Tectónica compresiva sinsedimentaria de edad Viseense ... · Bol. R. Soc. Esp. Hist. Nat. Sec....

Bol. R. Soc. Esp. Hist. Nat. Sec. Geol., 102 (1-4), 2008, 71-92. ISSN 0583-7510

Tectónica compresiva sinsedimentaria de edad Viseense Superior en la cuencade Sidi Bettache (Meseta noroccidental marroquí)*

Late Visean synsedimentary compressive tectonism into the Sidi Bettache Basin (northwesternMoroccan Meseta)

Abdellah Lakhloufi1, Naïma Hamoumi2, Ali Saquaque3 & Miguel Ángel de San José4

1. ENS Rabat-Takaddoum. Département de Géologie, Av. Oued Akrach, B.P. 5118, Rabat, Marruecos. E. mail: [email protected]. Université Mohamed V, Faculté des Sciences Rabat-Agdal, Département de Géologie, rue Ibn Batouta, Rabat, Marruecos.

3. Univ. Kadi Ayad, Fac. des Sciences Marrakech-Semlalia, Département de Géologie, Marrakech, Marruecos.4. Departamento de Estratigrafía. Facultad de Ciencias Geológicas & Instituto de Geología Económica CSIC-UCM.

José Antonio Novais, 2. 28040 Madrid, España. E-mail: [email protected]

PALABRAS CLAVE: Meseta noroccidental marroquí, Cuenca de Sidi Bettache, Fameno-Dinantiense, Deformación sinse-dimentaria, Rampas, Transpresión-transtensión.

KEY WORDS: Northwestern Moroccan Meseta, Sidi Bettache Basin, Famennian- Dinantian, Synsedimentary deformation,Ramps, Transtension-transpression.

Mots-Clés: Meseta Marocain noroccidentale, Bassin de Sidi Bettache, Famenno-Dinantien, Déformation synsédimentaire,Rampes, Transtension-transpression.

RESUMEN

Para explicar la apertura y evolución de la cuenca fameno-dinantiense de Sidi Bettache (BSB; Meseta noroccidental marro-quí), han sido propuestos modelos de pull-apart y de transtensión-transpresión. Sin embargo, en ausencia de argumentos plau-sibles, estos modelos han permanecido como puramente conceptuales.

Nuestra contribución corrobora el segundo modelo con la puesta en evidencia de una fase transpresiva durante la evolu-ción de la BSB. En este sentido, mostramos la existencia, en la parte occidental de la cuenca, de una deformación compresivasinsedimentaria intra-Viseense Superior asociada localmente a una deformación distensiva.

En términos de tectónica analítica, nuestros datos ponen énfasis en el análisis geométrico de las rampas y la evolución deun cabalgamiento que aprovecha este tipo de estructuras tectónicas durante su propagación.

Finalmente, desde el punto de vista geodinámico, el campo de acortamiento ha sufrido una rotación antihoraria entre elFameniense Superior (edad de apertura de la BSB) y el Viseense Superior, pasando del ENE-WNW al NE-SW.

ABSTRACT

Pull apart and transtension –transpression models were successively proposed to explain the openning modalities and theevolution of the Famennian-Dinantian Sidi Bettache Basin (BSB). However, these two models remained purely conceptual.The objective of our contribution is to support the validity of the second model. Thus, we give evidence of an intra Late Viseansynsedimentary compressive deformation in the western part of the BSB associated, locally, with a distensive tectonic.

In terms of analytic tectonic, our data are focussed essentially on geometric analysis of ramps and the evolution of anoverthrusting making use of this type of tectonic structures for its propagation.

From the geodynamic point of view, the BSB shortening field azimuth has undergone a relative counterclockwise rotationbetween the Late Famennian (when SBB was open) and the Late Visean, switching from the ENE-WSW to the NE-SW direction.

RÉSUMÉ

Les modèles de pull-apart et de transtension-transpression ont été successivement proposés pour expliquer l’ouverturedu Bassin famenno-dinantien de Sidi Bettache (BSB) et son évolution. Néanmoins, à défaut d’arguments plausibles, ces deuxmodèles sont restés purement conceptuels.

Notre contribution corrobore le deuxième modèle en mettant en évidence la réalité d’une phase transpressive dans l’évo-lution du BSB. Dans ce sens, nous montrons l’existence, dans la partie occidentale du bassin, d’une déformation compressivesynsédimentaire intra-Viséen Supérieur qui associe localement une déformation distensive.

En terme de tectonique analytique, nos données portent essentiellement sur l’analyse géométrique des rampes et l’évolutiond’un chevauchement qui utilise ce type de structure tectonique lors de sa propagation.

Enfin, sur le plan géodynamique, le champ de raccourcissement a subi une rôtation anti-horaire entre le Famennien Supérieur(âge d’ouverture du BSB) et le Viséen Supérieur. Celui-ci passe de la direction ENE-WSW á celle NE-SW.

Bol. R. Soc. Esp. Hist. Nat. Sec. Geol., 102 (1-4), 2008.

* Este trabajo constituye una versión española del capítulo 1.4: “Tectónica sinsedimentaria” de la Tesis de Estado defendida en el año 2002por Abdellah Lakhloufi, para obtener el grado de Doctor en Ciencias por la Universidad de Rabat. En el texto que se presenta se ha intentadorespetar al máximo la estructura y desarrollo del manuscrito original, así como sus figuras y gráficos, introduciendo sólo algunas de las nume-rosas observaciones formuladas por los revisores, aunque, con el fin de no modificar demasiado dicho texto no se hayan podido tener en cuen-ta otras igualmente importantes.

1. INTRODUCCIÓN

La Cuenca de Sidi Bettache (BSB) –elemen-to principal de la parte norte de la Meseta occi-dental marroquí (PIQUÉ & MICHARD, 1989)– seabrió en el Fameniense Superior (PIQUÉ, 1979),entre el bloque caledónico de Séhoul al N, el deZaer-Oulmès al S, y el Bloque Costero al O,mientras que la cresta de Aguettouane la limitapor el E (TAHIRI, 1991) (Fig.1). Al igual que lasotras cuencas fameno-dinantienses de la Mesetaoccidental, su génesis es concomitante con ladeformación y levantamiento de la Meseta orien-tal durante la Fase Bretona. Aunque las modali-dades de su apertura se conciban de forma dife-rente según los autores, todos concuerdan acercadel papel jugado por esta fase compresiva hercí-nica precoz en la activación de los corredores decizallamiento y la puesta en movimiento de losbloques de la Meseta occidental, que son las cau-sas del inicio de la subsidencia de la Cuenca deSidi Bettache. Se han propuesto sucesivamentedos tipos de modelos: el modelo de tipo pull-apart (PIQUÉ, 1979; ROLIN et al., 1985; HOEPFF-NER, 1987; AARAB & BEAUCHAMP, 1987) y elmodelo de tipo transtensivo (LAKHLOUFI, 1988,BOUABDELLI, 1989; FADLI, 1990; TAHIRI, 1991).Respecto a las modalidades de su estructuración,todavía más controvertidas, éstas no constituyenel propósito de este artículo (LAKHLOUFI et al.,2001).

Así pues, la historia geológica de esta partedel dominio orogénico varisco marroquí estálejos de estar cerrada, y permanece siempre deactualidad. En este artículo se abordará tambiénotro aspecto de la geología de la Cuenca de SidiBettache hasta ahora ignorado: la existencia deuna tectónica compresiva sinsedimentaria deedad Viseense Superior.

2. ESTADO DE CONOCIMIENTOS Y PROBLEMASPLANTEADOS

Según PIQUÉ (1979, 1994), el sustrato de laCuenca de Sidi Bettache correspondería a unamplio compartimento (bloque único) hundidotras la dislocación de la plataforma carbonatadadel Devónico Medio, antes del Carbonífero. Lasfracturas estarían pues limitadas a los bordes dela cuenca y serían entonces responsables de suapertura, su evolución y ulteriormente de suestructuración, así como de la crónica de su mag-matismo básico. En resumen, toda la historiageológica de esta vasta área de sedimentaciónestaría registrada en la actividad de sus márge-nes, mientras la parte central no haría más que

reflejarla pasivamente, a la manera de una zonasubcratónica. Es esta concepción la que ha orien-tado la mayor parte de los trabajos posteriores(FADLI, 1990; EL HASSANI, 1990; ZAHRAOUI, 1991)exclusivamente sobre las áreas marginales de lacuenca.

Los trabajos anteriores de uno de nosotros(LAKHLOUFI, 1988, 1992) en la región de HadBrachwa (parte central de la Cuenca de Sidi Bet-tache) han mostrado que el sustrato de la cuencaestá en realidad formado por una yuxtaposiciónde bloques de zócalo limitados por una red defracturas (NNW-SSE, NNE-SSW y ENE-WSW).La importancia de estas fallas, en especial lasNNW-SSE, reside en el hecho de que ellas hanpermitido el emplazamiento de lavas básicas enpleno centro de la cuenca durante el Tournaisien-se-Viseense Inferior, y han controlado con poste-rioridad la deformación polifásica de esta región.Esta realidad estructural se va a ver ulteriormen-te reforzada por el hecho de que el magmatismobásico en la Cuenca de Sidi Bettache es esen-cialmente tributario de los accidentes NNW-SSEa NW-SE, que hienden su sustrato independien-temente de sus márgenes (LAKHOLUFI, et al.,2000). Estos hechos contradicen la concepciónlargo tiempo admitida sobre la Cuenca de SidiBettache, y sientan las bases para un nuevo enfo-que que convierte a los datos relativos a lasregiones centrales de la cuenca en los elementosde base que permiten una reconstrucción fiablede la historia geológica de esta extensa área desedimentación.

La idea del mecanismo transcurrente de lasfallas limítrofes, que habría dado lugar a la aper-tura de la cuenca y a su evolución (PIQUÉ, 1979;FADLI, 1990; EL HASSANI, 1990; TAHIRI, 1991)surge esencialmente de la interpretación a escalaregional. Los datos de campo disponibles hasta elmomento no permiten la puesta en evidencia dela componente de desgarre de estas fallas. Lahipótesis emitida por TAHIRI (1991) sobre la exis-tencia de un esfuerzo principal subhorizontal a laaltura de los márgenes de la cuenca, pero verticalen su interior, queda entonces sin apoyo a partirde los datos de campo.

