COURS DE GROUPE
•Public
Pour tout public adulte (âge minimum
: 18 ans) désirant acquérir ou
perfectionner une solide connaissance
pratique du français parlé et
écrit par un apprentissage intensif
orienté vers la communication.
•Objectifs des cours
Rendre l’étudiant le plus autonome
possible en expression et compréhension
orales et écrites.
•Niveaux proposés
et durée des formations
L’échelle de progression des
niveaux est alignée sur le portfolio
européen des langues élaboré par
le conseil de l’Europe.
Nos cours sont proposés aux
stagiaires de tous niveaux.
Débutant :
Les stages sont de 4 semaines
conseillées (100 heures). Ce niveau
n’est proposé qu’à certaines périodes
de l’année.
Faux débutant à Maîtrise
A1 (Faux-débutant),
A2 (Elémentaire),
B1 (Seuil),
B2 (Autonomie),
C1 (Efficacité),
C2 (Maîtrise).
Ces stages sont organisés toute
l’année en blocs de 2 semaines
(50 heures) et sont cumulables en
fonction des objectifs à atteindre.
Vous pouvez vous inscrire pour
autant de semaines supplémentaires
que vous le souhaitez.
•Méthodes et contenus
Approche audio-orale,
audiovisuelle, fonctionnelle
et communicative.
Les 4 compétences sont travaillées
à partir de supports audio-visuels
et écrits.
Compréhension orale et phonétique
sont approfondies en laboratoire
de langue.
Enseignement assisté par ordinateur.
Laboratoire multimédia (Internet,
vidéo).
Studio Télévision (travail en vidéo
suivi de l’analyse en salle de cours).
L’apprentissage est basé sur les
méthodes référencées pour les
adultes étrangers.
Du niveau débutant à autonomie :
Utilisation des méthodes telles que,
entre autres, Tempo, Panorama,
Connexion, Rond-point, Campus
ainsi que les documents propres au
CAREL et conçus par l’équipe
pédagogique.
Du niveau efficacité à maîtrise,
le contenu pédagogique est élaboré
à partir de documents authentiques
(articles de presse, radios, Internet…)
sur des thèmes spécifiques.
Des activités complémentaires sont
offertes à la médiathèque (livres,
cassettes, films, TV satellite,
CD Rom, DVD…) ainsi qu’une possibilité
d’auto-apprentissage en
salle multimédia.
A partir du niveau Autonomie,
des ateliers à options sont proposés
dans le cadre du programme d’été
(littérature, grammaire, théâtre,
écriture, analyse de la presse,
orthographe, poésie).
•Validation de la formation
En fin de formation, le stagiaire
reçoit une attestation de fin de
stage et un rapport pédagogique
individualisé. Le CAREL se réserve
le droit de ne pas délivrer l’attestation
de fin de stage pour toute
absence non justifiée et non respect
du règlement intérieur.
•Calendrier et tarifs
Consultez les fiches insérées en fin
de brochure.
dimanche 6 novembre 2011
cours de francer 1
Apprendre le français
sur la côte atlantique
Learn French on the Atlantic Coast
Station balnéaire et de détente, Royan se
situe au coeur de la presqu’île d’Arvert
renommée pour ses longues plages de sable fin qui
séparent l’océan des forêts de pins.
Royan est d’abord une ville moderne et aérée,
ouverte sur l’océan avec un important port de pêche
et de plaisance.
C’est aussi une ville au passé chargé d’histoire avec
ses imposantes demeures du siècle dernier, mais
aussi ses innombrables villages de pêcheurs.
Royan, c’est l’invitation à découvrir l’une des plus
riches régions de France en édifices romans avec
une multitude d’églises.
Royan, c’est aussi le privilège de découvrir le pays
du Cognac, les huîtres, les châteaux du vignoble du
Bordelais ou tout simplement une région où l’océan
et la terre se sont alliés pour offrir à l’homme
une qualité de vie que l’on dit incomparable.
Royan, a seaside and leisure resort, located in
the heart of the green Arvert peninsula
between Bordeaux and La Rochelle is well-known for
its long beaches of fine sand which separate the
ocean from pine forests.
First of all, Royan is a modern and spacious town with
its fishing port and marina opening on to the ocean.
But Royan is also a town whose past is steeped in
history with large mansions from the last century and
with countless little fishing villages.
But if it is an opportunity to become acquainted
with an area of such exceptional historical and
archeological wealth, it is also a privilege to discover
the region of Cognac and oysters, the wine of the
Médoc, and, quite simply, an area of France where
the ocean and the earth have combined to offer man
a quality of life which is
said to be uncomparable.
sur la côte atlantique
Learn French on the Atlantic Coast
Station balnéaire et de détente, Royan se
situe au coeur de la presqu’île d’Arvert
renommée pour ses longues plages de sable fin qui
séparent l’océan des forêts de pins.
Royan est d’abord une ville moderne et aérée,
ouverte sur l’océan avec un important port de pêche
et de plaisance.
C’est aussi une ville au passé chargé d’histoire avec
ses imposantes demeures du siècle dernier, mais
aussi ses innombrables villages de pêcheurs.
Royan, c’est l’invitation à découvrir l’une des plus
riches régions de France en édifices romans avec
une multitude d’églises.
Royan, c’est aussi le privilège de découvrir le pays
du Cognac, les huîtres, les châteaux du vignoble du
Bordelais ou tout simplement une région où l’océan
et la terre se sont alliés pour offrir à l’homme
une qualité de vie que l’on dit incomparable.
Royan, a seaside and leisure resort, located in
the heart of the green Arvert peninsula
between Bordeaux and La Rochelle is well-known for
its long beaches of fine sand which separate the
ocean from pine forests.
First of all, Royan is a modern and spacious town with
its fishing port and marina opening on to the ocean.
But Royan is also a town whose past is steeped in
history with large mansions from the last century and
with countless little fishing villages.
But if it is an opportunity to become acquainted
with an area of such exceptional historical and
archeological wealth, it is also a privilege to discover
the region of Cognac and oysters, the wine of the
Médoc, and, quite simply, an area of France where
the ocean and the earth have combined to offer man
a quality of life which is
said to be uncomparable.
cours de biologio 1
Absence de stérols dans les membranes de la plupart de ces organismes.
Petite taille et structure simple: le plus souvent, pas de réseau de membranes internes ni de vrai
cytosquelette. La cellule se présente comme, du cytoplasme délimité par une ou deux membranes
renforcées d'une paroi complexe, où peuvent s'ancrer des flagelles et des pili.
Dans le cytoplasme, présence de nombreux ribosomes et d'une masse plus claire, le nucléoïde
qui contient l'ADN. Le nucléoïde n'est pas un noyau car il n'est pas délimité par une
membrane.
La production d'énergie n'est pas compartimentée, elle se produit au niveau de la membrane plasmique.
Le matériel génétique n‘est pas entouré de membrane nucléaire. Il y a couplage entre transcription et
traduction.
Leur division est simple avec duplication du matériel génétique et séparation des cellules filles.
Présence de plusieurs chromosomes, circulaires et/ou linéaires.
Les génomes sont compacts avec peu d'introns ou de séquences répétées.
Les gènes sont regroupés en opérons.
Absence de processus d'endocytose.
Cellules procaryotes
Petite taille et structure simple: le plus souvent, pas de réseau de membranes internes ni de vrai
cytosquelette. La cellule se présente comme, du cytoplasme délimité par une ou deux membranes
renforcées d'une paroi complexe, où peuvent s'ancrer des flagelles et des pili.
Dans le cytoplasme, présence de nombreux ribosomes et d'une masse plus claire, le nucléoïde
qui contient l'ADN. Le nucléoïde n'est pas un noyau car il n'est pas délimité par une
membrane.
La production d'énergie n'est pas compartimentée, elle se produit au niveau de la membrane plasmique.
Le matériel génétique n‘est pas entouré de membrane nucléaire. Il y a couplage entre transcription et
traduction.
Leur division est simple avec duplication du matériel génétique et séparation des cellules filles.
Présence de plusieurs chromosomes, circulaires et/ou linéaires.
Les génomes sont compacts avec peu d'introns ou de séquences répétées.
Les gènes sont regroupés en opérons.
Absence de processus d'endocytose.
Cellules procaryotes
cours de géologie 17
subsidents du Moyen Atlas et du Haut-Atlas oriental. On y trouve essentiellement des
dépôts carbonatés, calcaires, parfois récifaux, dolomies. Les dolomies du Jurassique
moyen, sub-tabulaires forment la « Dalle des Hauts Plateaux ». (planche 11).
Dans l’ensemble du domaine mésétien cette couverture méso-cénozoïque est restée
sub-horizontale. Les seules déformations tectoniques notables s’observent près des
chaînes du Haut et Moyen Atlas.
dépôts carbonatés, calcaires, parfois récifaux, dolomies. Les dolomies du Jurassique
moyen, sub-tabulaires forment la « Dalle des Hauts Plateaux ». (planche 11).
Dans l’ensemble du domaine mésétien cette couverture méso-cénozoïque est restée
sub-horizontale. Les seules déformations tectoniques notables s’observent près des
chaînes du Haut et Moyen Atlas.
cours de géologie 16
externe de la chaîne qui est restée rattachée à la marge continentale du craton ouest
africain tout au long du Paléozoïque.
La géodynamique est mal connue. On suppose qu’au moins à partir du Dévonien la
fermeture de l’océan qui séparait Laurussia et Gondwana correspond à la subduction
de la croûte océanique sous le domaine de la Meseta.
Les déplacements résultant de cette convergence vont se traduire au Dévonien
supérieur par la phase éovarisque dans la Meseta orientale, puis au Viséen par la
phase intraviséenne dans l’Est de la Meseta occidentale. Dans ce cadre
géodynamique, le volcanisme calco-alcalin de la Meseta orientale peut être interprété
comme associé à un arc magmatique dans un domaine en compression situé audessus
de la zone de subduction. Le volcanisme alcalin et tholéitique de la Meseta
occidentale est associé à un domaine en distension qui pourrait correspondre à un
bassin avant-arc. (planche 10 B).
A la fin du Carbonifère, la collision entre l’Amérique du Nord et l’Afrique est
responsable de la phase majeure de raccourcissement dans les domaines de la
Meseta et de l’Anti-Atlas, plus au Sud les nappes des Mauritanides sont charriées
sur le Craton.
II- LA COUVERTURE MÉSO-CÉNOZOÏQUE
Dans la Meseta occidentale, la couverture post-Paléozoïque présente des
analogies avec les dépôts du domaine saharien.
En discordance majeure sur le socle le Trias supérieur est représenté par des grès et
argilites rouges parfois salifères, contenant une intercalation de basaltes doléritiques
dont l’âge isotopique est compris entre 200 et 180 Ma.
Le Jurassique et le Crétacé inférieur sont absents. Le domaine de la Meseta était
émergé. On connait seulement pendant cette période des dépôts continentaux de
grès et de marnes rouges ou roses comparables aux terrains du « Continental
Intercalaire » du domaine saharien.
Le Crétacé supérieur correspond à une transgression marine avec dépôts de marnes
et de calcaires localement discordants sur le Trias.
A la fin du Crétacé supérieur et à l’Eocène inférieur se forment les couches
phosphatées actuellement exploitées à Khouribga et Benguérir (« Plateau des
Phosphates »). (planche 11).
Après l’Eocène, la mer se retire de la Meseta, l’érosion conduisant à la pénéplénation
de l’ensemble du domaine ;
La mer revient localement au Miocène avec des dépôts littoraux de calcarénites et de
marnes.
Au Pliocène des dépôts littoraux de conglomérats, grès et calcaires coquillers
s’alignent le long de la côte atlantique, déjà semblable à la côte actuelle.
Dans la Meseta orientale, la couverture post-Paléozoïque débute par le Trias
argileux rouge avec les basaltes doléritiques comme en Meseta occidentale. Par
contre, à partir du Jurassique la Meseta orientale reste un domaine marin peu
profond relié à la Téthys. La Meseta orientale correspond à la marge des bassins
africain tout au long du Paléozoïque.
La géodynamique est mal connue. On suppose qu’au moins à partir du Dévonien la
fermeture de l’océan qui séparait Laurussia et Gondwana correspond à la subduction
de la croûte océanique sous le domaine de la Meseta.
Les déplacements résultant de cette convergence vont se traduire au Dévonien
supérieur par la phase éovarisque dans la Meseta orientale, puis au Viséen par la
phase intraviséenne dans l’Est de la Meseta occidentale. Dans ce cadre
géodynamique, le volcanisme calco-alcalin de la Meseta orientale peut être interprété
comme associé à un arc magmatique dans un domaine en compression situé audessus
de la zone de subduction. Le volcanisme alcalin et tholéitique de la Meseta
occidentale est associé à un domaine en distension qui pourrait correspondre à un
bassin avant-arc. (planche 10 B).
A la fin du Carbonifère, la collision entre l’Amérique du Nord et l’Afrique est
responsable de la phase majeure de raccourcissement dans les domaines de la
Meseta et de l’Anti-Atlas, plus au Sud les nappes des Mauritanides sont charriées
sur le Craton.
II- LA COUVERTURE MÉSO-CÉNOZOÏQUE
Dans la Meseta occidentale, la couverture post-Paléozoïque présente des
analogies avec les dépôts du domaine saharien.
En discordance majeure sur le socle le Trias supérieur est représenté par des grès et
argilites rouges parfois salifères, contenant une intercalation de basaltes doléritiques
dont l’âge isotopique est compris entre 200 et 180 Ma.
Le Jurassique et le Crétacé inférieur sont absents. Le domaine de la Meseta était
émergé. On connait seulement pendant cette période des dépôts continentaux de
grès et de marnes rouges ou roses comparables aux terrains du « Continental
Intercalaire » du domaine saharien.
Le Crétacé supérieur correspond à une transgression marine avec dépôts de marnes
et de calcaires localement discordants sur le Trias.
A la fin du Crétacé supérieur et à l’Eocène inférieur se forment les couches
phosphatées actuellement exploitées à Khouribga et Benguérir (« Plateau des
Phosphates »). (planche 11).
Après l’Eocène, la mer se retire de la Meseta, l’érosion conduisant à la pénéplénation
de l’ensemble du domaine ;
La mer revient localement au Miocène avec des dépôts littoraux de calcarénites et de
marnes.
Au Pliocène des dépôts littoraux de conglomérats, grès et calcaires coquillers
s’alignent le long de la côte atlantique, déjà semblable à la côte actuelle.
Dans la Meseta orientale, la couverture post-Paléozoïque débute par le Trias
argileux rouge avec les basaltes doléritiques comme en Meseta occidentale. Par
contre, à partir du Jurassique la Meseta orientale reste un domaine marin peu
profond relié à la Téthys. La Meseta orientale correspond à la marge des bassins
cours de géologie 15
Le sens de déversement des plis est variable mais le plus souvent vers l’ouest
ou le NW, ils sont associés à des chevauchements et des charriages. A l’Ouest de la
Meseta occidentale (Meseta Côtière), les déformations hercyniennes sont de faible
intensité (plis ouverts, disparition progressive de la schistosité), ce domaine, appelé
« Bloc Côtier » est séparé du reste de la Meseta par une importante zone de failles
NNE-SSW (Zone de Cisaillement de la Meseta Occidentale) (voir planche 6 et
coupe, planche 9).
