# Analyse structurale et reconstitution des paléochamps de contraintes tardi-hercyniens dans la boutonnière d'Aouli (massif de la Haute Moulouya, Maroc)

## Structural analysis and reconstruction of the Late Hercynian paleostress in the Aouli inlier (Upper Moulouya massif, Morocco)

Driss Yaagoub<fnref n="1" />*, Saïd Hinaje<fnref n="1" />, Mohamed El Fartati<fnref n="2" />

## RÉSUMÉ

La boutonnière d'Aouli fait partie du massif de la Haute Moulouya situé à la jonction du Moyen Atlas et du Haut Atlas central où affleurent un socle paléozoïque et une couverture méso-cénozoïque discordante. Le but de ce papier est de décrire les principaux systèmes de failles et fractures qui ont contribué à la structuration de la région durant son évolution tectonique, ainsi que la reconstitution des paléochamps de contraintes au cours de la période tardi-hercynienne. Ceci en utilisant une approche multidisciplinaire avec des levés et mesures de terrain associés aux calculs des tenseurs de contraintes. L'analyse structurale nous a permis de distinguer des accidents principaux affectant le socle paléozoïque et sa couverture méso-cénozoïque à l'échelle plurikilométrique, ainsi que des accidents secondaires dont l'influence ne s'observe qu'à l'échelle des centaines de mètres à quelques kilomètres. La distribution spatiale de ces failles montre les systèmes de directions suivants: (i) le système NNE-SSW à NE-SW; (ii) le système ENE-WSW à E-W; (iii) le système WNW-ESE à NW-SE et (iv) le système NNW-SSE à N-S. La reconstitution des paléochamps de contraintes tardi-hercyniens nous a permis de mettre en évidence une phase de déformation cassante compatible avec un régime tectonique régional décrochant à transpressif. Cette phase est caractérisée par un axe de contrainte maximal σ1 subhorizontal à horizontal avec une direction subméridienne et un axe minimal σ3 également subhorizontal à horizontal avec une direction subéquatoriale. Ce régime tectonique est responsable du jeu décrochant senestre des failles NNE-SSW à NE-SW, dextre des failles NW-SE et décrochevauchant des failles ENE-WSW à E-W, ainsi que l'apparition de fentes de tension subméridiennes.

**Mots clés:** Analyse structurale; Paléochamps de contraintes; Tardi-hercynien; Boutonnière d'Aouli; Haute Moulouya.

Recibido el 6 de julio de 2022; Aceptado el 22 de diciembre de 2022; Publicado online el 24 de febrero de 2023

**Citation / Cómo citar este artículo:** Yaagoub, D. et al. (2023) Analyse structurale et reconstitution des paléochamps de contraintes tardi-hercyniens dans la boutonnière d'Aouli (massif de la Haute Moulouya, Maroc). Estudios Geológicos 78(2): e149. https://doi.org/10.3989/egeol.44749.620

**Copyright:** ©2023 CSIC. This is an open-access article distributed under the terms of the Creative Commons Attribution 4.0 International (CC BY 4.0) License.

<footnote n="1">¹ Laboratoire Systèmes Intelligents, Géoressources et Energies Renouvelables (SIGER), Université Sidi Mohammed Ben Abdellah, Faculté des Sciences et Techniques, Fès, Maroc. Emails. ORCID ID: https://orcid.org/0000-0001-9389-3925; https://orcid.org/0000-0002-7375-7798</footnote>

<footnote n="2">² Laboratoire Multidisciplinaire de Recherche et Innovation, Faculté Polydisciplinaire de Khouribga, Université Sultan Moulay Slimane, Khouribga, Maroc. ORCID ID: https://orcid.org/0000-0002-3406-0234</footnote>

<footnote>*Corresponding author: yaagoub.driss@gmail.com</footnote>
## ABSTRACT

The Aouli inlier is part of the Upper Moulouya Massif located at the junction of the Middle Atlas and the central High Atlas, where outcrop a Paleozoic basement and an unconformably overlying Meso-Cenozoic cover. The aim of this paper is to describe the main fault and fracture systems that contributed to the structuring of the region during its tectonic evolution, as well as the reconstruction of the paleostress fields during the Late Hercynian period. This was achieved using a multidisciplinary approach with field surveys and measurements associated with stress tensor calculations. The structural analysis allowed us to distinguish the main faults affecting the Paleozoic basement and its Meso-Cenozoic cover on a multi-kilometer scale, as well as secondary faults whose influence can only be observed at the scale of a few hundred meters to a few kilometers. The spatial distribution of these faults shows the following directional systems: (i) the NNE-SSW to NE-SW system; (ii) the ENE-WSW to E-W system; (iii) the WNW-ESE to NW-SE system; and (iv) the NNW-SSE to N-S system. The reconstruction of the Late Hercynian paleostress fields allowed us to highlight a brittle deformation phase consistent with a regional strike-slip to transpressional tectonic regime. This phase is characterized by a subhorizontal to horizontal maximal σ1 stress axis with a submeridian direction, and a minimal σ3 axis also subhorizontal to horizontal with a subequatorial direction. This tectonic regime is responsible for NNE-SSW to NE-SW sinistral strike-slip faults, NW-SE dextral strike-slip faults, and ENE-WSW to E-W reverse faults with strike-slip component, as well as the development of submeridian tension gashes.

**Keywords:** Structural analysis; Paleostress fields; Late Hercynian; Aouli inlier; Upper Moulouya.

## Introduction

Le massif de la Haute Moulouya correspond à une large dépression qui se ferme en coin à la jonction du Moyen Atlas et du Haut Atlas central (Fig. 1). C'est

une cuvette dominée au Nord et à l'Ouest par le Moyen Atlas, au Sud par le Haut Atlas, alors qu'elle se poursuit vers l'Est par le bassin de la Moyenne Moulouya (Fig. 1). La cuvette de la Haute Moulouya constitue l'extrémité occidentale de la Meseta maroco-ora-