Otro aspecto del problema, también inhe-rente a la geología de la Cuenca de Sidi Betta-che, es saber en qué estadio de su evolución hacomenzado la deformación compresiva. Dichode otro modo: cuándo esta supuesta transtensiónhabría cedido su puesto a la transpresión queprecede al cierre de la cuenca. Para intentar res-ponder a esta pregunta, los conocimientos dispo-nibles permiten contemplar dos casos, según setrate de la edad relativa de la deformación, o dela absoluta:

72 A. LAKHLOUFI, N. HAMOUMI, A. SAQUAQUE y M.A. DE SAN JOSÉ


TECTÓNICA COMPRESIVA SINSEDIMENTARIA, VISEENSE SUPERIOR, SIDI BETTACHE (MARRUECOS) 73


Fig. 1.–Esquema estructural de la Meseta noroccidental marroquí.A) Dominio orogénico varisco marroquí y sus antepaíses. 1-dominio de la Orogénesis Varisca: a-estructurado durante la

Fase Bretónica, hacia 360 Ma (Meseta oriental); b-estructurado durante el Viseense Superior, hacia 330 Ma (arco com-prendiendo la parte este de la Meseta oriental); c-estructurado posteriormente al Viseense Superior, hacia 300 Ma (Mese-ta occidental). 2-los antepaíses: a-Bloque caledónico de Sehoul; b-Bloque Costero; c-Dominio Antiatlásico.

B) La Cuenca de Sidi Bettache (BSB) y sus bloques marginales: a-Cobertera posthercínica; b-Molasas westfalienses; c-Terre-nos famenodinantienses de la BSB: [ 1-Viseense Medio–Viseense Superior (conglomerados, areniscas y areniscolutitas),2- Fameniense Superior-Viseense Inferior (conglomerados, areniscas, cuarcitas y lutitas con nódulos ferruginosos)]; d-Terrenos ante-Devónico Superior de los bloques marginales de la BSB: [1 y 2-Ordovícico-Devónico Medio (cuarcitas, luti-tas micáceas, lutitas negruzcas y calizas), 3-Cámbrico Medio (filitas)]; e- Yacimientos de rocas magmáticas básicas de edadTournaisiense-Viseense Inferior a Viseense Medio (los afloramientos del Oued Khellata son de edad pérmica). f-Granitohercínico de Zaer; g-Zona de Cizalla Normeseteña; h-Cabalgamientos hercínicos; j-Cabalgamientos caledónicos; k-Secto-res de estudio: B– Bled Bel Allawi, O– Oulad Baba Alí; Q-Sidi Qadi Haja, R-ojal de Rommani, T-Koudiat Twicha.

– Red fluvial: O. Br.- Oued Bou Regreg; O.Ch.-Oued Cherrat; OG.- Oued Grou; O.Kh-Oued Khellata; O.K - OuedKhorifla; O.M.-Oued Al Mechra.

– Localidades: B- Bouznika, BS-Ben Slimane, SB-Sidi Bettache, R- Rommani, T-Tiflet, HB-Región de Had Brachwa.–Structural sketchmap of the Moroccan northwestern Meseta.

A) Morocco Variscan Orogenic Domain and its forelands. 1- domain of the Variscan Orogeny: a – structured during theBretonic Phase, circa 360 My (Meseta oriental): b-structured during the Late Visean, circa 330 My (arc comprising theeasternmost part of the Meseta oriental), c- structured subsequently to Late Visean, circa 300 My (Meseta occidental).2 – Forelands: a – Sehoul caledonian Block; b – Coastal Block; c – Anti-Atlasian Domain.

B) The Sidi-Bettache Basin (BSB) and its bordering blocks: a-posthercynian cover; b-Westphalian molasses; BSB Famennian-Dinantian terrains: [1-Middle Visean-Late Visean (conglomerates, sandstones and sandstone-lutites), 2-LateFamennian–Lower Visean (conglomerates, sandstones, quartzites and nodular ironstone-bearing lutites); d- pre-Late Devonianterrains of the BSB bordering blocks: [ 1 and 2-Ordovician–Middle Devonian (quartzites, micaceous siltites, black shales andlimestones), 3-Middle Cambrian (phyllites)]; e-Tournaisian –Lower Visean to Middle Visean basic rock deposits (Oued Khe-llata outcrops are of Permian age). f-Zaer hercynian granite; g-Nord Mesetian Shear Zone; h-hercynian thrusts; j-caledonianthrusts; k-study sectors: B-Bled Bel Allawi, O-Oulad Baba Ali, Q-Sidi Qadi Haja, R-Rommani inlier, T-Koudiat Twicha.

– Rivers: O-Oued Bou Regreg; O.Ch.-Oued Cherrat; O.G.-Oued Grou; O.Kh.-Oued Khellata; O. K.-Oued Kori-fla; O.M.-Oued Al Mechra.

– Localities: B - Bouznika, BS - Ben Slimane, SB - Sidi Bettache, R - Rommani, T-Tiflet, HB - Had Brachwa area.

–Sobre el plano estratigráfico, y en ausenciade cualquier indicio de una deformación compre-siva sinsedimentaria tangible, la estructuraciónde la cuenca ha sido tradicionalmente considera-da como de edad namuro-westfaliense, en todocaso posterior al Viseense Superior-Namurienseinicial (Serpujoviense), edad de los depósitosmás recientes de la cuenca previos a esta estruc-turación. La datación de estos depósitos ha sidohecha por IZART & VIESLET (1988) con base enforaminíferos.

–Sobre el plano radiométrico, y de acuerdocon la distribución de edades K/Ar obtenidas apartir de “las fracciones granulométricas de losesquistos paleozoicos de Marruecos” (HUON,1985), la deformación principal hercínica en laMeseta occidental septentrional, comprendida laCuenca de Sidi Bettache, se habría desarrolladoentre 298 y 290 Ma, o sea el Pérmico inicialsegún la escala de los tiempos geológicos deGRADSTEIN et al (2004). No obstante, la obten-ción de una edad de 320 Ma para los “esquistosanquizonales devónicos” del entorno del margennoroccidental de la cuenca, confiere a esta defor-mación un carácter muy precoz, ya que se habríadesarrollado durante el Serpujoviense, o sea,justo al final o todavía durante el curso del relle-no de la cuenca.

En este trabajo se describen por primera vezestructuras indicativas de una tectónica compre-siva sinsedimentaria que afecta a materiales delViseense Superior dentro del relleno de la Cuen-ca de Sidi Bettache, lo que lleva aún más atrás enel tiempo el inicio de esta deformación, cuyofinal ha dejado su impronta radiométrica en elmarco de esta cuenca. Estos nuevos datos tam-bién sirven para contribuir a la reconstrucción delas modalidades de la evolución de esta cuenca, ypor consiguiente de su contexto geodinámico, loque constituye, entre otros, el objetivo a alcanzarpor este artículo.

3. DATOS RELATIVOS A LA DEFORMACIÓNSINSEDIMENTARIA

Esta deformación afecta a alternancias are-niscoso-lutíticas de origen turbidítico (PIQUÉ,1984; IZART & VIESLET, 1988; LAKHLOUFI, 1992,2002) que afloran en la parte central y centrooc-cidental de la Cuenca de Sidi Bettache (Fig.1); enlos sectores del ojal de Rommani, Sidi Qadí Haja(Ouljat al Karma) y Koudiat Twicha, situados alo largo del valle del Oued al Mechra ( Hoja de arRommani a 1/50.000), así como Oulad Baba Ali(Hoja de ar Rommani) y Bled Bel Allawi (Hojade Sidi Bettache a 1/50.000), situados sobre las

vertientes del valle del Oued Korifla. Estos aflo-ramientos corresponden a la parte superior delrelleno de la BSB (≈ Fm. del Oued al Mechra, dePIQUÉ, 1984), y están datados, o atribuidos porcorrelación al Viseense Superior. En ellos dichatectónica se expresa por una deformación sinse-dimentaria localmente importante, tanto a laescala de los bancos areniscosos como del aflora-miento, que engendra estructuras que conservancaracterísticas geométricas constantes, compara-bles de un sector a otro. Estas estructuras sonesencialmente rampas (Fig. 2) que de formaaccesoria llevan asociado un plegamiento subor-dinado, y que son comunes al conjunto de lossectores afectados por esta deformación tectóni-ca. Además de estas estructuras, los terrenos delojal de Rommani están igualmente afectados porfallas inversas clásicas, por pliegues y por fallasnormales.

La caracterización de la geometría de estasdiferentes estructuras, la demostración de la exis-tencia de una tectónica compresiva sinsedimenta-ria y la reconstrucción de la historia de la evolu-ción de la Cuenca de Sidi Bettache, son losprincipales objetivos de este artículo. Por otraparte, los cabalgamientos con rampas sinsedi-mentarias o fallas inversas, y a la escala delbanco areniscoso individual, son poco conocidosen la literatura (salvo los relacionados con desli-zamientos y slumps, o con actividad paleosísmi-ca). Por ello se llevará a cabo previamente lacomparación del diseño de estas rampas con elmodelo geométrico descriptivo establecido paraestructuras a escala regional.

3.1. Las estructuras sinsedimentarias compresivas

3.1.1. Las rampas

A) Definiciones“Son fallas inversas que afectan a una o

varias capas y aseguran la continuidad entre uncontacto anormal de despegue situado en la basede la serie fallada en el lado del frente de la falla,y otro despegue situado en su techo, en el ladoopuesto” (FOUCAULT & RAOULT, 1984). Este tipode geometría de los contactos cabalgantes fuedescrito por primera vez a escala regional porRICH (1934), en los Apalaches. Este autor resaltóentonces la constancia del ángulo de buzamientode la parte inclinada del contacto anormal(rampa), que era del orden de 30º. GRAHAM et al.(1987) han introducido una nomenclatura francó-fona por adaptación de la terminología anglosa-jona relativa al modelo geométrico descriptivo deDAHLSTROM (1970), ELLIOT & JOHNSON (1979) y



BOYER & ELLIOT (1982). Este modelo ha sidoestablecido para estructuras que fueron descritasen los Pirineos y la Montaña Negra. A la escalade afloramiento, estructuras de este tipo afectan-do a un solo banco areniscoso han sido descri-tas por BRADLEY & BRADLEY (1994) en flyschsdevónicos.