Des granitoïdes se mettent en place sous forme de petits massifs circonscrits
en développant un métamorphisme thermique. Leurs âges isotopiques varient entre
320 et 280 Ma selon les massifs. Ces plutons granitiques se sont donc mis en place
tout au long de l’orogenèse hercynienne depuis le Viséen supérieur jusqu’au
Permien.
7) Le Permien (295-245 Ma)
Les terrains permiens sont en discordance angulaire sur les structures
hercyniennes. Ce sont des dépôts continentaux datés du Permien inférieur
(Autunien) : conglomérats, grès et silts rouges provenant de l’érosion des reliefs de la
chaîne hercynienne. A ces dépôts est associé un volcanisme important avec des
coulées de trachytes, andésites et rhyolites. Ce volcanisme calco-alcalin est
l’expression en surface des intrusions les plus récentes de granitoïdes mentionnées
ci-dessus.
Le Permien signe la fin du cycle hercynien dans la Meseta. Les reliefs
montagneux de la chaîne vont être soumis à l’érosion. La croûte continentale,
épaissie pendant les phases de compression, va progressivement revenir à une
épaisseur normale (env. 30 km) par l’action conjuguée de l’érosion et de
l’effondrement gravitaire (extension tardi-orogénique).
8) Le modèle géodynamique
Les modèles de reconstitution de la Pangée au Permien montrent que la chaîne
hercynienne du Maroc (domaine de la Meseta + domaine de l’Anti-Atlas + Nord des
Mauritanides) fait partie des chaînes paléozoïques péri-atlantiques résultant de la
collision entre la Laurussia (Laurentia + Baltica) et le Gondwana (Craton ouest
africain). (planche 10 A). Elle se rattache donc, d’une part à la chaîne des
Appalaches en Amérique, d’autre part à la chaîne hercynienne (ou varisque)
d’Europe.
La zone de suture entre Laurussia et Gondwana traverse l’Europe et se prolonge le
long de la côte Est de l’Amérique du Nord. Elle est jalonnée par des témoins de la
croûte océanique qui séparait les deux continents.
Les chaînes paléozoïques périatlantiques se divisent ainsi en 2 branches : une
branche Nord où les structures sont déversées vers le craton de la Laurussia ; une
branche Sud où les structures sont déversées vers le Gondwana.
La chaîne hercynienne du Maroc appartient à la branche Sud. On a vu que les
terrains paléozoïques ne contiennent pas de témoins de croûte océanique, le Maroc
est donc en-dehors des zones des zones de sutures connues. Il appartient à la zone
ou le NW, ils sont associés à des chevauchements et des charriages. A l’Ouest de la
Meseta occidentale (Meseta Côtière), les déformations hercyniennes sont de faible
intensité (plis ouverts, disparition progressive de la schistosité), ce domaine, appelé
« Bloc Côtier » est séparé du reste de la Meseta par une importante zone de failles
NNE-SSW (Zone de Cisaillement de la Meseta Occidentale) (voir planche 6 et
coupe, planche 9).
Des granitoïdes se mettent en place sous forme de petits massifs circonscrits
en développant un métamorphisme thermique. Leurs âges isotopiques varient entre
320 et 280 Ma selon les massifs. Ces plutons granitiques se sont donc mis en place
tout au long de l’orogenèse hercynienne depuis le Viséen supérieur jusqu’au
Permien.
7) Le Permien (295-245 Ma)
Les terrains permiens sont en discordance angulaire sur les structures
hercyniennes. Ce sont des dépôts continentaux datés du Permien inférieur
(Autunien) : conglomérats, grès et silts rouges provenant de l’érosion des reliefs de la
chaîne hercynienne. A ces dépôts est associé un volcanisme important avec des
coulées de trachytes, andésites et rhyolites. Ce volcanisme calco-alcalin est
l’expression en surface des intrusions les plus récentes de granitoïdes mentionnées
ci-dessus.
Le Permien signe la fin du cycle hercynien dans la Meseta. Les reliefs
montagneux de la chaîne vont être soumis à l’érosion. La croûte continentale,
épaissie pendant les phases de compression, va progressivement revenir à une
épaisseur normale (env. 30 km) par l’action conjuguée de l’érosion et de
l’effondrement gravitaire (extension tardi-orogénique).
8) Le modèle géodynamique
Les modèles de reconstitution de la Pangée au Permien montrent que la chaîne
hercynienne du Maroc (domaine de la Meseta + domaine de l’Anti-Atlas + Nord des
Mauritanides) fait partie des chaînes paléozoïques péri-atlantiques résultant de la
collision entre la Laurussia (Laurentia + Baltica) et le Gondwana (Craton ouest
africain). (planche 10 A). Elle se rattache donc, d’une part à la chaîne des
Appalaches en Amérique, d’autre part à la chaîne hercynienne (ou varisque)
d’Europe.
La zone de suture entre Laurussia et Gondwana traverse l’Europe et se prolonge le
long de la côte Est de l’Amérique du Nord. Elle est jalonnée par des témoins de la
croûte océanique qui séparait les deux continents.
Les chaînes paléozoïques périatlantiques se divisent ainsi en 2 branches : une
branche Nord où les structures sont déversées vers le craton de la Laurussia ; une
branche Sud où les structures sont déversées vers le Gondwana.
La chaîne hercynienne du Maroc appartient à la branche Sud. On a vu que les
terrains paléozoïques ne contiennent pas de témoins de croûte océanique, le Maroc
est donc en-dehors des zones des zones de sutures connues. Il appartient à la zone
cours de géologie 14
La Meseta orientale.
Ce domaine est émergé depuis la fin du Dévonien supérieur. La transgression
débute avec les dépôts discordants du Viséen supérieur : conglomérats et calcaires
suivis par d’épaisses séries volcano-détritiques représentées, jusqu’au Namurien
inférieur par des volcanoclastites des laves intermédiaires et acides : andésites,
dacites, rhyolites et ignimbrites ; à ce volcanisme sont associées des intrusions de
massifs granitiques et granodioritiques datés de 330 Ma. La géochimie de ces
magmas indique une tendance calco-alcaline et donc une mise en place dans un
contexte compressif. La Meseta orientale correspondrait à cette époque à un arc
magmatique, édifié sur une croûte continentale épaissie pendant la compression
éovarisque.
La mer se retire ensuite progressivement vers l’Est durant le Westphalien qui est
représenté dans la région de Jerada par des sédiments marins puis continentaux
déposés dans des plaines deltaïques, des lacs et des marécages. C’est à cette
époque que se forment les gisements de charbon de la région.
Les déformations hercyniennes (ou varisques)
L’orogenèse hercynienne se déroule pendant le Carbonifère. On a l’habitude de la
subdiviser en plusieurs épisodes ou « phases » qui représentent plutôt des
paroxysmes de déformation dans un processus de raccourcissement continu.
La phase intraviséenne.
Cette phase de déformation est contemporaine de la sédimentation dans les bassins
carbonifères de la Meseta occidentale. Les déformations compressives sont
observées essentiellement à la bordure Est de ces bassins carbonifères, dans les
régions situées entre Azrou et Khénifra et dans les Jbilete orientales. Dans ces
secteurs, les terrains paléozoïques constituant le substratum anté-carbonifère des
bassins enregistrent des plis synschisteux NNE-SSW déversés vers l’ouest, un
métamorphisme de faible degré (schistes verts) daté à 330 Ma (Viséen supérieur-
Namurien) et des chevauchements vers l’Ouest. La bordure orientale des bassins est
ainsi soulevée en structures antiformes au front desquelles la sédimentation
carbonifère est caractérisée par des dépôts détritiques syntectoniques : flyschs à
blocs, olistostromes. Dans ces zones surélevées, une partie du Paléozoïque est
découpée en nappes de charriage qui se mettent en place pendant le remplissage
des bassins carbonifères (nappes de glissement synsédimentaires) (voir coupe,
planche 9, Khénifra).
La phase majeure
Cette phase est observée dans l’ensemble du domaine mésétien. La direction
de raccourcissement est orientée NW-SE, les structures sont des plis synschisteux
de direction NNE-SSW à ENE-WSW associés à un métamorphisme régional de
faible degré (épizone, faciès schistes verts), sauf dans le massif des Rehamna où il
atteint la mésozone (faciès amphibolite). Le métamorphisme daté à 300 Ma indique
que cette phase majeure se déroule à la fin du Westphalien.
Ce domaine est émergé depuis la fin du Dévonien supérieur. La transgression
débute avec les dépôts discordants du Viséen supérieur : conglomérats et calcaires
suivis par d’épaisses séries volcano-détritiques représentées, jusqu’au Namurien
inférieur par des volcanoclastites des laves intermédiaires et acides : andésites,
dacites, rhyolites et ignimbrites ; à ce volcanisme sont associées des intrusions de
massifs granitiques et granodioritiques datés de 330 Ma. La géochimie de ces
magmas indique une tendance calco-alcaline et donc une mise en place dans un
contexte compressif. La Meseta orientale correspondrait à cette époque à un arc
magmatique, édifié sur une croûte continentale épaissie pendant la compression
éovarisque.
La mer se retire ensuite progressivement vers l’Est durant le Westphalien qui est
représenté dans la région de Jerada par des sédiments marins puis continentaux
déposés dans des plaines deltaïques, des lacs et des marécages. C’est à cette
époque que se forment les gisements de charbon de la région.
Les déformations hercyniennes (ou varisques)
L’orogenèse hercynienne se déroule pendant le Carbonifère. On a l’habitude de la
subdiviser en plusieurs épisodes ou « phases » qui représentent plutôt des
paroxysmes de déformation dans un processus de raccourcissement continu.
La phase intraviséenne.
Cette phase de déformation est contemporaine de la sédimentation dans les bassins
carbonifères de la Meseta occidentale. Les déformations compressives sont
observées essentiellement à la bordure Est de ces bassins carbonifères, dans les
régions situées entre Azrou et Khénifra et dans les Jbilete orientales. Dans ces
secteurs, les terrains paléozoïques constituant le substratum anté-carbonifère des
bassins enregistrent des plis synschisteux NNE-SSW déversés vers l’ouest, un
métamorphisme de faible degré (schistes verts) daté à 330 Ma (Viséen supérieur-
Namurien) et des chevauchements vers l’Ouest. La bordure orientale des bassins est
ainsi soulevée en structures antiformes au front desquelles la sédimentation
carbonifère est caractérisée par des dépôts détritiques syntectoniques : flyschs à
blocs, olistostromes. Dans ces zones surélevées, une partie du Paléozoïque est
découpée en nappes de charriage qui se mettent en place pendant le remplissage
des bassins carbonifères (nappes de glissement synsédimentaires) (voir coupe,
planche 9, Khénifra).
La phase majeure
Cette phase est observée dans l’ensemble du domaine mésétien. La direction
de raccourcissement est orientée NW-SE, les structures sont des plis synschisteux
de direction NNE-SSW à ENE-WSW associés à un métamorphisme régional de
faible degré (épizone, faciès schistes verts), sauf dans le massif des Rehamna où il
atteint la mésozone (faciès amphibolite). Le métamorphisme daté à 300 Ma indique
que cette phase majeure se déroule à la fin du Westphalien.
cours de géologie 13
Dévonien supérieur : la phase tectonique éovarisque
Le Dévonien supérieur correspond au début de l’orogenèse hercynienne avec les
premiers épisodes de déformation. C’est la phase éovarisque (ou éohercynienne).
Dans la Meseta orientale et l’Est du Maroc central. La phase éovarisque donne des
plis couchés, synschisteux d’axes subméridiens. La schistosité de fracture ou de flux
est subhorizontale, le métamorphisme de faible degré (schistes verts). L’âge
isotopique des cristallisations métamorphiques est de 370-360 Ma (fin du dévonien
supérieur). Les structures sont déversées vers l’Ouest. La conséquence de ces
déformations est l’émersion de la Meseta orientale à partir du Dévonien supérieur, la
mer ne reviendra qu’au Carbonifère avec la transgression du Viséen supérieur
discordant sur les structures éovarisques (voir planche 6 et coupe, planche 9, la
région Zaïan).
Dans la Meseta occidentale. Des mouvements tectoniques surtout extensifs
conduisent à une organisation de la paléogéographie en rides et bassins. Sur les
rides et les hauts-fonds, le Dévonien supérieur a un faciès de calcaires récifaux ou
calcaires noduleux. En bordure des rides apparaissent des faciès de conglomérats et
de formations chaotiques (olistostromes). Ces dépôts détritiques sont
syntectoniques, associés au jeu des failles bordières des bassins. Dans les bassins,
on observe des dépôts de turbidites plus distales (voir coupe, planche 9, le bassin
de Sidi Bettache). Le contexte géodynamique de ces bassins n’est pas défini avec
certitude. Il s’agit probablement d’un régime transtensif combinant la compression et
l’extension (bassins de type « pull-apart », sur décrochements).
6) Le Carbonifère (355-295 Ma)
Les bassins carbonifères
La Meseta occidentale.
Dans les bassins, les dépôts carbonifères sont continus et généralement
concordants avec le Dévonien. Sur les rides, la tendance à l’émersion est
responsable de lacunes du Tournaisien et du Viséen inférieur. Le Viséen supérieur
correspond à une période de grande transgression : à proximité des rides et sur les
hauts-fonds se déposent des calcaires récifaux, dans les bassins s’accumulent des
épaisses séries gréso-pélitiques souvent turbiditiques. La sédimentation marine,
essentiellement détritique, dure jusqu’au Westphalien inférieur.
L’activité magmatique est intense au Viséen supérieur et au Namurien avec la mise
en place de laves et d’intrusions basiques: basaltes, dolérites, gabbros. Leur nature
alcaline transitionnelle à tholéitique indique clairement un contexte distensif. Ces
bassins carbonifères de la Meseta occidentale se situent sur une croûte continentale
amincie, sans atteindre le stade de formation d’une croûte océanique.
A partir du Westphalien supérieur-Stéphanien inférieur la compression hercynienne
conduit à la formation de la chaîne hercynienne et donc à l’émersion du domaine de
la Meseta. La sédimentation devient continentale : des conglomérats et des grès
rouges reposent en discordance angulaire sur les terrains plus anciens
Le Dévonien supérieur correspond au début de l’orogenèse hercynienne avec les
premiers épisodes de déformation. C’est la phase éovarisque (ou éohercynienne).
Dans la Meseta orientale et l’Est du Maroc central. La phase éovarisque donne des
plis couchés, synschisteux d’axes subméridiens. La schistosité de fracture ou de flux
est subhorizontale, le métamorphisme de faible degré (schistes verts). L’âge
isotopique des cristallisations métamorphiques est de 370-360 Ma (fin du dévonien
supérieur). Les structures sont déversées vers l’Ouest. La conséquence de ces
déformations est l’émersion de la Meseta orientale à partir du Dévonien supérieur, la
mer ne reviendra qu’au Carbonifère avec la transgression du Viséen supérieur
discordant sur les structures éovarisques (voir planche 6 et coupe, planche 9, la
région Zaïan).
