alcanza la Dorsal rifeña que cabalga a la Predorsal en el Burdigaliense. A la vez, y en posición más interna, se formó la cuenca del mar de Alborán. - En el Mioceno medio la Dorsal rifeña sufrió una rotación horaria debida a los desplazamientos de fallas de desgarre NE-SO dextrorsas, dando una translación hasta el SO. Después, los acortamientos NE-SO y NO-SE aumentaron esta rotación con accidentes dextrorsos E-O de tipo bético al norte y sinistrorsos de tipo Jebha y Dar Er Raîi al sur.

-En el Mioceno superior un acortamiento N-S ocasionó pliegues, pequeños cabalgamientos hacia el norte y fallas tardías de desgarre de tipo Nekor (Rif), Carboneras y Las Nieves (en la Cadena Bética). Los cabalgamientos hacia el oeste quedaron entonces bloqueados definitivamente.

El funcionamiento de la tectónica de desgarre se ha estudiado a distintas escalas: afloramiento, fotos aéreas e imágenes de los satélites LANDSAT y RADAR.

Partie 1

GENERALITES

I - L’Orogène bético-rifain

II - Les subdivisions du Rif septentrional

III - Historiques

IV - Objectifs de ce travail

V - Plan du mémoire

I - L’OROGENE BETICO-RIFAIN

Le Rif et la chaîne bétique constituent l’extrémité occidentale du système alpin téthysien qui s’étend autour de la Méditerranée et se prolonge, à l’Est, par la Cordillère de l’Himalaya et, à l’Ouest, dans les Caraïbes. La Méditerranée occidentale est bordée par des chaînes charriées vers l’extérieur (Fig.1). Au Nord, les Pyrénées et les Alpes occidentales ont été structurées pendant le Crétacé et l’Eocène-Oligocène. Au Sud, la Cordillère bétique, les Maghrébides et les Apennins ont connu une importante tectonique coulissante et tangentielle de l’Eocène au Miocène supérieur. Dans leur définition d’origine (AUBOUIN et DURAND-DELGA, 1971), les Maghrébides regroupent sur 2000km les segments orogéniques allant de l’arc siculo-calabrais, Atlas littoral tunisien, Kabylies et Tell, à la branche rifaine de l’Arc de Gibraltar.

L’orogène bético-rifain se situe entre deux aires à croûte continentale: les massifs hespérique et atlasique qui le bordent respectivement au nord et au Sud. A l’Est et à l’ouest, cet orogène est bordé par des domaines à croûte océanique : l’Océan atlantique et la mer d’Alboran née durant le Néogène. Dans l’Arc de Gibraltar, on distingue trois segments de croûte continentale et un complexe d’unités de couverture décollées dont le socle est inconnu. Ces domaines sont (GARCIA-DUENAS et BALANYA, 1986) :

A- Le Domaine maghrébin : Rif et Tell externe :

C’est un ensemble d’unités ayant constitué la paléo-marge septentrionale africaine. Il montre une évolution distincte de celle de la paléo-marge ibérique, ayant suivi l’une et l’autre une évolution cinématique propre liée aux mouvements des plaques Europe (ou Ibérie) et Afrique. Localement, ce domaine présente un épi-métamorphisme lié aux coulissements par rapport à l’Avant-pays atlasique (FRIZON de LAMOTTE, 1985 ; EL ADRAOUI, 1987…).

B- Le domaine d’Alboran :

Chevauchant les domaines précédents, il est constitué en grande partie par des matériaux paléozoïques et triasiques, en partie, métamorphisés dans le cycle alpin (Nevado-Filabrides, Sebtides-Alpujarrides et Ghomarides-Malaguides) (AZANON et CRESPO-BLANC, 2000, BOUYBAOUENE et GOFFE, 2003..) et Jurassiques de plate-forme issue du rifting téthysien : la Dorsale calcaire bético-rifaine. Le domaine d’Alboran a été dilacéré en nappes par une tectonique de type thick skinned impliquant des éléments crustaux dont des lames du Manteau supérieur : Péridotites de Béni-Bousera, Bermeja et Ronda. La plupart des essais de reconstitution palinspastique situent ce domaine dans une position plus orientale que celle qu’il occupe actuellement (FRIZON de LAMOTTE, 1985 ; BOULLIN et al., 1987; MARTIN-ALGARRA, 1987, EL ADRAOUI, 1987, EL ADRAOUI et al., 2007). Dans ce schéma, il est admis que la Dorsale et le Prédorsalien ont fonctionné en zones subsidentes de transition entre les portions émergées du Domaine interne et le bassin profond des flyschs individualisé dès le Jurassique supérieur (DURAND-DELGA, 1980; OLIVIER, 1984).

C- Le domaine des flyschs :

Ce domaine regroupe les flyschs maghrébins et gaditans (voir DURAND-DELGA, 1980 entre autres). En grande partie turbiditiques, les sédiments indiquent des milieux profonds. Les bathymétries maximales sont atteintes dans le Crétacé inférieur (4000 m) et suggèrent (THUROW, 1987) que ce bassin occupait une portion de croûte continentale amincie ou partiellement océanique (BIJU-DUVAL et al., 1977 ; BOURGOIS, 1980 ; DERCOURT et al., 1985 ; BOUILLIN et al., 1986). Le substratum anté-crétacé des flyschs n’est que rarement connu. Actuellement, ce domaine chevauche les domaines externes bético-rifains et est lui même chevauché par la Dorsale calcaire et les nappes du Domaine d’Alboran.

II - LES SUBDIVISIONS DU RIF SEPTENTRIONAL

A- LE DOMAINE D’ALBORAN OU DOMAINE INTERNE :

Le domaine interne est subdivisé en Sebtides, Ghomarides et Dorsale calcaire.Il affleure entre Sebta et Jebha et dans les Bokoya, aux environs d’Alhoceima (Fig.2) :

1- Les Sebtides :

En socle du Domaine interne, les Sebtides sont formées de péridotides de Béni-Bousera recouvertes d’une croûte métamorphique amincie constituée par l’empilement de kinzigites, gneiss et micaschistes (U. Filali) et les nappes de Federico (KORNPROBST,1974; OUAZZANI-TOUHAMI M.,1986; SADDIQI et al.,1988 ; ZAGHLOUL,1984). Les unités Fig. 1- Schéma structural des Bétides et des Maghrébides (DURAND-DELGA et FONTBOTE, 1980) : Zones internes en barée vertical, Zones externes en blanc, flyschs en ponctué serré, Dorsale périméditerranéenne en noir.