<figure><img src="image_1.png" /><figcaption>**Figure 1.**-Situation géographique et cadre géologique général du massif de la Haute Moulouya, modifié à partir de la carte géologique du Maroc au 1/1.000.000 (d'après Hollard et al., 1985).</figcaption></figure>
naise (Emberger, 1965a). Elle correspond au domaine
le plus interne de la chaîne varisque du Maroc (e.g.,
Tisserant, 1977; Clauer et al., 1980; Hoepffner, 1987;
Rhinane, 1990; Hoepffner et al., 2005, 2006; Michard
et al., 2010). La série stratigraphique comprend des
terrains métamorphiques, plutoniques et hypovolca-
niques paléozoïques qui affleurent au sein de deux
boutonnières principales: la boutonnière d'Aouli si-
tuée au Nord de la ville de Midelt et celle de Boumia
située plus à l'Ouest (Fig. 1). Le socle paléozoïque
est recouvert par des formations sédimentaires et vol-
caniques méso-cénozoïques (Fig. 1). Le massif de la
Haute Moulouya est encadré par trois accidents ma-
jeurs qui ont joué un rôle très important lors de son
 évolution géodynamique et structurale: (i) l'Accident
Aouli Ksabi (AAK) (Dagallier, 1977) orienté NE-SW
et qui sépare la Haute Moulouya de la Moyenne Mou-
louya (Fig. 1); (ii) l'Accident Sud Moyen Atlasique
(ASMA) (Laville, 1977; Fedan, 1988) ou Accident
des Aït Oufella (Du Dresnay, 1988; Herbig, 1988) de
direction NE-SW et qui sépare la Haute Moulouya
du Moyen Atlas (Fig. 1) et (iii) l'Accident Nord Haut
Atlasique (ANHA) (Sébrier et al., 2006; Missenard
et al., 2007) de direction ENE-WSW qui sépare la
Haute Moulouya du Haut Atlas (Fig. 1). Le massif de
la Haute Moulouya renferme plusieurs gisements mi-
niers à Pb-Zn, Ba, F, Cu, Ag, Mn, Fe qui en lui font
l'une des plus importantes provinces métallogéniques
du Maroc couvrant une superficie globale d'environ
1875 km² (75 x 25 km). Il constitue l'un des pre-
miers producteurs du Pb au Maroc avec un tonnage
qui dépasse 31 Mt de minerai de Pb à 4,5 % environ
(Annich & Rahhali, 2002; Rahhali, 2002). Les occur-
rences minérales de la Haute Moulouya se présentent
sous forme de trois types de gisements miniers: filo-
nien hydrothermal (Aouli), red beds (Zeida) et MVT
(Mississippi Valley-Type, Mibladen) (Fig. 1) (Moussu,
1954; Amade, 1965; Emberger, 1965a, 1965b; Felenc
& Lenoble, 1965; Dagallier, 1973, 1977; Schmitt,
1976; Dagallier & Macaudière, 1987; Jébrak et al.,
1998; El Jaouani, 2001; Naji, 2004; Margoum, 2015;
Raddi et al., 2011; Margoum et al., 2015; Bouabdel-
ah & Sangster, 2016; Bouabdellah & Margoum 2016;
Yaagoub et al., 2021a, 2021b, 2021c; Yaagoub, 2022;
Yaagoub & Hinaje, 2022).

La boutonnière d'Aouli est localisée dans la partie nord-orientale du massif de la Haute Moulouya,

au Nord de la ville de Midelt (Fig. 1). Au cours de
son histoire géologique, cette boutonnière a connu
la superposition de plusieurs événements tecto-
niques relatifs aux orogenèses varisque et atlasique
(Emberger, 1965a, 1965b; Hoepffner, 1987; Filali,
1996; Morel et al., 1993; Zouine, 1993; Naji, 2004;
Yaagoub et al., 2022). La reconstitution des paléo-
champs de contraintes méso-cénozoïques associés
à l'évolution tectono-sédimentaire des bassins et la
mise en place des minéralisations hydrothermales a
été bien établie dans des travaux récents (Yaagoub
et al., 2021a, 2021b, 2021c; Yaagoub et al., 2022).
Cependant, la reconstitution des paléochamps de
contraintes et l'évolution structurale tardi-hercy-
nienne associée n'ont pas fait objet d'études précé-
dentes très approfondies. En outre, l'analyse de la
fracturation et l'étude de la déformation tardi-hercy-
nienne de la boutonnière d'Aouli constitue une étape
très importante pour la compréhension de l'évolu-
tion structurale de la chaîne varisque du Maroc, no-
tamment dans sa partie orientale.

Dans ce papier, nous utilisons une approche mul-
tidisciplinaire incluant les techniques classiques des
travaux de terrain (coupes lithostratigraphiques et
structurales, cartographie des structures cassantes et
analyses structurales à différentes échelles) associés
à la reconstitution des paléochamps de contraintes
tectoniques dans la boutonnière d'Aouli. Les prin-
cipaux objectifs envisagés dans ce travail sont: (i) la
mise en évidence des systèmes de failles et fractures
responsables de la structuration de la boutonnière
d'Aouli au cours de son histoire géologique, ainsi
que leur distribution spatiale et (ii) la mise en évi-
dence des événements tectoniques tardi-hercyniens,
les principales structures et les états de contraintes
qui leur sont associés. Les résultats des analyses
structurales et du calcul des tenseurs de contraintes
sont présentés sur un ensemble de stéréogrammes,
de rosaces directionnelles, de diagrammes de distri-
bution de densité et de cartes paléotectoniques de la
boutonnière d'Aouli.

Méthodes

Dans le présent travail, l'analyse de la déforma-
tion cassante est basée sur: (i) la cartographie des
structures géologiques à différentes échelles; (ii) la
réalisation des coupes géologiques dans l'ensemble de la boutonnière d'Aouli et sa périphérie et (iii) les mesures microtectoniques de terrain (directions, pendages et sens des mouvements des failles, pitch des stries et des tectonoglyphes). L'âge des formations géologiques affectées par ces failles permet de caractériser et de trier les épisodes tectoniques associés aux phases de déformation.

La reconstitution des paléochamps de contraintes est basée essentiellement sur le calcul des tenseurs de contraintes qui s'appuie sur l'hypothèse de Bott (1959). Selon cette hypothèse, le champ de contrainte est uniforme dans l'espace et dans le temps. Les tenseurs de contraintes sont caractérisés par quatre paramètres principaux: (i) la direction et le plongement des trois axes principaux de contraintes σ1, σ2, σ3 avec σ1 ≥ σ2 ≥ σ3 ≥ 0 et (ii) le rapport de forme de l'ellipsoïde de contrainte R = (σ2-σ3) / (σ1-σ3) avec 0 ≤ R ≤ 1. Ce rapport donne à la fois la magnitude relative de l'axe σ2 par rapport aux axes σ1 et σ3 et la forme de l'ellipsoïde de contrainte correspondant (Bishop, 1966; Angelier, 1989, 1991, 1994; Gephart & Forsyth, 1984; Vandycke & Bergerat, 1992; Lund & Townend, 2007; Sippel, 2009; Delvaux, 2012; Tranos, 2017). Les tenseurs de contrainte calculés permettent de définir trois principaux régimes tectoniques déterminés par la nature des axes verticaux de contrainte: (i) un régime extensif lorsque σ1 est vertical; (ii) un régime décrochant lorsque σ2 est vertical et (iii) un régime compressif lorsque σ3 est vertical. A l'intérieur de ces trois grands types, les régimes tectoniques varient également en fonction de la valeur du rapport de forme R: extension biaxiale (σ1 vertical, 0 < R < 0.25), extension pure (σ1 vertical, 0.25 < R < 0.75), transtension (σ1 vertical, 0.75 < R < 1 ou σ2 vertical, 1 < R > 0.75), décrochement pur (σ2 vertical, 0.75 < R > 0.25), transpression (σ2 vertical, 0.25 < R > 0 ou σ3 vertical, 0 < R < 0.25), compression pure (σ3 vertical, 0.25 < R < 0.75) et compression biaxiale (σ3 vertical, 0.75 < R < 1). Le régime tectonique régional peut être exprimé numériquement en utilisant un indice du régime de contraintes R' qui un dérivé du rapport R (Delvaux et al., 1997) et dont les valeurs varient de 0 à 1 pour les régimes extensifs, de 1 à 2 pour les régimes décrochants et de 2 à 3 pour les régimes compressifs.