Dans la Meseta occidentale. Des mouvements tectoniques surtout extensifs
conduisent à une organisation de la paléogéographie en rides et bassins. Sur les
rides et les hauts-fonds, le Dévonien supérieur a un faciès de calcaires récifaux ou
calcaires noduleux. En bordure des rides apparaissent des faciès de conglomérats et
de formations chaotiques (olistostromes). Ces dépôts détritiques sont
syntectoniques, associés au jeu des failles bordières des bassins. Dans les bassins,
on observe des dépôts de turbidites plus distales (voir coupe, planche 9, le bassin
de Sidi Bettache). Le contexte géodynamique de ces bassins n’est pas défini avec
certitude. Il s’agit probablement d’un régime transtensif combinant la compression et
l’extension (bassins de type « pull-apart », sur décrochements).
6) Le Carbonifère (355-295 Ma)
Les bassins carbonifères
La Meseta occidentale.
Dans les bassins, les dépôts carbonifères sont continus et généralement
concordants avec le Dévonien. Sur les rides, la tendance à l’émersion est
responsable de lacunes du Tournaisien et du Viséen inférieur. Le Viséen supérieur
correspond à une période de grande transgression : à proximité des rides et sur les
hauts-fonds se déposent des calcaires récifaux, dans les bassins s’accumulent des
épaisses séries gréso-pélitiques souvent turbiditiques. La sédimentation marine,
essentiellement détritique, dure jusqu’au Westphalien inférieur.
L’activité magmatique est intense au Viséen supérieur et au Namurien avec la mise
en place de laves et d’intrusions basiques: basaltes, dolérites, gabbros. Leur nature
alcaline transitionnelle à tholéitique indique clairement un contexte distensif. Ces
bassins carbonifères de la Meseta occidentale se situent sur une croûte continentale
amincie, sans atteindre le stade de formation d’une croûte océanique.
A partir du Westphalien supérieur-Stéphanien inférieur la compression hercynienne
conduit à la formation de la chaîne hercynienne et donc à l’émersion du domaine de
la Meseta. La sédimentation devient continentale : des conglomérats et des grès
rouges reposent en discordance angulaire sur les terrains plus anciens
cours de géologie 12
Le Silurien est une période de transgression, reliée à la fonte des glaciers
(transgression glacio-eustatique). Les dépôts sont minces et de faciès très
homogènes : argilites noires à Graptolites, phtanites. Des carbonates apparaissent
au Silurien sup.
Du Cambrien au Silurien, le Paléozoïque de la Meseta présente des analogies avec
celui de l’Anti-Atlas. On retrouve le même contexte de plate-forme marine
épicontinentale plus ou moins subsidente. Ces deux domaines faisaient partie de la
marge du Craton Ouest-Africain.
4) Le problème de l’orogenèse calédonienne au Maroc
L’orogenèse calédonienne s.l. correspond aux évènements tectoniques associés à la
fermeture de l’Océan Iapetus qui séparait d’une part Laurentia et Baltica et d’autre
part Laurentia et Avalonia, Avalonia étant un microcontinent détaché du Gondwana.
Les collisions entre ces différents continents se sont déroulées entre l’Ordovicien
(phase taconique) et le Dévonien (phase acadienne).
Dans les reconstitutions paléogéodynamiques classiques, l’Afrique du Nord est
située en dehors des chaînes calédoniennes. Il existe cependant au Maroc des
indices de cette orogenèse.
Dans la région de Rabat et Tiflet, une lacune de l’Ordovicien supérieur et du
Silurien inférieur témoigne d’une émersion contemporaine de mouvements
calédoniens.
Au nord de Rabat, la zone des Sehoul est formée de roches métamorphiques
très déformées, schistes, phyllades, quartzophyllades ; l’âge isotopique des
minéraux métamorphiques est de 450 Ma (Ordovicien supérieur). Des granites
intrusifs sont datés de 430 Ma (Silurien inférieur). Cette zone est donc le témoin
d’évènements tectonométamorphiques et magmatiques à rattacher au cycle
calédonien ; elle est en contact tectonique avec la zone de Rabat Tiflet nonmétamorphique,
située au NW de la Meseta (planche 7). Ce contact est important il
correspond au rapprochement de deux ensembles (Meseta et Zone des Sehoul)
initialement éloignés l’un de l’autre. Le rapprochement date du Silurien, en effet des
grès et des calcaires du Silurien supérieur et du Dévonien de la zone de Rabat-Tiflet
sont discordants sur le granite calédonien de la zone des Sehoul (planche 8).
5) Le Dévonien (410-355 Ma)
Dévonien inférieur et moyen : plate-formes et bassins
Le Dévonien est concordant avec le Silurien, avec au début du Dévonien inf. le
même faciès d’argilites noires à Graptolites.
Dans la Meseta occidentale, le Dévonien inférieur et moyen est caractérisé
par le développement de faciès carbonatés (récifs). La Meseta occidentale
correspondait à une vaste plate-forme marine carbonatée.
Dans la Meseta orientale, à la même époque, se développent au contraire des
faciès pélagiques détritiques : alternances de grès et pélites, turbidites. Il n’y a pas
de carbonates. La Meseta orientale correspondait à un domaine de bassin. (planche
(transgression glacio-eustatique). Les dépôts sont minces et de faciès très
homogènes : argilites noires à Graptolites, phtanites. Des carbonates apparaissent
au Silurien sup.
Du Cambrien au Silurien, le Paléozoïque de la Meseta présente des analogies avec
celui de l’Anti-Atlas. On retrouve le même contexte de plate-forme marine
épicontinentale plus ou moins subsidente. Ces deux domaines faisaient partie de la
marge du Craton Ouest-Africain.
4) Le problème de l’orogenèse calédonienne au Maroc
L’orogenèse calédonienne s.l. correspond aux évènements tectoniques associés à la
fermeture de l’Océan Iapetus qui séparait d’une part Laurentia et Baltica et d’autre
part Laurentia et Avalonia, Avalonia étant un microcontinent détaché du Gondwana.
Les collisions entre ces différents continents se sont déroulées entre l’Ordovicien
(phase taconique) et le Dévonien (phase acadienne).
Dans les reconstitutions paléogéodynamiques classiques, l’Afrique du Nord est
située en dehors des chaînes calédoniennes. Il existe cependant au Maroc des
indices de cette orogenèse.
Dans la région de Rabat et Tiflet, une lacune de l’Ordovicien supérieur et du
Silurien inférieur témoigne d’une émersion contemporaine de mouvements
calédoniens.
Au nord de Rabat, la zone des Sehoul est formée de roches métamorphiques
très déformées, schistes, phyllades, quartzophyllades ; l’âge isotopique des
minéraux métamorphiques est de 450 Ma (Ordovicien supérieur). Des granites
intrusifs sont datés de 430 Ma (Silurien inférieur). Cette zone est donc le témoin
d’évènements tectonométamorphiques et magmatiques à rattacher au cycle
calédonien ; elle est en contact tectonique avec la zone de Rabat Tiflet nonmétamorphique,
située au NW de la Meseta (planche 7). Ce contact est important il
correspond au rapprochement de deux ensembles (Meseta et Zone des Sehoul)
initialement éloignés l’un de l’autre. Le rapprochement date du Silurien, en effet des
grès et des calcaires du Silurien supérieur et du Dévonien de la zone de Rabat-Tiflet
sont discordants sur le granite calédonien de la zone des Sehoul (planche 8).
5) Le Dévonien (410-355 Ma)
Dévonien inférieur et moyen : plate-formes et bassins
Le Dévonien est concordant avec le Silurien, avec au début du Dévonien inf. le
même faciès d’argilites noires à Graptolites.
Dans la Meseta occidentale, le Dévonien inférieur et moyen est caractérisé
par le développement de faciès carbonatés (récifs). La Meseta occidentale
correspondait à une vaste plate-forme marine carbonatée.
Dans la Meseta orientale, à la même époque, se développent au contraire des
faciès pélagiques détritiques : alternances de grès et pélites, turbidites. Il n’y a pas
de carbonates. La Meseta orientale correspondait à un domaine de bassin. (planche
cours de géologie 11
D’un point de vue géographique, la Meseta marocaine correspond, sensu stricto, aux
plaines et plateaux atlantiques, mais on peut y adjoindre les Hauts Plateaux du
Maroc oriental qui se prolongent en Algérie par la Meseta oranaise. Du point de vue
géologique, l’ensemble constitue le domaine mésétien qui se divise en Meseta
occidentale et Meseta orientale (planche 1).
Le domaine mésétien est caractérisé par un socle paléozoïque déformé par
l’orogenèse hercynienne ou varisque et une couverture méso-cénozoïque restée
quasi horizontale.
Le socle apparaît dans des « boutonnières » (planche 7): massif hercynien central
(ou Maroc central), Rehamna, Jebilet, Midelt, Debdou, Mekkam, Jerada, Beni
Snassène. La couverture correspond aux plaines et plateaux : Chaouïa, Doukkala,
Plateaux des Phosphates, des Ganntour, Bahira, Hauts Plateaux.
I- LE SOCLE PALÉOZOÏQUE
Dans la Meseta, le soubassement de la série paléozoïque est représenté par
quelques affleurements de terrains précambriens (El Jadida, SE du Massif hercynien
central, Rehamna). Ce sont des laves acides à intermédiaires (rhyolites, andésites)
et des massifs de granites. Les analogies de faciès et une datation isotopique à 593
Ma (Rehamna) permettent de rattacher ces formations au Néoprotérozoïque terminal
(P III, série d’Ouarzazate).
La série Paléozoïque de la Meseta est quasi complète depuis le Cambrien jusqu’au
Permien (voir log, planche 8).
1) Le Cambrien (540-500 Ma).
Le Cambrien inférieur. débute par une sédimentation carbonatée avec des calcaires
et des dolomies, ensuite au Cambrien moyen, les dépôts sont détritiques avec des
schistes et des grauwackes. Les variations d’épaisseur importantes du Cb moyen
(1000 à 6000 m) indiquent l’existence d’un rift ou graben dans la Meseta occidentale.
Ce contexte distensif est aussi argumenté par la présence d’un magmatisme basique
de type alcalin intraplaque (basaltes, dolérites). Des dépôts gréseux marquent le
stade post-rift.
2) L’Ordovicien (500-435 Ma)
Après une lacune (Cambrien supérieur-Ordovicien inférieur.), l’Ordovicien est
transgressif avec des dépôts détritiques fins (argilites, pélites), puis grossiers (grès et
quartzites) à l’Ordovicien supérieur avec en particulier des faciès d’argiles
microconglomératiques qui sont des témoins de la glaciation fini-ordovicienne.
L’environnement est de type plate-forme marine peu profonde et peu subsidente.
La région située entre Rabat et Tiflet se différencie du reste de la Meseta par la
présence de coulées et de filons de basaltes intercalés dans les pélites de
l’Ordovicien inférieur.
3) Le Silurien (435-410 Ma)
Le
plaines et plateaux atlantiques, mais on peut y adjoindre les Hauts Plateaux du
Maroc oriental qui se prolongent en Algérie par la Meseta oranaise. Du point de vue
géologique, l’ensemble constitue le domaine mésétien qui se divise en Meseta
occidentale et Meseta orientale (planche 1).
Le domaine mésétien est caractérisé par un socle paléozoïque déformé par
l’orogenèse hercynienne ou varisque et une couverture méso-cénozoïque restée
quasi horizontale.
Le socle apparaît dans des « boutonnières » (planche 7): massif hercynien central
(ou Maroc central), Rehamna, Jebilet, Midelt, Debdou, Mekkam, Jerada, Beni
Snassène. La couverture correspond aux plaines et plateaux : Chaouïa, Doukkala,
Plateaux des Phosphates, des Ganntour, Bahira, Hauts Plateaux.
I- LE SOCLE PALÉOZOÏQUE
Dans la Meseta, le soubassement de la série paléozoïque est représenté par
quelques affleurements de terrains précambriens (El Jadida, SE du Massif hercynien
central, Rehamna). Ce sont des laves acides à intermédiaires (rhyolites, andésites)
et des massifs de granites. Les analogies de faciès et une datation isotopique à 593
Ma (Rehamna) permettent de rattacher ces formations au Néoprotérozoïque terminal
(P III, série d’Ouarzazate).
La série Paléozoïque de la Meseta est quasi complète depuis le Cambrien jusqu’au
Permien (voir log, planche 8).
1) Le Cambrien (540-500 Ma).
Le Cambrien inférieur. débute par une sédimentation carbonatée avec des calcaires
et des dolomies, ensuite au Cambrien moyen, les dépôts sont détritiques avec des
schistes et des grauwackes. Les variations d’épaisseur importantes du Cb moyen
(1000 à 6000 m) indiquent l’existence d’un rift ou graben dans la Meseta occidentale.
Ce contexte distensif est aussi argumenté par la présence d’un magmatisme basique
de type alcalin intraplaque (basaltes, dolérites). Des dépôts gréseux marquent le
stade post-rift.
2) L’Ordovicien (500-435 Ma)
Après une lacune (Cambrien supérieur-Ordovicien inférieur.), l’Ordovicien est
transgressif avec des dépôts détritiques fins (argilites, pélites), puis grossiers (grès et
quartzites) à l’Ordovicien supérieur avec en particulier des faciès d’argiles
microconglomératiques qui sont des témoins de la glaciation fini-ordovicienne.
L’environnement est de type plate-forme marine peu profonde et peu subsidente.
La région située entre Rabat et Tiflet se différencie du reste de la Meseta par la
présence de coulées et de filons de basaltes intercalés dans les pélites de
l’Ordovicien inférieur.
3) Le Silurien (435-410 Ma)
Le
cours de géologie 10
III- LA COUVERTURE MÉSO-CÉNOZOÏQUE
Il faut distinguer pendant cette période le domaine de l’Anti Atlas et du craton Ouest
Africain (la plate-forme continentale) et le domaine des Bassins Côtiers (la marge
passive atlantique).
1) La plate-forme
Le Mésozoïque et le cénozoïque sont représentés par des dépôts de plate-forme
épicontinentale, minces et tabulaires. Ils constituent les « Hamadas » (Hamada du
Guir, du Draa, de Tindouf : planches 2B & 6a).
Il n’y a pas de dépôts pendant le Trias et le Jurassique. Des sills et des dykes de
dolérites se mettent en place. Datés de 140 Ma ils sont les marqueurs de la
distension continentale pendant l’ouverture de l’océan atlantique.
La coupe de la Hamada du Guir (planche 6a) montre de bas en haut :
Le Crétacé inférieur, dépôts continentaux rouges de sables et d’argiles, c’est
le « Continental Intercalaire ».
Le Crétacé supérieur, dépôts marins, calcaires du Cénomano-Turonien,
formant la Hamada inférieure, puis marnes et gypses.
Le Néogène, dépôts fluvio-lacustres, gréseux, formant la Hamada moyenne.
Le Pliocène, calcaires blancs, lacustres, formant la Hamada supérieure.
2) Le Bassin côtier de Tarfaya-Laayoune
Ce domaine est recouvert par des dépôts quaternaires, sa structure géologique est
surtout connue par les sondages et les profils sismiques réalisés pour la prospection
pétrolière. (planche 6 b)
On trouve une série mésozoïque caractéristique de la marge passive de l’océan
atlantique.