Con el fin de intentar aplicar la nomenclatu-ra de este modelo geométrico descriptivo, adap-tándolo a las estructuras engendradas por ladeformación sinsedimentaria, se hace necesariorecordar esta nomenclatura, que se basa sobre lasrelaciones geométricas entre el contacto cabal-gante y los planos de estratificación, que puedenser paralelos entre sí u oblicuos (Fig. 2A). En elprimer caso se tiene un “rellano”, en el segundo,una “rampa”. Como para un mismo sector delcontacto cabalgante la estratificación puede serparalela a él por un lado, y oblicua por el otro,se ha introducido el concepto de “muro” y de“techo”, que corresponde respectivamente a losvolúmenes rocosos infra y suprayacentes al con-tacto tectónico.

Por esto, el modelo geométrico descriptivopresenta dos casos en los que una rampa puede serobservable. El primer caso está materializado porla oblicuidad de la porción inclinada del contactosobre la estratificación horizontal del muro; sehabla entonces de “rampa de muro”. El segundocaso lo es por la oblicuidad de la estratificacióndel techo sobre la parte horizontal superior decontacto; se habla entonces de “rampa de techo”.En este último caso, en relación con la rampa seforma una estructura “antiformal” al nivel delvolumen rocoso del techo (Fig. 2 A). Este antifor-me se forma a caballo sobre la parte inclinada dela falla y su parte horizontal superior, y determinapara su flanco “occidental” un rellano (rellano detecho), y para su flanco “oriental”una rampa(rampa de techo).

El dispositivo elemental que acabamos dedescribir puede repetirse idéntico a sí mismo atodo lo largo de un mismo nivel estratigráficolimitado por dos contactos anormales. Se formaentonces una imbricación particular de escamastectónicas, que constituye un dúplex (Fig. 2B).

Antes de discutir los diferentes aspectos(geometría, modalidades de formación y de fun-cionamiento) propios de las rampas generadaspor la deformación sinsedimentaria, y de intentarcorrelacionarlas con el modelo geométrico des-criptivo, vamos a utilizar el término de rampa enel sentido de FOUCAULT & RAOULT (1984). Másallá de las consideraciones inherentes a la geo-metría de estas rampas, estos ejemplos serviránpara la demostración del carácter sinsedimentariode estas estructuras.

B) Ejemplos de rampas y de estructuras asociadasEstas estructuras se observan especialmente

en las alternancias areniscoso-lutíticas de los dife-rentes sectores precitados de la Cuenca de SidiBettache. No obstante, en el ojal de Rommani y elsector de Oulad Baba Ali, las rampas asimismoafectan a los bancos areniscosos de las barras queallí se intercalan. Las estructuras más diversifica-das y más pedagógicas se pueden observar en lasareno-lutitas del norte de Sidi Qadi Haja, por loque servirán en gran parte de ejemplos de ilustra-ción. Por otra parte, en todos los sectores antescitados, los cabalgamientos con rampas presentanlas características comunes que siguen:

i. Desde el punto de vista geométrico, lainclinación de una rampa, tanto si es de tipo sig-moidal, con pendiente variable, como de tipo“plano” o “chato”, con pendiente débil, es devalor constante.

ii. Una rampa sólo afecta, casi exclusiva-mente, a un único banco areniscoso, y puede sero aislada o repetitiva (Fig. 3B y C).



Fig. 2.–Cabalgamientos con rampas (GRAHAM et al., 1987).–A. Dispositivo elemental de un cabalgamiento. 1-

Rellano de techo y de muro. 2- Rellano de techo yrampa de muro. 3- Rampa de techo y rellano de muro.T: techo; M: muro; S: zócalo.

–B. Geometría de un dúplex.–Ramp thrustings (GRAHAM et al., 1987).–A. Thrust elemental device. 1- Hangingwall & foot-

wall flats. 2- Hangingwall flat & footwall ramp. 3-Hangingwall ramp & footwall flat. T: hangingwall; M:footwall; S: socle.

–B. Duplex geometry.

iii. La repetición de rampas a intervalos cor-tos genera imbricaciones que constituyen espe-cies de escamas y de dúplex.

iv. A veces se observan rampas de vergenciasopuestas al nivel de un mismo banco areniscoso(Fig. 3 A), o de un banco al otro (Fig. 3B).

v. Una rampa puede evolucionar a una estruc-tura compleja seguida de repeticiones múltiples.

vi. Una rampa o una imbricación de escamaspuede estar acompañada de un plegamientosubordinado, o replegada por éste.

Sector de Sidi Qadi Haja

Al norte de Sidi Qadi Haja, sobre la margenderecha del Oued al Mechra, aflora una sucesiónareniscoso-lutítica en el núcleo del Anticlinal de

Ouljat al Karma (LAKHLOUFI, 1988, 1992) dellado del flanco sur (pliegue de escala cartográfi-ca, de dirección N 70º). El flanco norte se prestamal a la observación aquí; sólo es hacia el norte,a lo largo de la margen izquierda del Oued alMechra, y al nordeste, en la vertiente derecha deun profundo chaabat, donde afloran las arenolu-titas. Es especialmente en estos lugares donde sehan hecho las observaciones más variadas decontactos cabalgantes, rampas y estructuras aso-ciadas, identificados, como el resto de los que semencionan en el presente trabajo, mediante lascoordenadas Lambert de las localidades o parajesdonde se encuentran.

i. Paraje de los alrededores del punto x = 382,9;y = 336,9

A lo largo de varias decenas de metros depotencia, los bancos areniscosos de una sucesiónareniscoso-lutítica en el flanco sur del plieguepresentan rampas asociadas a veces a un plega-miento, o replegadas por éste. Se observan diver-sos casos de estructuras.

a) Ejemplos de rampas que afectan sólo enparte a un banco areniscoso

Puede ocurrir que una rampa no afecte másque al término inferior o al superior de un bancoareniscoso. En el primer caso, el término basaldel banco puede estar localmente desdoblado poruna rampa plana muy poco inclinada (Fig. 4A) oimbricado en varias rampas sigmoidales (Fig.4B). En ambos casos, el dispositivo está selladopor las láminas del término superior de estos ban-cos. El primer ejemplo muestra que las dos extre-midades del banco se recubren ampliamente (deorden pluridecimétrico), lo que causa su aumen-to local de espesor pero sin deformación internanotable, mientras que en el segundo ejemplo laimbricación de las rampas sigmoidales se acom-paña de deformación de las láminas y de flujo delmaterial; de aquí el engrosamiento local impor-tante del banco. El término superior del bancoabraza esta imbricación de escamas y presenta unabovedamiento anticlinal. Así, el rellano inferiordel contacto cabalgante se sitúa bajo el banco,mientras que el rellano superior pasa hasta elinterior de éste, en el techo del primer “término”deformado.

En el caso en que sea el “término” superior delbanco areniscoso el que está deformado, se puedeobservar un despegue de este mismo por encimade la parte basal del banco (Fig. 4C). Este ejemplomuestra que el contacto es subhorizontal y afectaal flanco inverso, corto, de un micropliegue acos-tado de arrastre que le precede. Esta estructura estáfosilizada por el interestrato lutítico y el estrato quecontiene, y muestra igualmente un abovedamiento



Fig. 3.–Diferentes tipos de rampas.–A. Rampas conjugadas divergentes (Ojal de Rom-

mani).–B. Rampas conjugadas convergentes (Ojal de Rom-

mani)–C. Rampas repetitivas (imbricadas).–Several kinds of ramps.–A. Divergent conjugate ramps (Rommani inlier).–B. Convergent conjugate ramps (Rommani inlier).–A. Repetitive (imbricated) ramps.

anticlinal encorvado en el sentido de la vergenciade la rampa. Esta figura marca muy probablemen-te el amortiguamiento momentáneo de un contactocabalgante sito al techo del término basal delbanco areniscoso (rellano inferior).

Estos tres ejemplos atestiguan inequívoca-mente el carácter sinsedimentario de esta defor-mación. Otro caso (Fig. 4D) ilustra igualmenteeste hecho; la rampa que afecta al banco arenis-coso en casi todo su espesor se presenta muydiscontinua debido a una cicatrización íntimadurante la litificación, que hace que la rampa nose manifieste más que por la existencia demicropliegues en gancho que deforman lasláminas a techo y muro del contacto (convolutasfalladas), y por un engrosamiento local delbanco. PETIT & LAVILLE (1987) describen for-mas similares, aunque las interpretan en rela-ción con deformaciones hidroplásticas.

b) Ejemplos de rampas que afectan por ente-ro a un banco areniscoso

Un banco areniscoso puede estar afectado porrampas todas de la misma vergencia generandorecubrimientos variados según que sean “planas” o“sigmoidales” (Fig. 5). El mismo banco puede pre-sentar rampas conjugadas no deformadas (Figs. 3Ay 6A), o plegadas (Fig. 6B). Rampas de la mismavergencia, no deformadas, pueden generar un“dúplex” simple que puede sufrir un “retrocabal-gamiento” por la entrada en juego de una rampa“plana” de vergencia opuesta (Fig. 7). Una rampapuede estar bloqueada y deformada si el dispositi-vo no está desbloqueado por otras rampas válvulas(Fig. 8 A y B). En este último caso se observan unao dos rampas abortadas, situadas directamente pordelante de la activa. El banco se engrosa local-mente por desdoblamiento parcial, por deforma-ción interna y por un comienzo de flexión.

Un banco areniscoso afectado y engrosadopor una imbricación de escamas puede estarsobremontado por bancos e interestratos lutíticosque adoptarían una flexión de la misma vergencia



Fig. 4.–Rampas y contactos cabalgantes afectando sólo enparte a un banco areniscoso.

–Ramps and thrusted contacts only affecting in partto a sandstone layer.

