Sciences Géologiques. Bulletin Les zones structurales du Maroc hercynien Alain Piqué, André Michard Citer ce document / Cite this document : Piqué Alain, Michard André. Les zones structurales du Maroc hercynien. In: Sciences Géologiques. Bulletin, tome 34, n°2, 1981. Etudes structurales dans le Maroc hercynien. pp. 135-146; doi : https://doi.org/10.3406/sgeol.1981.1597 https://www.persee.fr/doc/sgeol_0302-2692_1981_num_34_2_1597 Fichier pdf généré le 01/04/2019 Résumé Sur la base d'arguments stratigraphiques, sédimentologiques et tectoniques, 9 zones structurales sont distinguées dans le Maroc hercynien. Elles sont regroupées en 4 domaines : — la plate-forme saharienne et sa marge septentrionale, — les zones orientales à plissement précoce et leur marge, — les zones occidentales sans plissement précoce et leur marge, — les zones septentrionales. Abstract On the basis of stratigraphie, sedimentoiogical and tectonic features, 9 structural zones are distinguished in the hercynian belt of Morocco. They constitute 4 structural domains : — the saharian platform and its northern margin, — the eastern zones with an early folding, and their margin, — the western zones, without any early folding, and their margin, — the northern zones. Zusammenfassung Auf die stratigraphischen, sedimentologischen und tektonischen Argumenten basierend werden im herzynischen Marokko 9 strukturale Zonen unterschieden, die den 4 folgenden Gebieten zugeordnet werden können : — die Saharaplatform und ihr nördliches Randgebiet, — die östliche Zone mit früher Faltung und ihr Randgebiet, — die westliche Zohne ohne frühe Faltung und ihr Randgebiet, — die nördlichen Zonen. Sei. Géol., Bull., 34, 2, p. 135 - 146, Strasbourg, 1981 LES ZONES STRUCTURALES DU MAROC HERCYNIEN Alain PIQUÉ* et André MICHARD* : Maroc RÉSUMÉ hercynien. — Sur —Ellesles la plate-forme base sont zonesd'arguments regroupées orientales occidentales septentrionales. saharienne enàstratigraphiques, plissement 4sans domaines etplissement sa marge précoce sédimentologiques septentrionale, précoce et leuretmarge, leur marge, et tectoniques, 9 zones structurales sont distinguées dans le Hercynien - varisque - zones structurales - phase tectonique - déformation intraplaque - bassins intracontinentaux volcanisme pré-orogénique - listostromes - Maroc - Meseta - Atlas - Anti-Atlas INTRODUCTION Le Maroc ne s'est ouvert que depuis une centaine d'années à la recherche géologique. Après les premiers voyages d'exploration (Despujols, 1933), une description systématique du pays est menée, à la fin du XIXe siècle et au début du XXe par L. Gentil. Il sillonne alors la plus grande partie du Maroc septentrional, découvre une chaîne hercynienne entre la plaine côtière et l'Atlas, et propose en 1918 la définition de la Meseta marocaine : « la structure des plateaux (s'étendant au Sud du Rif) est caractérisée par un soubassement paléozoïque plissé, recouvert par des dépôts secondaires transgressifs, en couches généralement horizontales .... à la faveur de l'érosion, l'on peut se rendre compte qu'une grande chaîne, formée à la fin des temps carbonifères (chaîne hercynienne), a été complètement arasée, laissant une pénéplaine depuis recouverte en transgression ... Cette structure du Maroc occidental doit être rapprochée de celle du Plateau central espagnol ou Meseta ibérique ». Par la suite, le défrichage géologique du Maroc paléozoïque est réalisé avec les monographies régionales de Lecointre (1926), Termier (1936) et Gigout(1951) pour la Meseta et les travaux de Neltner (1938) et CHOUBERT (1945) pour l'Anti-Atlas. Parallèlement, se poursuivaient les études stratigraphiques, basées surtout sur le domaine anti-atlasique, mais qui s'étendaient aussi à la Meseta. L'Ordovicien, le Silurien et le Dévonien étaient ainsi particulièrement éclairés, respectivement par Destombes ( 197 1) et HOLLARD (1967). C'est alors que, vers la fin des années 1960, la stratigraphie des séries marocaines étant bien assurée, le besoin d'études tectoniques modernes s'est fait sentir. Une nouvelle floraison de travaux, dont certains sont encore en cours, est venue parfaire notre connaissance des dépôts et des événements paléozoïques du Maroc. On trouvera la référence de ces travaux dans MiCHARD (1976), PIQUÉ (1979) et dans la bibliographie exhaustive de MORIN (1965, 1970, 1979). Cependant, ces travaux sont, pour la plupart, des monographies régionales, et aussi bien la comparaison des régions ainsi décrites que le besoin de relier le Maroc hercynien aux chaînes paléozoïques européenne et nord-américaine rendaient nécessaire une réflexion synthétique fondée sur la reconnaissance des zones structu¬ rales. Comme pour l'Europe moyenne (Kossmat, 1927) et la Péninsule ibérique (LOTZE, 1945), on regroupera dans une même zone structurale des régions dont l'évolution sédimentaire contemporaine est voisine, où les * pétrologie Institut de structurales Géologie (U.L.P.), ». 