Le Trias avec les argiles rouges à gypses et les basaltes doléritiques
Le Jurassique, marin, avec les calcaires et les marno-calcaires.
L’extension conduit ensuite à un basculement des couches, une émersion et
le dépôt des séries continentales du Crétacé inférieur comme sur la plate-forme.
La mer revient ensuite avec une série marine littorale du Crétacé supérieur au
Néogène.
Il faut distinguer pendant cette période le domaine de l’Anti Atlas et du craton Ouest
Africain (la plate-forme continentale) et le domaine des Bassins Côtiers (la marge
passive atlantique).
1) La plate-forme
Le Mésozoïque et le cénozoïque sont représentés par des dépôts de plate-forme
épicontinentale, minces et tabulaires. Ils constituent les « Hamadas » (Hamada du
Guir, du Draa, de Tindouf : planches 2B & 6a).
Il n’y a pas de dépôts pendant le Trias et le Jurassique. Des sills et des dykes de
dolérites se mettent en place. Datés de 140 Ma ils sont les marqueurs de la
distension continentale pendant l’ouverture de l’océan atlantique.
La coupe de la Hamada du Guir (planche 6a) montre de bas en haut :
Le Crétacé inférieur, dépôts continentaux rouges de sables et d’argiles, c’est
le « Continental Intercalaire ».
Le Crétacé supérieur, dépôts marins, calcaires du Cénomano-Turonien,
formant la Hamada inférieure, puis marnes et gypses.
Le Néogène, dépôts fluvio-lacustres, gréseux, formant la Hamada moyenne.
Le Pliocène, calcaires blancs, lacustres, formant la Hamada supérieure.
2) Le Bassin côtier de Tarfaya-Laayoune
Ce domaine est recouvert par des dépôts quaternaires, sa structure géologique est
surtout connue par les sondages et les profils sismiques réalisés pour la prospection
pétrolière. (planche 6 b)
On trouve une série mésozoïque caractéristique de la marge passive de l’océan
atlantique.
Le Trias avec les argiles rouges à gypses et les basaltes doléritiques
Le Jurassique, marin, avec les calcaires et les marno-calcaires.
L’extension conduit ensuite à un basculement des couches, une émersion et
le dépôt des séries continentales du Crétacé inférieur comme sur la plate-forme.
La mer revient ensuite avec une série marine littorale du Crétacé supérieur au
Néogène.
cours de géologie 9
Les grès de Tazout datés du Strunien (limite Dévonien-Carbonifère) sont
transgressifs.
5) Le Carbonifère (355-295 Ma)
Sur les grès de Tazout, le Carbonifère inférieur débute par des argilites qui forment la
plaine de Betaïna, puis viennent les grès et les calcaires du Viséen supérieur et du
Namurien qui forment la crête du Jbel Ouarkziz (planche 2B).
Au Carbonifère supérieur la sédimentation devient progressivement continentale
avec des dépôts d’argiles et de grès rouges. La régression de la mer vers l’Est est
liée à l’émersion de l’Anti Atlas et de la Meseta pendant l’orogenèse hercynienne.
B- Les déformations hercyniennes
L’Anti-Atlas enregistre des déformations hercyniennes. Celles-ci correspondent à des
plis kilométriques de direction NNE-SSW dans l’Anti-Atlas occidental, E-W dans
l’Anti-Atlas central et oriental et NW-SE dans la chaîne de l’Ougarta en Algérie
(planche 2B).. Le raccourcissement reste modéré, la schistosité de type fracture est
rarement exprimée, le métamorphisme est nul ou de faible intensité. Il n’y a pas de
magmatisme associé, en particulier pas d’intrusion de granites.
Le socle précambrien se raccourcit par le jeu de failles inverses d’échelle crustale,
chevauchantes vers le Sud et parfois vers le Nord (planche 5).. La couverture
paléozoïque reste solidaire du socle (pas de décollement majeur entre socle et
couverture). La présence de niveaux argileux et pélitiques très incompétents
(Cambrien moyen et Silurien) et de niveaux compétents de grès et de calcaires
(Ordovicien du Bani et Dévonien des Rich) d’épaisseur variable va déterminer un
plissement disharmonique et un amortissement des failles crustales notamment dans
les argiles cambriennes (planche 5).. Par tous ces caractères, la chaîne de l’Anti-
Atlas appartient à un niveau structural supérieur ou moyen. Elle fait partie des zones
les plus externes de la chaîne hercynienne. Par rapport au domaine de la Meseta où
l’orogenèse hercynienne est de forte intensité, l’Anti-Atlas serait en position d’avantpays
méridional et correspondrait donc à la déformation de la marge passive du
craton ouest africain. Cependant les relations structurales entre la Meseta et l’Anti-
Atlas ne sont pas claires car le contact entre les deux domaines est en partie caché
par la chaîne tertiaire du Haut-Atlas. Il est aussi possible que ce soit une chaîne
intracratonique formée sur le craton.
Vers le SSW, l’Anti-Atlas se prolonge par les plis et les chevauchements vers l’Est de
la chaîne du Zemmour (planches 1 & 2). Dans cette région, les terrains
paléozoïques déformés représentent très clairement l’avant-pays autochtone sur
lequel repose les nappes de charriage de la chaîne des Mauritanides représentée
par le massif allochtone des Ouled Delim ou de l’Adrar Souttouf (planche 2A). La
mise en place de ces nappes est un évènement hercynien (daté par le
métamorphisme syntectonique à 330-310 Ma) bien que le matériel allochtone soit
essentiellement du Précambrien (surtout Panafricain). Il faut aussi noter dans ce
matériel allochtone la présence d’éclogites indiquant un métamorphisme HP BT
hercynien (daté à 330 Ma) affectant des gabbros néoprotérozoïques (datés à 595
Ma). Ce qui montre que les Mauritanides sont différentes de la Meseta.
III- LA COUVERTURE MÉSO-CÉNOZOÏQUE
transgressifs.
5) Le Carbonifère (355-295 Ma)
Sur les grès de Tazout, le Carbonifère inférieur débute par des argilites qui forment la
plaine de Betaïna, puis viennent les grès et les calcaires du Viséen supérieur et du
Namurien qui forment la crête du Jbel Ouarkziz (planche 2B).
Au Carbonifère supérieur la sédimentation devient progressivement continentale
avec des dépôts d’argiles et de grès rouges. La régression de la mer vers l’Est est
liée à l’émersion de l’Anti Atlas et de la Meseta pendant l’orogenèse hercynienne.
B- Les déformations hercyniennes
L’Anti-Atlas enregistre des déformations hercyniennes. Celles-ci correspondent à des
plis kilométriques de direction NNE-SSW dans l’Anti-Atlas occidental, E-W dans
l’Anti-Atlas central et oriental et NW-SE dans la chaîne de l’Ougarta en Algérie
(planche 2B).. Le raccourcissement reste modéré, la schistosité de type fracture est
rarement exprimée, le métamorphisme est nul ou de faible intensité. Il n’y a pas de
magmatisme associé, en particulier pas d’intrusion de granites.
Le socle précambrien se raccourcit par le jeu de failles inverses d’échelle crustale,
chevauchantes vers le Sud et parfois vers le Nord (planche 5).. La couverture
paléozoïque reste solidaire du socle (pas de décollement majeur entre socle et
couverture). La présence de niveaux argileux et pélitiques très incompétents
(Cambrien moyen et Silurien) et de niveaux compétents de grès et de calcaires
(Ordovicien du Bani et Dévonien des Rich) d’épaisseur variable va déterminer un
plissement disharmonique et un amortissement des failles crustales notamment dans
les argiles cambriennes (planche 5).. Par tous ces caractères, la chaîne de l’Anti-
Atlas appartient à un niveau structural supérieur ou moyen. Elle fait partie des zones
les plus externes de la chaîne hercynienne. Par rapport au domaine de la Meseta où
l’orogenèse hercynienne est de forte intensité, l’Anti-Atlas serait en position d’avantpays
méridional et correspondrait donc à la déformation de la marge passive du
craton ouest africain. Cependant les relations structurales entre la Meseta et l’Anti-
Atlas ne sont pas claires car le contact entre les deux domaines est en partie caché
par la chaîne tertiaire du Haut-Atlas. Il est aussi possible que ce soit une chaîne
intracratonique formée sur le craton.
Vers le SSW, l’Anti-Atlas se prolonge par les plis et les chevauchements vers l’Est de
la chaîne du Zemmour (planches 1 & 2). Dans cette région, les terrains
paléozoïques déformés représentent très clairement l’avant-pays autochtone sur
lequel repose les nappes de charriage de la chaîne des Mauritanides représentée
par le massif allochtone des Ouled Delim ou de l’Adrar Souttouf (planche 2A). La
mise en place de ces nappes est un évènement hercynien (daté par le
métamorphisme syntectonique à 330-310 Ma) bien que le matériel allochtone soit
essentiellement du Précambrien (surtout Panafricain). Il faut aussi noter dans ce
matériel allochtone la présence d’éclogites indiquant un métamorphisme HP BT
hercynien (daté à 330 Ma) affectant des gabbros néoprotérozoïques (datés à 595
Ma). Ce qui montre que les Mauritanides sont différentes de la Meseta.
III- LA COUVERTURE MÉSO-CÉNOZOÏQUE
cours de géologie 8
1) Le Cambrien (540-500 Ma)
Dans l’Anti-Atlas le Cambrien débute par l’Adoudounien qui comprend les Calcaires
inférieurs, la Série lie de vin et les Calcaires supérieurs. L’Adoudounien a longtemps
été considéré comme azoïque et rangé dans l’Eocambrien ou Infracambrien. La
découverte récente de fossiles dans les calcaires supérieurs et inférieurs permet de
montrer qu’il s’agit déjà du Cambrien inférieur. De plus, des intrusions de syénites
dans les calcaires inférieurs de la région de Bou Azzer sont datés à 534 Ma
confirmant l’âge cambrien (log, planche 4B). Au-dessus de l’Adoudounien vient la
série schisto-calcaire et les grés terminaux qui marquent la fin du Cambrien inférieur.
Le Cambrien moyen est représenté par des argilites et des pélites (Schistes des
Feijas internes) et se termine par les Grés du Tabanit. Le contexte extensif est
indiqué par la mise en place de basaltes de type tholeitique et calco-alcalin.
2) L’Ordovicien (500-435 Ma)
L’Ordovicien est essentiellement représenté par des dépôts détritiques. A
l’Ordovicien inférieur ce sont les Schistes des Feijas externes avec des argilites et
des pélites qui affleurent dans les dépressions. A l’Ordovicien supérieur, les
sédiments deviennent plus grossiers avec les grés et les quartzites du 1er et 2ème
Bani qui forment les crêtes allongées du Jbel Bani (planche 2B). Dans la formation
du 2ème Bani il y a des argiles microconglomératiques et des tillites, ces faciès
indiquent un environnement périglaciaire. La fin de l’Ordovicien coïncide avec une
glaciation, le pôle sud était situé dans la région du Niger, la plate-forme marine de
l’Anti-Atlas se situait donc en bordure de l’inlandsis installé sur le craton Ouest-
Africain.
3) Le Silurien (435-410 Ma)
Le Silurien de l’Anti Atlas affleure essentiellement dans la dépression des plaines de
l’oued Draa. Il est marqué par un changement brutal de faciès : sur les grès de
l’Ordovicien supérieur reposent des argilites noires à Graptolites (principale rochemère
des gisements de pétrole et de gaz du Sahara), des niveaux de carbonates
apparaissent progressivement dans le haut de la série. Le Silurien correspond à une
période de transgression glacio-eustatique liée à la fonte de l’inlandsis.
4) Le Dévonien (410-355 Ma)
Le Dévonien succède au Silurien. D’un point de vue structural, la plate-forme marine
relativement stable pendant l’Ordovicien et le Silurien, subit au Dévonien une
extension avec un découpage en horst-graben (rides et bassins) surtout actif dans
l’Anti-Atlas oriental. Sur les rides se déposent des séries calcaires avec des récifs,
dans les bassins des séries argilo-gréseuses épaisses. Dans l’Anti-Atlas occidental
(plaines du Draa), le dévonien est d’abord argileux avec des niveaux de calcaires
minces, puis l’épaisseur des bancs calcaires augmente et des dépôts gréseux
apparaissent. Ces niveaux de grès et de calcaires plissés pendant l’orogenèse
hercynienne forment des crêtes allongées (Jbel Rich) qui ressortent en relief au
milieu des plaines du Draa. A la fin du Dévonien, des mouvements tectoniques de
faible intensité entraînent l’émersion du Nord et de l’Est de l’Anti Atlas.
Dans l’Anti-Atlas le Cambrien débute par l’Adoudounien qui comprend les Calcaires
inférieurs, la Série lie de vin et les Calcaires supérieurs. L’Adoudounien a longtemps
été considéré comme azoïque et rangé dans l’Eocambrien ou Infracambrien. La
découverte récente de fossiles dans les calcaires supérieurs et inférieurs permet de
montrer qu’il s’agit déjà du Cambrien inférieur. De plus, des intrusions de syénites
dans les calcaires inférieurs de la région de Bou Azzer sont datés à 534 Ma
confirmant l’âge cambrien (log, planche 4B). Au-dessus de l’Adoudounien vient la
série schisto-calcaire et les grés terminaux qui marquent la fin du Cambrien inférieur.
Le Cambrien moyen est représenté par des argilites et des pélites (Schistes des
Feijas internes) et se termine par les Grés du Tabanit. Le contexte extensif est
indiqué par la mise en place de basaltes de type tholeitique et calco-alcalin.
2) L’Ordovicien (500-435 Ma)
L’Ordovicien est essentiellement représenté par des dépôts détritiques. A
l’Ordovicien inférieur ce sont les Schistes des Feijas externes avec des argilites et
des pélites qui affleurent dans les dépressions. A l’Ordovicien supérieur, les
sédiments deviennent plus grossiers avec les grés et les quartzites du 1er et 2ème
Bani qui forment les crêtes allongées du Jbel Bani (planche 2B). Dans la formation
du 2ème Bani il y a des argiles microconglomératiques et des tillites, ces faciès
indiquent un environnement périglaciaire. La fin de l’Ordovicien coïncide avec une
glaciation, le pôle sud était situé dans la région du Niger, la plate-forme marine de
l’Anti-Atlas se situait donc en bordure de l’inlandsis installé sur le craton Ouest-
Africain.
3) Le Silurien (435-410 Ma)
Le Silurien de l’Anti Atlas affleure essentiellement dans la dépression des plaines de
l’oued Draa. Il est marqué par un changement brutal de faciès : sur les grès de
l’Ordovicien supérieur reposent des argilites noires à Graptolites (principale rochemère
des gisements de pétrole et de gaz du Sahara), des niveaux de carbonates
apparaissent progressivement dans le haut de la série. Le Silurien correspond à une
période de transgression glacio-eustatique liée à la fonte de l’inlandsis.