Federico, caractérisées par des terrains carbonifères et permo-triasiques, sont métamorphisés dans l’intervalle Trias-Burdigalien dans les faciès schistes verts et selon deux régimes thermiques (BOUYBAOUENE et GOFFE, 2003). Cette couverture est débitée en trois nappes : Beni Mezala, Boquete de Andjera et Tizgarine ou Federico s.s (DIDON et al., 1973).

2- Les nappes ghomarides :

Peu ou pas métamorphiques, ces nappes occupent le sommet de l’édifice structural du Rif interne. Leurs terrains paléozoïques sont recouverts par du Secondaire et du Tertiaire (DURAND-DELGA, 1963 ; MAATE, 1984). Elles sont subdivisées en trois nappes (MILLIARD in DURAND-DELGA et al., 1960-1962), de bas en haut : Aâkaïli, Koudiet Tizian et Béni Hozmar. La nappe supérieure de Talembote a été définie plus tard par CHALOUAN (1986).

3- La Dorsale calcaire :

La Dorsale calcaire forme une imposante cuirasse carbonatée haute topographiquement qui lui a valu son appellation par FALLOT en 1937. Elle a été individualisée dès le Trias supérieur et a évolué en plateforme téthysienne bordant, vers le sud, le domaine d’Alboran, en grande partie, émergé. Ses terrains mésozoïques et paléogènes, structurés en imbrications à double vergence, limitent vers l’extérieur le Domaine interne bético-rifain. Lors des compressions post-oligocènes, la Dorsale se trouve tantôt chevauchée par les nappes ghomarides (Dorsale sens FALLOT, 1937) tantôt rétrocharriée sur ces nappes : chaîne du Haouz (EL ADRAOUI et al., 2006, à paraître). Jusqu’à aujourd’hui, aucune explication n’a été proposée pour ces deux vergences de part et d’autre de Tétouan.

La Dorsale calcaire a été subdivisée en unités interne, intermédiaire et externe (WILDI et al., 1977 ; NOLD et al., 1981) auxquelles s’ajoute le Prédorsalien, zone de transition avec les flyschs (DURAND-DELGA, 1972, 1980 ; OLIVIER, 1982, 1984, 1990 ; BENYAICH, 1981, EL HATIMI, 1991) :

-La Dorsale interne, équivalente de la nappe des calcaires blancs d’Andrieux (1971) dans le chaînon des Bokoya, est formée de séries peu épaisses présentant des faciès indiquant des milieux moins profonds que ceux de la Dorsale externe. Elles vont du Trias à faciès continental jusqu’à l’Oligocène supérieur.

-La Dorsale intermédiaire est constituée de quelques unités à faciès mixtes ou de transition entre Dorsale interne et Dorsale externe.

-La Dorsale externe, équivalente de la nappe des « calcaires à silex » d’Andrieux (1971) dans les Bokoya. Elle est constituée d’unités très étendues, à formations carbonatées très épaisses souvent déformées en écaille-anticlinal frontal chevauchant le Domaine externe. Leurs séries vont du Carnien-Norien stromatolitique à l’Oligocène supérieur molassique.

-Le Prédorsalien correspond à des terrains souvent coincés entre la Dorsale externe et le domaine des flyschs ou suture inernides-externides. Ses séries variables, disloquées tectoniquement, expriment, pour Olivier (1984), une zone de transition paléogéographique (talus) entre la Dorsale (plateforme) et les flyschs (bassin). Pour d’autres auteurs (BENYAICH, 1981 ; MOURIER, 1982), les séries du Prédorsalien sont caractérisées par des phénomènes de resédimentation de grande envergure.

B- LE DOMAINE DES FLYSCHS :

Formé d’unités allochtones à matériel turbiditique essentiellement crétacé et tertiaire, le domaine des flyschs chevauche généralement le domaine externe rifo-bétique. Il est classiquement subdivisé en trois types d’unités empilées (DURAND-DELGA et MATTAUER, 1960 ; DURAND-DELGA et OLIVIER, 1988) qui sont de bas en haut :

-Le flysch maurétanien comprend les nappes de Tisirène et de Beni Ider. Celle-ci est constituée de terrains allant du Cénomanien au Paléogène. Elle est caractérisée par un flysch gréso-micacé d’âge oligocène. La nappe de Tisirène est constituée par des formations gréseuses d’âge allant du Dogger au Crétacé inférieur.

-Le flysch massylien comprend les nappes de Melloussa-Chouamat dont les terrains sont d’âges allant de l’Aptien au Paléocène. Ce flysch est caractérisé par le faciès schisto-quartzeux de l’Albo-aptien (DURAND-DELGA, 1960-1962 ; ANDRIEUX et MATTAUER, 1962).

-Le flysch numidien est constitué par des argiles « sous-numidiennes » oligocènes et par un flysch gréseux aquitano-burdigalien inférieur (DURAND-DELGA et MATTAUER, 1960, DIDON et al., 1978). Le Numidien occupe la position structurale la plus haute de

l’édifice du domaine externe. Cependant, un lambeau de ce flysch (Jbel Zem-zem) flotte sur les nappes interne des Ghomarides (DURAND-DELGA, 1964 ; FEINBERG et al., 1981 ; BELHADAD, 1983).

C- LE DOMAINE EXTERNE

Subdivisé en Intrarif, Mésorif et Prérif (MARCAIS et SUTER, 1966 ; SUTER, 1965, 1980), le domaine externe se distingue nettement des précédents par la nature marno-schisteuse de ses sédiments d’âge essentiellement crétacé. L’Intrarif de Kétama (MATTAUER, in DURAND-DELGA et al.,1960-1962) est composé de séries du Lias au Crétacé supérieur, schisteuses et épimétamorphiques (ANDRIEUX, 1971 ; ASEBRIY, 1994). L’unité de Tanger, affleurant dans le Rif occidental, est considérée comme la couverture décollée de Kétama. Elle est constituée de pélites du Sénonien et d’une couverture éocène. Le Mésorif comporte des unités sub-autochtones schistosées (Temsamane) et des unités charriées et peu schistosées (Senhadja). Le prérif est subdivisé en unités supérieures (Ouezzane) charriées sur le complexe prérifain qui chevauche le Miocène supérieur du détroit sud-rifain. La série prérifaine comporte du Mésozoïque, avec un Crétacé entièrement marneux, surmonté par un Tertiaire complet jusqu’au Tortonien (LEBLANC, 1979).