1 rue Blessig, 67084 Strasbourg Cedex. Equipe de Recherche Associée au CNRS 887 « Géologie et 136 A. Piqué et A. Michard milieux de sédimentation, les faciès engendrés et les provinces faunistiques sont comparables, où les discor¬ dances majeures sont contemporaines, ce qui implique une proximité géographique ou, plus exactement, une continuité longitudinale ; une zone structurale est aussi une zone à l'intérieur de laquelle l'évolution tectonométamorphique est identique, et où les séries sont caractérisées par le même niveau structural. Sur ces bases, une première synthèse fut proposée (Bordonaro et al., 1977), reprise en 1979 (MlCHARD et Piqué). L'évolution rapide des résultats, en particulier en Meseta, nécessite dès à présent une remise à jour de cette synthèse. C'est l'objet de la présente note. LES ZONES STRUCTURALES Le découpage structural classique du Maroc (Choubert et M arçais, 1952) : Anti-Atlas, domaine atlasique (incluant la Meseta) et domaine rifain, traduit l'importance des orogenèses atlasique et rifaine qui ont modelé le pays en érigeant de vastes systèmes montagneux et en séparant des blocs crustaux auparavant continus. C'est le cas, par exemple, de la Meseta et de l'Anti-Atlas, ou de la Meseta et des « boutonnières » atlasiques. L'établis¬ sement des zones structurales hercyniennes nécessite donc que l'on fasse abstraction des mouvements mésozoïques et cénozoïques, et que l'on s'efforce de considérer les terrains paléozoïques resitués dans leur continuité initiale, dans la mesure où des marqueurs, sédimentaires ou autres, le permettent (JEANNETTE et PIQUÉ, 198 1). C'est ainsi que plusieurs zones structurales ont été définies, sur la base essentiellement de l'âge de la tectonique paroxysmale (fig. 1). Les deux premières constituent la plate-forme saharienne et sa marge nord, où la tectonique hercynienne est peu intense (zone 1) ou tardive, d'âge Namurien ou Westphalien (zone 2). Les zones orientales constituent le domaine d'extension de la tectonique d'âge Dévonien supérieur (zone 3), Viséen (zone 4) ou du sillon marginal bordier (zone 5). Les zones occidentales, au contraire, sont affectées, comme les zones méridionales, par une tectonique plus tardive, synmétamorphique (zone 6) ou peu intense (zone 7). Enfin, deux zones septentrionales représentent des domaines d'origine mal connue, où la structuration est certaine¬ ment antéhercynienne (zone 8) ou, polyphasée, est encore à l'étude (zone 9). A — ZONES MÉRIDIONALES 1. Zone 1. La plate-forme saharienne : Bassins de Tindouf et de Béchar Sur un socle ancien, plissé et granitisé au cours d'orogenèses successives dont la dernière est la phase pan-africaine, la série sédimentaire de couverture est presque continue depuis le Protérozoïque supérieur jusqu'au Carbonifère. Dans cette sédimentation de plate-forme, des lacunes stratigraphiques sont connues, par exemple au Cambrien supérieur, au Silurien basai ou au Frasnien moyen, mais il n'existe pas de discordance angulaire. Dans le bassin de Tindouf, l'amplitude des mouvements hercyniens est faible ; ils ne se traduisent que par une régression généralisée au Namurien et le dépôt de molasses continentales plus ou moins ravinantes (Conrad, 1972). Par contre, le Bassin de Béchar reste marin jusqu'au Westphalien moyen-supérieur (Legrand-Blain, 1967) marqué par des dépôts paraliques de houille. Là aussi, le plissement est peu intense. Il s'accentue vers la marge nord du bassin, qui appartient à la zone 2. 2. Zone 2. La marge nord de la plate-forme : Anti-Atlas et Ougarta Laissant de côté l'Ougarta, nous ne nous intéresserons qu'à l'Anti-Atlas marocain. Dans les terrains Protérozoïque supérieur et Paléozoïque inférieur et moyen de l'Anti-Atlas occidental, l'âge exact de la déforma¬ tion hercynienne n'est pas précisé à l'heure actuelle, faute de discordances angulaires décrites ou de mesures radiométriques. On la considère généralement comme un épisode de faible intensité, mais en fait, elle est concentrée dans des zones étroites et allongées où une schistosité nette et un métamorphisme épizonal peuvent Les zones structurales du Maroc hercynien 137 Rq b at Casablanca // Mrirt _// -v / У //i/ / / Khenifra REHAMNA • JBiLETE "Вел-Z ireg Tineghii "BLOC ANCIEN Les noyaux poléozoïques DU CD : Fig. 1 — Carte des zones structurales de la chaîne hercynienne au Maroc (définition des zones voir texte et fig. 2) . apparaître (J eannette et Piqué, 1981). Plus à l'Est, dans la région de Tineghir, Michard et al. ( 198 1) décrivent un olistostrome Dévonien supérieur à Tournaisien (?). Des plis E-W affectent cette série ; ils sont déversés puis écaillés vers le Sud. Plus à l'Est encore, à Ben-Zireg, c'est au Viséen supérieur que se développe une sédimenta¬ tion chaotique (PAREYN, 1961). Au Sud de Ben-Zireg, de part et d'autre de l'oued Zousfana, le Carbonifère est cisaillé et poussé vers le Sud à la limite entre le Namurien et le Bachkirien (Ball et al , 1975). Ainsi, la marge nord de la plate-forme saharienne constitue au Dinantien, au moins dans sa partie orientale, un bassin subsident, probablement continu, alimenté en détritiques par la plate-forme elle-même (MlCHARD et al., 1981) ou peut-être par des zones septentrionales (Pareyn, 1961). Au cours du serrage majeur hercynien, les séries de ce bassin sont plissées et cisaillées. Elles chevauchent alors la plate-forme vers le Sud. 138 A. Piqué et A. Michard В — LES ZONES ORIENTALES, A PLISSEMENTS PRÉCOCES, ET LEUR MARGE 1. Zone 3. La zone de Midelt et le plissement dévonien supérieur . Les boutonnières paléozoïques de Midelt portent à l'affleurement, au sein de la couverture permo-triasique et jurassique restée subtabulaire, des terrains métamorphiques et des roches plutoniques. Les premiers sont des schistes à chlorite et séricite, localement à biotite, qui contiennent des intercalations d'orthoamphibolites. Faute de datations paléontologiques, l'âge de ces terrains n'est pas connu, mais leur faciès rappelle celui du Cambrien moyen à petits lits de tufs ou de coulées basiques bien représenté ailleurs en Meseta. La tectonique synmétamorphique est polyphasée : une première déformation développe des plis subméridiens déversés à l'Est ; elle est suivie par des cisaillements vers le Sud, puis par des serrages post-schisteux (Vauchez, 1976). Les études radiométriques (Tisserant, 1977) permettent de dater le métamorphisme synschisteux à 367 + 7 Ma (X Rb/Sr = 1,42 10-' 'an-'). Cette tectonique intra-dévonienne (Givétien à Famennien)est suivie de la mise en place de granodiorites puis de granites échelonnés entre 346 ± 17 et 304 ± 4 Ma. Par l'âge de sa structuration, cette zone présente une originalité certaine par rapport aux autres domaines mésétiens, où seuls des mouvements épirogéniques ont été décrits à l'époque considérée (HOLLARD, 1978 ; Michard, 1976). Faute d'affleurements suffisamment nombreux dans le domaine atlasique, son extension reste inconnue. On sait seulement qu'elle ne se prolonge pas dans les boutonnières orientales, du Tazekka à Jerada. 