Les rosaces directionnelles et les diagrammes de distribution des densités des traces polaires des failles et des axes principaux de contraintes sont établis à l'aide du programme Stereonet (version 10.0). Le traitement automatique des mesures microtectoniques des failles striées et des fentes de tension est réalisé grâce au Programme Win-Tensor (version 5.8.9) (Delvaux, 1993; Delvaux et al., 1997; Delvaux & Sperner, 2003; Delvaux & Barth, 2010; Delvaux, 2012). L'inversion tectonique des données cinématiques collectées est réalisée en utilisant la méthode des "Dièdres Droits" établie par Angelier & Mechler (1977) et développée par Delvaux & Sperner (2003). Le tenseur de contrainte obtenu à l'aide de cette méthode est utilisé par la suite dans la méthode des "Optimisations Rotationnelles" (Delvaux & Sperner, 2003) basée sur une fonction composite F5 qui doit être minimisée. Pour les failles striées, cette fonction minimise l'écart angulaire entre la strie réelle et la strie calculée et maximise l'amplitude de la contrainte de cisaillement pour vaincre la friction et favoriser le glissement sur le plan de la faille (Angelier, 1991; Delvaux & Sperner, 2003). Pour les fentes de tension, elle minimise à la fois l'amplitude de la contrainte normale et la contrainte tangentielle pour favoriser l'ouverture de la fracture et éviter le glissement sur son plan (Angelier, 1991, 1992; Delvaux & Sperner, 2003). Les résultats montrant des valeurs de la fonction F5 > 20 pour les fentes de tension et F5 > 22 pour les failles striées ne sont pas prises en considération (Delvaux & Sperner, 2003).

## Cadre géologique

Les terrains qui affleurent dans la boutonnière d'Aouli sont représentés par un socle paléozoïque schistosé et granitisé lors de l'orogenèse varisque, sur lequel repose en discordance angulaire majeure une épaisse série méso-cénozoïque (Fig. 2). Les formations du Paléozoïque sont représentées essentiellement par des métasédiments cambro-orodoviciens (schistes à chlorite, schistes à séricite et quartzites) (Hoepffner, 1987; Rhinane, 1990). Ces métasédiments, alternés avec niveaux méta-volcaniques, correspondent à d'anciennes flyschs turbiditiques déposées dans le contexte d'une marge continentale active (Vauchez, 1976; Filali,
<figure><img src="image_2.png" /><figcaption>Figure 2.-Carte géologique de la boutonnière d'Aouli et sa périphérie (Emberger, 1965a, modifiée).</figcaption></figure>

1996; Filali et al., 1999). Ils sont intercalés par des lentilles et des sills d'amphibolites correspondant à des dolérites (Emberger, 1965a), ou à des anciennes coulées basaltiques alcalines du type plateau (Ganzeev & Mitiaev, 1978) témoignant du stade de rifting intraplaque de la bordure nordouest du Paléo-Gondwana au cours du Paléozoïque inférieur (Ouali et al., 2001). L'ensemble des formations précédentes a subi un métamorphisme régional épizonal (Hoepffner, 1987; Filali, 1996; Dahire, 2004; Elabouyi, 2020). Ce métamorphisme de faible degré du faciès de schistes verts a engendré des paragenèses à biotite ± grenat. Il est daté à 366 ± 7 Ma (Rb/Sr roche totale: Tisserant, 1977; Clauer et al., 1980), ce qui correspond à la phase de déformation synschisteuse éo-varisque de la Meseta orientale du Maroc (Michard et al., 2010). Cette phase de déformation D1 est matérialisée dans la boutonnière d'Aouli par des plis isoclinaux couchés P1 (Vauchez, 1976; Hoepffner, 1987). Elle est suivie par une phase tardive post-westphalienne D2, matérialisée par des plis P2 à charnière courbe ou parfois en fourreau, et associés à une schistosité de crénulation (Hoepffner, 1987).

Les unités épimétamorphiques cambro-ordoviennes de la boutonnière d'Aouli sont intrudées par plusieurs massifs granitiques varisques (Figs. 2 & 3). Ces granitoïdes sont datés entre 347 ± 17 et 319 ± 12 (Rb/Sr roche totale: Tisserant, 1977; Clauer et al., 1980), puis entre 333 ± 2 et 319 ± 1.5 Ma (U/Pb sur zircon: Oukemeni, 1993; Oukemeni et al., 1995). Ils sont responsables d'un métamorphisme thermique avec une large auréole caractérisée par une zone à biotite dans ses parties externes, qui évolue en une zone à sillimanite aux contacts des granitoïdes (Filali, 1996; Dahire, 2004; Elabouyi et al., 2019; Elabouyi, 2020). Les granitoïdes de la boutonnière d'Aouli comprennent trois suites magmatiques caractérisées par une acidité croissante de l'Est vers l'Ouest (Emberger, 1965a; El Mouraouah et al., 1993; El Mouraouah, 1993; Oukemeni, 1993; Oukemeni & Bourne, 1994; Filali, 1996; Filali et al., 1999; Dahire et al., 2002; Dahire, 2004; Elabouyi et al., 2019; Elabouyi, 2020) (Fig. 2): (i) une suite basique à intermédiaire (granitoïdes d'El Hassir au sud de Sidi Ayad); (ii) une suite métallumineuse (pluton principal des granites à biotite gris et roses) et (iii) une suite anatectique peralumineuse (granites
<table><caption>**Figure 3.**-Log stratigraphique synthétique de la Haute Moulouya et minéralisations hydrothermales associées (gisements d'Aouli, Zeida et Mibladen).</caption><thead><tr><th></th><th>Ages</th><th>Lithologie</th><th>Minéralisations associées</th></tr></thead><tbody><tr><td rowspan="10">Cénozoïque</td><td>Quaternaire</td><td>Conglomérats de terrasses, siltites, alluvions et laves volcaniques</td><td rowspan="10">Remplissage de fractures et imrégnations des conglomérats en Pb-Zn, Ba et Cu</td></tr><tr><td>Mio-Pliocène</td><td>Marnes et calciares lacustres</td></tr><tr><td>Oligo-Miocène</td><td>Molasses</td></tr><tr><td>Discordance</td><td>Conglomérats et siltites</td></tr><tr><td>Cénomano-Turonien</td><td>Calcaires à bancs lumachelliques</td></tr><tr><td>Infracénomanien</td><td>Marnes à gypse</td></tr><tr><td>Discordance</td><td>Conglomérats et grès chenalisés</td></tr><tr><td>Bajocien</td><td>Marnes verdâtres à minces bancs de calcaires</td></tr><tr><td>Aalénien</td><td>Calcaires bioclastiques à bélemnites</td></tr><tr><td>Toarcien</td><td>Marnes rouges et calcaires</td></tr><tr><td rowspan="3">Mésozoïque</td><td>Lias moyen</td><td>Calcaires à minces niveaux marneux</td></tr><tr><td rowspan="2">Lias inférieur</td><td>Calcaires dolomitiques</td></tr><tr><td>Banc à Hesperithyris</td></tr><tr><td rowspan="4">100 m</td><td rowspan="2">Infralias?</td><td>Dolomies</td></tr><tr><td>Calcaires dolomitiques</td></tr><tr><td rowspan="2">Trias supérieur</td><td>Dolomies argileuses</td></tr><tr><td>Conglomérats, dolomies, litharénites et argilites</td></tr><tr><td rowspan="5">Discordance majeure</td><td rowspan="5">Paléozoïque</td><td>Niveau à pillow lavas</td><td rowspan="5">Remplissage de fractures et des joints de stratification en Pb-Zn, Ba et Cu</td></tr><tr><td>Basaltes doléritiques</td></tr><tr><td>Conglomérats, arkoses, siltites et argilites rouges</td></tr><tr><td>Schistes, quartzites, amphibolites, granitoïdes et dykes</td></tr><tr><td>Remplissage de filons et des fractures + imprégnations des arkoses triasiques en Pb-Zn, Ba, F, Cu, Fe et Mn</td></tr></tbody></table>