III – HISTORIQUES

A- Les grandes conceptions sur l’Arc de Gibraltar

L’Arc (ou la courbure) de Gibraltar est formé par une branche rifaine, au sud, et une branche bétique, au nord du détroit de même nom au niveau duquel l’orientation de la chaîne est NS. C’est FOUCAULD (1988) qui prédit les affinités entre les Bétiques et le Rif. Il a fallu attendre le début du 20è siècle pour voir les travaux pionniers de GENTIL (1910, 1912 et 1923) qui établit la vergence externe des charriages de la zone interne rifo-andalouse. Il souligna notamment sa forme arquée et son obédience alpine. La multiplication des travaux, à partir de la deuxième moitié du 20° siècle, a permis la mise en évidence des homologies géologiques entre les branches de l’Arc de Gibraltar et l’émersion de deux grandes conceptions sur son origine : paléogéographique ou tectonique. Pour les adeptes de la première hypothèse, la courbure correspond à une disposition originelle issue du rifting téthysien autour du bloc d’Alboran. Les tectoniques alpines, de serrage notamment, n’auraient pas modifié sa forme arquée. Pour d’autres auteurs, la courbure de Gibraltar est née soit en antiforme d’axe EW dont le cœur paléozoïque est effondré, soit sous l’effet des coulissements miocènes (DURAND-DELGA et FONTBOTE, 1980 ; LEBLANC et OLIVIER, 1984). D’autres hypothèses sont mixtes considèrent dans l’ensemble un bassin légèrement arqué à l’origine (ANDRIEUX et al., 1971) mais dont la courbure a été accentuée durant le déplacement, vers l’ouest, du bloc d’Alboran ou ALKAPEKA de BOUILLIN et al., 1986.

Les études géophysiques sont venues compléter les études de surface dans les années 80. Elles ont montré d’importantes variations d’épaisseurs corticales dans la courbure de Gibraltar qui dénotent d’un amincissement progressif de la croûte continentale, de quelques 30 km sur le continent (notamment à Cadiz et Malaga) jusqu’à 14 à 17 km au centre de la mer d’Alboran (HATZFELD et BOLOIX, 1978 ; BANDA et ANSORGE, 1980 ; MEDIALDEA et al., 1986).

Les études récentes notamment structurales et pétrographiques (linéations métamorphiques et susceptibilité magnétique) mettent en évidence d’importantes torsions et rotations horaires du bloc d’Alboran (PLATZMAN, 1992 ; PLATZMAN et al., 1993 ; SADDIQI et al., 1995). Actuellement, les hypothèses les plus en vogue font intervenir les décrochements et une double subduction du domaine d’Alboran pour expliquer la structure actuelle de l’arc dans son cadre alpin (MICHARD et al., 2002 ; MICHARD et al., 2006). La Dorsale calcaire, étant l’élément structural le plus régulier autour de l’Arc de Gibraltar, offre l’opportunité d’apporter de nouvelles données au débat.

B- Historique succinct des travaux sur le Rif interne septentrional

Les premiers travaux sur le Rif septentrional sont dus à COQUAND (1847) qui en dressa une esquisse géologique sommaire où il distingua une zone paléozoïque et une zone jurassique (la dorsale calcaire). Les travaux de GENTIL (1910 à 1923) établissent les charriages de vergence externe de la zone rifo-andalouse en soulignant son affinité alpine. En 1937, FALLOT mis en cause la conception des charriages, considérant le Rif septentrional (Rif interne) comme globalement autochtone, formé par un socle paléozoïque (Sebtides et Ghomarides) et sa couverture jurassique (Dorsale calcaire) assurant, elle même, un pasage normal vers la zone crétacée (domaine des flyschs). Durant les années 60, l’allochtonie est largement démontrée dans le Rif interne et dans la zone des flyschs. Ceci a ouvert la voie pour de nouvelles recherches. C’est ainsi que les flyschs ont été le sujet d’un grand débat sur leur origine paléogéographique. Cette dernière est d’abord considérée comme ultra-Sebtides. C’est l’hypothèse ultra (DURAND-DELGA et MATTAUER, 1960) selon laquelle les flyschs se seraient déposés dans un bassin interne et, ensuite, expulsés sur les zones externes en passant par dessus les zones internes. Dès 1963, Durand-delga abandonne cette hypothèse et propose un sillon des flyschs limité au nord par la ride de la Dorsale calcaire. Cette hypothèse, dite infra, stipule, donc, le dépôt des flyschs dans la même position relative actuelle et la succion de leur substratum dans la suture internides-externides.

C- Historique des travaux sur la Dorsale calcaire 1- Stratigraphie :

C’est à partir de la fin des années 60, du siècle dernier, que furent entreprises les premières études approfondies sur la Dorsale calcaire. Elles aboutissent à des levés très précis et définissent la stratigraphie des grandes unités (GRIFFON, 1966 ; KORNPROBST, 1966 ; GUTNIC, 1969 et LEIKINE, 1969). Ces études ont permis de caractériser les séries des chaînes calcaires (Fig.3) qui ont pour trait principal : un Trias, continental pour les unités internes et alpin pour les unités externes, un Lias carbonaté, un passage jurassico-crétacé réduit et lacunaire (séries condensées) et une couverture anté-nappes tertiaire marno-gréseuse. Ultérieurement, ces essais pionniers ont été détaillés et complétés notamment par des datations précises par de nombreux auteurs (UTTINGER, 1976 ; WILDI et al., 1977 ; NOLD et al., 1981 ; BEN YAÏCH, 1981 ; EL HATIMI, 1991, EL KADIRI, 1991…).

2- Tectonique

La structure en écailles imbriquées de la dorsale calcaire a été observée au début du 20° siècle par GENTIL (1910 à 1923) et détaillée, dans quelques secteurs, par ce même auteur au cours des années 50. Les chevauchements ont été alors pris pour des phénomènes localisés. A partir des années 60, le doute est levé quand les charriages ont été amplement démontrés dans les zones limitrophes notamment le domaine des flyschs. En 1971, ANDRIEUX mit en évidence l’accident senestre de Jeha-Chrafate dans la limite sud du domaine interne septentrional. OLIVIER (1978, 1981-1982) étudie cet accident dans le détail et lui propose un âge burdigalien moyen-supérieur (au moins pour son dernier jeu majeur) et un rôle transformant. Deux ans plus tard, LEBLANC et OLIVIER (1984) proposent un modèle d’expulsion, vers l’ouest, du domaine interne rifo-bétique entre l’accident senestre de Jebha et les accidents dextres nord-bétique et celui de Crevillente.