2. Zone 4. La zone des boutonnières orientales : du Tazekka à Jerada ; le plissement anté-Viséen supérieur et le complexe volcano-sédimentaire du Viséen supérieur Du massif du Tazekka à celui de Jerada, une suite de boutonnières séparées actuellement par la chaîne moyen-atlasique représente les fragments d'un ensemble probablement continu au Paléozoïque. Cette zone est bien caractérisée, à la fois par sa colonne lithostratigraphique, par la nature du volcanisme et par son évolution tectonique. Les terrains les plus anciens des boutonnières d'Oujda et de Jerada constituent un olistostrome, bien développé au Jorf Ouazzène, d'âge Viséen supérieur (HUVELIN, 1970 a), affecté par la schistosité. En discor¬ dance angulaire sur ces terrains (Tazekka) ou non (El Ghazi et Huvelin, 1981), repose une épaisse série volcano-sédimentaire constituée de tufs et de coulées principalement andésitiques et de brèches. A Jerada, des assises calcaires terminent la sédimentation du Viséen supérieur. Le Namurien est ensuite pélitique, puis le Westphalien est paralique, avec des niveaux marins jusque dans le Westphalien C. Ainsi, le plissement synmétamorphique est antérieur au Viséen supérieur. L'attribution d'un âge Viséen inférieur aux schistes du Tazekka - Mekkam affectés par ce plissement permet de dater de manière précise cette phase, qui serait donc intra-viséenne. Dans le Tazekka, les plis synschisteux sont déversés puis cisaillés vers le NW (Hoepffner, 1978). Ils sont suivis par des plis tardifs généralement déversés au SE, puis par la mise en place d'un massif granitique. A Jerada, les plis post-Viséen supérieur sont des structures N 70 déversées au NNW. Ils affectent la série carbonifère jusqu'au Westphalien C. Cette déformation représente l'équivalent de la phase asturienne d'Europe (Owodenko, 1976 ; Conrad et al., 1980). 3. Zone 5. Zone de Meseta centre-orientale : sillon à wildflyschs du Viséen supérieur et nappes tardives ; d'Azrou aux Jbilete Cette zone borde à l'Ouest celle de Midelt. Elle est continue d'Azrou à Khenifra et elle se prolonge au Sud, peut-être dans l'extrémité sud-orientale des Rehamna, en tous cas dans les Jbilete orientales et la boutonnière d'Aït-Tamlil. Elle est caractérisée, avant tout, par la nature chaotique des terrains du Viséen supérieur, et par la mise en place, au sein du bassin, de terrains allochtones. Cette originalité est commune à l'ensemble de la zone qu'elle contribue à définir. Cependant, l'âge de la tectonique majeure diffère d'Azrou aux Jbilete, et deux sous-zones pourraient de ce fait être distinguées. Les zones structurales du Maroc hercynien 139 — 5 a — A Azrou, il y a continuité de sédimentation entre le Dévonien et le Viséen supérieur (BOUABDELLI, trav. en cours). Ce serait peut-être aussi le cas dans les Jbilete (BORDONARO et al. , 1979). Autrement dit, aucune discordance angulaire n'interrompt cette série, où le Viséen supérieur est, sinon concordant, du moins en simple discordance cartographique sur les terrains antérieurs (Huvelin, 1977). — 5 b — A Mrirt et à Khenifra, par contre, le Viséen supérieur est discordant (Clariond, 1932 ;Termier, 1936 ; Allary et al., 1972 c), et un plissement post-Dévonien moyen (et peut-être supérieur) et anté-Viséen supérieur (Ribeyrolles, 1972) représente la tectonique majeure de la région. On ne sait pas, à l'heure actuelle, si ce plissement synschisteux et synmétamorphique est contemporain, soit du métamorphisme Dévonien supérieur de Midelt, soit des plis intra-viséens du Tazekka. On ne connaît pas, non plus, l'aire d'extension de cette « chaîne anté-viséenne » (Allary et al., 1972 a, b, c), et la nature de ses limites avec les régions voisines. De toutes façons, que ce soit à la suite d'une sédimentation continue, ou en discordance sur des terrains plissés, le Viséen supérieur dépose d'abord des sédiments néritiques puis, le bassin s'approfondissant, un flysch dans lequel apparaissent des niveaux chaotiques (Huvelin, 1967 ; 1977 ; Mullin et ai, 1976). Ce wildflysch est connu à Azrou (Bouabdelli, trav. en cours), Mrirt-Khenifra (Allary et al., 1972 b), dans les Jbilete (Huvelin, 1977) et dans la boutonnière anti-atlasique d'Aït-Tamlil (Jenny et Le Marrec, 1980). Il est considéré par beaucoup comme le précurseur et le témoin de l'avancée dans le bassin de nappes de glissement de Mrirt, de Khenifra, ou des Jbilete. Cependant, ces recouvrements anormaux ont été interprétés différemment dans le SE du Maroc central par Mullin et al. (1976). Pour eux, il ne s'agit pas de nappes gravitaires, mais bien de grands olistolites « dont la mise en place ..... a été déclenchée par l'effet d'une tectonique qui a lieu pendant le remplissage de ce bassin viséen, avant la phase majeure de déformation ». Ailleurs, Muller et al. (1979) distinguent dans « la structure en nappe des Jbilete hercyniennes » des nappes inférieures dont la mise en place est postschisteuse, et des nappes supérieures mises en place avant l'apparition de la schistosité et du métamor¬ phisme. On voit ici qu'une discussion attentive des mécanismes invoqués s'impose, et qu'une distinction