à deux micas des Perdreaux et du Poulet, migmatites et granites à cordiérite de Sidi Saïd). L'ensemble de ces granitoïdes constituent, avec ceux de Boumia et de Kerrouchen à l'Ouest, un seul batholithé partiellement caché par les formations méso-cénozoïques avec une superficie de 2400 km² environ (Batholite de la Haute Moulouya: Elabouyi et al., 2022). Le Batholite de la Haute Moulouya et son encaissant épimétamorphique sont recoupés tardivement par un réseau de dykes de puissance décimétrique à métrique scellés par les séries triasico-liasiques (Fig. 3).

Le socle paléozoïque de la boutonnière d'Aouli est surmonté par une couverture méso-cénozoïque

discordante représentée par un ensemble de séries sédimentaires et volcaniques (Figs. 2 & 3). Le mésozoïque commence par une série détritique syn-rift à intercalation de niveaux d'évaporites déposée dans des grabens et des hémigrabens orientés NE-SW à E-W (Ouarhache, 2002; Ouarhache et al., 2012; Yaagoub et al., 2021a, 2021c). Cette série est recouverte par une épaisse succession de basaltes tholéiitiques datés entre 210 ± 2.1 et 196 ± 1.2 Ma ($^{40}$Ar/$^{39}$Ar sur plagioclase: Fiechtner et al., 1992) appartenant à la Province Magmatique de l'Atlantique Central (CAMP) et liés au système du rift atlasique NE-SW avorté (Fiechtner et al., 1990; Ouarhache et al.,
2000, 2012; Piqué et al., 2006; Saadi, 2012; Saadi et al., 2012; Charton et al., 2021). Sur ces basaltes repose des conglomérats monogéniques à éléments exclusivement basaltiques (Fig. 3), attribués à l'Infralias ? et interprétés comme étant des coulées de débris ou des coulées boueuses (Ouarhache, 2002). Les formations du Lias inférieur et moyen sont caractérisées par des dolomies, des calcaires et des calcaires dolomitiques de plateforme peu profonde intercalés par des minces niveaux marneux (Dagallier, 1973; Benshili, 1987; Saadi, 1996; Igmoullan et al., 2001; Saadi et al., 2003; Yaagoub, 2022) et déposés dans des bassins encadrés par des failles normales NE-SW (Yaagoub et al., 2021a). Les séries du Lias supérieur sont constituées de marnes rouges datées au Toarcien inférieur et classiquement appelées "Couches Rouges de Mibladen" (Dubar, 1934, 1942; Benshili, 1987; Igmoullan, 1993; Saadi, 1996). Elles sont surmontées par des calcaires bioclastiques et des calcarénites datés au Toarcien moyen-supérieur (Dubar, 1942; Ganzeev et al., 1978). Ces séries sont déposées dans des grabens orientés NW-SE; où elles sont caractérisées par des variations latérales de faciès et d'épaisseurs dues aux jeux normaux synsedimentaires des failles de même direction (Yaagoub et al., 2021a; Yaagoub, 2022). Le Dogger est représenté par des calcaires bioclastiques à bélemnites aaléniens et une épaisse pile marneuse à intercalations de bancs carbonatés bajociens déposés dans des gravens et des hémigrabens de direction ENE-WSW (Saadi, 1996, 2012; Yaagoub et al., 2021a). Les séries jurassiques sont recouvertes, en discordance, par des dépôts continentaux détritiques grossiers et des marnes à gypse de plaines alluviales à côtières évaporitiques infracénomaniens (Ensslin, 1992, 1993; Ciszak et al., 1999). Ces dépôts continentaux sont liés à une longue période d'émersion et d'érosion dans le domaine de la Haute Moulouya sous un régime tectonique compressif à transpressif NNW-SSW (Yaagoub et al., 2021a; Yaagoub, 2022). La série mésozoïque se termine avec des calcaires à bancs lumachelliques de plateforme peu profonde déposés lors d'une transgression cénomano-turonienne généralisée sur l'ensemble du massif de la Haute Moulouya et contrôlée par des failles normales NE-SW (Emberger, 1965a; Felenc & Lenoble, 1965; Charrière et al., 1998; Yaagoub et al., 2021a).

Les formations cénozoïques reposent en discordance sur le substratum mésozoïque (Figs. 2 & 3). Il s'agit de séries oligo-néogènes de comblement des bassins continentaux intramontagneux dont le matériel provient essentiellement des produits de l'érosion active des reliefs de la chaîne atlasique en surrection (Morel et al., 1993; Zouine, 1993; Ellouz et al., 2003; Yaagoub et al., 2022), en plus des éruptions volcaniques alcalines (Fig. 3). Ces séries sont caractérisées par des dépôts fluvio-lacustres, de cônes de déjection et des épandages alluviaux avec une évolution tectono-sédimentaire complexe caractérisée par la superposition de plusieurs phases tectoniques selon des tenseurs de contraintes variables (Yaagoub et al., 2022). Elles commencent par des conglomérats chenalisés et des siltites sur lesquels repose une épaisse assise molassique à matrice sableuse. Vers le sommet, nous trouvons des marnes à intercalations de minces bancs de calcaires et des calcaires lacustres à bioclastes et traces de racines. La série se termine par des conglomérats de terrasses fluviatiles, des siltites, des argilites et des épandages alluviaux intercalés par des laves, des brèches et des cendres volcaniques (Yaagoub et al., 2022) (Fig. 3).

## Résultats

### Analyse de la fracturation de la boutonnière d'Aouli

Les analyses structurales à différentes échelles réalisées dans la boutonnière d'Aouli nous ont permis d'identifier plusieurs familles de failles et fractures qui ont contribué à la fracturation et la structuration de la région durant son histoire géologique (Figs. 4, 5, 6 & 7). Ainsi, nous pouvons distinguer des accidents principaux affectant le socle paléozoïque et sa couverture méso-cénozoïque à l'échelle plurikilométrique, et des accidents secondaires dont l'influence n'est observée qu'à l'échelle des centaines de mètres à quelques kilomètres. La distribution de ces failles montre les systèmes de directions suivants: (i) le système NNE-SSW à NE-SW; (ii) le système ENE-WSW à E-W; (iii) le système WNW-ESE à NW-SE et (iv) le système NNW-SSE à N-S (Fig. 4).