Auparavant, dans la chaîne calcaire du Haouz au nord de Tétouan, KORNPROBST (1974) mit en évidence le jeu dextre de l’accident du Fahiès qui sépare cette chaîne des Sebtides. Ce décrochement sera cartographié par BENYAÏCH (1981) qui réalisa un schéma structural de grande qualité dans le Haouz septentrional. En 1990, BENMAKHLOUF étudie « l’accident de Tétouan » lui attribuant une orientation EW et un jeu transformant dextre depuis l’Oligocène. Nous verrons, dans ce travail, que la cinématique et la définition de cet accident sont amplement plus compliquées. Des hypothèses plus récentes ont été formulées pour expliquer l’évolution alpine de la dorsale calcaire. EL KADIRI (1991) propose un cisaillement de la croûte durant le Mésozoïque. Les mouvements verticaux s’alternant, en balançoire, entre la dorsale interne et la dorsale externe seraient expliqués par la remontée d’un dôme asthénosphérique. Pour ce même auteur, l’évolution néogène de type glissement gravitaire est encore expliquée par la montée de ce dôme. Pour la Dorsale du Haouz, au nord de Tétouan, EL HATIMI (1991) conclut que les contacts tangentiels entre les écailles correspondent, à l’origine, à des failles extensives du rifting téthysien, inversées par la tectonique compressive néogène.

Actuellement on ne dispose pas de données précises sur la grande fracturation de la Dorsale calcaire sensu lato. La lacune des études microtectoniques est aussi flagrante comparativement à un environnement cognitif plus lumineux dans les autres disciplines géologiques. On retient quelques rares travaux dont ceux de UTTINGER (1976), WILDI et al., (1977) et NOLD et al., (1981) qui décrivent, pour la première fois, des décrochements conjugués, une schistosité et autres microstructures (kink bands, stylolites,…) associées au charriage de la Dorsale calcaire. Ils en dressent le seul tableau des évènements tectoniques dont nous disposions (Fig.4).

Fig. 4- Chronologie des événements tectono-sédimentaires de la dorsale calcaire au sud de Tétouan (NOLD et al., 1981).

D- Evolutions des conceptions sur les modèles de rupture et les diaclases

1- Historique succinct

Les diaclases affectent tous les types de roches et constituent, de ce fait, l’élément structural le plus abondant dans la croûte terrestre. Paradoxalement, leur origine est très controversée. Les diaclases ont été définies à la fin du 19ème siècle par DAUBREE (l878, 1879 et 1881). Dans leur définition d’origine, elles désignent des fractures perpendiculaires à la stratiflcation des roches sédimentaires et sans rejet appréciable. Juste après, MOHR (l882-l900) propose une méthode de résolution graphique basée sur le modèle de rupture par cisaillement de COULOMB (1776). Vingt ans plus tard, l’aspect microscopique de la fracturation est abordé par un modèle basé sur la concentration des contraintes aux extrémités des discontinuités (GRIFFITH, 1921-1924). Une fois la théorie de la rupture élaborée, les travaux de WAGER (1931) et PARKER (1942) mettent en évidence le caractère systématique régional du diaclasage dans les calcaires. Il faut attendre deux décennies pour voir les premières études sur l’aspect mécanique du jointing dont celles de PRICE (1959), MUEHELBERGER (1961) et SECOR (1965) en plus des observations géométriques de HARRIS et al., (1960), HODGSON (1961), WISE (1964), NICKELSEN el HOUGH (1967) et HANCOCK (1968). Durant les années 70, tous les aspects de la rupture sont abordés grâce notamment aux travaux de BRAHANA (1974), BOMBOLAKIS (1973), PENG (1970), LAJTAI (1977), KVET (1974), NARAYANA (1970), WILSON (1971), STUBBS (1975), POGREBJSKY (1970), SHEIDEGGER (1977), PARIS et a1., (1975) et RAYNAUD et DELAIR (1978). Parmi les travaux relativement récents, on cite, entre autres: Mc EWEN (1980), BLES et FEUGA (1981) et FOURNIER (1980). La variation de la densité du diaclasage au voisinage des grands accidents a été examinée par WHEELER et DICKSON (1980) dans son aspect cartographique et ANDERS et WILTSCHKO (1994) dans son détail microscopique. Ces deux études, en plus d’autres, aboutissent à la conclusion que la densité de fracturation augmente à l’approche des grands cisaillements régionaux.

2- Les diverses conceptions

Les diaclases ont été qualifiées dans la classe des joints non diastrophiques, par les auteurs anglo-saxons, pour les différencier des joints diastrophiques dont les fonctions cinématiques sont connues. La géométrie des diaclases est typiquement définie par des réseaux, à espacement régulier, caractérisés par des orientations préférencielles (HODGSON, 196l, NlCKELSEN et HOUGH, 1967). Dans certaines régions du globe, les diaclases peuvent s’intersecter en réseaux conjugués sans avoir nécessairement la signification dynamique d’un vrai système conjuguer.

Le diaclasage systématique semble se former très tôt après la diagenèse des sédiments (DAVIS, 1981). Il a été démontré par plusieurs auteurs que le diaclasage se forme communément avant le plissement régional. La fracturation et sa géométrie d’origine subit des reprises, des déviations ou des rotations par les mouvements diastrophiques (KELLY, 1955 ; HODGSON, 1961: Plateau appalachien). Ainsi, si son origine précoce est aujourd’hui admise, la genèse et les fonctions cinématiques du diaclasage demeurent encore très controversées.

L’hypothèse de la compaction

Plusieurs géologues sont convaincus que la signification du diaclasage est à rechercher dans une structure de jointing primaire due à une profonde compaction des sédiments. A une profondeur donnée, la compaction d’une couche permet l’apparition d’une fracturation diaclasique en réponse à des contraintes de tension. Les joints se propagent vers le haut à tarvers la pile sédimentaire, au fur et à mesure que la résistance à la rupture des différents horizons est atteinte (HODGSON, 1961). Les sédiments compactés ont des valeurs très basses de résistance à la rupture ; qu’une faible contrainte de tension est suffisante pour engendrer des diaclases.