4) Le Dévonien (410-355 Ma)
Le Dévonien succède au Silurien. D’un point de vue structural, la plate-forme marine
relativement stable pendant l’Ordovicien et le Silurien, subit au Dévonien une
extension avec un découpage en horst-graben (rides et bassins) surtout actif dans
l’Anti-Atlas oriental. Sur les rides se déposent des séries calcaires avec des récifs,
dans les bassins des séries argilo-gréseuses épaisses. Dans l’Anti-Atlas occidental
(plaines du Draa), le dévonien est d’abord argileux avec des niveaux de calcaires
minces, puis l’épaisseur des bancs calcaires augmente et des dépôts gréseux
apparaissent. Ces niveaux de grès et de calcaires plissés pendant l’orogenèse
hercynienne forment des crêtes allongées (Jbel Rich) qui ressortent en relief au
milieu des plaines du Draa. A la fin du Dévonien, des mouvements tectoniques de
faible intensité entraînent l’émersion du Nord et de l’Est de l’Anti Atlas.
cours de géologie 7
Le Néoproterozoique supérieur (650-540 Ma) : Supergroupe d’Ouarzazate
(Ediacarien)
Le Néoprotérozoïque supérieur repose en discordance sur le socle panafricain ou
éburnéen. Ce sont des séries détritiques et volcano-détritiques, continentales, qui
proviennent de la destruction, par érosion, des reliefs de la chaîne panafricaine.
L’activité magmatique est toujours importante avec des laves acides et
intermédiaires : rhyolites, ignimbrites, andésites, complexes volcano-sédimentaires.
On distingue :
Le P II-III (série de Tidiline-Anezi). Ce sont les premiers dépôts détritiques,
continentaux, discordants sur les structures panafricaines (voir les coupes du
Kerdous, planche 3). Ils sont associés à des phénomènes volcaniques et
hypovolcaniques acides et intermédiaires. Les faciès indiquent un environnement
glaciaire. Ces dépôts sont déformés, lors de la 2ème phase tectonique panafricaine
(le contexte de cette phase est discuté : compression ou extension tardiorogénique
?).
L’âge est mal connu, compris entre 660 Ma (granites panafricains) et 600 Ma
(dépôt du P III).
Le P III (série d’Ouarzazate). Ces terrains sont en discordance sur le P II-III,
le P II et le P I (voir les coupes du Kerdous, planche 3). Ce sont des dépôts
détritiques continentaux (fluviatiles, lacustres) et volcanodétritiques. Le magmatisme
est très important avec des roches volcaniques intermédiaires et acides : andésites,
rhyolites, ignimbrites, quelques basaltes. Le chimisme est calco-alcalin devenant
hyper potassique vers le sommet de la série. Dans le socle se mettent en place des
massifs de granitoïdes.
Les dépôts du P III représentent probablement la continuité du P II-III dans un
contexte géodynamique extensif, tardi-orogénique, avec une tectonique en blocs
basculés. Cet épisode tardi-panafricain correspond à la destruction et la
pénéplénation de la chaîne.
L’age du P III est déterminé par les datations des roches volcaniques à 618
Ma et des derniers granites intrusifs à 576 et 549 Ma.
II- LA COUVERTURE PALÉOZOÏQUE
A- La série sédimentaire (voir log de la planche 4B)
La série paléozoïque représente la couverture du socle précambrien. Le passage
Protérozoïque-Paléozoïque correspond à une transgression marine. Les premiers
dépôts sont en faible discordance cartographique sur le Néoprotérozoïque terminal
(P III). D’une manière générale, le Paléozoïque du domaine saharien se dépose dans
un environnement de plate-forme marine peu profonde située à la marge Nord du
craton ouest-africain. Le contexte géodynamique est celui d’une marge passive en
extension. Dans l’Anti-Atlas l’épaisseur totale de la série paléozoïque dépasse les
10 000 m.
(Ediacarien)
Le Néoprotérozoïque supérieur repose en discordance sur le socle panafricain ou
éburnéen. Ce sont des séries détritiques et volcano-détritiques, continentales, qui
proviennent de la destruction, par érosion, des reliefs de la chaîne panafricaine.
L’activité magmatique est toujours importante avec des laves acides et
intermédiaires : rhyolites, ignimbrites, andésites, complexes volcano-sédimentaires.
On distingue :
Le P II-III (série de Tidiline-Anezi). Ce sont les premiers dépôts détritiques,
continentaux, discordants sur les structures panafricaines (voir les coupes du
Kerdous, planche 3). Ils sont associés à des phénomènes volcaniques et
hypovolcaniques acides et intermédiaires. Les faciès indiquent un environnement
glaciaire. Ces dépôts sont déformés, lors de la 2ème phase tectonique panafricaine
(le contexte de cette phase est discuté : compression ou extension tardiorogénique
?).
L’âge est mal connu, compris entre 660 Ma (granites panafricains) et 600 Ma
(dépôt du P III).
Le P III (série d’Ouarzazate). Ces terrains sont en discordance sur le P II-III,
le P II et le P I (voir les coupes du Kerdous, planche 3). Ce sont des dépôts
détritiques continentaux (fluviatiles, lacustres) et volcanodétritiques. Le magmatisme
est très important avec des roches volcaniques intermédiaires et acides : andésites,
rhyolites, ignimbrites, quelques basaltes. Le chimisme est calco-alcalin devenant
hyper potassique vers le sommet de la série. Dans le socle se mettent en place des
massifs de granitoïdes.
Les dépôts du P III représentent probablement la continuité du P II-III dans un
contexte géodynamique extensif, tardi-orogénique, avec une tectonique en blocs
basculés. Cet épisode tardi-panafricain correspond à la destruction et la
pénéplénation de la chaîne.
L’age du P III est déterminé par les datations des roches volcaniques à 618
Ma et des derniers granites intrusifs à 576 et 549 Ma.
II- LA COUVERTURE PALÉOZOÏQUE
A- La série sédimentaire (voir log de la planche 4B)
La série paléozoïque représente la couverture du socle précambrien. Le passage
Protérozoïque-Paléozoïque correspond à une transgression marine. Les premiers
dépôts sont en faible discordance cartographique sur le Néoprotérozoïque terminal
(P III). D’une manière générale, le Paléozoïque du domaine saharien se dépose dans
un environnement de plate-forme marine peu profonde située à la marge Nord du
craton ouest-africain. Le contexte géodynamique est celui d’une marge passive en
extension. Dans l’Anti-Atlas l’épaisseur totale de la série paléozoïque dépasse les
10 000 m.
cours de géologie 6
Des formations volcaniques et volcano-sédimentaires sont associées à des arcs
volcaniques, ils indiquent des phénomènes de subduction intra-océanique durant le
P II marquant le début de la convergence panafricaine. L’âge du magmatisme d’arc
est de 750 Ma. (planche 4A, géodynamique de la chaîne panafricaine)
Le Groupe du Saghro. Au NE de l’AMAA, dans le Saghro, affleurent des dépôts
détritiques et volcano-détritiques et des turbidites. L’âge de ces formations est
discutable. Certains auteurs les attribuent au PII, elles se seraient déposées sur la
marge d’un continent situé quelque part au nord de l’Anti Atlas. Le contexte
géodynamique est mal connu (marge active ou passive ?). Pour d’autres auteurs
elles seraient plus récentes et correspondraient aux formations tardi-orogéniques PIIIII.
Le modèle géodynamique de cette période est donc celle d’un océan situé entre
deux continents : la craton ouest africain au sud et un craton au nord (planche 4A b
& c)..
L’orogenèse panafricaine
Les terrains P II et leur socle P I sont déformés par l’orogenèse panafricaine qui
résulte de la convergence entre le craton ouest-africain et le continent Nord. L’océan
se referme par subduction puis collision, le sens du pendage du plan de subduction
(vers le Nord ou vers le Sud) étant un sujet de discussion (planche 4A b & c).
Au SW dans le Kerdous, les sédiments déposés sur la plate-forme sont déformés en
plis E-W déversés vers le Nord associés à des zones de cisaillement crustales à
pendage sud, chevauchantes vers le Nord (planche 3).
Au Nord, dans le Siroua et Bou Azzer, la collision entre les arcs insulaires
volcaniques et le craton Ouest Africain conduit à la fermeture de l’océan avec
obduction de la croûte océanique sur la marge du craton. Un métamorphisme HP-BT
(schistes bleus) indique l’enfouissement des séries pendant la subduction. La
déformation est importante avec des plis et des chevauchements déversés vers le
sud et le SW et un métamorphisme de moyen à faible degré (schistes verts), elle
diminue d’intensité du Nord vers le Sud. Les terrains sont finalement disposés en
unités tectoniques séparées par des plans de chevauchement à pendage vers le
Nord (écailles ou imbrications). Des massifs de granites et de granodiorites se
mettent en place pendant et après l’orogenèse (planche 4A).
L’âge de ces évènements panafricains (1ère phase) est connu par les datations
isotopiques du métamorphisme syntectonique (680 Ma) et des granites (660 Ma).
L’AMAA correspondrait à la zone de suture panafricaine. Il s’agit en fait d’un
alignement d’ophiolites allochtones ; pour certains auteurs, la suture entre les deux
continents serait située plus au Nord, au niveau de l’actuelle Faille Sud Atlasique.
L’orogenèse panafricaine affecte l’ensemble du pourtour du craton ouest-africain. Le
craton lui-même est resté stable, ainsi au sud de la Dorsale R’Guibat le
Néoprotérozoïque inférieur du Bassin de Taoudéni n’est pas déformé.
volcaniques, ils indiquent des phénomènes de subduction intra-océanique durant le
P II marquant le début de la convergence panafricaine. L’âge du magmatisme d’arc
est de 750 Ma. (planche 4A, géodynamique de la chaîne panafricaine)
Le Groupe du Saghro. Au NE de l’AMAA, dans le Saghro, affleurent des dépôts
détritiques et volcano-détritiques et des turbidites. L’âge de ces formations est
discutable. Certains auteurs les attribuent au PII, elles se seraient déposées sur la
marge d’un continent situé quelque part au nord de l’Anti Atlas. Le contexte
géodynamique est mal connu (marge active ou passive ?). Pour d’autres auteurs
elles seraient plus récentes et correspondraient aux formations tardi-orogéniques PIIIII.
Le modèle géodynamique de cette période est donc celle d’un océan situé entre
deux continents : la craton ouest africain au sud et un craton au nord (planche 4A b
& c)..
L’orogenèse panafricaine
Les terrains P II et leur socle P I sont déformés par l’orogenèse panafricaine qui
résulte de la convergence entre le craton ouest-africain et le continent Nord. L’océan
se referme par subduction puis collision, le sens du pendage du plan de subduction
(vers le Nord ou vers le Sud) étant un sujet de discussion (planche 4A b & c).
Au SW dans le Kerdous, les sédiments déposés sur la plate-forme sont déformés en
plis E-W déversés vers le Nord associés à des zones de cisaillement crustales à
pendage sud, chevauchantes vers le Nord (planche 3).
Au Nord, dans le Siroua et Bou Azzer, la collision entre les arcs insulaires
volcaniques et le craton Ouest Africain conduit à la fermeture de l’océan avec
obduction de la croûte océanique sur la marge du craton. Un métamorphisme HP-BT
(schistes bleus) indique l’enfouissement des séries pendant la subduction. La
déformation est importante avec des plis et des chevauchements déversés vers le
sud et le SW et un métamorphisme de moyen à faible degré (schistes verts), elle
diminue d’intensité du Nord vers le Sud. Les terrains sont finalement disposés en
unités tectoniques séparées par des plans de chevauchement à pendage vers le
Nord (écailles ou imbrications). Des massifs de granites et de granodiorites se
mettent en place pendant et après l’orogenèse (planche 4A).
L’âge de ces évènements panafricains (1ère phase) est connu par les datations
isotopiques du métamorphisme syntectonique (680 Ma) et des granites (660 Ma).
L’AMAA correspondrait à la zone de suture panafricaine. Il s’agit en fait d’un
alignement d’ophiolites allochtones ; pour certains auteurs, la suture entre les deux
continents serait située plus au Nord, au niveau de l’actuelle Faille Sud Atlasique.
L’orogenèse panafricaine affecte l’ensemble du pourtour du craton ouest-africain. Le
craton lui-même est resté stable, ainsi au sud de la Dorsale R’Guibat le
Néoprotérozoïque inférieur du Bassin de Taoudéni n’est pas déformé.
cours de géologie 5
B- Le Précambrien de l’Anti-Atlas
L’Anti-Atlas s’étend depuis l’embouchure de l’oued Draa jusqu’au Tafilalet. C’est une
vaste structure anticlinale orientée WSW-ENE. Le Précambrien affleure dans des
boutonnières sous la couverture discordante du Paléozoïque. D’ouest en est on
distingue les boutonnières de Bas-Draa, Ifni, Kerdous, Igherm, Zenaga, Siroua, Bou-
Azzer, Saghro et Ougnat (planche 2B).
Il n’y a pas d’Archéen dans l’Anti-Atlas, les terrains précambriens les plus anciens
sont du Paléoprotérozoïque.
1) Le Paléoprotérozoïque (ou P I, 2,5-1,6 Ga) et le cycle éburnéen.
Les terrains paléoprotérozoïques ne sont connus qu’au sud de l’Accident Majeur de
l’Anti-Atlas (AMAA, de direction WNW-ESE, traverse les boutonnières de Siroua,
Zenaga et Bou Azzer ; voir planche 2B). Ce sont des roches métamorphiques de
moyen à fort degré : schistes, métagrauwackes, micaschistes, gneiss, amphibolites
structurés par une foliation tectono-métamorphique. Ces formations datées d’environ
2,1 Ga sont recoupées par des granites dont l’âge isotopique est compris entre 2 et
2,06 Ga et par des roches basiques (méta-dolérites) dont l’âge est de 2 à 1,7 Ga.
Ces âges correspondent à l’orogenèse éburnéenne. Ces terrains constituent le
socle le plus ancien de l’Anti-Atlas.
(Voir les coupes du Kerdous, planche 3)
2) Le Néoprotérozoïque (1000-540 Ma) et le cycle panafricain.
Il faut noter que le Protérozoïque moyen est totalement inconnu, aucun évènement
géologique n’est enregistré dans le craton Ouest Africain entre 1,6 et 1 Ga.
Le Néoprotérozoïque inférieur (1000-650 Ma) : Supergroupe de l’Anti-Atlas
(Cryogénien)
Le Néoprotérozoïque inférieur (encore souvent appelé P II dans la littérature
géologique marocaine) constitue la couverture du socle éburnéen. C’est la période
préorogénique du cycle panafricain, elle correspond à la fracturation de la bordure du
craton Ouest Africain (stade de rifting).
Le Groupe de Lkest-Taghdoute. Au SW de l’AMAA, le P II est représenté par des
dépôts sédimentaires de quartzites (2000-3000 m), de schistes et de calcaires qui
correspondent à un milieu de plate forme épicontinentale subsidente établie à la
marge du craton ouest-africain (marge passive). La distension est marquée par la
mise en place de sills et de dykes de dolérites et de gabbros de composition
tholéitique. Leur âge isotopique est de 787 Ma (planche 3).
Le Groupe de Bou Azzer. Au niveau de l’AMAA, dans le Siroua et à Bou Azzer, le
P II est constitué par des schistes noirs, des coulées volcaniques et de puissants
complexes ophiolitiques (4000-5000 m). Ces terrains correspondent à une croûte
océanique, donc un domaine océanique situé au nord de la plate forme. L’âge de
l’ophiolite est de 780 Ma, obtenu sur des filons basiques et leur encaissant
métamorphique.