### Système NNE-SSW à NE-SW

Il s'agit du système de failles le plus répandu dans la boutonnière d'Aouli (Fig. 4). Il est représenté par
<figure><img src="image_3.png" /><figcaption>**Figure 4.** - Analyse de la fracturation de la boutonnière d'Aouli avec les principaux systèmes de failles affectant le socle paléozoïque et sa couverture méso-cénozoïque. Rosace directionnelle des failles mesurées dans le socle paléozoïque (A) et la couverture méso-cénozoïque (B), diagramme de distribution de densité des failles (traces polaires) mesurées dans le socle paléozoïque (C) et la couverture méso-cénozoïque (D). Projection stéréographique de Schmidt, hémisphère inférieur.</figcaption></figure>

des grands accidents d'extension plurikilométrique qui affectent à la fois le socle paléozoïque et sa couverture méso-cénozoïque. Les principaux accidents appartenant à ce système sont du Sud-Est vers le Nord-Ouest (Figs. 2 & 5): la faille d'Aouli, la faille El Hassir, la faille de Souk El Hajar, l'Accident de Jbel Illigh Azougagh, l'Accident de l'Ansegmir et la faille du Tijouit.

**La faille d'Aouli:** Il s'agit d'un faisceau de failles orientées N40 à N60 qui met en contact les schistes cambro-ordoviciens avec la couverture triasico-liasique au Sud-Est du village d'Aouli, tout au long de la falaise liasique de Jbel Aouli (Fig. 2). Cette faille est divisée en plusieurs branches dont l'une est minéralisée en Pb-Zn, Cu et correspondant au filon Henri

(Emberger, 1965b, Yaagoub *et al.*, 2021c). L'extension de la faille d'Aouli est de l'ordre des dizaines de kilomètres, son pendage est dirigé vers le Sud-Est (Fig. 5C & D). Vers le Nord-Est, il se branche sur la faille de Ksabi pour former l'Accident d'Aouli Ksabi qui sépare la Haute Moulouya de la Moyenne Moulouya (Fig. 1). Cet accident s'étend jusqu'à la ride de Jbel Tafgourt correspondant au passage de l'Accident Sud Moyen Atlasique au Nord du village Douirat.

**La faille El Hassir:** La faille El Hassir est orientée N40 à N50 et s'étend sur une vingtaine de kilomètres depuis l'apophyse d'El Hassir (Koudiat Hassi) au Sud-Ouest jusqu'au plateau d'Akebab au Nord-Est (Fig. 2). Elle recoupe les formations du socle pa-
<figure><img src="image_4.png" /></figure>

**Figure 5.**-Coupes géologiques schématiques montrant les failles majeures appartenant aux systèmes de direction NNE-SSW à NE-SW, ENE-WSW et NNW-SSE ((la différence d'échelles observée entre les coupes A et B par rapport au reste des schémas dépond du détail à représenter sur les deux coupes). Voir la localisation des coupes dans la figure. 2.
léozoïque et leur couverture triasico-liasique, son pendage est dirigé vers le Sud-Est. Cette faille pos- sède une branche N45 minéralisée en Pb-Zn, Ba, F et Cu encaissée exclusivement dans les schistes et les granitoïdes paléozoïques; c'est le filon d'El Hassir (Emberger, 1965a; Margoum, 2015; Yaagoub et al., 2021c).

**La faille de Souk El Hajar:** C'est une faille de direction moyenne N30 qui s'étend sur plus de 40 km du village de Bel Lahcen au Sud-Ouest jusqu'à la synforme de Dhar Lkhach au Nord-Est (Fig. 2). Cette faille affecte les schistes et les granitoïdes pa- léozoïques, ainsi que les formations triasiques dis- cordantes. Son évolution cinématique est polypha- sée (Emberger, 1965a, Naji, 2004; Yaagoub et al., 2021a) et elle a probablement joué un rôle important lors de la mise en place des granitoïdes varisques de la boutonnière d'Aouli (El Mouraouah et al., 1993).

**L'Accident de Jbel Illigh Azougagh:** Il s'agit d'un faisceau de failles de géométrie très complexe avec une direction N30 à N50. Cet accident a une extension d'environ 20 km et il est caractérisé par une zone de dislocation de 10 km de longueur et 500 m de largeur où les granites à biotite gris sont forte- ment broyés et altérés en donnant une bande de my- lonite granitique (Fig. 2). L'extrémité sud-occiden- tale de cet accident, près d'Assaka Ijdi, est marqué par la présence d'un lambeau de calcaires cénoma- no-turoniens coincé entre deux branches de direction N30 et reposant directement sur les granites à biotite gris (Fig. 2).

**L'Accident de l'Ansegmir:** L'Accident de l'Ansegmir s'étend sur une vingtaine de kilomètres environ avec une direction moyenne N30, parallè- lement à Oued Ansegmir (Fig. 2). Il se caractérise par plusieurs branches d'extension kilométrique qui recoupent les granites à biotite gris et roses, ainsi que leur couverture triasique. La zone du passage de ces branches est marquée par une forte altération en boule des granites, ainsi que des reliefs très contras- tés par rapport aux zones avoisinantes pénéplanées.

**La faille du Tijouit:** C'est une faille de direction moyenne N30 à N40 qui se prolonge sur 25 km entre Oued Ansegmir au Sud-Ouest et le village des Aït Rhiat au Nord-Est (Fig. 2). Il s'agit d'un faisceau de failles avec plusieurs branches qui recoupent les granites à biotite gris et roses ainsi que les arkoses

triasiques des chantiers miniers de Zeida avec un fort broyage et rebroussement de ces séries.

## Système ENE-WSW à E-W

De point de vue statistique, le système ENE-WSW à E-W occupe le deuxième rang après le système NNE-SSW à NE-SW. Il est plus répandu dans le socle paléozoïque que la couverture méso-cénozoïque (Fig. 4). Ce système est représenté par des accidents d'extension plurikilométrique dont les principaux sont du Sud vers le Nord: l'Accident Amourou, la faille de Georges et la Faille du Marabout (Ember- ger, 1965a) (Fig. 2).

**Accident Amourou:** Il s'agit d'un accident ma- jeur de direction ENE-WSW qui peut se suivre sur plus de 20 km, depuis Oued Adeghoual à l'Ouest jusqu'au Jbel Argoud à l'Est. Il est divisé en plusieurs branches qui affectent les formations jurassiques et crétacées. Dans la région d'Oued Amghouzif, cet accident met les carbonates liasiques en contact avec les marnes du Bajocien inférieur (Figs. 5A, B, C & 7B). A Jbel Argoud les calcaires cénomano-tu- roniens reposent directement sur les calcaires et les dolomies liasiques par le biais de cet accident (Fig. 5D). Ce dernier a un pendage fort dirigé vers le Sud (60° à 70°) et il a joué un rôle important dans la mise en place des minéralisations plombo-barytiques de Mibladen (Yaagoub et al., 2021b).