est à faire entre olistolites, nappes de glissement et chevauchements ou nappes postmétamorphiques. A l'échelle de la Meseta, le problème des raccords de ce sillon avec les autres zones structurales est posé. Avec la marge nord de la plate-forme saharienne, ses flyschs (Tineghir) et wildflyschs (Ben-Zireg) contemporains, la similitude est claire. Pour Jenny et Le Marrec (1980), elle implique la continuité de ces bassins (zones 5 et 2) qui constituent un arc ceinturant la zone de Midelt. Au contraire, il peut s'agir, pour MiCHARD et al. (1981), de deux bassins différents séparés par la faille du Tizi-n'Test et son prolongement oriental probable. С — LES ZONES OCCIDENTALES, SANS PLISSEMENT PRÉCOCE, ET LEUR MARGE 1. Zone 6. Zone de Meseta centrale L'originalité de cette zone, qui s'étend du Nord du Maroc central au moins jusqu'aux Jbilete centrales, découle de l'addition de plusieurs caractéristiques spécifiques, sédimentologiques et tectoniques. : — La sédimentation est continue durant la majeure partie du Paléozoïque : du Cambrien jusqu'au Namurien, la série ne montre, à la différence de la Meseta orientale, aucune discordance angulaire généralisée. Cependant, des lacunes stratigraphiques et des discordances cartographiques sont nombreuses et elles témoi¬ gnent durant le Paléozoïque inférieur, comme dans l'Anti-Atlas, d'un régime de régressions et transgressions successives sur une plate-forme peu subsidente, et au Paléozoïque supérieur de la surrection relative de blocs de socle. Jusqu'au Dévonien moyen, en effet, la zone de Meseta centrale ainsi que, on le verra, celle de Meseta occidentale, constituent une plate-forme certainement reliée au domaine saharien par l'Anti-Atlas. Sur cette plate-forme, les différentes transgressions déposent une série d'abord détritique puis carbonatée, relativement peu épaisse. A partir du Dévonien supérieur, un bassin se crée dans cette zone le Bassin de Sidi-Bettache (Piqué, 1975, 1976, 1979). Comme ses prolongements méridionaux dans les Rehamna et les Jbilete, il fonctionnera jusqu'au Namurien. Dans ce bassin, les vrais flyschs et les sédiments chaotiques sont rares et toujours localisés à la base de la série, au Dévonien supérieur - Tournaisien et sur les marges du bassin. 140 A. Piqué et A. Michard Par la suite, sur des épaisseurs importantes, s'accumulent des grésopélites et des schistes à Goniatites, avec des niveaux calcareux, des venues volcaniques, puis des molasses : calcaires biodétritiques, grès carbonatés, microconglomérats, schistes à Posidonies. Ce modèle d'évolution du bassin est général en Meseta centrale (Piqué, 1979 ;Gaillet, 1979 ;Bordonaro et al. , 1979), mais l'importance des venues magmatiques dinantiennes est cependant beaucoup plus grande dans le Sud (Jbilete, Rehamna) que dans le Nord. Dans les Jbilete, par exemple, la formation du Sarhlef, d'âge probablement Tournaisien - Viséen inférieur (Bordonaro et al., 1979), est en effet une série volcano-sédimentaire à minéralisation sulfurée (HUVELIN, 1977 ; Bordonaro, trav. en cours) dont les tuffites, les volcanites acides et les sills basiques trouvent leur équivalent, moins développé, dans les niveaux volcaniques septentrio¬ naux (PIQUÉ, 1979 ; Kharbouche, trav. en cours). Les caractères de ce bassin : faible profondeur de dépôt et présence d'un volcanisme bimodal, s'opposent à ceux de la chaîne orientale du Tazekka à Jerada, dont le volcanisme est contemporain. Ils s'opposent aussi à ceux du sillon à wildflyschs des Jbilete orientales. Le passage entre ces deux aires de sédimentation s'observe, actuellement disloqué, dans les Jbilete où les faciès occidentaux du Sarhlef passent latéralement, selon BORDONARO et al. (1979), à ceux, orientaux, du Kharrouba. — La phase majeure de structuration est ici postérieure à une partie au moins du Namurien (Cailleux, 1978). Elle est, par ailleurs, antérieure au Westphalien moyen - supérieur qui est discordant sur un socle profondément érodé. L'intensité de la déformation est très variable : elle est maximale le long de certaines lignes structurales cisaillées, où culmine aussi le métamorphisme. Elle est faible, et le métamorphisme est nul, dans de vastes domaines correspondant aux cœurs synclinoriaux (Piqué, 1979, 1981 ; Piqué et al., 1980). Les plis, le plus souvent à plan axial raide, présentent cependant des déversements localement importants. Il n'est pas possible de définir une direction générale de déversement ; les synclinoriums montrent, en effet, des plis en éventail, à déversement symétrique vers les noyaux anticlinoriaux bordiers. Des chevauchements postmétamorphiques, enfin, sont décrits depuis longtemps en Meseta centrale (MlCHARD, 1969). De faible ampleur vers le Nord de cette zone (Cailleux, 1978 ; Piqué, 1979), ils deviennent plus importants dans les Rehamana (Hoepffner et al., 1975 ; Michard et al, 1978), et surtout dans les Jbilete où, d'après Sougy (1976), ils seraient de véritables nappes. Le Bloc ancien du Haut-Atlas, où la discordance angulaire du Viséen supérieur sur le Cambro-Ordovicien signalée par Huvelin (1970 b) est très douteuse, est encore mal connu, au point de vue tant stratigraphique que tectonique. Cependant, sa colonne stratigraphique est, au moins pour le Paléozoïque inférieur et moyen, très voisine de celle des Jbilete ou des Rehamna centraux. En particulier, l'émersion au Dévonien inférieur y est attestée, comme dans ces régions, par le dépôt des conglomérats rouges de Talmakent (Schaer, 1967). De même, les caractères généraux de sa structuration, dégagés par Petit (1976), l'apparentent à la Meseta centrale. Pour ces raisons, on rattache provisoirement cet ensemble à la zone de Meseta centrale. Dès lors, la limite méridionale de la Meseta centrale est donc la zone d'accidents du Tizi-n'Test (PROUST et al., 1977) qui sépare un domaine septentrional schistifié et épimétamorphique d'un domaine méridional faiblement déformé appartenant à l'Anti-Atlas. Au Nord, la zone de Meseta centrale se termine sur un accident à composante chevauchante qui la sépare du Bloc de Rabat - Tiflet (voir ci-après). Enfin, à l'Ouest, c'est une zone cisaillée complexe qui forme la limite avec le Bloc côtier mésétien. 