Rôle de la pression des fluides Pf

La pression des fluides contribue au développement des joints primaires la fois dans les roches sèdimentaires et ignées. SEC0R (1965) a montré que des Pf élevées permettent aux contraintes extensives d’exister à des profondeurs étonnantes (3000m et plus), capables de produire des joints non diastrophiques Le modèle dynamique de SECOR est basé sur le critère de rupture de GRIFFITH (Fig.5A). Pour la plupart des roches, la résistance à la rupture (tensile strength) est inférieure à 350 km/cm² (340 bars, 5000 psi). Comment un tel état mécanique puisse exister à de grandes profondeurs ? La figure 5B montre les valeurs maximales et minimales des principales contraintes devant exister à une profondeur de 3000m dans une région caractérisée par une faible contrainte compressive horizontale. Dans ces conditions, σ1 et σ3 sont compressives et le déviateur de contraintes est assez faible pour produire une fracturation, le cercle de Mohr n’interceptant pas l’enveloppe de rupture de Griffith. Seulement, à grande profondeur, les roches ont une Pf élevée et l’état de contraintes en devient radicalement modifié. Les valeurs respectives de σ1 et σ3 sont réduites par la valeur de la Pf et le cercle de Mohr se déplace vers la gauche, vers le champ en extension. Si la valeur de la Pf est assez élevée et le déviateur essez faible, le cercle intercepte l’enveloppe de Griffith (Fig.5C). Dès que σ3 atteint la résistance à la rupture de la roche, les joints de tension se forment perpendiculairement à σ3. Dans !es conditions dynamiques de déviateur élevé, l’augmentation graduelle de la pression des fluides déplace le cercle de Mohr jusqu’à entrer en collision avec l’enveloppe de Griffith dans le champs compressif (Fig.5D). Dans ce cas, se forment des joints de cisaillement tangentiel ou joints diastrophiques. REHRING et HEIDRICK (1976) ont appliqué le modèle de SECOR pour expliquer la formation des joints dans les plutons de Laramide (Arizona méridionale, E.U.). Ils ont conclu que les plutons ont été intrudés dans les niveaux supérieurs de la croûte ayant transmis des contraintes de compression horizontale. La Pf dans le corps plutonique a diminué les valeurs des contraintes principales. Ceci a produit la fracturation de tension par jointing ou diaclasage. La fracturation a permis d’atténuer la Pf qui recommence à augmenter de manière cyclique pour culminer lors d’une nouvelle phase de jointing.

L’hypothèse des fentes de tension

Les diaclases, qui présentent des réseaux conjugués régulièrement espacés, ont été assimilées à des fractures de cisaillement sans rejet par WAGER (1931), HARRIS, TAYLOR et WALPER (1960), CHOUKROUNE et SEGURET (1968), PARIS, DAYRE et VIALON (1975)… Si les réseaux conjugués de diaclases définissent de faibles angles d’intersection, ils seraient d’origine cisaillante mais dans un régime de contraintes similaire à celui responsable de la genèse des fentes de tension (MUEHELBERGER, 1961). Pour RAYNAUD et DELAIR (1978), ce régime de contraintes doit présenter au moins une composante en distension. Pour BRAHANA (1974) et LAJTAI (1977), les diaclases sont assimilables à de simples fentes de tension. Pour MUEHELBERGER op.cit., s’appuyant sur une loi de type MOHR-COULOMB, la rupture n’a signification de fente de tension que si, dans un système de contraintes, la pression de confinement est petite. L’apparition de dièdres de plans conjugués ferait suite à une légère diminution du déviateur des contraintes. Les valeurs du dièdre et du déviateur évoluent en sens inverse. La présence de structures plumeuses sur les fentes de tension et les plans des petits dièdres a été interprétée par MUEHELBERGER comme un argument en faveur du passage progressif fentes de tension-fractures de cisaillement selon la valeur du déviateur.

Hypothèse de la dilatation des solides

Pour PRICE (1967), WILSON (1974) et FOURNIER (1980), l’approche mécanique de la rupture et des diaclases a été abordée en se basant sur le phénomène de la dilatation des volumes rocheux soumis à des contraintes de cisaillement (REYNOLDS, 1885). Wilson a élaboré une théorie microscopique de la frarturation basée sur la dilatation: «Si cette dilatation réduit le module de cisaillement, il existe un point pour lequel ce dernier devient nul, la rupture a lieu» WILSON (1974) in DUTARTRE (1982).

Pour un matériau donné, l’équation de la courbe intrinsèque de rupture s’écrit:

ττττc²=2G (σσσσ+K) (b+λλλλσσσσ)

ττττc: contrainte critique de cisaillement tangentiel au plan rupture,

σσσσ : Contrainte normale au plan de rupture, G : module de cisaillement sans dilatation

K: dilatation critique en milieu confiné, λλλλ: compressibilité du matériau.

La compressibilité λ étant très faible (14.10-13 1/Pa selon BIRCH, 1966), le terme (b+λσ) est égal à la dilatation critique b et la courbe est proche d’une parabole (Fig.6&7). L’équation de la courbe critique de rupture montre qu’une augmentation de la contrainte normale (pression de confinement et déviateur) entraîne une augmentation de la contrainte de cisaillement. Dans ce sens et sous des conditions de faible déviateur σ1-σ3 et une contrainte

σ3 suffisante, il est possible d’envisager un passage continu entre les plans de rupture en fentes de tension à des cisaillements conjugués donnant des petits dièdres.

Les diaclases seraient donc engendrées dans des masses rocheuses réagissant à des dilatations, des distorsions ou les deux à la fois, A l’échelle d’une chaîne, les prismes sédimentaires s’accommodent par «jointing » aux sollicitations des contraintes appliquées, leur permettant de fluer à l’instar d’un agrégat de grains ou de blocs (PRICE, 1967). Ces blocs sont ainsi libres de tout mouvement même imperceptible, les uns par rapport aux autres. L’apparition des diaclases achève donc la fonction cinématique spécifique.

La relaxation de contraintes

Un autre facteur susceptible d’expliquer la genèse des joints non diastrophiques est la relaxation des contraintes. Dans les niveaux géologiques profonds horizontalement comprimés, l’énergie emmagasinée durant de longues périodes migre à la surface par le jeu vertical de blocs suite à un amincissement ou à des chevauchement crustaux. Les couches sont étirées horizontalement en réponse à la diminution progressive de la pression de confinement. L’expansion latérale permet la dissipation de l’énergie de déformation le long de joints fermés et régulièrement espacés (PRICE, 1959). La densité de diaclasage observée doit être en rapport avec la profondeur du réservoir d’énergie. A nos jours, nous ne disposons pas d’études établissant des courbes-abaques qui standardisent cette relation. On sait, cependant, que la propagation des joints se fait dans le sens ascendant, du bas vers le haut de la croûte (HODGSON, 1961). Il semble donc que la densité du diaclasage augmente dans ce sens en fonction de la résistance à la rupture des différents ensembles géologiques traversés.

En effet, WISE (1964) a mesuré 6500 microjoints dans le socle précambrien (Wyoming, USA) qui a subi d’importants mouvements verticaux de blocs soulevés de milliers de mètres dans l’orogène Laramide pendant le Cénozoïque inférieur. WISE a interprété les microdiaclases comme des joints de tension ayant contribué à la libération d’anciennes contraintes fossiles. Ces microjoints de socle exhumé sont à peine visibles, d’aspect filamenteux (cheveux) et espacés de moins de 3mm. Par contre, dans les conditions de surface ou sub-surface, l’espacement des diaclases est d’ordre décimétrique à pluri-décamétrique (HODGSON, 1961; NICKELSEN et HOUGH, 1967; EL ADRAOUI, ce travail).