**La faille de Georges:** La faille de Georges est constituée de plusieurs branches avec une direction N60 dans sa partie orientale et N80 dans sa partie occidentale (Fig. 2). Elle s'étend sur une trentaine de kilomètres en affectant les schistes cambro-or- doviciens, les granites à deux micas des Perdreaux, ainsi que les formations triasico-liasiques du plateau d'Akebab. Le pendage de la faille de Georges est dirigé vers le Nord-Nord-Ouest (Fig. 6F, G & H), avec un fort angle d'inclinaison (> 60°). Quelques branches de cette faille sont colmatées par des miné- ralisations plombo-fluoro-barytiques en constituant le filon minéralisé de Georges (Emberger, 1965a, 1965b, Yaagoub et al., 2021c).

**Faille du Marabout:** C'est une faille de direction moyenne E-W qui s'étend sur une dizaine de kilo- mètres au Nord du village de Sidi Ayad (Fig. 2). Elle recoupe les formations détritiques du Trias dans sa
<figure><img src="image_5.png" /><figcaption>**Figure 6.**-Coupes géologiques schématiques montrant les failles majeures appartenant aux systèmes de direction WNW-ESE à NW-SE et ENE-WSW à E-W. Voir la localisation des coupes dans la figure. 2.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_6.png" /></figure>

**Figure 7.**-Exemples de failles affectant la boutonnière d'Aouli et sa couverture: A; Faille Ouart N80 à jeu normal mettant les schistes paléozoïques en contact avec les formations détritiques triasiques, B; Accident Amourou N70 affectant les formations mésozoïques. Cet accident a subi une inversion tectonique positive avec un rejet du jeu inverse qui n'a pas compensé le rejet du jeu normal antérieur, C; Faille de Sidi Imder N40 à jeu normal affectant les schistes paléozoïques, D; Une faille décrochante senestre NW-SE à stries métriques affectant les formations triasiques de Zeida.

partie occidentale, les granites à biotite gris et leur encaissant métamorphique dans sa partie centrale et met en contact les grès triasiques avec les schistes paléozoïques dans sa partie orientale. La faille du Marabout est caractérisée par un fort pendage dirigé vers le Sud ( > 70°) et elle est minéralisée en Pb-Zn, Ba, F, Cu.

## Système WNW-ESE à NW-SE

Ce système est moins répandu par rapport aux deux systèmes précédents. Sa distribution de densité montre une abondance plus marquée dans le socle paléozoïque (Fig. 4). Il s'agit de failles d'extension qui ne dépasse pas une dizaine de kilomètres. Les failles principales appartenant à ce système sont du Nord-Est vers le Sud-Ouest: la faille des Perdreaux et la faille du Poulet (Fig. 2).

**Faille des Perdreaux:** La faille des Perdreaux est composée de plusieurs branches de direction moyenne N130 qui se prolongent sur 5 km environ, depuis les granites à deux micas des Perdreaux

au Nord-Ouest jusqu'au village d'Aouli au Sud-Est (Fig. 2). Cette faille a un pendage fort et dirigé vers le Nord-Ouest (Fig. 6E). Dans les granites des Perdreaux, elle est remplie de quartz blanc laiteux, alors que son passage dans les schistes cause une bréchification et un fort broyage très remarquable sur le terrain.

**Faille du Poulet:** C'est une faille de direction moyenne N120 qui s'étend sur une quinzaine de kilomètres depuis le granite du Poulet au Nord-Ouest jusqu'au Oued Bou Adil au Sud-Est. Elle recoupe les granites à deux micas du Poulet, les schistes paléozoïques encaissants, ainsi que la couverture triasico-liasique discordante de Jbel Bou Selloum (Fig. 2).

En plus des failles du Poulet et des Perdreaux, le système WNW-ESE à NW-SE est représenté par des failles orientées N100 à N120 avec une extension réduite de quelques centaines de mètres. Ces failles recoupent les schistes et les quartzites de Sidi Saïd, ainsi que les amphibolites de Bel Lahcen (Fig. 2). Nous les trouvons également dans la bordure méridionale de l'Apophyse d'El Hassir.
## Système NNW-SSE à N-S

Le système de failles NNW-SSE à N-S est le moins répandu dans la boutonnière d'Aouli avec une distribution plus importante dans la couverture méso-cénozoïque que le socle paléozoïque (Fig. 4). Ces failles subméridiennes (N160 à N15), dont la majorité a été cartographiée au cours de ce travail, sont bien représentées près des villages de Mibladen et d'Aouli (Figs. 2, 5A & B). Ainsi, nous pouvons distinguer: (i) la faille Ravaillac de direction N-S qui se prolonge sur une dizaine de kilomètres, depuis Jbel Amghouzif au Sud jusqu'au village d'Aouli au Nord et (ii) l'ensemble des failles N160 du village de Mibladen qui s'étendent sur quelques centaines de mètres à quelques kilomètres, depuis Jbel Bou Selloum au Nord jusqu'au Ari Bou Hou au Sud, en recoupant l'ensemble des séries méso-cénozoïques (Fig. 2).

## Reconstitution des paléochamps de contraintes tardi-hercyniens dans la boutonnière d'Aouli

Après les phases de déformations ductiles varisques D1 et D2 qui ont affecté le socle paléozoïque de la boutonnière d'Aouli, ce socle a été le siège d'une phase de déformation fragile tardi-hercynienne. Cette phase est reconnue par plusieurs chercheurs (Vauchez, 1976; Hoepffner, 1987; Diot & Bouchez, 1989; Filali, 1995; Naji, 2004; Elabouyi, 2020), mais les tenseurs de contraintes qui la caractérisent ne sont pas bien déterminés. Selon ces chercheurs, la phase tardi-hercynienne est caractérisée par des décrochements conjugués: NE-SW senestres et NW-SE dextres. Dans les paragraphes suivants nous allons décrire les structures associées à cette phase de déformation, ainsi que les tenseurs de contraintes qui la caractérisent.

Les schistes et les granitoïdes paléozoïques de la boutonnière d'Aouli sont affectés par un ensemble de structures cassantes observées à une échelle centimétrique à plurikilométrique. Il s'agit de fentes de tension orientées NNW-SSE à N-S et des décrochements conjugués NE-SW senestres et NW-SE dextres (Fig. 8).

Les fentes de tension sont généralement remplies par du quartz stérile dans le dôme d'Adrar Akorar et au Nord du village d'Aouli où elles sont parfois décalées par des branches des filons triasiques dé-

veloppés sur des failles NE-SW à E-W (Yaagoub et al., 2021c; Yaagoub, 2022) (Fig. 8A, B & C). Dans la région d'Oued Bou Selloum, ces fentes sont légèrement minéralisées en Pb-Ba avec une gangue quartzeuse. Elles sont recoupées par des veines de barytine de direction N60 d'âge triasique (Yaagoub et al., 2021c) près de Jbel Aouli (Fig. 8E). Ces fentes subméridiennes affectant les terrains paléozoïques, ne recoupent jamais la couverture triasico-liasique. Elles sont généralement décalées par des structures minéralisées attribuées au Trias supérieur, d'où leur attribution à la période tardi-hercynienne.