Fig. 5.–Rampas sigmoidales imbricadas deformadas o no, y rampas planas (o llanas) de la misma vergencia.–Deformed or not deformed imbricate horses, and equal-pitching plane (or smooth) ramps.

que dichas rampas (Fig. 9). Un dúplex constitui-do por una imbricación de escamas de igual ver-gencia puede estar deformado por un pliegueanticlinal métrico (Fig. 6). Al nivel de estas esca-mas, el banco areniscoso muestra láminas defor-madas y convolucionadas, en donde las convolu-ciones disimétricas lo son en sentido opuesto al

movimiento cabalgante. Este primer banco conimbricaciones está sobremontado por un anchointerestrato lutítico, a su vez sobremontado por unsegundo banco areniscoso, y es el conjunto el queestá deformado por el anticlinal. El segundo bancomuestra dos rampas de vergencias opuestas, con-vergentes, cada una situada sobre uno de los dosflancos del pliegue. Este dispositivo está selladopor un segundo interbanco lutítico y el bancoareniscoso que se le superpone, que muestran un



Fig. 6.–Rampas imbricadas de la misma vergencia y rampasconvergentes.

–A.Rampas conjugadas convergentes no deformadaspor el plegamiento.

–B. Rampas imbricadas deformadas por el plega-miento.

–Equal – pitching imbricate ramps and convergentramps.

–A. Convergent conjugate ramps undeformed byfolding.

–B. Imbricate ramps deformed by folding.

Fig. 7.–Imbricación de rampas reafectadas por un contactollano de vergencia opuesta.

–Imbrication of ramps reaffected by an opposite –pitching plane contact.

Fig. 8.–Rampas sigmoidales y rampas abortadas.–Horses and failed ramps.

Fig. 9.–Rampas imbricadas coronadas por bancos plegados.–Imbricate ramps overlied by folded beds.

amplio abovedamiento anticlinal, tras el que lacontinuación de la serie se presenta horizontal. Eneste caso, podemos resaltar que las rampas quegeneran el dúplex al nivel del primer banco are-niscoso aparecen deformadas por el plegamiento,mientras que las de vergencias opuestas que afec-tan al segundo banco no lo están, y se posicionancada una en la zona de inflexión de los dos flan-cos, pareciendo haberse iniciado durante la fle-xión. Este ejemplo ilustra elegantemente unadeformación progresiva sinsedimentaria bajo losefectos de un acortamiento persistente a la escaladel tiempo de la génesis de esta estructura.

Se pueden observar casos de estructurascomplejas como el de la figura 10, en la que sepuede establecer una secuencia temporal deacontecimientos. Una rampa de vergencia ENEestá recortada por rampas de vergencia opuestaque se bloquean y se pliegan. Una nueva rampade la misma vergencia desbloquea de nuevo elsistema cercenando hasta su base las rampas ple-gadas. Las láminas paralelas suprayacentes mol-dean esta estructura y están en parte afectadas porel contacto más reciente, que se les pone parale-lo hacia el techo del rellano superior.

ii. Paraje 2 (alrededores del punto x = 383,1;y = 337,25).

En este lugar, se pueden describir tres tiposde estructuras:

– El primer caso corresponde a una rampaque afecta a un banco areniscoso y a un estrato enel seno del interbanco lutítico suprayacente (Fig.11). El contacto cabalgante presenta un rellanoinferior que se puede seguir en el seno del inter-banco, y una rampa de vergencia ENE. Ésta sedesdobla en dos contactos al nivel del intervalolutítico, y delimita un lentejón tectónico queengloba una parte del estrato areniscoso antes dereunificarse al nivel del banco areniscoso supra-yacente, de espesor decimétrico.

– El segundo caso es el de un (¿o varios?)banco areniscoso espeso que está completamentedesmembrado en amígdalas tectónicas distintas,aisladas, configuradas en un material deformadoal estado hidroplástico (Fig. 12). Estas amígdalasson de dimensión decimétrica a pluridecimétrica,dispuestas oblicuamente con respecto a la estrati-ficación sub y suprayacente, no afectada por ladeformación. Este “corredor” tectónico es de unaanchura del orden del metro y corresponde a unimportante contacto horizontal en el que unaeventual organización previa en rellanos y ram-pas se encuentra completamente obliterada debi-do a una evolución prolongada del dispositivo acausa, según parece, de la importancia del movi-miento cabalgante en juego a este nivel. Los con-tactos cabalgantes inferior y superior se habríanfusionado en una sola banda que está jalonada debloques lenticulares. Estos últimos provienen, alparecer, del desmembramiento por las rampas yaque conservan una disposición oblicua que les es



Fig. 10.–Dúplex polifásico complejo.–Complex polyphasic duplex.

Fig. 11.–Amígdala tectónica aislada por una rampa desdo-blada dentro de un interbanco lutítico con niveles are-niscosos.

–Tectonic amygdale isolated by a ramp duplicatedinside a lutitic interbed with sandstone layers.

Fig. 12.–Lentículas tectónicas formadas dentro de un mate-rial al estado hidroplástico, al nivel de un contactocabalgante.

–Tectonic lenticles developed inside an hydroplastic– state material, at the level of a thrusting contact.

comparable. Este ejemplo ilustra un caso extre-mo del de la figura 11, donde se ha asistido a uncomienzo del nacimiento de lentículas tectóni-cas dentro de un dispositivo de cabalgamientoen rampas. A este propósito, y por simple analo-gía entre la organización de este contacto cabal-gante y la de una zona de cizalla, las rampaspueden equipararse con fracturas tipo “P” (Fig.13). Es útil resaltar aquí esta aparente similitud,pues a ella nos referiremos más adelante en esteartículo.

– El tercer caso es el de una sucesión arenis-cosolutítica de varios metros de potencia situadadirectamente bajo el contacto precedente y dondelos bancos areniscosos están afectados, además

de por las rampas, por otro importante haz decontactos cabalgantes (Fig. 14). Estos contactosestán a veces asociados a pliegues de arrastre deflancos cortos (que están generalmente) cizalla-dos y débilmente inclinados (no excediendo los30º) cuando no están concordantes con la estrati-ficación. Según toda evidencia, los pliegues dearrastre preceden por su formación al desarrollode contactos cabalgantes, y nacen en primer lugaren rodilla, antes de que el flanco corto se invier-ta y tienda a paralelizarse con el flanco largo, yacabe por ser cizallado por el cabalgamiento. Elpliegue y el contacto anormal son de la mismavergencia, y en el límite de la evolución de laestructura hay formación de un lentejón tectóni-co que está formado por el aislamiento de la char-nela engrosada y una parte de sus flancos adelga-zados. La deformación afecta a un material quese encuentra todavía en estado hidroplástico, deahí el nacimiento de bloques lenticulares engro-sados, que conservan la apariencia del aspecto“fangoso” del momento de su formación. Ade-más de este aspecto de los cabalgamientos, sonfrecuentes las rampas que ocasionan el engrosa-miento local de los bancos. La figura 15 ilustraun aspecto de este tipo de estructura. Este caso ysu precedente forman parte de un mismo hori-zonte areniscosolutítico donde se concentran loscontactos anormales a lo largo de más de 10 m depotencia. Se trata pues de un importante nivel dedespegue.

iii. Paraje de los alrededores de x = 382,25;y = 337,3.

Este paraje está situado en la margenizquierda del Oued al Mechra y pertence al flan-co norte del Anticlinal de Ouljat al Karma. Aquí,en las arenolutitas se observa un cabalgamientopoco inclinado hacia el NE que se termina hacialo alto en un haz de fracturas inversas y de ram-pas (Fig. 15). El bloque inferior de este contactocabalgante muestra un pliegue sinclinal de esca-la métrica acostado hacia el SW que posee unflanco corto cercenado por el contacto anormal.Los dos últimos bancos areniscosos que estánimplicados en el juego de este contacto muestranun desplazamiento horizontal menos importante(de orden decimétrico) y presentan un espesorcontrastado entre el compartimento cabalgante yel cabalgado, donde éste se duplica. También seobserva una importante deformación hidroplásti-ca de estos dos bancos al nivel del bloque supe-rior afectado por el haz de fracturas inversas, entanto que los bancos más antiguos (más bajos)no muestran este patrón de deformación. Estostres criterios prueban de forma unívoca el juegosinsedimentario de esta estructura tectónicacompresiva.



Fig. 13.–Génesis de lentículas tectónicas dentro de uncorredor de cabalgamiento con rampas (A), y dentro deun corredor de cizallamiento (B) donde dominan lasfracturas tipo “P”.

–Tectonic lenticles development inside a ramp-thrust corridor (A), and inside a shear corridor (B)where “P” fractures dominates.

La cronología relativa de los eventos tectóni-cos y sedimentarios que acompañan la génesis yla evolución de esta estructura (génesis del plie-gue acostado que evoluciona a falla inversacabalgante, amortiguamiento progresivo del des-plazamiento horizontal de la falla, diferenciaciónde un pequeño “alto fondo” por encima del blo-que cabalgante y de un “area subsidente” pordebajo del bloque cabalgado) muestra allí tam-bién que se trata de una estructura que tomaforma dentro de un campo de esfuerzos perma-nente durante el tiempo de su formación.

Así, las características geométricas de loscabalgamientos con rampas y sus pliegues aso-

ciados en el sector de Sidi Qadi Haja, permane-cen constantes y comparables pese a la diversi-dad de los ejemplos expuestos, quedando comorasgo común la vergencia conjugada de las ram-pas, que tiene lugar generalmente hacia el NE aNNE y hacia el SW a SSW (tras restitución a lahorizontal de So). La naturaleza sinsedimentariade la deformación compresiva es indiscutible,así como su carácter progresivo; diversos even-tos se relevan en el espacio y en el tiempo. Estoshechos demuestran claramente que durante elorigen de esta deformación sinsedimentaria exis-tió una compresión constante, dirigida global-mente NE-SW.



Fig. 14.–Nivel importante de deformación sinsedimentaria compresiva en el que los cabalgamientos se asocian a rampas (gene-ralmente “planas”) y a pliegues de arrastre.

–Main synsedimentary compressive deformation level, in wich thrustings associates with ramps (generally plane) anddragfolds.

Fig. 15.–Pliegue con flanco corto invertido que evoluciona a cabalgamiento sinsedimentario.–Fold with reverse short flank evolving to a synsedimentary thrusting.