2. Zone 7. Le Bloc côtier mésétien : Comme la zone de Meseta centrale qu'il borde à l'Ouest, le Bloc côtier est caractérisé par un régime de plate-forme au cours du Paléozoïque inférieur et moyen qui aboutit à une émersion au Silurien supérieur-Dévonien inférieur et moyen dans les Jbilete et les Rehamna centraux et occidentaux, et à l'établissement d'une vaste province récifale ailleurs, au Dévonien inférieur et moyen. A part quelques affleurements d'argilites du Dévonien supérieur au cœur des synclinaux et dans les forages des Doukkala (Barbu, 1977), et une série « famenno-strunienne » rencontrée dans les sondages de Safi, aucun dépôt postérieur au Dévonien moyen n'est connu à l'intérieur de cette région. Il ne s'agit pas du résultat d'une érosion postérieure à la sédimentation, mais il semble au contraire que le Dinantien ne se soit pas déposé ici aussi bien le Tournaisien que le Viséen de la Meseta centrale montrent en effet des faciès de plus en plus littoraux vers l'Ouest (PIQUÉ, 1979). En position Les zones structurales du Maroc hercynien 141 structurale haute durant le Dinantien, le Bloc côtier a constitué une zone d'apport du Bassin de Sidi-Bettache. De ce fait, l'épaisseur de sa couverture paléozoïque est relativement mince, à tel point que sa base affleure dans les Jbilete (calcaire à Archaeocyathus du J. Irhoud) et à El Jadida (rhyolites infra-cambriennes). Ces couches sont peu déformées. D'une manière générale, les petites structures sont absentes et seules existent des mégastructures kilométriques. Leur orientation est méridienne à NE-SW, leur déversement est faible, toujours dirigé vers l'Ouest ou le NW. La schistosité et le métamorphisme sont absents. Le style de cette déformation, qui justifie le terme de Bloc côtier, varie toutefois vers l'Est et le SE, c'est-à-dire vers la Meseta centrale. Dans cette direction, les plis deviennent plus serrés, la schistosité apparaît, accompagnée par le métamorphisme. La limite du Bloc côtier et de la Meseta centrale est une zone, marquée ou non par une cassure : la faille de Bouzniqa entre Rabat et Casablanca, où la dilacération des assises est importante et témoigne d'un cisaillement contemporain du métamorphisme épizonal. Cette zone a été interprétée (Piqué étal, 1980) comme une zone cisaillée d'importance régionale. Cela ne signifie pas, pourtant, qu'elle ait été le siège d'un déplacement latéral important (Michard et ai, 1978). On y observe d'ailleurs des décrochements aussi bien dextres (HOEPFFNER et al., 1975) que sénestres (Chalouan, 1977 ; PIQUÉ, 1979). D — LES ZONES SEPTENTRIONALES 1. Zone 8. La zone de Rabat - Tiflet Elle borde au Nord la zone de Meseta centrale. Du fait de l'exiguïté de ses affleurements (on ne la suit que sur quelques kilomètres avant qu'elle s'enfonce sous les dépôts récents du Rharb), elle demeure assez mal connue. On sait que sa structuration principale est anté-hercynienne (anté-dévonienne), et c'est ce qui la distingue des autres zones mésétiennes, mais l'âge des terrains qui la constituent, aussi bien que l'âge de leur plissement, restent encore conjecturaux. Ces terrains constituent une série épaisse de phyllades vertes ou lie-de-vin et de grès grauwackeux à niveaux microconglomératiques qui passent à des arkoses. Cette série n'est pas datée paléontologiquement : aucune faune n'y a été découverte, aussi son âge est inconnu. Cependant, les faciès rencontrés sont très voisins, quoique plus gréseux, de ceux du Cambrien moyen de la Meseta côtière. En particulier, un affleurement, aujourd'hui disparu sous les eaux de la retenue du barrage du Bou-Regreg, montrait un faciès de « Schistes à trous » à alternances grauwackeuses et carbonatées, tout à fait semblable aux termes de passage Cambrien inférieur - moyen. Sur ces considérations de faciès, un âge Cambrien moyen p.p. peut donc être proposé, sous réserves, pour cette formation. . Cette attribution stratigraphique permet de proposer un âge pour le plissement qui affecte ces terrains et qui développe des plis E-W déversés à couchés vers le Sud, accompagnés par une schistosité cristallophyllienne et un métamorphisme épizonal. Ces structures sont recoupées par le granite de Rabat - Tiflet, daté à 430 ± 2 Ma (Charlot e/ û/. , 1973 ; âge recalculé avec X = 1,42 10-' 'an-'). Si les terrains impliqués dans cette tectonique sont bien Cambrien moyen p.p., le plissement n'est ni hercynien ni précambrien, mais il doit dater du Cambrien supérieur ou de l'Ordovicien. Une autre conséquence découle de ces observations : dans le reste de la Meseta on n'observe nulle part de discordance angulaire entre le Cambrien et l'Ordovicien ; il faut donc que la zone de Rabat - Tiflet, structurée dans l'hypothèse admise au Cambrien supérieur ou à l'Ordovicien, ait été rapprochée, par coulissement ou chevauchement, du reste de la Meseta postérieurement à sa structuration. C'est à cette époque que des coulées basaltiques se mettent en place dans l'Ordovicien à Rabat. Elle apparaît donc, au regard des autres zones mésétiennes, comme un segment exotique dont l'origine et l'extension, d'ailleurs, restent inconnues, même si on a signalé récemment (Wissmann et von Rad, 1979) des granites cataclasés au large d'El Jadida, dont l'aspect rappelle celui du granite de Rabat - Tiflet. Après ce rapprochement, cette zone joue, comme le Bloc côtier, en zone d'apport pour le Bassin de Sidi-Bettache durant le Dévonien supérieur et le Dinantien. Au cours de la tectonique hercynienne, qui ne l'affecte par une crénulation que sur sa marge sud, elle chevauche l'anticlinal de Rabat - Tiflet qui constitue la bordure nord de la zone de Meseta centrale. 