Strukturelle Entwicklung des zentralen Hohen Atlas nordwestlich Errachidia (Marokko)

Die Entwicklung des zentralen Hohen Atlas nordwestlich von Errachidia von, der Trias bis heute wurde von einer Schar präexistenter Störungen im Grundgebirge gesteuert, die im Verlauf dieses Zeitraumes in verschiedener Weise aktiviert wurden. In der Trias begann am Nordwest-Rand des afrikanischen Kratons die Einsenkung eines Grabens, dessen Bildung zumindest zeitlich mit der Öffnung des Atlantik in Zusammenhang stand. Das entstehende Becken wurde mit rotem, klastischem Verwitterungsmaterial von den angrenzenden Hochgebieten verfüllt» nur lokal kam es zur Bildung von Evaporiten. In die Klastika sind verbreitet basische Vulkanite eingeschaltet. Während des Unter- und Mittellias bestand im Süden des Atlas-Golfes ein Flachschelf mit Riffen, von dem Karbonat-Material in großer Menge ins Becken geliefert wurde, was durch mächtige Kalkturbidit-Abfolgen des Pliensbachiums belegt ist. Nachdem im Oberlias und unteren Dogger der Ablagerungsraum eine Vertiefung erfahren hatte, erfolgte im mittleren Dogger eine Verflachung, von Süden her wuchsen Riffe in den Golf hinein. Gegen Ende des mittleren Dogger setzte eine Verfüllung des Troges mit klastischem Material ein, die bis in die untere Oberkreide andauerte. Am Top der Serie sind häufig Gipse eingeschaltet. Nach einer kurzen durch eine Transgression verursachten marinen Periode, die den Cenoman-Turon-Kalk hinterließ, kam es in der mittleren Oberkreide noch einmal zur Bildung roter Sand- und Siltsteine. Die jurassischen Sedimente werden vor allem im Westen des Arbeitsgebietes gelegentlich von schmalen Gängen doleritischer Magmatite durchschlagen. Die Entwicklung des Sedimentationsraumes wurde an ENE-streichenden Störungen gesteuert, von denen diejenige im Bereich der heutigen Foum-Zabel-Struktur am deutlichsten hervortritt. Die Kluft- und Lineationsrichtungen zeigen eine relativ große Variationsbreite. Die Kluftsysteme sindvon lokalen Spannungsfeldern geprägt worden, lassen sich jedoch nicht immer eindeutig bestimmten Ereignissen zuordnen. Die Photolineationen nehmen die Richtungen der Klüfte nicht auf, sondern es pausen sich inihnen ältere Bruchsysteme durch, die im Untergrund latent vorhanden sind. Die postsedimentäre Deformation kann in drei Phasen untergliedert werden: Eine Dehnung in N-S-Richtung, eine Kompression in NNW-SSE-Richtung und eine Kompression in ESE-WNW-Richtung. Die erste und die dritte Phase stellen untergeordnete Ereignisse dar und lassen sich nur lokal nachweisen; das tektonische Hauptereignis war die Einengung in der NNW-SSE-Richtung. Sie führte zur Bildung überwiegend südvergenter, steiler Sättel, die im Streichen fast immer in südgerichtete Aufschiebungen übergehen. Bei diesen handelt es sich um reaktivierte Störungen, die schon synsedimentar als Abschiebungen aktiv waren. Den schmalen Sattel- und Aufschiebungs-Strukturen sind weite Mulden zwischengelagert, die nur eine geringfügige Deformation zeigen. Im Gegensatz zu den Gebieten weiter im Westen ist der Südrand des Gebirges nur schwach deformiert, über weite Strecken ist er durch ein flexurartiges Umbiegen der Schichten zum Vorland hin charakterisiert. Insgesamt liegt die Einengungsrate im östlichen Teil des zentralen Hohen Atlas bei 20 %. Als Ursache der Kompression im Hohen Atlas kommen nur die Plattenkollisionen im mediterranen Raum im Verlauf der Tertiärs in Frage, wobei die Spannungen vermutlich unter Ausbildung einer Scherfläche innerhalb der Kruste bis an den Rand der Sahara-Tafel übertragen wurden und gleichzeitig mit der Kompression die Inversion des zentralen Hohen Atlas einsetzte, die in abgeschwächter Form bis heute andauert.

The development of the central High Atlas mountains Northwest of Errachidia from the Triassic until today was controled by a set of préexistant faults in the basement, which were reactivated in various manners. During the Triassic a graben began to subside at the northwestern border of the African craton. Its development was at least temporarily linked to the opening of the Atlantic ocean. The growing basin was filled by red detri tic material from the adjacent elevated regions. Evaporites were only locally formed. Mostly the redbeds show an intercalation of basic volcanics. During the lower and middle Liassic a shallow shelf with reefs existed at the southern rim of the Atlas-Gulf, from which a lot of carbonatic material was delivered into the basin. This is proved by turbiditic limestones of considerable thickness in the Pl iensbachian. After a further deepening of the Atlas-Gulf in the upper Liassic and the lower Dogger a trend towards shallowing began, enabling reefs to grow from the south into the basin. Towards the end of the middle Dogger the trough began to fill with red clastic material. The period of redbed sedimentation lasted until the lower part of the upper Cretaceous and shows abundant intercalation of gypsum near the top of the sequence. Due to a transgression a short marine period followed, documented by Cenomanian-Turonian limestones. It was succeded again by the deposition of redbeds in the middle of the upper Cretaceous. The Jurassic sediments are sometimes penetrated by small doleritic dykes, especially in the western part of the studied area. The development of the basin was controled by ENE-striking faults; the major one lay in the region of todays Foum-Zabel-Structure. The postdedimentary deformation can be subdivided into three phases: A tension in the N-S-direction, a compression in the NNW-SSE-di recti on and another compression in the ESE-WNW-direction. The first and the last phase are subordinate events and can only be recognized locally. The main tectonical event was the compression in the NNW-SSE-di recti on, causing the formation of steep, narrow anticlines with a prevailing vergency to the south. Most of the anticlines merge into upthrusts, representing reactivated faults, which had already been active as normal faults during the cause of basin development. Between the narrow anticlinal- and upthrust-structures wide synclines have developed, which show only a little deformation. In contrast to the area more to the West the southern border of the mountain range is only weakly deformed. It is mostly characterized by flexure-like structures dipping to the foreland. On the whole the shortening rate in the Eastern part of the Central High Atlas lies at 20 %. The source of compression in the High Atlas mountains were plate collisions in the mediterranean area during the upper Cretaceous and the Tertiary. The stress was presumably transmitted up to the border of the Sahara-platform by a thin skinned thrusting. The inversion of the Central High Atlas began simultaneously with compression and in a weakened form it still continues today.