IV - OBJECTIFS DE CE TRAVAIL

Le passage en revue des travaux sur la Dorsale rifaine révèle un certain nombre de lacunes notamment tectoniques et microtectoniques. La majorité des approches avait un caractère sectoriel et s’intéressait principalement à l’évolution paléogéographique téthysienne de ce domaine. Nous proposons donc d’y remédier par le biais d’analyses microstructurales et cartographiques précises. Le choix de la Dorsale calcaire est tout désigné de par sa nature carbonatée par rapports aux domaines marneux et schisteux qui l’encadrent. Dans le souci de contribuer à une vision structurale complète de l’édifice interne, nous nous fixons les objectifs suivants :

1- Identification des structures et précision de leurs chronologie et cinématique

à diverses échelles, leur quantification et leur signification dans le cadre géodynamique régional depuis le Trias jusqu’au Pliocène.

2- Evolution verticale et transversale de ces déformations comparées dans les

unités internes et externes rifaines et bétiques.

3- Détermination du moteur des vergences opposées de part et d’autre de

Tétouan et définition de la carte de fracturation de la chaîne calcaire.

4- Rôles des phases décrochantes dans la genèse ou l’accentuation de la

courbure de Gibraltar et précision de la nature des torsions de la Dorsale.

5- Les relations structurales spatiales entre la Dorsale rifaine et la Dorsale

bétique, interrompues au niveau du détroit de Gibraltar.

Pour atteindre ces objectifs, une carte structurale détaillée au 1/20.000 a été élaborée entre Chaouen et le Détroit de Gibraltar. Les structures fragiles (fentes, stylolites, diaclases et failles) ont été étudiées selon la procédure classique : géométrie, rejet, marqueurs cinématiques et chronologiques. Les axes dynamiques mesurés ont été confrontés aux axes théoriques obtenus par les méthodes de stéréographie directe, dièdres droits (ANGELIER et MECHLER, 1977) et méthodes automatiques (ANGELIER, 1990, 1992). Les données de terrain ont été complétées par des analyses photogéologiques et télé-analytiques. Pour les diverses comparaisons, de nombreuses références bibliographiques et cartes géologiques ont été consultées.

V - PLAN DU MEMOIRE

Les objectifs cités se retrouvent dans le plan de ce mémoire qui s’articule en six parties :

- La partie 1 : Généralités.

- Les parties 2 et 3 traitent respectivement la grande fracturation, principalement décrochante, de la Dorsale calcaire s.s. et de la chaîne du Haouz. Dans cette étude on utilise les données combinées du terrain et de la photogéologie ce qui permet d’obtenir un schéma structural détaillé des chaînes calcaires et des domaines limitrophes. Par le biais de statistiques, l’importance de chaque famille de cisaillement est quantifiée et son évolution, dans l’espace est caractérisée dans nombre de secteurs. Enfin, un calendrier précis des contraintes compressives en est déduit. L’ensemble de ces données offre une vision synoptique des grands cisaillements affectant le Rif septentrional.

- La partie 4 traite les déformations anté-orogéniques (triasico-liasiques et paléogènes) mises en évidence dans la Dorsale s.l. ainsi que des études tectoniques et microtectoniques des déformations néo-alpines présentées par type et par âge. A partir des données obtenues un calendrier structural est élaboré.

- La partie 5 est une synthèse bibliographique des déformations de la Dorsale bétique. On y exprimera nos points de vue et formulera ses relations structurales avec la Dorsale rifaine.

- La partie 6 : Conclusions générales. Cette partie récapitule les phases tectoniques établies et propose un modèle d’évolution dans le cadre de la Méditerranée occidentale.

Partie 2

ANALYSE DE LA FRACTURATION REGIONALE

DE LA DORSALE CALCAIRE ENTRE TALEMBOTE

ET LA CLUSE DE TETOUAN

L’apport de la photogéologie conjugué aux travaux de terrain s’est révélé capital dans l’élaboration de la carte structurale axée sur la fracturation de la dorsale rifaine. L’extension de l’étude aux domaines limitrophes, au sud du détroit, a permis de mettre en exergue l’importance des décrochements dans la structuration de la branche sud de l’arc de Gibraltar (EL ADRAOUI et AIT BRAHIM (1996-b, 2003, 2007 publication en cours ; EL ADRAOUI, AIT BRAHIM et SANZ DE GALDEANO, 2007).

. Lors de nos investigations, on s’est rendu compte le la difficulté de lever des cartes précises de la fracturation sur le terrain fortement accidenté et karstique de la dorsale calcaire notamment au sud de Tétouan. Le champs de vision est souvent très réduit et contraignant. Ceci explique en grande partie, l’absence de la fracturation dans les feuilles géologiques pourtant de très bonne qualité, réalisées par les différents auteurs dans la dorsale rifaine. Les grands décrochements reconnus ont souvent un caractère cartographique trop évident. La photogéologie nous offre l’opportunité d’avoir un recul suffisant pour surmonter le problème.

La méthode de travail adoptée quoique longue et difficile, consiste d’abord en la réalisation, zone par zone, d’ésquisses permettant le repérage des linéaments-accidents et l’évaluation de leurs conséquences structurales : rejets horizontaux déduits des recoupements des grands traits architecturaux (strates, fronts de nappes et d’écailles, accidents…). Cette étude est suivie d’un contrôle systématique de terrain permettant de trier, de quantifier et de vérifier si les linéaments observés correspondent réellement à des accidents. Pour éviter les déformations émanant du support photogéologique, les directions structurales sont corrigèes sur le terrain et reportées sur fond topographique. Un retour à l’analyse photogéologique est nécessaire pour vérifier les observations de terrain.Les cartes de fracturation, ainsi élaborées, reflètent au maximum les réalités du terrain dorsalien. En effet, toutes les précautions ont été prises pour réduire le risque de reproduction aléatoire et fictive de certains accidents.

I.e traitement statistique des cartes de la fracturation est une tendancc relativement récente en géologie structurale: HAMAN (1961), BOUCHE et POULET (1971), TAMAIN (1974), THREET (1973), DU TARTRE (I 982), SAIDESSALAM (1986)… Dans la présente étude, ce traitement est effectué de façon non automatique permettant de comprendre l’acheminement et la nature des résultats. A l’exception du pendage très souvent vertical, les paramètres géométriques utilisés sont :

- La distribution directionnelle des décrochements et leurs longueurs, - La valeur et la nature de leurs rejets horizontaux et la combinaison de ces paramètres.