142 2. A. Piqué et A. Michard Zone 9. Les noyaux paléozoïques rifains : Au cœur du domaine rifain, des terrains paléozoïques sont engagés dans des unités allochtones mésozoïques unités Sebtides (nappes inférieures, métamorphiques) et Ghomarides (nappes supérieures, peu métamor¬ phiques et sédimentaires). La correspondance de ces séries avec celles des zones internes des chaînes bétiques et avec la Kabylie suggère leur continuité initiale (BOURROUILH et GORSLlNE, 1979). Par contre, les relations entre cet ensemble paléozoïque et la Meseta ne sont pas encore éclaircies. La présence de l'orogenèse hercynienne est prouvée par la discordance du Permien des Ghomarides sur du Paléozoïque où sont datés des niveaux allant du Llandovery au Viséen supérieur - Namurien (in MlCHARD et Chalouan, 1978), et suggérée par des âges radiométriques obtenus dans les Sebtides de Kabylie et du Rif (Peucat et Bossière, 1978 ; Bernard-Griffiths et al., 1977). L'âge de la mise en place du complexe ultrabasique des Beni-Bouchera (Kornprobst, 1974 ; Reuber et al., 1981) n'est toujours pas connu. En Kabylie, une phase tectonique anté-Cambrien supérieur (Bossière et Raymond, 1972 ; Baudelot et Gery, 1979) développe un métamorphisme épizonal. Elle n'a pas encore été retrouvée dans le Rif, mais il est possible qu'elle corresponde à la tectonique anté-hercynienne de la zone de Rabat - Tiflet. centre -orientale Boutonnières orient. Meseta MesetaAzrou Khenifra Tazek ka cotier centrale Jbilete E Mrirt Mekkam Jerada Zone de Zones méridionales Mideit Tineghir Ben -Zireg Tindouf Bechar Permo-Trias Stéphan. Autunien C-D -.-o-o' o. :0.\0.\Ç?:Ç? Westphalien ч/XZX 'XZX/V Namurien Viséen sup. inf. Tournaisien sup. Dévonien m. inf. "Г г AIP 1 , 1 1 1 J [ [ L 1 ; érosionde dépôts Pas postérieure lacune ou p Péliîes silts Discordance angulaire Disc ravinement or dan ce cartographique, F!ysrh Gauchissement, failles W df y s с h Plis amples :X-'] Grès Plis synschisteux Г-о -Ло Cong om e rats mo osse Recouvrements anormaux v v ] Volcanisme bimodal Mise en place de granites Ж jvolcanisme intermédiaire Fig. 2 — Tableau résumant l'évolution géologique des zones structurales délimitées sur la figure 1 (zones septentrionales exceptées) Les zones structurales du Maroc hercynien 143 CONCLUSION Le tableau de la figure 2 regroupe les principaux caractères sédimentaires et tectoniques qui ont été utilisés pour la définition des zones structurales mésétiennes (carte fig. 1). Les zones septentrionales, dont l'origine et les rapports avec le reste de la Meseta demeurent hypothétiques, ne figurent pas dans ce tableau. L'assemblage des autres zones fait ressortir l'individualité de la zone de Midelt et de son plissement hercynien précoce. Au Dinantien, elle est bordée à l'Ouest comme au Sud par un fossé des flyschs, peut-être continu (zones 2 et 5), et des bassins à manifestations volcaniques importantes (zones 4 et 6) puis, plus loin, en disposition « externe », par des zones de plate-forme (zones 7 et 1). En outre, l'âge de la déformation paroxysmale devient de plus en plus récent quand on s'éloigne de cette zone de Midelt, sans qu'on puisse décider actuellement s'il s'agit d'une variation continue ou d'une migration discontinue de « phases » bien individualisées dans les temps : le plissement synmétamorphique est d'âge Viséen en bordure de la zone de Midelt (zones 4 et 5 b), puis NamuroWestphalien plus loin (zones 5 a, 6, 7 et 2), pour disparaître dans la plate-forme saharienne où on quitte l'orogène hercynien. Le déversement des plis, dans une certaine mesure, mais surtout les chevauchements et les nappes, montrent une vergence centrifuge à partir de cette zone de Midelt. Nous ne proposerons pas ici d'explication à cette disposition. Elle nous paraît fondamentale et elle constituera probablement un jalon important dans la compréhension de l'orogenèse hercynienne au Maroc. Manuscrit déposé le 3 mars 1981 Summary : On the basis of stratigraphie, sedimentoiogical and tectonic features, 9 structural zones are distinguished in the hercynian belt of Morocco. They constitute 4 structural domains — the saharian platform and its northern margin, — the eastern zones with an early folding, and their margin, — the western zones, without any early folding, and their margin, — the northern zones. Zusammenfassung : Auf die stratigraphischen, sedimentologischen und tektonischen Argumenten basierend werden im herzynischen Marokko 9 strukturale Zonen unterschieden, die den 4 folgenden Gebieten zugeordnet werden können — die Saharaplatform und ihr nördliches Randgebiet, — die östliche Zone mit früher Faltung und ihr Randgebiet, — die westliche Zohne ohne frühe Faltung und ihr Randgebiet, — die nördlichen Zonen. BIBLIOGRAPHIE Allary A., Andrieux J., Lavenu A. et Ribeyrolles M. (1972 a) — Présence de décrochements dans la Meseta sud-orientale du Maroc central. С. R. Acad. Sei. Paris, 214, p. 653 - 659. Allary A., Andrieux J., Lavenu A. et Ribeyrolles M. (1972 b) — Les nappes hercyniennes de la Meseta sud-orientale (Maroc central). С. R. Acad. Sei. Paris, 274, p. 2284 - 2287. 