Otros sectores

No haremos aquí más que adornar la imagenya perfilada, mediante algunos casos de estructu-ras diferentes, en unos u otros de los restantessectores:

– Una rampa puede afectar a un solo bancoareniscoso entre una pila de bancos de una barraareniscosa; es el caso, por ejemplo, del ojal deRommani en el punto x = 384,85; y = 326,6 (Fig.3A) y en el sector de Oulad Baba Ali (x =377,15; y = 326,2). En ambos, los rellanos infe-riores y superiores se confunden con las juntaslutíticas.

– La sucesión areniscosolutítica superiordel ojal de Rommani presenta rampas a las quese asocian pliegues-fallas y pliegues. Es elcaso, por ejemplo, del punto x = 385,65; y =326,9 (Figs. 16 y 17) donde ocasionalmente seobservan micropliegues afectando a los bancosareniscosos (de espesor pluricentimétrico) quenacen antes de evolucionar a pliegues-rampas.En otros casos, son las rampas las que evolu-cionan a rampa-pliegue. La vergencia globalde estas estructuras sinsedimentarias aquí eshacia el SSW (tras restitución a la horizontalde S0).

– En el sector de Koudiat Twicha, se pue-den observar ciertos casos de rampas comple-jas, como es el ejemplo tomado en el punto x =379,8; y = 339,2 (Fig. 18). Éste muestra unasucesión de eventos que suceden a un bloqueorepetido en el funcionamiento del dispositivode rampas, cuya cronología puede escalonarsecomo sigue: - nacimiento de rampas espacia-das; - bloqueo en la progresión de los cabalga-mientos y removilización de las rampas anterio-res, lo que engendra recubrimientos importantesdel banco y en consecuencia su engrosamientolocal, - de nuevo, removilización de una antiguarampa (¿o creación de una nueva?) para desblo-quear el movimiento del dispositivo de cabal-gamiento.

– En fin, y como conclusión de este inventa-rio, citaremos en este mismo sector el ejemplo derampas sigmoidales perfectas (Fig. 19). La pen-diente es del orden de 50º al nivel de la zona deinflexión, mientras que lo es de 25º a 30º al nivelde las curvaturas cóncavas y convexas de lasrampas. En este sector, la dirección de las rampasy por consiguiente su vergencia son variables,vistas las repeticiones polifásicas ulteriores(LAKHLOUFI, 1988). Ocurre lo mismo en los sec-tores de Oulad Baba Alí y Bled Bel Allawi:(LAKHLOUFI, in prep.).



Fig. 16.–Contacto cabalgante plano en cuyo techo se desa-rrollan pliegues y contactos inclinados secundarios.

–Plane thrust contact with folds and minor dippingcontacts developed on its hangingwall.

Fig. 17.–Rampas deformadas, plegadas, y pliegues- rampas.–Distorted ramps, folded ramps and ramp-folds.

Fig. 18.–Imbricación de rampas de historia polifásica.–Polyphasic-history ramps imbrication.

Fig. 19.–Imbricación de rampas sigmoidales. a) Concavi-dad con pendiente de cerca de 25º-30º. b). Punto deinflexión con pendiente de cerca de 50º.

–Horses imbrication. a) Concavity with about25º–30º inclination. b) Inflexion point with about 50ºinclination.

C) Interpretación y discusiónSegún la definición de FOUCAULT & RAOULT

(1984), una rampa corresponde a la parte inclina-da del contacto cabalgante en el modelo geomé-trico descriptivo, que se reconoce por la constan-cia de su inclinación, comprendida entre 25º y30º. Comparada con una rampa sigmoidal carac-terizada por una pendiente variable que puedealcanzar los 50º, y una rampa “llana” donde lapendiente es generalmente inferior o igual a 10º,se hace necesaria una puesta a punto con el fin deintentar adaptar estos casos de estructuras almodelo geométrico descriptivo.

i. Funcionamiento y evolución de una rampaEn el caso de un banco areniscoso que está

afectado por una rampa de hábito sigmoidal, lasdos extremidades del banco en forma de bisel,supra e infrayacentes al contacto (techo y muro),se acoplan respectivamente a la convexidad y a laconcavidad del sigmoide naciente. Estas extremi-dades tienden a curvarse aún más hacia arriba(antiforme) y hacia abajo (sinforme) a medidaque la estructura evoluciona debido a la amplifi-cación del movimiento de cabalgamiento, queproduce la rotación de la estructura (Fig. 20 A).La forma sigmoidal de la rampa tiende entoncesa acentuarse, así como su pendiente. En el casoextremo, el dispositivo acaba por bloquearsedebido a la intensificación de los fenómenos defrotamiento; una nueva rampa se iniciará enton-ces, y así sucesivamente.

El desdoblamiento local del banco arenisco-so por la rampa, que engendra el recubrimientode sus extremidades, constituye la causa princi-pal del engrosamiento que se observa. Este fenó-meno puede acentuarse por deformación internadel banco y flujo del material en estado hidro-plástico hacia los abovedamientos de las curvatu-ras. Puede ocurrir que este engrosamiento típicosea el único indicador de la presencia de unarampa sinsedimentaria, cuando ésta se encuentrecompletamente cicatrizada con posterioridad,durante la última etapa de litificación.

En estas condiciones, el antiforme que nacees poco comparable al descrito en el modelo geo-métrico descriptivo; en la mayor parte de loscasos la rampa de techo está ausente. Por otraparte, en algunos casos expuestos, una rampapuede estar acompañada de un “antiforme” atecho y de un “sinforme” a muro (Fig. 20 A),pero en este último caso la estructura está por logeneral abortada.

En el caso en que la parte inclinada del con-tacto cabalgante que afecta al banco areniscosoesté débilmente inclinada (inferior o igual a 10º),ésta no presenta entonces aspecto sigmoidal; eslo que hemos llamado “rampa plana o llana”. En

este caso, a uno y otro lado de la rampa, las dosextremidades del banco son subparalelas a ella ypresentan un recubrimiento más importante faci-litado sin duda por el movimiento libre del cabal-gamiento. El hecho de que este tipo de rampasaparezcan generalmente aisladas está a favor deesta libertad de movimiento del cabalgamiento;de otro modo cuando éste se bloquea, varias ram-pas se relevan para impedir esta obstrucción deldispositivo, como es el caso de las rampas sig-moidales. Es sensato resaltar que en este caso hayausencia de antiformes y de sinformes, y ladeformación interna de los extremos del banco esgeneralmente débil o ausente.

ii. Determinación de la pendiente de las ram-pas sigmoidales

En las sucesiones areniscoso-lutíticas queestán afectadas por los cabalgamientos con rampas,sólo es aparente la parte inclinada del contacto(rampa) que afecta al banco areniscoso; al nivel delos interbancos lutíticos, el cabalgamiento (rellano)está generalmente enmascarado debido a que apro-vecha las superficies de estratificación.



Fig. 20.–Desarrollo de una rampa sigmoidal. A) Vista glo-bal de una rampa sigmoidal evolucionada: 1- flexiónsinforme, 2- flexión antiforme. B) Geometría de unarampa sigmoidal: 1- rellano inferior, 2- rampa, 3- rella-no superior, a- rampa plana ideal que pasa por el puntode inflexión (I), b y c son las paralelas a (a) tangentesa la convexidad (b1) y a la concavidad (c1).

–Development of a horse. A) General view of anevolved horse: 1- synformal flexion, 2- antiformal fle-xion. B) Geometry of a horse: 1- lower flat, 2- ramp, 3-upper flat, a- ideal plane ramp passing through theinflexion point (I), b & c are the lines parallel to (a),tangent to the convexity (b1) and to the concavity (c1).

Una rampa sigmoidal presenta una concavi-dad hacia lo alto en su enlace con el rellano infe-rior, y luego se convierte en más o menos linealen la parte central, pasando por un punto de infle-xión antes de empalmar con el rellano superiormediante una curvatura convexa hacia lo alto. Elángulo de la pendiente de la rampa varía pues deuno al otro punto, alcanzando un valor máximoen el punto de inflexión, donde puede sobrepasarlos 50º (Fig. 20 B).

¿Cómo podemos entonces caracterizar unarampa sigmoidal desde el punto de vista de supendiente? ¿Se trata de una rampa (s.s.) evolu-cionada, o de una estructura aparte? Para ellobasta considerar una rampa plana ficticia quereúna las dos extremidades de la rampa sigmoidalen cuestión; ésta presentará entonces una inclina-ción constante en la que el valor angular corres-ponderá pues a la pendiente buscada. Se resaltaque esta rampa construida pasa grosso-modo porel punto de inflexión del sigmoide. De aquí quepara determinar la porción de la superficie de larampa real que corresponde, desde el punto devista de la inclinación, a la rampa ficticia, seasuficiente trasladar esta última paralelamente a símisma hasta hacerla coincidir con una o variasporciones de la rampa efectiva. Así se separandos puntos tangentes al sigmoide, que se sitúan alnivel del máximo de curvatura de la concavidady la convexidad de la rampa observada (Fig. 20B). Son pues las dos porciones de la rampa quetienen su eje en estos dos puntos, las que propor-cionan el valor angular de la rampa que queremosmedir. Esta pendiente, así determinada, es delorden de 25º a 35º, dato compartido por los auto-res precedentes.

iii. Adaptación del modelo geométrico des-criptivo

Del análisis de la geometría de las rampassinsedimentarias que afectan a los bancos arenis-cosos, se desprende que la terminología relativaal modelo geométrico descriptivo no puede apli-carse a la parte inclinada del contacto cabalgantey sus estructuras asociadas, si no es con ciertasrestricciones. Así pues, la noción de rampa talcomo está definida por este modelo geométricodescriptivo no puede aplicarse a los casos deestructuras presentados en este artículo, por lassiguientes razones:

a) los dos extremos del banco a una y otraparte del contacto tienden a paralelizarse con éldurante la evolución del dispositivo (caso de unarampa sigmoidal); la rampa de muro no tomaforma;

b) en el caso en que las láminas que consti-tuyen un banco areniscoso sean visibles (pudien-do llegar al límite en el que se asimilen a capas),

sus deformaciones por “convoluciones” a uno yotro lado del contacto, así como su forma degancho (caso de las figuras 4B y 4D) no estánde acuerdo con las condiciones de formaciónde rampas y rellanos en el modelo geométricodescriptivo;

c) la existencia eventual de un doble plega-miento (antiforme del lado del techo y sinformedel lado del muro) no está prevista en dichomodelo.