Les paramètres statistiques utilisés sont la fréquence, la moyenne, l’écart à la moyenne, l’écart-type et les paramètres de dispersion.

Le traitement statistique permet d’appréhender, entre autres:

-la fréquence des classes dominantes en effectif, en rejet dextre ou senestre et en longueur, -les différentes directions de raccourcissment sont fournies par les familles directionnelles majeures dextres et senestres et l’importance relative de ces phases tectoniques.

Du point de vue morphocinématique, le cas idéal des décochements conjugués permet de quantifier les taux de déformation et les directions de compression par la détermination des rejets et des angles de friction interne. L’analyse de la fracturation régionale de la Dorsale calcaire sera menée de la cluse de Talembote vers le détroit de Gibraltar. La majorité des

décrochements observés sont des rampes latérales de type failles de transfert pouvant évoluer dans certaines conditions cinématiques en rampes frontales (Fig.8). Pour des considérations de largeur d’affleurement, la fracturation du Haouz sera examinée dans sa totalité. Entre Tétouan et Talembote et en dépit d’une carte de fracturation détaillée, un certain nombre de secteurs a été séléctionné, essentiellement, en fonction d’une large représentation et d’une chronologie relative nette entre les différentes générations de failles à rejet cartographique.

Partie 2- Chapitre 1

ANALYSE DES RESEAUX DE FAILLES

DU SECTEUR DE HAFET AREJDAL-JELTANE

ET ARIFANE (AU NORD DE CHAOUEN)

Les Hafets Arejdal et Jeltane appatiennent à l’unité interne d’El Babat (NOLD et al., 1977) qui se différencie de l’unité Gorguez par la présense de Trias rouge argilo-détritique d’âge carnien-norien selon MAATE et al.,1993. Elles sont constituées de dolomies grises du Trias-Lias qui ourlent le massif à l'est et à l’ouest, de calcaires blancs et de paléogène marneux discordant (Fig.10). Au sud, les trois écailles horizontales de Jbel Izmamene, qui culmine à 1697m, se distinguent par l’absence d’une couverture paléogène. L’ensemble des Hafet Arejdal, Hafet Jeltane et le massif d’Izmamene est structuré en écailles qui chevauchent la Dorsale externe plisée d’Arifane et de Baya (Fig.9). Les failles de chevauchement à vergence ouest, sont orientées NNW-SSE dans le contact du duplex dorsalien sur l’Oligo-miocène de Bettara et le domaine externe (Tanger interne). Dans b région d’Arifane, ces fronts deviennent WNW-ESE témoignant du jeu senestre de l’accident N3O de Talembole-Oued Laou. De la même façon, l’axe de plissement de la dorsale externe subit une virgation du nord vers le sud passant de N160 à N120. Outre le diaclasage liasique et le débit tangentiel, Hafet Arejdal, Hafet Jeltane et lzmamene sont fortement fracturés lors de trois phases majeures de décrochement à conséquences et cinématiques variables (EL ADRAOUI et AIT BRAHIM (1996-b, 2003, 2007 en cours..).

Limitant les Hafets au nord, l’accident NW-SE senestre de Bouattou a causé leur déplacement relatif vers le SE. L’accident N8O senestre d’Izmamene nord, séparant les deux Hafets de jbel Izmamene, a engendré, par contre, leur transport vers l’ouest. La reprise de l’accident d’Ifahsa lors d’une phase NS tardive a produit de faibles transports dans le sens NS. L’ensemble des décrochements aboutit à un découpage triangulaire du massif Jeltane-Arejdal. Il est signaler que durant les trois phases compressives: EW, NE-5W et NS, les déplacements décrochants des panneaux sont de plus en plus amortis.

II- LES RESEAUX DE DECROCHEMENT

Cinq réseaux ont été observés: NW-SE, ENE-WSW, NNW-SSE, NE-SW et WNW-ESE :

A- LE RESEAU NW-SE

Il est representé par l’accident majeur de Bouattou-Abyati. Cet accident curviligne passe de N125 dans les gorges de oued Abyati ; à N140 à l‘est de Hafet Jeltane et Bettara, à.N 160 à Bouattou, sa terminaison NW, où il fusionne avec le front de chevauchement de la Dorsale interne sur le domaine externe. Long de plus de 12 km, cet accident régional a un rejet senestre pluri—kilométrique attesté par la présence dans le compartiment NE d’unités à Trias rouge et à calcaires à silex du Lias moyen et sup. absents dans le compartiment SW. Son fonctionnement en rampe latérale senestre à causé la disparition, au nord, des assises de la Dorsale externe d’Arifane et Baya. Du point de vue chronologique, l’accident de Bouattou-Abyati décale uniquement les fronts de chevauchement. De ce fait, il sassocie à la première phase de décrochement de compression EW .A l’amont d’oued Abyati, cet accident est décalé par des décrochements N80 senestres de compression NE-SW. Au nord de Hafet Arejdal, le réseau NW-SE senestre est affecté par des décrochements NNW-SSE dextres et NNE SSW senestres de compression NS. A Arifane, le front de chevauchement de la Dorsale interne d’Izmamene sur la Dorsale externe (unité de Hafa En Nator) a fonctionné en décrochevauchement senestre lors de la phase compressive EW.

Fig.9 – Carte de la fracturation du secteur d’Arifane. Remarquer que les fronts de chevauchements (Dorsale interne à l’est sur la Dorsale externe d’Arifane et celle là sur le domaine externe) sont déplacés par des rampes latérales N080 senestres, a: Carte de situation, b: Bloc-diagramme.

Dorsale interne: DG: dolomies grises, Rhétien, CMB: calcaires blancs, Hettangien, g: grès, Oligocène.

B- LE RESEAU ENE-WSW SENESTRE.

Ce réseau est l’équivalent de l’accident de Jebha (BENMAKHLOUF et al., 2005) et d’autres accidents qui segmentent transversalement la Dorsale (EL ADRAOUI et al., 2007) en causant sa translation vers l’WSW: Dar Er Rail, Tassefete, Koudiet Ed Dar, Semsa.... Dans le secteur étudié, ce réseau senestre est représenté par l’accident d’lzmamene nord, autour duquel ce réseau est très dense. A son contact, les fronts de chevauchement, notamment à Arifane et Oulad Didous, subissent des translations vers l’ouest et des torsions anti-horaires en plan lors de la compression NE-SW. Il est fort possible que l’accident lzmamene nord se soit greffé sur un accident paléogéographique transversal de type extensif ayant fonctionné depuis le Lias. En effet, dans le compartiment sud, les écailles d’Izmamene sont dépourvues de couverture tertiaire au moment où les calcaires à silex font défaut, au nord, dans Hafet Jeltane et Arejdal.