L’Anti-Atlas s’étend depuis l’embouchure de l’oued Draa jusqu’au Tafilalet. C’est une
vaste structure anticlinale orientée WSW-ENE. Le Précambrien affleure dans des
boutonnières sous la couverture discordante du Paléozoïque. D’ouest en est on
distingue les boutonnières de Bas-Draa, Ifni, Kerdous, Igherm, Zenaga, Siroua, Bou-
Azzer, Saghro et Ougnat (planche 2B).
Il n’y a pas d’Archéen dans l’Anti-Atlas, les terrains précambriens les plus anciens
sont du Paléoprotérozoïque.
1) Le Paléoprotérozoïque (ou P I, 2,5-1,6 Ga) et le cycle éburnéen.
Les terrains paléoprotérozoïques ne sont connus qu’au sud de l’Accident Majeur de
l’Anti-Atlas (AMAA, de direction WNW-ESE, traverse les boutonnières de Siroua,
Zenaga et Bou Azzer ; voir planche 2B). Ce sont des roches métamorphiques de
moyen à fort degré : schistes, métagrauwackes, micaschistes, gneiss, amphibolites
structurés par une foliation tectono-métamorphique. Ces formations datées d’environ
2,1 Ga sont recoupées par des granites dont l’âge isotopique est compris entre 2 et
2,06 Ga et par des roches basiques (méta-dolérites) dont l’âge est de 2 à 1,7 Ga.
Ces âges correspondent à l’orogenèse éburnéenne. Ces terrains constituent le
socle le plus ancien de l’Anti-Atlas.
(Voir les coupes du Kerdous, planche 3)
2) Le Néoprotérozoïque (1000-540 Ma) et le cycle panafricain.
Il faut noter que le Protérozoïque moyen est totalement inconnu, aucun évènement
géologique n’est enregistré dans le craton Ouest Africain entre 1,6 et 1 Ga.
Le Néoprotérozoïque inférieur (1000-650 Ma) : Supergroupe de l’Anti-Atlas
(Cryogénien)
Le Néoprotérozoïque inférieur (encore souvent appelé P II dans la littérature
géologique marocaine) constitue la couverture du socle éburnéen. C’est la période
préorogénique du cycle panafricain, elle correspond à la fracturation de la bordure du
craton Ouest Africain (stade de rifting).
Le Groupe de Lkest-Taghdoute. Au SW de l’AMAA, le P II est représenté par des
dépôts sédimentaires de quartzites (2000-3000 m), de schistes et de calcaires qui
correspondent à un milieu de plate forme épicontinentale subsidente établie à la
marge du craton ouest-africain (marge passive). La distension est marquée par la
mise en place de sills et de dykes de dolérites et de gabbros de composition
tholéitique. Leur âge isotopique est de 787 Ma (planche 3).
Le Groupe de Bou Azzer. Au niveau de l’AMAA, dans le Siroua et à Bou Azzer, le
P II est constitué par des schistes noirs, des coulées volcaniques et de puissants
complexes ophiolitiques (4000-5000 m). Ces terrains correspondent à une croûte
océanique, donc un domaine océanique situé au nord de la plate forme. L’âge de
l’ophiolite est de 780 Ma, obtenu sur des filons basiques et leur encaissant
métamorphique.
cours de géologie 4
Ce domaine est situé géographiquement au sud de la chaîne du Haut Atlas. D’un
point de vue géologique il fait partie du craton ouest africain et ses marges.
On y observe surtout des terrains anciens : un socle précambrien et une couverture
paléozoïque.
I- LE SOCLE PRÉCAMBRIEN
Le Précambrien affleure dans 3 régions (planche 1):
Au sud, la « dorsale R’Guibat » ou « Bouclier R’Guibat », est une vaste
boutonnière de terrains précambriens recouverts en discordance par des sédiments
de plate-forme détritique et carbonatée sub horizontaux d’âge néoprotérozoïque à
paléozoïque.qui correspondent au remplissage des bassins de Taoudéni et Tindouf.
Au nord, l’Anti-Atlas est une région montagneuse entre Ifni et Erfoud où le
socle précambrien affleure dans des petites boutonnières sous une couverture du
Néoprotérozoïque terminal et du Paléozoïque.
A l’ouest, la région des Ouled Delim (Adrar Souttouf) et du Zemmour
correspond à la partie nord de la chaîne des Mauritanides. Des unités allochtones de
terrains précambriens ont été charriés pendant l’orogenèse hercynienne sur le craton
et sa couverture paléozoïque.
A- Le Précambrien de la Dorsale R’Guibat (planche 2A).
1) L’Archéen (3.6-2.5 Ga)
Les terrains archéens affleurent dans la partie ouest de la Dorsale. Ce sont des
« ceintures de roches vertes », structures synformes constituées de roches
métamorphiques : gneiss, quartzites ferrugineux, marbres dérivant de roches
sédimentaires, métagabbros et amphibolites dérivant de roches volcaniques. La
déformation est de forte intensité avec des plis isoclinaux et un métamorphisme de
moyen à fort degré, la foliation est orientée NW-SE à N-S. Des migmatites et des
granites se mettent en place vers 3.10 Ga.
2) Le Paléoprotérozoïque (2.5-1.6 Ga)
Les terrains paléoprotérozoïques sont situés dans la partie Est de la dorsale. Ce sont
des dépôts détritiques (quartzites ferrugineux), volcano-détritiques et volcaniques.
Leur déformation est associée à un métamorphisme de faible à moyen degré daté de
2 Ga. Des intrusions de granites calco-alcalins et alcalins sont datées de 1.9 à 1.7
Ga. Ces évènements correspondent à l’orogenèse éburnéenne. Ces terrains
paléoprotérozoïques sont charriés vers le SW sur le socle archéen.
Par la suite, ce socle précambrien (Archéen + Eburnéen) va rester stable (c’est le
craton Ouest-africain); sa couverture sédimentaire néoprotérozoïque et paléozoïque
n’est pas, ou très peu déformée (bassins de Tindouf et Taoudéni).
cours de géologie 3
Le Sud marocain. C’est le domaine saharien dont la limite correspond à la
Faille Sud Atlasique. On distingue l’Anti Atlas, région montagneuse au sud du Haut
Atlas résultant d’un vaste plissement anticlinal récent et, au-delà, le Sahara
proprement dit, région de vastes plaines et plateaux désertiques. Ce domaine est
caractérisé par un socle précambrien (Archéen et Protérozoïque) déformé par les
orogenèses éburnéenne et panafricaine et recouvert par une couverture paléozoïque
faiblement déformée pendant l’orogenèse hercynienne. La couverture mésocénozoïque,
peu épaisse, est tabulaire (hamadas).
Tous ces domaines sont caractérisés par la présence de chaînes de
montagnes, les chaînes récentes du cycle alpin et les chaînes anciennes, érodées,
du cycle hercynien et des cycles précambriens. Il est donc important de connaître les
différentes étapes de la géodynamique des chaînes de montagnes.
Faille Sud Atlasique. On distingue l’Anti Atlas, région montagneuse au sud du Haut
Atlas résultant d’un vaste plissement anticlinal récent et, au-delà, le Sahara
proprement dit, région de vastes plaines et plateaux désertiques. Ce domaine est
caractérisé par un socle précambrien (Archéen et Protérozoïque) déformé par les
orogenèses éburnéenne et panafricaine et recouvert par une couverture paléozoïque
faiblement déformée pendant l’orogenèse hercynienne. La couverture mésocénozoïque,
peu épaisse, est tabulaire (hamadas).
Tous ces domaines sont caractérisés par la présence de chaînes de
montagnes, les chaînes récentes du cycle alpin et les chaînes anciennes, érodées,
du cycle hercynien et des cycles précambriens. Il est donc important de connaître les
différentes étapes de la géodynamique des chaînes de montagnes.
cours de géologie 2
Introduction
La géologie régionale.
Etude géologique de régions naturelles faisant partie d’un pays ou d’un
ensemble de pays. Son objectif est de reconstituer l’histoire géologique de ces
régions depuis les périodes les plus anciennes jusqu’à l’époque actuelle.
La géologie régionale est une discipline synthétique qui utilise toutes les
spécialités de la géologie fondamentale :
La stratigraphie et la géochronologie sont importantes pour l’aspect historique,
pour situer des évènements dans le temps.
La sédimentologie permet de reconstituer les milieux de dépôts des roches
sédimentaires. Milieux continentaux et marins. Marges continentales passives ou
actives, bassins océaniques ou intracontinentaux, etc…
La pétrologie magmatique et métamorphique et la géochimie fournissent des
informations sur la genèse des magmas, sur les conditions P-T-t du
métamorphisme.et sont doc importantes pour le cadre géodynamique (stades de
divergence et convergence, contextes de subduction, de collision, etc…)
La tectonique permet de comprendre la disposition des structures géologiques
et de reconstituer leur cinématique.
La géologie régionale fait partie du bagage de connaissances générales que
tout géologue doit avoir ; elle fournit le cadre indispensable aux études ou travaux
spécialisés ou appliqués.
La géologie du Maroc
L’examen de la carte structurale du NW de l’Afrique permet situer le Maroc où
apparaissent 4 grandes régions qui sont en fait aussi des domaines structuraux.
Planche 1
Le Rif. C’est une chaîne de montagne récente, formée au Tertiaire. Elle fait
partie des chaînes alpines qui résultent de la collision Afrique-Eurasie et plus
précisément à la chaîne rifo-tellienne d’Afrique du Nord. Cette chaîne est constituée
d’unités allochtones charriées sur la marge de la plaque Afrique.
Les Atlas : Moyen Atlas et Haut Atlas. Font partie de la chaîne atlasique,
formée au Tertiaire. C’est une chaîne intracontinentale, située dans le continent
africain. Elle s’étend du Maroc à la Tunisie et constitue l’avant-pays déformé de la
chaîne rifo-tellienne. Les sédiments méso-cénozoïques, autochtones, sont faillés et
plissés.
La Meseta : régions de plaines, plateaux, collines. Terrains méso-cénozoïques
tabulaires constituent la couverture d’un socle paléozoïque plissé, métamorphisé,
granitisé pendant la formation de la chaîne hercynienne. Ce socle hercynien apparaît
dans des « boutonnières ». On distingue la Meseta occidentale et la Meseta
orientale séparées par le Moyen Atlas.
La géologie régionale.
Etude géologique de régions naturelles faisant partie d’un pays ou d’un
ensemble de pays. Son objectif est de reconstituer l’histoire géologique de ces
régions depuis les périodes les plus anciennes jusqu’à l’époque actuelle.
La géologie régionale est une discipline synthétique qui utilise toutes les
spécialités de la géologie fondamentale :
La stratigraphie et la géochronologie sont importantes pour l’aspect historique,
pour situer des évènements dans le temps.
La sédimentologie permet de reconstituer les milieux de dépôts des roches
sédimentaires. Milieux continentaux et marins. Marges continentales passives ou
actives, bassins océaniques ou intracontinentaux, etc…
La pétrologie magmatique et métamorphique et la géochimie fournissent des
informations sur la genèse des magmas, sur les conditions P-T-t du
métamorphisme.et sont doc importantes pour le cadre géodynamique (stades de
divergence et convergence, contextes de subduction, de collision, etc…)
La tectonique permet de comprendre la disposition des structures géologiques
et de reconstituer leur cinématique.
La géologie régionale fait partie du bagage de connaissances générales que
tout géologue doit avoir ; elle fournit le cadre indispensable aux études ou travaux
spécialisés ou appliqués.
La géologie du Maroc
L’examen de la carte structurale du NW de l’Afrique permet situer le Maroc où
apparaissent 4 grandes régions qui sont en fait aussi des domaines structuraux.
Planche 1
Le Rif. C’est une chaîne de montagne récente, formée au Tertiaire. Elle fait
partie des chaînes alpines qui résultent de la collision Afrique-Eurasie et plus
précisément à la chaîne rifo-tellienne d’Afrique du Nord. Cette chaîne est constituée
d’unités allochtones charriées sur la marge de la plaque Afrique.
Les Atlas : Moyen Atlas et Haut Atlas. Font partie de la chaîne atlasique,
formée au Tertiaire. C’est une chaîne intracontinentale, située dans le continent
africain. Elle s’étend du Maroc à la Tunisie et constitue l’avant-pays déformé de la
chaîne rifo-tellienne. Les sédiments méso-cénozoïques, autochtones, sont faillés et
plissés.
La Meseta : régions de plaines, plateaux, collines. Terrains méso-cénozoïques
tabulaires constituent la couverture d’un socle paléozoïque plissé, métamorphisé,
granitisé pendant la formation de la chaîne hercynienne. Ce socle hercynien apparaît
dans des « boutonnières ». On distingue la Meseta occidentale et la Meseta
orientale séparées par le Moyen Atlas.
cours de géologie 1
Avertissement
Le texte qui suit est destiné aux étudiants qui suivent le module M14. Il doit leur
permettre de compléter leurs notes. Il ne remplace évidemment pas la présence au
cours.
En particulier, les planches de figures ne sont pas reproduites, ni commentées ici.
Lectures conseillées :
Piqué A., Soulaimani A., Hoepffner C., Bouabdelli M., Laville E., Amrhar M.,
Chalouan A. Géologie du Maroc (nouvelle édition). Editions GEODE, Marrakech,
2007, 287 p.
Piqué A. : Géologie du Maroc. Editions PUMAG, Marrakech, 1994. 284 p.
André Michard : Eléments de géologie marocaine. Notes et Mémoires du Service
Géologique du Maroc, n° 252, 1976. 408 p.
Sites Web
Ces sites ne concernent pas directement la géologie du Maroc. Ils sont intéressants
pour rafraîchir et préciser des notions de géologie générale et de géodynamique des
chaînes de montagnes du Précambrien à l’Actuel.
http://www.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/s1/ch.montagnes.html
http://www.scotese.com/earth.htm
http://www.ig.uit.no/webgeology/
http://objectif-terre.unil.ch/
http://www.cnrs.fr/cw/dossiers/dosgeol/
Le texte qui suit est destiné aux étudiants qui suivent le module M14. Il doit leur
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Lectures conseillées :
Piqué A., Soulaimani A., Hoepffner C., Bouabdelli M., Laville E., Amrhar M.,
Chalouan A. Géologie du Maroc (nouvelle édition). Editions GEODE, Marrakech,
2007, 287 p.
Piqué A. : Géologie du Maroc. Editions PUMAG, Marrakech, 1994. 284 p.
André Michard : Eléments de géologie marocaine. Notes et Mémoires du Service
Géologique du Maroc, n° 252, 1976. 408 p.
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Belemnites
Introduction
Belemnites are probably the most well known extinct cephalopod after the ammonites. They are quite common fossils and have a worldwide distribution. They are a very characteristic and easily recognisable fossil usually resembling a bullet in shape, although this only represents the extreme 'tail' of the animal.