En plus des fentes de tension, le socle paléozoïque de la boutonnière d'Aouli est affecté par un réseau conjugué de décrochements NE-SW senestres et NW-SE dextres. Dans le granite des Perdreaux et le dôme d'Adrar Akorar, des branches des accidents N130 sont caractérisées par un jeu dextre et un remplissage de quartz stérile. Ces décrochements ne traversent jamais la couverture méso-cénozoïque. Dans la dépression de Sidi Imider, au Nord de Mibladen, et dans la région de Sidi Saïd, des filonnets de quartz ferrugineux sont développés sur des décrochements senestres N30 à N60. Ces filonnets sont scellés par les conglomérats de base du Trias supérieur (Fig. 8D).

Le traitement stéréographique automatique des mesures cinématiques collectées à partir des failles conjuguées NE-SW et NW-SE et des fentes de tensions subméridiennes nous a permis de reconstituer les tenseurs de contraintes caractérisant cette phase tectonique (Figs. 9 & 10). Il s'agit d'une phase de déformation fragile compatible avec un paléochamp de contraintes caractérisé par un régime tectonique régional décrochant à transpressif (l'indice du régime tectonique R' varie entre 1,43 et 1,90) avec un axe σ2 subvertical à vertical (Tableau. 1). L'axe compressif σ1 est subhorizontal à horizontal (plongement de 04° à 29°) avec une direction subméridienne (N171 à N009). L'axe extensif σ3 est également subhorizontal à horizontal (plongement de 00° à 33°) avec une direction subéquatoriale (N85 à N97). Le rapport de forme R = (σ2-σ3) / (σ1-σ3) varie entre 0,1 et 0,57; confirmant que le régime tectonique est décrochant à transpressif. Les fentes de tension subméridiennes peuvent être interprétées comme étant développées dans des zones de courbures et les parties non recti-
<figure><img src="image_7.png" /><figcaption>**Figure 8.**-Structures et microstructures caractéristiques de la phase de déformation cassante tardi-hercynienne: A-B; fentes de tension subméridiennes remplies de quartz et décalées par des failles NE-SW à E-W d'âge triasique près du village d'Aouli, C; fente de quartz NNW-SSE dans le dôme d'Adrar Akorar recoupée par une branche d'une faille E-W d'âge triasique, D; filonnet de quartz ferrugineux développé sur un décrochement senestre NE-SW et scellé par les conglomérats de base du Trias dans la région de Sidi Imider, E; fente de quartz de direction NNW-SSE recoupée par une veine de barytine N60 d'âge triasique près de Jbel Aouli.</figcaption></figure>

<table><caption>**Tableau 1.**— Paramètres des tenseurs de contraintes calculés à partir des données cinématiques des structures tardi-hercyniennes. n: nombre de mesures utilisées pour la détermination des tenseurs de contraintes; σ1, σ2, σ3: plongement et azimut des contraintes principales; R: rapport de forme de l'ellipsoïde de contraintes (σ2-σ3) / (σ1-σ3); R': indice du régime tectonique.</caption><thead><tr><th>Site microtectonique</th><th>n</th><th>σ1</th><th>σ2</th><th>σ3</th><th>R</th><th>R'</th><th>Fonction F5</th><th>Régime tectonique</th></tr></thead><tbody><tr><td>Adrar Akorar</td><td>6</td><td>05/354</td><td>65/253</td><td>24/086</td><td>0,45</td><td>1,55</td><td>1,10</td><td>Décrochant</td></tr><tr><td>Sidi Imider</td><td>7</td><td>13/009</td><td>75/156</td><td>08/277</td><td>0,57</td><td>1,43</td><td>1,60</td><td>Décrochant</td></tr><tr><td>Sidi Saïd</td><td>7</td><td>06/351</td><td>56/252</td><td>33/085</td><td>0,48</td><td>1,52</td><td>2,00</td><td>Décrochant</td></tr><tr><td>Georges</td><td>5</td><td>14/181</td><td>76/001</td><td>00/091</td><td>0,10</td><td>1,90</td><td>2,90</td><td>Transpressif</td></tr><tr><td>Oued Bou Selloum</td><td>14</td><td>04/180</td><td>84/052</td><td>05/270</td><td>0,23</td><td>1,77</td><td>7,30</td><td>Transpressif</td></tr><tr><td>Perdreaux</td><td>8</td><td>29/182</td><td>61/359</td><td>01/092</td><td>0,20</td><td>1,80</td><td>3,30</td><td>Transpressif</td></tr></tbody></table>

lignes des failles décrochantes (ouvertures en pull-apart).

## Discussion et implications régionales

Durant leur histoire tectonique, la boutonnière d'Aouli et sa périphérie ont été structurées par un

ensemble de failles et accidents affectant à la fois le socle paléozoïque et sa couverture méso-cénozoïque. La majorité de ces structures est observée à l'échelle plurikilométrique, et l'extension d'autres ne s'observe qu'à quelques mètres à quelques kilomètres. La distribution spatiale des failles et fractures dans
la boutonnière d'Aouli montre les systèmes de directions suivants: (i) le système NNE-SSW à NE-SW; (ii) le système ENE-WSW à E-W; (iii) le système WNW-ESE à NW-SE et (iv) le système NNW-SSE à N-S. L'analyse de linéaments et fracturation dans la boutonnière d'Aouli présenté par Benaissi et al. (2022) montre presque les mêmes orientations avec une dominance du système de direction NE-SW.

Au cours de l'Orogenèse varisque, le socle cristallophyllien du massif de la boutonnière d'Aouli a subi deux phases successives de déformation ductile (Vauchez, 1976; Hoepffner, 1987; Diot & Bouchez, 1989; Rhinane, 1990; Filali, 1996; Dahire, 2004; Elabouyi, 2020): (i) la première phase majeure syn-métamorphique D1 éo-varisque datée à 366 ± 7 Ma a donné lieu à des plis P1 couchés et isoclinaux admettant une schistosité de flux S1 subhorizontale parallèle à leurs plans axiau; et (ii) la deuxième phase D2 post-westphalienne datée à 315 Ma qui apparaît comme le prolongement dans le temps de la phase D1 (Hoepffner, 1987). Il s'agit d'une phase de déformation qui a engendré des plis P2 associés à une schistosité de crénulation S2 (Elabouyi, 2020). Ces structures planaires proviennent d'un cisaillement régional qui réutilise les plans de la schistosité S1 (Hoepffner, 1987).