Le rejet senestre sur l’accident d’Izmamene nord est difficile à préciser en l’absence d’un repère structural commun affecté. Cependant, dans Hafet Arejdal, un déplacement de 700m vers l’ouest peut être observé au nord d’lssoumatene. Dans la zone d’Arifane-Oulad Didous, les rejets cumulés des décrochements ENE-WSW senestre sont de l’ordre de 1,5km. Le rejet maximal est de 250m au NW de Tassart. II s’agit d’une rampe latérale qui décale l’écaille de Oulad Didous sans affecter l’écaille inférieure de Tassart.

C- LE RESEAU NNW-SSE DEXTRE

Ce réseau est généralement parallèle aux limites des corps sédimentaires et aux fronts d’écailles. Son jeu dextre est indiqué par le décalage des décrochements précédents. A l’amont de l’oued Abyati, la compression NS, après avoir réutilisé en dextre le segment NW de l’accident Bouattou-Abyati, a engendré une nouvelle branche dextre NNW—SSE allant vers Jbel Salah-lfahsa vers le SE. A l’ouest, l’accident de Tassart, orienté NNW-SSE, produit un décalage dextre de plus de 600m de l’écaille antiforme d’Arifane. Au nord, cet accident s’amortit dans les marnes blanches tertiaires où il sera relayé, ensuite, par le décrochevauchement dextre de l’écaille d’Izmamene sur ces mêmes marnes.

Fig. 10- Carte de la fracturation du secteur Hafet Arejdal (HA) et Hafet Jeltane (HG). 1 tr : Trias rouge-2 Trias dolimitique 3-Calcaires infra-liasiques 4- Calcaires à silex. Lias sup 5-Paléogène de Bettara

D- LE RESEAU NE-SW

Avec des jeux mixtes dextres et senestres, il s’agit principalement des décrochemenents conjugués des accidents NW-SE ayant successivement fonctionné pendant les compressions EW et NS. Les déplacements causés par ce réseau NE-SW sont faibles à l’échelle régionale. Les rejets excèdent rarement 100m. Le réseau NE-SW est très peu fréquent, localisé et discontinu dans ce secteur.

E- LE RESEAU N115 SENESTRE

Ce réseau est particulièrement fréquent dans l’arête nord du triangle Arejdal-Jeltane. Les cisaillements senestres découpent intensivement les écailles en blocs de 20 à 100m de longueur, découpage exprimant leur espacement moyen. Les décrochements sont légèrement curvilignes à concavité dirigée vers le NE. Les rejets varient entre 10 et 200m au NE d’Issoumatene. Les rejets cumulés sont pourtant considérables étant donné la grande densité du réseau. Par ses caractéristiques géométriques et cinématiques, le réseau N115-N120 est assimilable au réseau NW-SE senestre dont l’accident Bouattou-Abyati. Il peut représenter une déviation locale de l’axe de raccourcissement à l’intérieur du massif Arejdal-Jeltane comme il peut être une expression des fractures P de Riedel nées pendant le fonctionnement du couloir senestre de l’accident de Bouattou- Abyati.

III- CHRONOLOGIE DES PHASES COMPRESSIVES

L’étude des diverses familles de failles et leurs recoupements au nord de Talembote nous amène à considérer la chronologie suivante (EL ADRAOUI et AIT BRAHIM, 1996-b, 2003 ; AIT BRAHIM et al., 2002, 2003 ; EL ADRAOUI et al., 2007…):

1 - Compression EW:

-Réseau NW-SE: accident Bouattou-Abyati sénestre

-Réseau WNW-ESE: accident senestre intra-Jeltane-Arejdal. -Réseau NE-SW à jeu dextre : conjugué des accidents précédents.

2- Compression NE-SW:

-Réseau ENE-WSW sénestre : exemple : accident lzmamene nord -Accidents rares NNE-SSW dextres: conjugués.

3- Compression NS à WNW-SSE :

-Réseau NW-SE à N160 dextre dont le rejeu de Bouattou-Abyati -Réseau NE-SW à rejeu senestre

-Composante inverse de l’accident Izmamene nord.

4- Distension bidirectionnelle ENE-WSW et NNW-SSE :

-Composante verticale de l’accident Bouattou-Abyati -Composante verticale des accidents NE-SW.

IV- SCENARIO CINEMATIQUE

Pendant la phase EW, le raccourcissement atteint un taux pour lequel une fracturation cisaillante est initiée: décrochements NW-SE senestres et NE-SW conjugués. Les accidents ENE-WSW dextres seraient nés en tant que fractures T de tension dans les couloirs NW-SE. Après un maximum de transport chevauchant et latéral selon la direction N130, il semble que le transfert vers le NW est bloqué par rotation anti-horaire de l’axe de raccourcissement. La suite du mouvement va se manifester de deux manières: (Fig.11) :

-par connexion des accidents N130 senestres avec le front de chevauchement principal de la Dorsale sur le domaine externe. Le mouvement de ce front devient, alors, décrochevauchant

senestre imprimant un mouvement de rotation horaire à ce secteur de la dorsale calcaire (et à l’ensemble de la chaîne calcaire). En effet, sur toute la bordure externe de la Dorsale, entre l’accident de Jebha-Chrafate et Tétouan, les cisaillements NW-SE senestres à grand rejet, fusionnent avec le contact frontal. Au nord d’Issoumatene, ces décrochements senestres découpent les écailles dolomitiques en lobes sans pour autant les traverser pour atteindre l’écaille frontale ; ce qui suggère une tectonique simultanée décrochante et chevauchante. -la rotation anti-horaire de σ1 passant de EW à NE-SW va permettre l’utilisation des fractures ENE-WSW en décrochements senestres. Le sens de transport de la Dorsale devient alors vers l’ouest ou l’WSW. A l’échelle du Rif interne, les décrochements les plus importants assurant un tel transport sont:-l’accident de Jebha-Chrafate (ANDRIEUX, 1971 ; OLIVIER, 1984 ; LEBLANC et OLIVIER, 1984) qui cause la torsion des fronts de chevauchement et des décrochements diagonaux NW-SE senestres tel l’accident d’Ametrasse NW -SE (WILD1 et al., I 977) et l’accident de Bouattou-Abyati mis en évidence dans notre étude. L’accident de Dar Er Raîi, aussi nouvellement découvert, affecte les duplexes de la Dorsale calcaire, au sud de Tétouan, avec un rejet relativement plus faible mais avec les mêmes déformations que celles observées dans le compartiment septentrional de l’accident de Jebha.