Estas limitaciones nos conducen a reconsi-derar un dispositivo elemental simple que hagareferencia únicamente a la geometría del propiocontacto. Este motivo de base comprende dospartes horizontales separadas por una porcióninclinada. Se distinguirá entonces un rellanoinferior, situado al pie de la pendiente que cons-tituye la rampa, y otro superior, en lo alto de lapendiente. Por contra, en el caso de un contactomuy débilmente inclinado y de hábito plano(rampa plana), hay ausencia de rampas (de techoy de muro) y de plegamiento, ya que los dosextremos del banco se recubren ampliamentequedando paralelos al contacto. Por su ángulo deinclinación, que es muy débil, éste constituye uncaso particular de cabalgamiento en rampa; noobstante, refiriéndonos a la definición de FOU-CAULT & RAOULT (1984), siempre se tratará deuna rampa.

iv. Formación de las rampas y evolución delsistema: funcionamiento de una rampa

Una rampa puede concebirse como larefracción de un contacto anormal horizontalsituado al nivel de un interbanco lutítico, a tra-vés del banco areniscoso competente supraya-cente. Este fenómeno asegura la transferenciadel movimiento de cabalgamiento desde el inter-banco lutítico subyacente al banco areniscoso (odesde la interfase banco areniscoso-interbancolutítico), donde parece bloquearse, hacia elinterbanco suprayacente. Así pues, una rampaasegura la desviación por “refracción” y latransferencia de un movimiento de cabalga-miento desde un nivel preferencial donde pareceestar obstaculizado, hacia otro superior, másfavorable al movimiento. Esta transferenciapuede repetirse a través de un mismo nivel are-niscoso, de aquí la frecuente imbricación deescamas en el caso de rampas sigmoidales. Estefenómeno de imbricación expresa la progresióndel movimiento de cabalgamiento por desblo-queo repetido, gracias al dispositivo de transfe-rencia que es la rampa. En efecto, ésta acabasiendo rápidamente inoperante por el hecho desu evolución a resultas del aumento de su pen-diente por rotación, con la subsiguiente intensi-ficación de los fenómenos de rozamiento. Por



otra parte, éstas son la mismas causas que pare-cen estar en el origen de las rampas conjugadas.Este hecho es tan frecuente, que traduce la faci-lidad con que opera el sistema conjugado, hechoque parece estar favorecido esencialmente por laacción de una compresión horizontal a subhori-zontal (cf. 5).

D) ConclusiónEl análisis detallado de los cabalgamientos

con rampas y sus estructuras asociadas, en secto-res alejados entre sí, muestra la existencia indu-dable de una tectónica compresiva sinsedimenta-ria, extendida en el tiempo. Las característicasgeométricas constantes de las estructuras tectóni-cas, la armonía de la sucesión de los diferenteseventos en el caso de estructuras polifásicas, lavergencia opuesta no fortuita de las rampas res-pecto a la escasez de removilización de sedimen-tos hidroplásticos y de slumping (salvo en la basede la Fm. Al Mechra: LAKHLOUFI, 1992, p.326),son otros tantos argumentos que se oponen a unadeformación de los sedimentos bajo el efecto desu propio peso o de cualquier causa inherente almedio sedimentario.

Tras la restitución a la horizontal de S0 ybasándonos sobre todo en la dirección de los plie-gues sinsedimentarios de los sectores de SidiQadi Haja y del ojal de Rommani, se esboza unadirección de compresión global NE-SW (Fig.21). La dirección dominante de las rampas varíaentre N 80 y N 130, siendo la más frecuente N100-130.

En los sectores de Koudiat Twicha, OuladBaba Ali y Bled Bel Allawi, pese a la dispersiónde la dirección de las rampas –hecho que es tri-butario de un plegamiento múltiple durante laestructuración de la cuenca, y de la rotación debloques separados unos de otros por accidentes–éstas son comparables geométricamente a las deSidi Qadi Haja y del ojal de Rommani. Esta dis-persión impide determinar cualquier dirección dela compresión que les ha engendrado. En el esta-do actual de los datos sólo podemos atribuir sugénesis a los esfuerzos NE-SW previamentepuestos en evidencia.

Sabiendo que la dirección de los esfuerzosde edad bretónica implicados en la apertura de lacuenca es ENE-WSW, éstos parecen haber efec-tuado una ligera rotación antihoraria (o rotaciónhoraria del edificio respecto al acortamiento, quepermanece de dirección invariable), en el Viseen-se Superior. Es esta rotación la que parece haberdesencadenado un cambio en el régimen deesfuerzos, al menos en lo que concierne a estaparte de la cuenca.



Fig. 21.–A. En el ojal de Rommani: pliegues sinsedimenta-rios (sin relación con las fallas inversas y rampas) ydisposición de las fallas normales (x = 385,4; y =326,65) y fallas inversas (x = 384,8; y = 326,3).

–B. Estereograma de la traza polar de las rampas enel ojal de Rommani (círculos blancos) y en el sector deSidi Qadi Haja (círculos negros).

(A y B sobre el hemisferio superior de la falsilla deWulff)

–A. Inside the Rommani inlier: synsedimentaryfolds (no links with the reverse faults and ramps), andattitude of normal faults (x = 385,4; y = 326,65) andreverse faults (x = 384,8; y = 326,3).

–B. Polar trace stereogram of ramps inside theRommani inlier (white circles) and into the Sidi QadiHaja sector (black circles).

(A & B on the upper hemisphere of the Wulff’scanvas).

3.1.2. Fallas inversas y pliegues

A) Fallas inversasPor fallas inversas se designa el caso clásico

de estas estructuras que son de geometría y pen-diente cualesquiera, y que no responden al mode-lo geométrico descriptivo de los cabalgamientoscon rampas. Estas fallas aparecen localmente enel ojal de Rommani, donde afectan al propionivel litoestratigráfico descollante, a la vez quefallas normales (cf. 3), pero en lugares diferentes.

El nivel prominente en cuestión correspon-de a una barra areniscosa de 10-15 m de poten-cia, dirigida ENE–WSW e inclinada hacia elnorte, que constituye el armazón del ojal, que seintercala entre algunos centenares de metros dearenolutitas, y que a su vez está dividida en dostérminos por una interbarra (Fig. 22) que varíade 0,5 a más de 4 m de potencia.

En el punto x = 384,85; y = 326,6, el primertérmino de la barra areniscosa y la interbarra

están afectados por un accidente inverso N 170;60 E (tras restitución a la horizontal de So), dedesplazamiento horizontal plurimétrico (Fig.23). El juego de este accidente se expresa alnivel de la interbarra por un contraste de espesorentre el compartimento superior y el inferior.Este último está, además, jalonado por una espe-cie de brecha intraformacional y por bancos are-niscosos derrumbados. Este dispositivo estáfosilizado por el término superior de la barra are-niscosa que se inflexiona, desplomándose haciael compartimento hundido. Además de estainflexión del conjunto del término superior, losbancos areniscosos y sus estructuras internas sepresentan perturbados.

Así pues, el juego principal de esta falla esposterior al primer término de la barra arenisco-sa, contemporáneo del depósito de la interbarra,y generalmente anterior al segundo término are-niscoso. La fuerte pendiente de la falla es incom-patible con cualquier origen del movimiento delos sedimentos bajo el efecto de su propio peso, ocon una causa cualquiera inherente al medio sedi-mentario. Si éste fuera el caso, esta falla se habríagenerado hacia el pie de la pendiente sobre lacual se desplazarían los sedimentos “saciados”de agua, y estaría débilmente inclinada. Además,pese a la naturaleza sinsedimentaria de la defor-mación, ésta está lejos de ser al estado hidroplás-tico (tal como lo habría sido, si se hubiera trata-do de una simple removilización de sedimentosaún colmados de agua).

B) PlegamientoMás al oeste, en x = 384,8; y = 326,3, se

pueden describir algunos ejemplos de plieguessinsedimentarios típicos que afectan localmentea la base del segundo término de la citada barraareniscosa. Así, en el límite de la interbarra conel término areniscoso suprayacente, los bancosde arenisca de espesor centimétrico estan afec-tados por pliegues decimétricos N 140º- N150ºde vergencia W, que a veces evolucionan afallas inversas direccionales de desplazamientohorizontal decimétrico y de la misma vergencia(Fig. 24). En la vertical, bajo estas estructurasse desarrolla un ancho abovedamiento anticli-nal, que deforma a bancos areniscosos de espe-sor decimétrico, amalgamados y biselados late-ralmente. Los biseles vienen a amoldarse contrala charnela anticlinal; se trata pues de bancosque se engrosan al nivel de los flancos. Este dis-positivo está sellado por bancos de espesorconstante, que presentan en principio una débilcurvatura para continuar después completamen-te horizontales.



Fig. 22.–Barra areniscosa descollante del ojal de Romma-ni. 1 – término areniscoso – lutítico inferior, 2 – barraareniscosa: primer término (a), interbarra (b), segundotérmino (c), 3 – término areniscoso-lutítico superior.

–Outstanding sandstone bar of the Rommani inlier.1 – Sandstone – lutitic lower member, 2 – Sandstonebar: first layer (a), interbar (b), second layer (c), 3 –Sandstone-lutitic upper member.

En este mismo punto de observación pode-mos describir el caso de una segunda estructu-ra sedimentaria típica que corresponde a unpliegue anticlinal métrico Nº 140, en parte“isopaco”, de vergencia NE (Fig. 25). De másantiguo a más moderno de entre los bancosdeformados, desde el núcleo del pliegue, se pre-sentan tres casos de estructuras según el gradode flexión de los bancos y la variación lateral desu espesor:

El primer caso (a) es el de bancos forman-do el núcleo del anticlinal, que presentan unespesor constante y que son los más deforma-dos; ésta es la parte “isopaca” del pliegue, y laque presenta la curvatura más importante. Esteprimer conjunto está sobremontado por otro (b),constituido por dos bancos areniscosos, b1 y b2:éste es el segundo caso. El b1 en un banco com-puesto formado por dos unidades amalgamadas,U1 y U2. Excepto la base de U1, que se acoplasobre charnela del primer conjunto, la curvaturade b1 y de b2 es débil y su espesor crece gra-dualmente según nos alejamos de la charnelaanticlinal. El mayor contraste de variación late-ral del espesor lo presenta U1, a cuyo techo seinstalan pequeños surcos de erosión bajo la ver-tical de la charnela del primer conjunto plegado.El b2 está apenas curvado y sólo un poco engro-sado lateralmente. Este mismo dispositivo estásellado por los bancos de un tercer conjunto are-niscoso; se trata del tercer caso. Aparte de labase del primer banco de este conjunto, quefosiliza la curvatura del techo de b2, no se haobservado en él ninguna deformación ni varia-ción lateral del espesor.