144 A. Piqué et A. Mi chard : : : Allary A., Andrieux J., Lavenu A. et RibeyrollesM. (1972 c) — La chaîne hercynienne anté-viséenne du Maroc central. Г Réun. ann. Sei. Terre, Paris. Ball E., Fabre J., Guellal S., Megard F. et Moussine-Pouchkine A. (1975) — Sur la présence de cisaillements plats d'âge hercynien dans le Carbonifère de Béchar (Algérie). C. R. Acad. Sei. Paris , 280, p. 2721 - 2724. Barbu A. (1977) — Le concept de zone pétrolière potentielle dans l'exploration du bassin des Doukkala (Maroc occidental). Mines et Géologie, 42, p. 49 - 57. Baudelot S. et Gery B. (1979) — Découverte d'Acritarches du Cambrien supérieur et du Trémadoc dans le massif ancien de grande Kabylie (Algérie). C. R. Acad. Sei. Paris , 288, p. 1513 - 1516. BERNARD-GRlFFiTHSj.,CANTAGRELj.M.etKORNPROBSTj.(1977) — Age des gneiss du Hacho de Ceuta un événement thermique hercynien dans la zone interne du Rif. 5e Réun. ann. Sei. Terre, Rennes. BORDONARO M., CAILLEUX Y., CHALOUAN A., HOEPFFNER C., MlCHARD A. et PlQUÉ A. (1977) — Les zones structurales de la Meseta marocaine. 5e Réun. ann. Sei. Terre, Rennes. Bordonaro M., Gaillet J.L. et MlCHARD A. (1979) — Le géosynclinal carbonifère sud-mésétien dans les Jebilet (Maroc). C. R. Acad. Sei. Paris , 288, p. 1371 - 1374. Bourrouilh R. et Gorsline D. (1979) — Pre-Triassic fit and alpine tectonics of continental blocks in the western Mediterranean. Geo/. Soc. Amer. Bull., 90, p. 1074 - 1083. Bossiere G. et Raymond D. (1972) — Sur l'âge probablement anté-Llanvirn du métamorphisme des schistes satinés au Nord de la Grande Kabylie (Algérie). C. R. Acad. Sei. Paris, 275, p. 641 - 644. Cailleux Y. (1978) — Géologie de la région des Smaala (Massif central marocain). Stratigraphie du Paléozoïque. Tectonique hercynienne. Notes Serv. géol. Maroc, 40, 275, p. 7 - 106. Chalouan A. ( 1977) — Stratigraphie et structure du Paléozoïque de l'oued Cherrat : un segment du couloir de cisaillement de Meseta occidentale (Maroc). Thèse 3e cycle, Strasbourg, inédit. Charlot R., Rhalib M. et Tisserand D. (1973) — Etude géochronologique préliminaire des granites de la région de Rabat - Tiflet (Maroc occidental). Notes Serv. géol. Maroc, 33, 249, p. 55 - 58. Choubert G. (1945) — Sur le Précambrien marocain. C. R. Acad. Sei. Paris, 221, p. 249 - 251. Choubert G. et Marçais J. (1952) — Aperçu structural, in Géologie du Maroc. Notes et Mém. Serv. géol. Maroc , 100, fasc. 1, Г partie et 19e Congr. géol. int., Alger, 1952, Monogr. région., 3e sér. Maroc, n° 6, p. 9 - 73. Clariond L. (1932) — Sur l'extension des mouvements anté-viséens au Maroc. C. R. Acad. Sei. Paris, 195, p. 717 - 718. Conrad J. (1972) — L'âge et les modalités de la régression carbonifère au bord nord du bassin de Tindouf (Sahara occidental). C. R. Acad. Sei. Paris, 274, p. 1780 - 1783. Conrad J., Lys M. et Weyant M. (1980) — Mise en évidence du Carbonifère moyen (Moscovien) au Sahara central — Bassin de Reggan — et conséquences paléogéographiques. Bull. Soc. géol. France , (7), 22, p. 115 - 124. Despujols P. (1933) — Historique des recherches au Maroc (zone française), des origines à 1930. Notes et Mém. Serv. Mines et Carte géol. Maroc, 25, 82 p. Destombes J. (1971) — L'Ordovicien au Maroc. Essai de synthèse stratigraphique. Colloque Ordovicien-Silurien, Brest, 1971. Mém. Bur. Rech. géol. min., 13, p. 237 - 263. Gaillet J.L. (1979) — Sur les relations entre les Schistes du Sarhlef et le Flysch du Kharrouba dans le massif hercynien des Jebilet (Maroc). C. R. Acad. Sei. Paris , 288, p. 791 - 794. GENTIL L. (1918) — Notice sur les titres et travaux scientifiques de L. Gentil. Larose édit., Paris, 132 p. EL Ghazi O. et Huvelin P. (1981) — Présence d'un olistostrome dans le Viséen supérieur volcanosédimentaire de Tanncherfi (Maroc oriental) : simultanéité de la resédimentation et de l'activité volcanique. C. R. Acad. Sei. Paris, 292, p. 91 - 96. GlGOUT M. (1951) — Etudes géologiques sur la Meseta marocaine occidentale (arrière-pays de Casablanca, Mazagan et Safi). Trav. Inst. sei. chér., 3, et Notes et Mém. Serv. géol. Maroc, 86, 507 p. Hoepffner C., Jenny P. et Piqué A. (1975) — La tectogenèse hercynienne dans le massif des Rehamna (Maroc). Ecaillages et coulissements synmétamorphiques en bordure du môle côtier mésétien. Sei. Géol., Bull., 28, p. 179 - 203. Les zones structurales du Maroc hercynien 145 : : : : Hoepffner C. (1978) — Le massif paléozoïque du Tazekka (Maroc) ; analyse des déformations liées à un linéament tectonique. Sei. Géol., Bull., 31, p. 33 - 44. Hollard H. (1967) - Le Dévonien du Maroc et du Sahara nord-occidental. Internat. Symp. Devonian Syst., Calgary, 1967, I, publ. Alberta Soc. Petrol. Geol., p. 203 - 244. Hollard H. (1978) — L'évolution hercynienne au Maroc. Z. dt. Geol. Ges., 129, p. 495 - 512. Huvelin P. (1967) — Nappe de glissement précoce hercynienne dans les Jebilet (Maroc). C. R. Acad. Sei. Paris, 265, p. 1039 - 1042. Huvelin P. (1970 a) — Chevauchements et écaillages précoces hercyniens des terrains antéviséens dans le domaine atlasique (Maroc). C. R. Acad. Sei. Paris, 270, p. 2760 - 2763. Huvelin P. (1970 b) — Discordance angulaire du Viséen supérieur sur du Cambro-Ordovicien probable dans la région d'Asni (Haut-Atlas de Marrakech, Maroc). Notes Serv. géol. Maroc, 30, 225, p. 7 - 10. Huvelin P. (1977) — Etude géologique et gîtologique du massif hercynien des Jebilet (Maroc occidental). Notes et Mém. Serv. géol. Maroc, 232 bis, 308 p. Jeannette D. et Piqué A. (1981) — Le Maroc hercynien plate-forme disloquée du craton ouest-africain. C. R. Acad. Sei., Paris, 293, p. 79 - 82. Jenny J. et Marrec A. Le (1980) — Mise en évidence d'une nappe à la limite méridionale du domaine hercynien dans la boutonnière d' Aït-Tamlil (Haut-Atlas central, Maroc). Eclog. geol. Helv. , 73, p. 68 1 - 696. Korn probst J. (1974) — Contribution à l'étude pétrographique