The name 'Belemnite' is derived from the Greek word belemnon which means javelin or dart due to the obvious resemblance in the shape of the fossil. It was a common folklore tale that belemnites were formed from the point of strike of lightning bolts into the ground; hence they are frequently referred to as 'thunderbolts'.
Belemnites are grouped amongst the Order Coleoidea along with the squid, octopus, cuttlefish and argonaut. Belemnites were very squid-like in shape, sharing the same streamlined torpedo shape, but this came about through convergent evolution rather than squids being descended from belemnites. In fact, the closest living relatives to the belemnites are probably the cuttlefish and the strange little squid Spirula, both of which have a chambered internal shell structurally similar to that of the belemnite though in both cases highly modified in their own ways. Although the method of employing a chambered shell for buoyancy control amongst the belemnites is representative of many cephalopod groups, (e.g. Nautilus, Spirula, ammonoids), the use of a counterweight at the rear of the body was an unusual feature.
Coleoids and ammonoids are more closely related to each other than either are to the nautiloids, despite the superficial similarities of ammonoids with nautiloids. However, the coleoids and ammonoids diverged long ago, probably during the Silurian Period, with the ammonoids being the dominant group until their extinction at the end of the Cretaceous. The Belemnoidea were a large group and currently contain about 2000 described species although it is possible that only half of these are actually valid.
Physiology
Perhaps somewhat surprisingly, much more information is known about the physiology of the belemnite than the ammonite. This is because unlike the ammonite, examples of belemnites displaying soft-bodied anatomy have been discovered. Notable examples in the 155 million year old Jurassic Solnhofen limestones in Germany and the Late Jurassic Oxford clays in the UK display creatures with ten arms, each equipped with 30-50 hooks that are slightly recurved to ensnare prey and prevent it from struggling free. As with almost all modern hooked squids these hooks are normally arranged in pairs on each arm and are arranged in a V-shape; it is believed that in at least some species sexual dimorphism is demonstrated with these hooks. With those particular species although both male and female belemnite have mainly identical hooks, the males have in addition a few large smooth hooks; and it has been speculated that these may have been used to grasp hold of the female during mating. Unlike most squid belemnites are not found with tentacles and all ten arms tend to be of same length. Belemnites and their close relatives do seem to have two fins on either side of the mantle and some German examples have also displayed traces of ink sacs.
The internal anatomy of the belemnite differed from the squid to a high degree. Whereas the only trace of an internal shell in most modern squid is the gladius or pen, the belemnite had a complex and complete internal shell that was divided into three sections. These were the rostrum (or guard), the phragmocone and the pro-ostracum. The rostrum (pl.rostra) was the posterior bullet shaped section of the shell and is the fossil that is most commonly found. It is normally straight sided and tapers to a point, although in some species the rostrum can be conical or even slightly curved and bladelike in profile. If sliced open the rostrum often displays concentric rings much like a tree trunk; this almost certainly represents growth rings and it has been estimated from these that the belemnite lived about four years. The rostrum is composed of calcite, a weighty material that probably acted as a counterbalance for the head and arms whilst swimming. Some genera of belemnite have long ventral grooves cut into the rostrum (e.g. Actinocamax). The slight differences in profile of the rostrum, the shape of the cross section and shape of the tip are one method palaeontologists use to differentiate species of belemnite. The rostrum is believed to have accounted for roughly a third of the length of the animal.
In some species, such as Cylindroteuthis and Belemnitella, cut into the anterior end of the rostrum is a conical-shaped socket known as the alveolus. This held the thin-walled conical-shaped phragmocone, which the animal used to control its buoyancy in the water. In other species the alveolus was not present and the phragmocone was butted onto the tapered end of the rostrum. This phragmocone contained chambers, which the animal used to bleed in gases to keep the animal buoyant via the use of a siphuncle or a thin tube in a manner similar to the modern Nautilus. The phragmocone is a delicate structure and is rarely preserved; it was often longer than the rostrum such as in the species Neohibilites.
The third part of the shell was the pro-ostracum which was a long tongue shaped extension of the phragmocone that projected forwards towards the anterior of the animal. Some writers have pointed out similarities between this structure and the gladius of the modern squid Loligo. It is important to remember that this three part shell was wholly internal and the whole three part structure would have been surrounded in a fleshy mantle, giving the animal a very squid like appearance.
HISTORY
The earliest true belemnites (Belemnitida) date from the early Jurassic period and they became extremely widespread before their extinction at the end of the Cretaceous period, along with the ammonites. The early evolution of the belemnites is poorly understood, it appears that group may have derived from an earlier group known as the Aulacocerida which thrived from the Devonian to the early Jurassic. These in turn probably originated from the straight-shelled orthoconic nautiloids that dominated the seas as top predators in the Ordovician. The Aulacocerida display characteristics that seem transitional between the orthoconic nautiloids and the later belemnites. It is thought that the nautiloid shell slowly thickened and the phragmocone slowly expanded to reach the highly developed state in the belemnitida. This is particularly clear in the Triassic species Ausseites which has a phragmocone which very closely resembles the earlier nautiloids.
The belemnites, along with the related families Phragmoteuthida and Belemniteuthina, probably diverged from the Aulacocerida as far back as the late Devonian or Early Carboniferous, this forming one main branch of the coleoid family tree. The other branch, which is speculated to have arisen at roughly the same time, led to all the coleoids we are familiar with today. It seems likely that the modern Ramshorn squid Spirula represents a coleoid in a primitive state with the cuttlefish and teuthids fairly recent (post-Cretaceous) descendants from Spirula's lineage. The fact that Spirula and the modern cuttlefish retain vestiges of their internal shell indicates that these are descendants of the most primitive coleoids and closer to the belemnites than the squid and octopus. It is interesting to note that the modern hooked squid Moroteuthis (of the family Onychoteuthidae) also has a cylindrical rostrum composed of chitin at the end of its' shell which looks strikingly similar to that of the calcite rostrum of the belemnite.
It is worth mentioning here that the octopus pursued a very different path along the second branch of the coleoid family tree. It is speculated that the octopus evolved from the vampyromorphs in the late Jurassic, today this group is represented by Vampyroteuthis, the only known living example. The vampyromorphs themselves probably diverged from an animal very much closely related to the Aulococerida during the split of the ancestral lineage in the late Devonian or early Carboniferous.
The age of the belemnites proper was the Jurassic to the Cretaceous period (208-65mya) making them contemporary with the heyday of the true ammonites. They rapidly diversified in the Jurassic and although failed to achieve anything approaching the degree of variation in form as with the ammonites, they were clearly a very successful animal and have been found widespread across the world in sedimentary deposits. As with the ammonites, towards the end of the Cretaceous the belemnites suffered a gradual reduction in diversity and were a very much-depleted group before their final extinction. They became increasingly confined to higher latitudes in the north and south hemispheres with the very last family, the belemnitellidea, known from northern Europe only at the Maastrichtian at the very end of the Cretaceous. The belemnite Belemnitella mucronatus found in the Upper chalk in Britain is one such example.
The reason why belemnites became extinct is not entirely clear. It is seems highly possible that the belemnites had planktonic larvae; these would have been dependant on the phytoplankton for survival as part of the food chain. Planktonic levels would have suffered a heavy depletion following the impact of the asteroid 65 million years ago that would have vaporised millions of tons of rock and probably caused a blackout of the sun for months, if not years. This would have limited the ability of the phytoplankton to photosynthesise with a knock-on effect up the food chain. As it appears that the belemnite was purely restricted to European waters at that time, then the populations would have been especially vulnerable. Perhaps the squid and octopi, which also have planktonic larvae, had a greater geographic distribution and were less vulnerable to an ecological catastrophe.
There is a controversial fossil interpreted as a belemnite known as Bayanoteuthis that has been dated to the very early Tertiary, but it seems that this has been misinterpreted and may actually be a piece of sea-pen. Besides Bayanoteuthis, belemnite fossils from Jurassic and Cretaceous rocks can also be found in Tertiary and younger sediments. Because they are so durable, belemnite guards persist after the original sediments that contained them are destroyed by water or ice; for example the Jurassic belemnite Cylindroteuthis puzosiana are among the commonest fossils found in Pleistocene Boulder Clays of Southern England. However, the absence of unambiguously original rather than reworked belemnite fossils from Tertiary sediments does seem to indicate that belemnites probably went extinct at the end of the Cretaceous.
Facts and Figures/Lifestyle
Belemnites would have formed a major component of the Mesozoic oceanic eco-system. They were a major source of food for many marine creatures at the time; examples of belemnite hooks have been discovered in the stomach of plesiosaurs and fossils of the Jurassic shark Hybodus have been discovered with stomachs packed with belemnite rostra. An example of the Jurassic pliosaur Liopleurodon was described in 1987 from Peterborough, UK, that displays belemnite hooklets amongst its stomach contents. The ichthyosaurs probably represented the main predator of belemnites with species such as the Jurassic Ophthalmosaurus possessing jaws packed with a rows of very small teeth set into grooves, perfectly adapted for predation upon cephalopods.
It has been theorised that ichthyosaurs vomited belemnites following digestion as the hard calcite rostra could have caused damage to the stomach and intestines, or perhaps they were simply too hard to digest. A parallel could be drawn with the modern sperm whale that vomits the indigestible parts of squid, notably the beak. An interesting example of alleged ichthyosaur vomit was announced in February 2002 that had been discovered in a quarry in Peterborough in the UK and was dated to 160mya. This consisted of mass of juvenile belemnite rostra that had suffered acid damage; it is believed that the stomach acids of the ichthyosaur caused the pitting and scarring.
However, there are other causes that could cause depositions of these 'belemnite battlefields'. One theory is that after spawning the belemnites died en masse in a manner similar to most modern squid. Alternatively these mass mortalities could sometimes be caused by mudslides on the Mesozoic continental shelves burying communities together. Perhaps all these theories are valid; in the Peterborough specimen the fact that the belemnites were mostly juvenile would rule out the spawning theory. It would also seem evident from these mass mortalities that belemnites probably gathered in shoals. It is true that with many of these mass mortalities, the specimens tend to be aligned more or less in a similar direction, this indicates the direction of the prevailing current (known as the palaeocurrent), a useful tool for geologists.
It is estimated that most belemnite species grew to around 300-500mm in length but there were much smaller examples. The Early Cretaceous belemnite Neohibilites minimus has a rostrum about 30mm long implying the adult animal was probably around 100mm or so. On the other hand, there were also giants. The Jurassic Megateuthis is estimated to have reached a length of two to three metres and another example from Indonesia has a rostrum that was 46cm long. As this was only the posterior part of the animal, the whole belemnite may well have approached four or five metres in length depending on the length of the arms. It is important to remember that both the dwarf and giant forms of belemnite were uncommon and atypical, the majority of species were of a mid-range size, much as with the majority of modern squid.
The belemnite was probably an active hunter; the presence of hooks on the arms implies that the arms were designed to prevent prey from struggling free. It therefore seems likely that the smaller belemnites would have fed on a diet of ostracods, with the larger belemnites able to tackle fish and crustaceans. Although the animal was streamlined, as with modern fast-swimming squids, because the body had to contain the buoyant phragmocone as well as the mantle cavity, a belemnite probably couldn't suck in and squirt out as much water with each contraction as could a similar sized squid. As a result they probably weren't able to swim quite so fast. On the other hand because they were neutrally buoyant they didn't need to expend energy to prevent themselves from sinking, as most squids do, which would have allowed them to be efficient. Besides being a counterweight, the guard also supported the fins, which could have been used both for active swimming and underwater gliding, allowing the belemnite to coast on ambient currents. So although they were probably less speedy than modern oceanic squids, they were nevertheless well adapted to efficient swimming and coasting in open water.
And finally...
As mentioned at the beginning of this article it was a common folklore tradition belemnites were formed from the point of lightning strikes into the ground hence were given the nickname 'thunderbolts', 'Devil's Fingers' or 'St Peter's Fingers'. This, however, is not the only tradition surrounding these fossils.
In Scandinavia belemnites were commonly known as vatteljus which means gnomes candles as it was once believed that elves and pixies used them to make light. In some parts of western Scotland they were known as Bat Stones and were believed to cure horses of distemper by giving them water to drink into which the specimen had been soaked for sometime. Belief in the healing powers of these fossils was also common in southern England, with a similar method believed to cure rheumatism. The crushing of these fossils to form a powder and then blown into a sore eye was another treatment. One can only imagine the counterproductive effect this would have had!
References
Bassett, M, 1982 'Formed Stones', Folklore and Fossils. National Museum of Wales.
Clarkson, ENK; 1998. Invertebrate Palaeontology and Evolution (4th ed.).Blackwell.
Cox, B; Doyle P. 1996 Fossil Focus: Belemnites British Geological Survey.
MacLeod ,N. 2003 PalaeoBase Macrofossils pt.2: Mollusca. Blackwell.
Monks, N; Palmer P. 2002. Ammonites. The Natural History Museum.
Walker,C; Ward D;1992 Fossils (Eyewitness Handbook) Dorling Kindersley.
Ammonites
Les Ammonites sont des invertébrés constituant une famille appartenant au phylum des Mollusques, à la classe des Céphalopodes et à la sous classe des Ammonoïdés. Les Ammonoïdés sont apparus il y a environ 380 millions d’années au Dévonien et se sont éteints avec les Dinosaures à la crise Crétacé-Tertiaire il y a 65MA ; c’est pour cela qu’on ne les trouve plus qu’à l’état de fossile.
Les Ammonites sont des invertébrés constituant une famille appartenant au phylum des Mollusques, à la classe des Céphalopodes et à la sous classe des Ammonoïdés. Les Ammonoïdés sont apparus il y a environ 380 millions d’années au Dévonien et se sont éteints avec les Dinosaures à la crise Crétacé-Tertiaire il y a 65MA ; c’est pour cela qu’on ne les trouve plus qu’à l’état de fossile.
Le corps mou des Ammonites était protégé par une coquille généralement à enroulement spiral serré dont la forme rappelle celle d’une corne de bélier. Le nom Ammonite vient du Dieu Jupiter Ammon dont les représentations étaient ornées de cornes de bélier. En effet la plupart des coquilles portent des côtes plus ou moins épaisses et plus ou moins hautes. La coquille des Ammonites n’est pas la même pour toutes les Ammonites. La plupart sont à enroulement spiralé mais on peut aussi trouver des coquilles à forme droite ou déroulée, plus ou moins aplaties, avec ou sans côte, avec des tours plus ou moins recouvrants. A partir de la crise permienne (-250 MA), on ne trouve presque que des Ammonites dont la forme ressemble beaucoup aux Nautiles actuels. Leur coquille présente à la surface des lignes de suture "persillées". Les lignes de suture correspondent à l’intersection d’une cloison et de la coquille externe. Ces sutures montrent que les Ammonites ont des cloisons complexes contrairement à celles des Nautiles. Leur coquille présente une autre différence avec celle des Nautiles ; elle est évolute. Cette caractéristique est donnée par la taille de l’ombilic. L’ombilic est la partie centrale de l’enroulement. Chez l’Ammonite on voit plusieurs tours dans l’ombilic. Chez le Nautile l’ombilic est réduit à un point.