Así pues, del análisis detallado de esta estruc-tura anticlinal se concluye que el plegamiento seha efectuado con posterioridad al depósito de losbancos del primer conjunto, previamente litifica-dos, y anteriormente al tercer conjunto (tercercaso de estructura), en tanto que es coetáneo deldepósito de b1 y de b2, que fosilizan pues una fle-xión dilatada en el tiempo.

Estos datos muestran que estas estructuras segeneran bajo el control de una tectónica sinsedi-mentaria.

En el caso del último anticlinal tenemos unaestructura que nace gradualmente; lo esencial dela flexión afecta al primer conjunto de bancosareniscosos y crea un abovedamiento anticlinal(pequeño alto fondo) que es responsable delaumento local de la energía del medio, que da



Fig. 23.–Falla inversa sinsedimentaria.–Synsedimentary reverse fault.

Fig. 24.–Estructura compresiva sinsedimentaria.–Synsedimentary compressional structure.

Fig. 25.–Anticlinal sinsedimentario.–Synsedimentary anticline.

lugar a la instalación de surcos de erosión sobreel techo de U1, cuyo importante engrosamientolateral tiende a reducir las desigualdades delfondo que el plegamiento ha generado. El restodel conjunto 2 (U2 y b2) presenta una curvaturarelativamente constante, lo que prueba que unasegunda flexión, menos importante, culmina lahistoria sinsedimentaria de esta estructura.

El hecho de que la vergencia de este plieguesea hacia el NE, contraria a la de las otras estruc-turas compresivas en esta parte del sector, cons-tituye otro argumento que se opone a un simpledeslizamiento de sedimentos “hidratados” sobreuna presunta pendiente, que estaría vuelta haciael sector SW. Por el contrario, este hecho secorrelaciona con la vergencia conjugada de lasrampas.

Así, el análisis detallado de los cabalgamien-tos con rampas, las fallas inversas y los plieguesen la parte centroocidental de la Cuenca de SidiBettache nos ha permitido establecer el caráctersinsedimentario compresivo de la deformacióntectónica. Ésta afecta a terrenos de edad Viseen-se Superior, con capas horizontales que estánconstituidas esencialmente por una alternancia dearenisco-lutitas y de barras areniscosas tanto liti-ficadas, como sublitificadas o aún en vías de sedi-mentación. Es en estas condiciones en las que lacompresión ha favorecido los cabalgamientos,que no han hecho más que aprovechar las discon-tinuidades preexistentes, que son los planos deestratificación. Este hecho es también responsablede la impronta poco espectacular de esta deforma-ción. Las rampas y los eventuales pliegues y fallasinversas representan en cierto modo un “ruido defondo” que revela la existencia de cabalgamientoshorizontales cuya amplitud no puede precisarse enel estado actual de los datos.

3.2. Las estructuras sinsedimentarias distensivas

3.2.1. CaracterizaciónEstas estructuras han sido observadas sólo en

el ojal de Rommani, donde se hacen visibles através de los diferentes términos del crestón are-niscoso culminante (Fig. 26), afectando sólo alprimer término areniscoso y a la interbarra supra-yacente. Tienen una disposición media (direccióny buzamientos tras restitución a la horizontal dela S0) N 150–N 170; 60–75 W, y presentan undesplazamiento horizontal decimétrico a pluri-métrico. Sólo el espesor de la interbarra está con-dicionado por el juego de estas fallas, pudiendovariar entre 0,5 m al nivel del compartimentolevantado, y más de 4 m al nivel de su adyacen-te, hundido (Fig. 26).

Estas fallas, exclusivamente inclinadas haciael oeste, se observan en muy buenas condicionesde afloramiento en los alrededores del punto x =385,4; y = 326,65, donde dan lugar a un hundi-miento en el mismo sentido, mientras que el bas-culamiento de los compartimentos se produce ensentido opuesto a su frente. Se trata de fallas nor-males contrarias que dan lugar a la formación desemigrábenes a escala decamétrica. Este hecho seevidencia por el engrosamiento progresivo de lainterbarra en dirección al frente de la falla. Estedispositivo está sellado por el segundo términode la barra areniscosa, que no presenta más queraramente fallas normales de desplazamientohorizontal débil, que afectan sólo a la base delapilamiento de bancos areniscosos.

Así, en ausencia de cualquier dato acerca deuna eventual emersión anterior al segundo térmi-no de la barra areniscosa, estas fallas constituyenla rúbrica de una actividad tectónica sinsedimen-taria posterior al primer término areniscoso de labarra, y coetáneo del depósito de la interbarra.

El basculamiento de los compartimentoshundidos hacia el frente de las fallas está muyprobablemente relacionado con una disminuciónbrutal de su buzamiento en profundidad, a seme-janza de las “fallas panameñas” (FOUCAULT &RAOULT, 1984), que son un caso particular de lasfallas lístricas. La falla tiende en este caso a para-lelizarse en profundidad con la estratificación.La hipótesis de la existencia de este tipo de fallaspuede acreditarse por su fuerte pendiente, ya queen el caso de una falla lístrica clásica –en formade cuchara– el buzamiento es generalmente débily el basculamiento del compartimento hundidoestá acompañado de una flexión en forma de bóve-da anticlinal en las proximidades de la falla. El dis-positivo contemplado en este caso es el de fallasnormales que se incorporarían en profundidad a un



Fig. 26.–Fallas normales sinsedimentarias con formaciónde semigrábenes.

–Semigraben-forming synsedimentary normal faults.

contacto horizontal o subhorizontal, al cual tien-den a paralelizarse. Esto es, muy probablemen-te, la expresión en superficie de un contacto tec-tónico cabalgante en profundidad, en el que ladistensión se instalaría hacia el dorso del cabal-gamiento (Fig. 27).

Sin embargo, estas estructuras podríanhaber sido generadas igualmente por el movi-miento de sedimentos todavía colmados de aguabajo el efecto de su propio peso, incluso sobreuna pendiente débil. Las “fallas normales” sedesarrollarían entonces cuesta arriba de la pen-diente, mientras que hacia abajo los sedimentosestarían eslumpizados y cizallados (según elesquema clásico de este tipo de fenómeno). Noobstante, el hecho de que los bancos areniscosos(del primer término de la barra areniscosa y de lainterbarra suprayacente) que están afectados porestas fallas no presenten deformación hidroplás-tica notable, convierte en poco plausible estasegunda hipótesis.

Por otra parte, las fallas normales que afectanal primer término de la barra areniscosa y a lainterbarra, son perfectamente sincrónicas de lasfallas inversas y pliegues que afectan a estos mis-mos niveles más hacía el oeste. También allí, elfuncionamiento simultáneo de las fallas normalescon frente oeste que afectan a la parte oriental dela barra, y las fallas inversas inclinadas al este queafectan a la parte occidental (Fig. 27), podría suge-rir una distensión hacia lo alto de una eventualpendiente, y una compresión hacia abajo de éstadurante un hipotético desplazamiento de sedimen-tos embebidos en agua bajo el efecto de su propiopeso. Ahora bien, el fuerte buzamiento de estasfallas, y la ausencia de slumping y de estructuras

de desplome de sedimentos hidroplásticos al niveldel primer término de la barra y la interbarra,representan condiciones limitantes para la existen-cia de un tal fenómeno. No obstante, el mismoesquema puede ser contemplado, aunque teniendoen su lugar como motor un despegue en profundi-dad bajo el efecto de un impulso tectónico.

3.2.2. Interpretación y discusiónDesde el punto de vista cinemático, un cabal-

gamiento es sinónimo de un esfuerzo horizontal osubhorizontal que coincide con el sentido generaldel desplazamiento. Además, los datos suminis-trados por el análisis de las rampas, tales como lavergencia conjugada y la facilidad con que unarampa de la misma vergencia o de vergenciaopuesta puede relevar a otra, abogan a favor de lahorizontalidad del esfuerzo. Este hecho estáigualmente atestiguado por el desarrollo de cabal-gamientos con rampas en relación con el plega-miento, en sucesiones heterolíticas (alternanciasareniscoso-lutíticas) tabulares que sufrieran elacortamiento. La deformación heterogénea semanifiesta entonces únicamente en el interior delos planos de estratificación, y no oblicuamente aellos, lo que es sinónimo de ausencia de flexión,o sea, de plegamiento. Por otra parte, la facilidadde la propagación de las rampas traduciría la faci-lidad con la que las interfases de estratificaciónse desacoplan y son removilizadas por los cabal-gamientos. Esta disposición puede estar favore-cida por la existencia de factores particulares,como por ejemplo la concentración de fluidos enestos horizontes o, simplemente, la lubrificaciónde las interfases por una película de agua que noha sido completamente expulsada de los sedi-mentos enterrados.

No obstante, la cuestión que se plantea con-cierne a la importancia de este acortamiento. Enefecto, aunque el desplazamiento horizontal oca-sionado por cada rampa y falla sea pequeño(generalmente de orden decimétrico a plurideci-métrico, rara vez métrico), la elevada frecuenciacon que se repiten estas estructuras aboga afavor de un desplazamiento horizontal acumula-do notable, o, dicho de otro modo, un acorta-miento importante.

Sin embargo, dicho acortamiento no puedemanifestarse únicamente al nivel de los depósitosen curso de sedimentación o subcontemporáneoscon ellos; o también de otro modo, no puede fun-cionar sólo en superficie: toda la pila sedimentariade la cuenca, o al menos la de la parte concernidade ella, es la que va a verse afectada por esteesfuerzo, cuyas estructuras compresivas específi-cas en cuestión deberán forzosamente existir enprofundidad; así, los niveles de despegue paralelos



Fig. 27.–Hipótesis explicativas de la actividad simultáneade fallas normales e inversas.