Au cours de la période tardi-hercynienne, le socle cristallin et cristallophyllien du massif de la boutonnière d'Aouli était le siège d'une phase de déformation fragile compatible avec un régime tectonique décrochant à transpressif. Ce régime tectonique est responsable du jeu décrochant senestre des failles NNE-SSW à NE-SW comme les faille d'Aouli, Jbel Midelsine (Engil), Souk El Hajar, Illigh Azougagh, Ansegmir et Tijouit (Fig. 9G). Les failles ENE-WSW à E-W comme la faille de Georges et l'Accident Amourou, présentent un jeu inverse à composante décrochante senestre, alors que les failles NW-SE sont caractérisées par un jeu décrochant dextre comme les failles du Poulet et des Perdreaux (Fig. 9G). Ces failles sont scellées par les formations de base du Trais supérieur et elles sont souvent caractérisées par un remplissage en quartz blanc laiteux ou en quartz ferrugineux. Plusieurs fentes de tension de direction subméridienne sont associées à cette phase tectonique tardi-hercynienne. Il s'agit de fentes de tension d'épaisseur centimétrique à pluridécimétrique avec un remplissage de quartz associé parfois

à des minéralisations plombo-barytiques. Ces fentes n'affectent jamais la couverture méso-cénozoïque et elles sont décalées par des filons et des failles attribués au Trias supérieur (Yaagoub *et al.*, 2021c). Ainsi, plusieurs méga-fentes de tension subméridiennes à microgranite et aplite (dykes) sont probablement liées à cette phase de déformation tardi-hercynienne.

Dans les autres domaines structuraux du Maroc, la phase tectonique tardi-hercynienne subméridienne est signalée à grande échelle et elle a été reconnue par plusieurs chercheurs. Dans le Haut Atlas occidental (région d'Argana), Saber (1994) a mis en évidence une phase compressive subméridienne d'âge post-permien et anté-Trias supérieur caractérisée par une déformation localisée essentiellement au voisinage des grands accidents hérités. Dans l'Anti-Atlas central (boutonnière de Bou-Azzer), Hinaje (1995) a mis en évidence une compression NNW-SSE d'âge permien associée à la mise en place d'une minéralisation cobaltifère importante. Dans le Moyen Atlas nord-oriental (boutonnière de Tazekka), Gharmane (2021) a défini une compression NNW-SSE attribuée au Permien-Trias inférieur-moyen probable, associée à une minéralisation de sulfures disséminés (PbS, FeS₂) à gangue quartzo-ferrifère. Dans le Haut Atlas oriental (boutonnière de Tamlalt-Menhouhou), Pelleter (2007) a mis en évidence une phase de minéralisation aurifère datée à 293 ± 7 Ma (⁴⁰Ar/³⁹Ar sur phengites) et liée à la phase compressive tardi-hercynienne (Stéphano-Autunien). Cette phase est également responsable de la mise en place des minéralisations fluorifères du gisement d'El Hammam (Maroc central) au cours du Permien (Jébrak, 1984). Dans le massif de Jebilet, Zouicha *et al.* (2022) ont révélé deux épisodes déformation au cours de la période tardi-hercynienne: (i) le premier compressif NNE-SSW et daté entre 310 et 280 Ma et (ii) le deuxième extensif E-W, daté de 280-260 Ma et permettant la formation de grabens et d'hémi-grabens N-S remplis en sédiments permiens. Les effets de la phase de déformation tard-hercynienne avec les mêmes directions des axes de contraintes ont été également observés dans le Maroc central (Allary *et al.*, 1976), dans les Rehamna (El Kamel, 1987), dans le district minier d'Imiter (Anti-Atlas oriental) (Atif *et al.*, 2022) et dans le Haut Atlas central (De Koning, 1957; Laville, 1980; Ferrandini *et al.*, 1987). En ef-
<figure><img src="image_8.png" /></figure>

**Figure 9.**-Résultats de la reconstitution des paléocontraintes dans les terrains de la boutonnière d'Aouli au cours de la période tardi-hercynienne: (A-C; stéréogrammes des décrochements conjugués, D-F; stéréogrammes des fentes de tension), G; carte paléotectonique de la boutonnière d'Aouli et sa périphérie. (Les failles sont extraites de la carte géologique de la boutonnière d'Aouli et sa périphérie au 1/125.000 (Emberger, 1965a), de la carte géologique de Mibladen au 1/50.000 (Raddi et al., 2013), en plus des failles cartographiées au cours du présent travail. Flèches rouges vers l'extérieur: contrainte déviatorique extensive (< σi); flèches bleues vers l'intérieur: contrainte déviatorique compressive (> σi); cercle vert: contrainte verticale (σ2 = σv).
<figure><img src="image_9.png" /><figcaption>**Figure 10.**-Rosaces directionnelles des structures et microstructures cassantes tardi-hercyniennes dans la boutonnière d'Aouli (A-F), G; Distribution de densité des axes principaux de contrainte (σ1, σ2, σ3) reportés dans le Tableau 1.</figcaption></figure>

fet, plusieurs bassins permiens ont été décrits dans les domaines de la Meseta et du Haut Atlas marocains. Ces bassins ont été interprétés comme des bassins en pull-apart développés sous un régime tectonique caractérisé par un axe compressif subméridien (Cailleux *et al.*, 1983; El Wartiti *et al.*, 1990; Saber, 1998; Saidi *et al.*, 2002).

Dans la plaque ibérique, la phase de déformation tardi-varisque est représentée par des décrochements senestres NNE-SSW à NE-SW qui constituent l'une des caractéristiques géodynamiques les plus importantes des Variscides ibériques, donnant parfois naissance à des structures qui pourraient être suivies sur plus d'une centaine de kilomètres, comme la faille de Messejana, Vilariça, Régua-Chaves-Verin et la faille de la côte sud-ouest du Portugal (e.g., Pereira et al., 1993; Moreira et al, 2014; Dias et al., 2017; Moreira et Dias, 2022). Ces failles sont probablement liées à une rotation dans le sens horaire des blocs délimités par des failles NNE-SSW dans un modèle de dé-

formation en domino associé à un raccourcissement N-S (Doblas, 1991; Ribeiro, 2002; Dias et al., 2017).

## Conclusion

Les analyses structurales à différentes échelles réalisées dans la boutonnière d'Aouli, nous ont permis de distinguer des accidents principaux affectant le socle paléozoïque et sa couverture méso-cénozoïque à l'échelle plurikilométrique, et des accidents secondaires dont l'influence n'est observée qu'à l'échelle des centaines de mètres à quelques kilomètres. La distribution spatiale de ces failles montre les systèmes de directions suivants: (i) le système NNE-SSW à NE-SW; (ii) le système ENE-WSW à E-W; (iii) le système WNW-ESE à NW-SE et (iv) le système NNW-SSE à N-S. La reconstitution des paléochamps de contraintes tardi-hercyniens nous a permis de mettre en évidence une phase de déformation cassante compatible avec un régime tectonique
régional décrochant à transpressif. Cette phase est caractérisée par un axe de contrainte maximal σ1 subhorizontal à horizontal avec une direction subméridienne et un axe minimal σ3 également subhorizontale à horizontal avec une direction subéquatoriale. Ce régime tectonique est responsable du jeu décrochant senestre des failles NNE-SSW à NE-SW, dextre des failles NW-SE et décrochevauchant des failles ENE-WSW à E-W, ainsi que l'apparition de fentes de tension subméridiennes.

Références

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