On peut imaginer le mode de vie des Ammonites en les comparant donc aux Nautiles, les plus proches cousins des Ammonites. On suppose que le système organique des Ammonites était très voisin de celui des Nautiles. Si on regarde une coupe longitudinale d’une Ammonite, on s’aperçoit que la coquille est constituée de loges dont la dernière était habitée par l’animal, on l’appelle loge d’habitation. Les autres loges, séparées par des cloisons concaves vers l’arrière, constituent le phragmocône. Ces loges étaient remplies de gaz pour permettre à l’Ammonite de flotter entre deux eaux. L’animal était relié à la première loge par un siphon traversant les cloisons. La première loge pouvait ainsi se remplir d’eau pour alourdir l’Ammonite et lui permettre de se déplacer verticalement. Chez les Ammonites, le siphon était placé du côté ventral, collé à la coquille.
Les tentacules qui, peut-être comme les Nautiles aujourd’hui, pouvaient atteindre le nombre de quatre-vingt-dix, leur servaient à attraper leurs proies. Le régime alimentaire des Ammonites est mal connu ; on suppose qu’elles mangeaient du plancton (Diatomées), des petites crevettes ou encore des Algues. La bouche, entourée par les tentacules, était constituée d’une mâchoire dont on retrouve parfois des parties fossilisées de l’appareil masticateur. Au niveau de la bouche, une lame en forme de langue couverte de dents fonctionnait comme une râpe lors de la prise de nourriture.
On peut trouver en Haute-Normandie des Ammonites dans tous les terrains puisque les terrains les plus jeunes datent du Coniacien (limite Coniacien-Santonien : environ 86 MA) et les terrains les plus vieux visibles datent de l’Oxfordien terminal (environ 155 MA).
Dans les terrains jurassiques, au Kimméridgien on trouve par exemple les espèces Pictonia baylei et Rasenia berryei. Dans les terrains du Crétacé, on trouve Acanthoceras rhotomagense, Mortoniceras inflatum, Schloenbachia varians, Turrulites costatus et bien d’autres encore.
Adolf Hitler : Biography
Adolf Hitler was born on 20th April, 1889, in the small Austrian town of Braunau near the German border. Both Hitler's parents had come from poor peasant families. His father Alois Hitler, the illegitimate son of a housemaid, was an intelligent and ambitious man and later became a senior customs official.
Klara Hitler was Alois' third wife. Alois was twenty-three years older than Klara and already had two children from his previous marriages. Klara and Alois had five children but only Adolf and a younger sister, Paula, survived to become adults.
Alois, who was fifty-one when Adolf was born, was extremely keen for his son to do well in life. Alois did have another son by an earlier marriage but he had been a big disappointment to him and eventually ended up in prison for theft. Alois was a strict father and savagely beat his son if he did not do as he was told.
Hitler did extremely well at primary school and it appeared he had a bright academic future in front of him. He was also popular with other pupils and was much admired for his leadership qualities. He was also a deeply religious child and for a while considered the possibility of becoming a monk.
Competition was much tougher in the larger secondary school and his reaction to not being top of the class was to stop trying. His father was furious as he had high hopes that Hitler would follow his example and join the Austrian civil service when he left school. However, Hitler was a stubborn child and attempts by his parents and teachers to change his attitude towards his studies were unsuccessful.
Hitler also lost his popularity with his fellow pupils. They were no longer willing to accept him as one of their leaders. As Hitler liked giving orders he spent his time with younger pupils. He enjoyed games that involved fighting and he loved re-enacting battles from the Boer War. His favourite game was playing the role of a commando rescuing Boers from English concentration camps.
The only teacher Hitler appeared to like at secondary school was Leopold Potsch, his history master. Potsch, like many people living in Upper Austria, was a German Nationalist. Potsch told Hitler and his fellow pupils of the German victories over France in 1870 and 1871 and attacked the Austrians for not becoming involved in these triumphs. Otto von Bismarck, the first chancellor of the German Empire, was one of Hitler's early historical heroes.
Hitler's other main interest at school was art. His father was incensed when Hitler told him that instead of joining the civil service he was going to become an artist. The relationship between Hitler and his father deteriorated and the conflict only ended with the death of Alois Hitler in 1903.
Hitler was thirteen when his father died. His death did not cause the family financial hardships. The Hitler family owned their own home and they also received a lump sum and a generous civil service pension.
Klara Hitler, a kind and gentle woman, tended to spoil her son. Like her husband she was keen for Adolf to do well at school. Her attempts at persuasion achieved no more success than her husband's threats and he continued to obtain poor grades.
At the age of fifteen he did so badly in his examinations that he was told he would have to repeat the whole year's work again. Hitler hated the idea and managed to persuade his mother to allow him to leave school without a secondary education qualification. He celebrated by getting drunk. However, he found it an humiliating experience and vowed never to get drunk again. He kept his promise and by the time he reached his thirties he had given up alcohol completely.
When he was eighteen Hitler received an inheritance from his father's will. With the money he moved to Vienna where he planned to become an art student. Hitler had a high opinion of his artistic abilities and was shattered when the Vienna Academy of Art rejected his application. He also applied to the Vienna School of Architecture but was not admitted because he did not have a school leaving certificate.
Hitler was humiliated by these two rejections and could not bring himself to tell his mother what had happened. Instead he continued to live in Vienna pretending he was an art student.
In 1907 Klara Hitler died from cancer. Her death affected him far more deeply than the death of his father. He had fond memories of his mother, carried her photograph wherever he went and, it is claimed, had it in his hand when he died in 1945.
As the eldest child, Hitler now received his father's civil service pension. It was more money than many people received in wages and meant that Hitler did not have to find employment. He spent most of the morning in bed reading and in the afternoon he walked around Vienna studying buildings, visiting museums, and making sketches.
In 1909 Hitler should have registered for military service. He was unwilling to serve Austria, which he despised, so he ignored his call-up papers. It took four years for the authorities to catch up with him. When he had his medical for the Austro-Hungarian Army in 1914 he was rejected as being: "Unfit for combatant and auxiliary duty - too weak. Unable to bear arms."
The outbreak of the First World War provided him with an opportunity for a fresh start. It was a chance for him to become involved in proving that Germany was superior to other European countries. Hitler claimed that when he heard the news of war: "I was overcome with impetuous enthusiasm, and falling on my knees, wholeheartedly thanked Heaven that I had been granted the happiness to live live at this time. Rejecting the idea of fighting for Austria, Hitler volunteered for the German Army. In times of war medical examinations are not so rigorous.
Hitler liked being in the army. For the first time he was part of a group that was fighting for a common goal. Hitler also liked the excitement of fighting in a war. Although fairly cautious in his actions, he did not mind risking his life and impressed his commanding officers for volunteering for dangerous missions.
His fellow soldiers described him as "odd" and "peculiar". One soldier from his regiment, Hans Mend, claimed that Hitler was an isolated figure who spent long periods of time sitting in the corner holding his head in silence. Then all of a sudden, Mend claimed, he would jump up and make a speech. These outbursts were usually attacks on Jews and Marxists who Hitler claimed were undermining the war effort.
Hitler was given the job of despatch-runner. It was a dangerous job as it involved carrying messages from regimental headquarters to the front-line. On one day alone, three out of eight of the regiment's despatch-runners were killed. For the first time since he was at primary school Hitler was a success.
Hitler won five medals including the prestigious Iron Cross during the First World War. His commanding officer wrote: "As a dispatch-runner, he has shown cold-blooded courage and exemplary boldness. Under conditions of great peril, when all the communication lines were cut, the untiring and fearless activity of Hitler made it possible for important messages to go through".
Although much decorated in the war, Hitler only reached the rank of corporal. This was probably due to his eccentric behaviour and the fear that the other soldiers might not obey the man they considered so strange.
In October 1918, Hitler was blinded in a British mustard gas attack. He was sent to a military hospital and gradually recovered his sight. While he was in hospital Germany surrendered. Hitler went into a state of deep depression, and had periods when he could not stop crying. He spent most of his time turned towards the hospital wall refusing to talk to anyone. Once again Hitler's efforts had ended in failure.
After the war Hitler was stationed in Munich, the capital of Bavaria. While Hitler was in Munich, the capital of Bavaria, Kurt Eisner, leader of the Independent Socialist Party, declared Bavaria a Socialist Republic. Hitler was appalled by the revolution. As a German Nationalist he disagreed with the socialist belief in equality.
Hitler saw socialism as part of a Jewish conspiracy. Many of the socialist leaders in Germany, including Kurt Eisner, Rosa Luxemburg, Ernst Toller and Eugen Levine were Jews. So also were many of the leaders of the October Revolution in Russia. This included Leon Trotsky, Gregory Zinoviev, Lev Kamenev, Dimitri Bogrov, Karl Radek, Yakov Sverdlov, Maxim Litvinov, Adolf Joffe, and Moisei Uritsky. It had not escaped Hitler's notice that Karl Marx, the prophet of socialism, had also been a Jew.
It was no coincidence that Jews had joined socialist and communist parties in Europe. Jews had been persecuted for centuries and therefore were attracted to a movement that proclaimed that all men and women deserved to be treated as equals. This message was reinforced when on 10th July, 1918, the Bolshevik government in Russia passed a law that abolished all discrimination between Jews and non-Jews.
It was not until May, 1919 that the German Army entered Munich and overthrew the Bavarian Socialist Republic. Hitler was arrested with other soldiers in Munich and was accused of being a socialist. Hundreds of socialists were executed without trial but Hitler was able to convince them that he had been an opponent of the regime. To prove this he volunteered to help to identify soldiers who had supported the Socialist Republic. The authorities agreed to this proposal and Hitler was transferred to the commission investigating the revolution.
Information supplied by Hitler helped to track down several soldiers involved in the uprising. His officers were impressed by his hostility to left-wing ideas and he was recruited as a political officer. Hitler's new job was to lecture soldiers on politics. The main aim was to promote his political philosophy favoured by the army and help to combat the influence of the Russian Revolution on the German soldiers.
Hitler, who had for years been ignored when he made political speeches, now had a captive audience. The political climate had also changed. Germany was a defeated and disillusioned country. At Versailles the German government had been forced to sign a peace treaty that gave away 13% of her territory. This meant the loss of 6 million people, a large percentage of her raw materials (65% of iron ore reserves, 45% of her coal, 72% of her zinc) and 10% of her factories. Germany also lost all her overseas colonies.
Under the terms of the Versailles Treaty Germany also had to pay for damage caused by the war. These reparations amounted to 38% of her national wealth.
Hitler was no longer isolated. The German soldiers who attended his lectures shared his sense of failure. They found his message that they were not to blame attractive. He told them that Germany had not been beaten on the battlefield but had been betrayed by Jews and Marxists who had preached revolution and undermined the war effort.
The German Army also began using Hitler as a spy. In September 1919, he was instructed to attend a meeting of the German Worker's Party (GWP). The army feared that this new party, led by Anton Drexler, might be advocating communist revolution. Hitler discovered that the party's political ideas were similar to his own. He approved of Drexler's German nationalism and anti-Semitism but was unimpressed with the way the party was organized. Although there as a spy, Hitler could not restrain himself when a member made a point he disagreed with, and he stood up and made a passionate speech on the subject.
Drexler was impressed with Hitler's abilities as an orator and invited him to join the party. At first Hitler was reluctant, but urged on by his commanding officer, Captain Karl Mayr, he eventually agreed. He was only the fifty-fourth person to join the GWP. Hitler was immediately asked to join the executive committee and was later appointed the party's propaganda manager.
In the next few weeks Hitler brought several members of his army into the party, including one of his commanding officers, Captain Ernst Roehm. The arrival of Roehm was an important development as he had access to the army political fund and was able to transfer some of the money into the GWP.
The German Worker's Party used some of this money to advertise their meetings. Hitler was often the main speaker and it was during this period that he developed the techniques that made him into such a persuasive orator.
Géologie
La géologie, du grec ancien γη- (gê-, « terre ») et λογος (logos, « parole », « raison »), est la science qui traite de la composition, de la structure, de l'histoire et de l'évolution des couches internes et externes du globe terrestre, et des processus qui la façonnent. La géologie est une discipline importante parmi les sciences de la Terre. Associée à des méthodes de datation radiochronologiques et des études de météorites, elle a permis de déterminer l’âge de la Terre, que l'on estime actuellement à 4,55 milliards d'années. Elle intervient, en même temps que la géophysique appliquée, dans la recherche et/ou l’exploitation des ressources naturelles notamment le pétrole, le charbon, les minerais, les pierres précieuses et semi-précieuses et l'eau.
Cette science de la Terre connaît ses prémices vers 1660 dans les pays du Nord avec les premiers travaux du géologue danois Niels Stensen, connu en français sous le nom de Nicolas Sténon, aussitôt suivis par l'Angleterre et les régions britanniques, puis plus tardivement en France vers 1700. En 1750, c'est une science établie en Europe occidentale. Dans son acception actuelle, le terme géologie est d'ailleurs utilisé pour la première fois en français en 1751 par Diderot, à partir du mot italien créé en 1603 par Aldrovandi. Le mot géologue est communément employé en 1799 par Jean André Deluc ; il est fixé l’année suivante par Horace-Bénédict de Saussure. Au début du XIXe siècle, la science géologique prend son essor et se constitue dans ses fondements, échelle de temps et cartes, observations de terrain et analyses pétrologiques.
Cette science de la Terre connaît ses prémices vers 1660 dans les pays du Nord avec les premiers travaux du géologue danois Niels Stensen, connu en français sous le nom de Nicolas Sténon, aussitôt suivis par l'Angleterre et les régions britanniques, puis plus tardivement en France vers 1700. En 1750, c'est une science établie en Europe occidentale. Dans son acception actuelle, le terme géologie est d'ailleurs utilisé pour la première fois en français en 1751 par Diderot, à partir du mot italien créé en 1603 par Aldrovandi. Le mot géologue est communément employé en 1799 par Jean André Deluc ; il est fixé l’année suivante par Horace-Bénédict de Saussure. Au début du XIXe siècle, la science géologique prend son essor et se constitue dans ses fondements, échelle de temps et cartes, observations de terrain et analyses pétrologiques.
Biologie
La biologie, appelée couramment la « bio », est la science du vivant. Prise au sens large de science du vivant, elle recouvre une partie des sciences naturelles et de l'histoire naturelle des êtres vivants (ou ayant vécu). Toutefois la distinction entre organismes vivants et non vivants est parfois difficile et la détermination de l'objet spécifique de la biologie n'a rien d'évident.
La vie se présente sous tellement de formes et à des échelles si différentes que la biologie couvre un très large spectre, qui va du niveau moléculaire, en passant par celui de la cellule, puis de l'organisme, jusqu'au niveau de la population et de l'écosystème. Ces différents niveaux montrent que le domaine du vivant est fortement hiérarchisé et au fur et à mesure que la biologie progresse, elle se spécialise en de multiples domaines, tous plus ou moins liés aux autres.
La vie se présente sous tellement de formes et à des échelles si différentes que la biologie couvre un très large spectre, qui va du niveau moléculaire, en passant par celui de la cellule, puis de l'organisme, jusqu'au niveau de la population et de l'écosystème. Ces différents niveaux montrent que le domaine du vivant est fortement hiérarchisé et au fur et à mesure que la biologie progresse, elle se spécialise en de multiples domaines, tous plus ou moins liés aux autres.
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