–Explanatory hypothesis on the synchronous nor-mal and reverse fault activity.

a la estratificación permitirían entonces la libera-ción de las tensiones generadas por el acortamien-to. Ahora bien, tales despegues no han podido seridentificados, al estado actual de los datos; no obs-tante, diversos factores pueden hacer muy delica-da tal identificación:

a) La ausencia de rampas en niveles profun-dos por razones desconocidas, tales como la exis-tencia de importantes niveles preferenciales dedespegue, que concentran el movimiento, inhi-biendo entonces la repartición y transferencia deldesplazamiento entre una multitud de interfasessedimentarias.

b) La dificultad de identificar tales niveles dedespegue, dado que afectan a sucesiones enterra-das y completamente litificadas; de aquí la ausen-cia de criterios sinsedimentarios de la deforma-ción que permitan ponerlos en evidencia.

c) Tales niveles de despegue podrían confun-dirse con zonas de cizalla en las que las rampasserían difíciles de diferenciar de fracturas de tipo“P” (Fig. 13 A y B), al modo del ejemplo delparaje 2 de Sidi Qadi Haja (Fig. 12), donde laevolución extrema del dispositivo genera un des-membramiento amigdalar de los niveles arenis-cosos que es imposible diferenciar de un corredorde cizalla. Este caso es tanto más delicado deponer en evidencia, cuanto que sabemos que losniveles de emersión de tales contactos puedenestar verticalizados por efecto de ulteriores fasesde plegamiento.

El esfuerzo NE-SW puesto en evidencia porel estudio de los pliegues y rampas justificaigualmente las fallas inversas NNW-SSE (N140º-N160º) de la parte occidental del ojal deRommani; no obstante, la presencia de fallas nor-males N 150º-N170º plantea problemas en estecontexto compresivo sinsedimentario (Fig. 21).¿Están asociadas –como hemos presumido–junto con las fallas inversas, a un despegue pro-fundo hacia el oeste o el sudoeste (no visible enel ojal)?. Las fallas normales tomarían entoncesnacimiento en la parte levantada del cabalga-miento, tanto si es completamente hacia arribadel contacto, como bajo la vertical de una even-tual ondulación convexa de éste, en la parteempinada hacia abajo. En este caso, las fallasnormales se comportarían como estructuras decompensación (Fig. 27).

4. CONTEXTO GEODINÁMICO

Desde el punto de vista geodinámico, elesfuerzo precoz NE-SW sinsedimentario intra-Viseense Superior, puesto en evidencia en laparte centrooccidental de la Cuenca de Sidi

Bettache, puede representar, dentro de la estruc-turación de esta cuenca (cuya actividad sísmicacontemporánea se evidencia en los slumps yremovilizaciones hidroplásticas previos a estadeformación tectónica sinsedimentaria: LAKH-LOUFI, 1992), o un episodio precursor de laetapa cuya impronta radiométrica ha quedadomarcada a los 320 Ma en el margen de estacuenca, o bien ser ambos la expresión registral,discontinua y en niveles estructurales diferen-tes, de un mismo continuum deformativo. Alestado actual de los datos, y en ausencia de todainformación sobre las características de esteesfuerzo marginal y de las estructuras que hayapodido engendrar, no se puede más que admitirque sea igualmente NE-SW, horizontal, idénticoal que acabamos de poner en evidencia en lossectores estudiados.

Sabiendo que todos los autores (PIQUÉ,1979; LAGARDE et al., 1984; LAGARDE, 1985;ROLÍN et al., 1985; HOEPFFNER, 1987; LAKHLOU-FI 1988; FADLI, 1990; ZAHRAOUI, 1991; TAHIRI,1991) están de acuerdo en abrir la Cuenca deSidi Bettache y hacerla evolucionar en el con-texto de un esfuerzo ENE-WSW, la puesta enevidencia de esta deformación compresiva pre-coz, engendrada por un acortamiento NE-SW, esun hecho nuevo en la historia geológica de estacuenca, y en general de la Meseta noroccidental.¿Ha habido rotación antihoraria de los esfuerzosdurante el curso de la evolución de la cuenca,rotación horaria de ésta, o se trata simplementede una permutación de ambas rotaciones conreorientación local?. En resumen, ¿se trata, en lahistoria de la evolución de la cuenca, de la etapatranspresiva concebida por los modelos antescitados?.

Para responder a estas cuestiones, debere-mos apelar a otros argumentos, tales como la his-toria del magmatismo básico de la cuenca (LAKH-LOUFI, 1988, 1992; LAKHLOUFI et al., 2000). Enefecto, se ha demostrado que el emplazamientode las lavas básicas es esencialmente tributario dela actividad distensiva de los accidentes N 140º-160º durante el Tournaisiense y el Viseense Infe-rior; accidentes que compartimentan las partescentral y occidental de la cuenca. Se sabe tam-bién que esta actividad magmática ha cesadoulteriormente, como testimonia la desapariciónbajo los terrenos de edad Viseense Medio-Vise-ense Superior, al este de Had Brachwa, de unimportante alineamiento magmático que enlazalos bordes norte y sur de la cuenca (LAKHLOUFI etal., 2000). Sabiendo que por su orientación estosaccidentes son globalmente perpendiculares alos empujes bretónicos ENE-WSW, deberíanpues estar comprimidos; ahora bien, presentan un



comportamiento distensivo. Este hecho no puedeser concebido a menos que se contemple una per-mutación del campo global de esfuerzos a laescala de la cuenca. Ésto es la definición mismade una transtensión. A partir de este momento sesabe también que los terrenos del Viseense Supe-rior están afectados por una tectónica compresivasinsedimentaria, al menos en la parte centrocci-dental de la cuenca, parte donde los trazos estruc-turales principales están dominados por los acci-dentes Nº 140º-160º (LAKHLOUFI, in prep.)

Así pues, en el curso de la evolución de laCuenca de Sidi Bettache, ésta ha pasado de unrégimen tectónico distensivo, a la escala de lacuenca, a otro compresivo, al menos a la escalade su mitad occidental, y esto dentro de uncampo de acortamiento un poco oblicuo con res-pecto al global inicial. Tanto si se trata de unarotación antihoraria de dicho acortamiento,como de una rotación horaria del edificio, o sim-plemente de una reorientación local con permu-tación de los esfuerzos, en todos los casos sepasa a un régimen tectónico transpresivo. Elrégimen de esfuerzos se uniformiza o tiende auniformizarse entre el interior y el exterior de lacuenca. Este cambio en el estado de los esfuer-zos al nivel del área de sedimentación inicia lacuenta atrás de su cierre, y por consiguiente, desu estructuración.

5. CONCLUSIÓN GENERAL

Los nuevos datos, objeto de este artículo,presentan un doble interés, ya que se centransobre un problema original de geología regional,y a la vez sobre un aspecto fundamental de la tec-tónica analítica.

– En geología regional, se pone en evidenciauna deformación compresiva sinsedimentaria deedad Viseense Superior en la Cuenca de Sidi Bet-tache, bajo los efectos de un empuje NE-SW,horizontal, que releva en el tiempo a un régimendistensivo franco durante el Fameno-Tournai-siense-Viseense Inferior. En relación con susmárgenes, la evolución de la cuenca pasa puespor dos regímenes tectónicos: una transtensión yuna transpresión. Esta tectónica compresiva deedad intra-Viseense Superior, aunque poco apara-tosa en la Cuenca de Sidi Bettache, constituye unrasgo común en la evolución de las cuencasdinantienses de la Meseta noroccidental, como seconfirma en la Cuenca de Azrou-Khénifra, dondeestá mejor conocida y es más espectacular(BOUABDELLI, 1989); no obstante, la que ha lla-mado más la atención hasta este momento ha sidosu precedente tectónica distensiva.

Esta evidencia contribuye a disminuir elvalor del concepto admitido hasta el momento,que estipula una migración en el tiempo y en elespacio de la onda orogénica desde la Mesetaoriental, estructurada durante la Fase Bretónica,para no alcanzar la zona externa (Cuenca de SidiBettache) más que en el Namuro-Westfaliense.

– En tectónica analítica, los nuevos datos secentran sobre tres aspectos principales de la geo-metría de los cabalgamientos con rampas:

1. Sobre la geometría propia de una rampa.Ésta puede ser de hábito sigmoidal con inclina-ción variable según la parte considerada de larampa, o plana, muy débilmente inclinada. Laprimera forma da lugar a desplazamientos hori-zontales pequeños, por bloqueo rápido del dispo-sitivo, pero puede repetirse muchas veces, gene-rando así imbricaciones de escamas y clases dedúplex. La forma plana, poco inclinada, aparecepor lo general aislada, pero da lugar a desplaza-mientos horizontales más importantes que en elcaso precedente.

2. Sobre la adaptación de los nuevos datos ala terminología del modelo geométrico descripti-vo. En efecto, las nociones de rellano y de rampase utilizan para el propio contacto, y no en fun-ción de su relación con la estratificación de techoy de muro.

3. Sobre la evolución de un cabalgamientocon rampas en un corredor tectónico con des-membramiento amigdalar de los bancos, compa-rable desde el punto de vista de su organización aun corredor de cizallamiento donde domina eljuego de las fracturas de tipo “P”.

Por último, las observaciones efectuadas aescala decimétrica y métrica son preciosas porprecisas, permitiendo pues acotar y comprenderlas modalidades de esta deformación. Sin embar-go, debe señalarse que el carácter sinsedimenta-rio de dicha deformación y la escala decimétricade las estructuras generadas por ella, pueden serla causa de la no conformidad entre la geometríade estas rampas y la del modelo geométrico des-criptivo, que está concebido para estructuras aescala regional.

AGRADECIMIENTOS

Los autores agradecen las oportunas obser-vaciones y comentarios de los revisores, Dra.Rosa Blanca Babín y Dr. Carlos Aramburu, quehan contribuido a mejorar sensiblemente el texto.

Recibido el día 29 de mayo de 2007Aceptado el día 6 de enero de 2008



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