et structurale de la zone interne du Rif (Maroc septentrional). Notes et Mém. Serv. géol. Maroc, 251, 256 p. Kossmat F. (1927) — Gliederung des varistlichen Gebirgsbaues. Abh. Sächs. geol. Landesamt, 1, p. 1 - 39. Lecointre G. (1926) — Recherches géologiques dans la Meseta marocaine. Mém. Soc. Sei. natur. Maroc, 14, 158 p. Legrand-Blain M. (1967) — Précisions sur la stratigraphie de la série des calcaires du Djebel Béchar (Namurien - Moscovien) à l'E de Béchar (Algérie). Bull. Soc. géol. France, (7), 9, p. 298 - 306. LOTZE F. (1945) — Zur Gliederung der Varisziden der iberischen Meseta. Geotekton. Forsch,, 6, p. 78 - 92. Michard A. (1969) — Fractures profondes et décrochements dans les Rehamna (Maroc hercynien). C. R. somm. Soc. géol. Fr., 3, p. 89 - 90. Michard A. (1976) — Eléments de géologie marocaine. Notes et Mém. Serv. géol. Maroc, 252, 408 p. Michard A., HoepffnerC. et Jenny P. (1978) — Le couloir de cisaillement calédono-hercynien de la Meseta occidentale sur la transversale de Mechra-ben-Abbou (Rehamna, Maroc). Bull. Soc. géol. France, (7), 20, p. 889 - 894. Michard A. et Chalouan A. (1978) — Présence de l'orogène varisque dans le socle interne rifo-kabyle (microplaque d'Alboran s.l.). C. R. Acad. Sei. Paris, 287, p. 903 - 906. Michard A. et Piqué A. (1979) — The Variscan Belt in Morocco structure and Developmental Model, in : The Caledonides in U.S.A. D. Wones édit. , Department of Geological Sciences VPI and SU, Blackburg, Mém. 2, p. 317 - 322. Michard A., Yazidi A., Benziane F., Hollard H. et WillefertS. (1981) — Appalachian thrusts and olistostromes on the Pre-Saharian margin of the Variscan orogen The Tineghir traverse, Morocco. Soumis à Geology. Morin Ph. (1965, 1970, 1979) — Bibliographie analytique des Sciences de la Terre. Maroc et régions limi¬ trophes. Notes et Mém. Serv. géol. Maroc , 182 (1956), 1724 p. ; 212 (1970), 408 p. ; 270 (1979), 755 p. Muller J., Ramsay D., Sougy J. et Sturt B. ( 1979) — Structure en nappes des Jebilet hercyniennes (Meseta marocaine). 10e Coll. Géol. afr., Montpellier, 1979, rés. Mullin P., Ben Said M. et Kelling G. ( 1976) — Les nappes hercyniennes au sud-est du Maroc central ; une nouvelle interprétation. C. R. Acad. Sei. Paris, 282, p. 827 - 830. Neltner L. (1938) — Etudes géologiques dans le Sud marocain (Haut-Atlas et Anti-Atlas). Notes et Mém. Serv. géol. Maroc, 42, 298 p. Owodenko B. (1976) — Le bassin houiller de Jerada (Maroc oriental). Essai de synthèse et de paléogéogra¬ phie. Notes et Mém. Serv. géol. Maroc , 207 bis, 148 p. Pareyn C. (1961) — Les massifs carbonifères du Sahara sud-oranais. Publ. Centre Rech, sahariennes, CNRS, Paris, sér. Géol., 1 Stratigraphie et tectonique, 325 p. 146 A. Piqué et A. Miehard : Petit J.P. (1976) — La zone de décrochements du Tizi n'Test (Maroc) et son fonctionnement depuis le Carbonifère. Thèse 3e cycle, Montpellier. PEUCAT J.J. et Bossiere G. (1978) — Mise en évidence d'un plutonisme paléozoïque en Grande Kabylie (Algérie). 6e Réun. ann. Sei. Terre, Orsay. Piqué A. (1975) — Différenciation des aires de sédimentation au Nord-Ouest de la Meseta marocaine ; la distension dévono-dinantienne. C. R. Acad. Sei. Paris , 281, p. 767 -770. Piqué A. (1976) — Evolution sédimentaire du Nord-Ouest de la Meseta marocaine au cours du Carbonifère. Les étapes du comblement du bassin. C. R. Acad. Sei. Paris , 282, p. 957 - 970. Piqué A. (1979) — Evolution structurale d'un segment de la chaîne hercynienne : la Meseta marocaine nord-occidentale. Thèse Sei., Strasbourg et Sei. Géol., Mém., 56, 243 p. Piqué A., Jeannette D. et Michard A. (1980) — The western Meseta shear zone, a major and permanent feature of the Hercynian belt in Morocco. Structural Geology , 2, p. 55 - 61. Piqué A. (1981) — Un segment de chaîne intracontinentale la Meseta marocaine nord-occidentale. Influence de fractures du socle précambrien sur la sédimentation et la déformation de la couverture paléozoïque. Bull. Soc. géol. France, 23, p. 3 - 10. Proust F., Petit J.P. et Tapponnier P. (1977) — L'accident du Tizi-n'Test et le rôle des décrochements dans la tectonique du Haut-Atlas occidental (Maroc). Bull. Soc. géol. France, (7), 19, p. 541 - 551. Reuber I., Michard A., Chalouan A., JuteauT. et Jermoumi B. (1981) — Structure and emplacement of the alpine-type peridotites from Beni-Bousera, Rif, Morocco : a polyphase tectonic interpretation. Tectonophysics, à paraître. Ribeyrolles M. (1972) — Etude tectonique et microtectonique d'un segment de chaîne hercynienne dans la partie sud-orientale du Maroc central (région située entre Aguelmous et Mrirt). Thèse 3e cycle, Montpellier. Schaer J.P. (1967) — Interférence entre les structures du socle et celles de la couverture dans le Haut-Atlas marocain, in : « Etages tectoniques » (Colloque Neuchâtel), La Baconnière édit., Neuchâtel, p. 297 - 305. Sougy J. (1976) — Existence d'une importante tectonique tangentiale avec nappes repliées dans les Jebilet occidentales et centrales (Meseta marocaine hercynienne). Trav. Lab. Sei. Terre, St Jérôme, Marseille, (B), 12, 41 p. Termier H. (1936) — Etudes géologiques sur le Maroc central et le Moyen-Atlas septentrional. Notes et Mém. Serv. géol. Maroc, 33, 1566 p. Tisserant D. (1977) — Les isotopes du strontium et l'histoire hercynienne du Maroc. Etude de quelques massifs atlasiques et mésétiens. Thèse 3e cycle, Strasbourg. Vauchez A. (1976) — Les déformations anté-triasiques dans la boutonnière d'Aouli - Mibladen (Midelt, Maroc). C. R. Acad. Sei. Paris , 282, p. 425 - 428. Wissmann G. et Rad U. von ( 1979) — Seismic structure, continental basement, and Mesozoic sediments from the Mazagan Plateau of Morocco. « METEOR » Forsch. - Ergebnisse, С, 31, p. 1 - 20.
