THE OLIGOCENE-MIOCENE GHOMARIDE NAPPE COVER (INTERNAL RIF, MOROCCO)                           93

THE OLIGOCENE-MIOCENE GHOMARIDE COVER:

A PETRO-SEDIMENTARY RECORD OF AN EARLY SUBSIDENT

STAGE RELATED TO THE ALBORAN SEA RIFTING

(NORTHERN INTERNAL RIF, MOROCCO)

MOHAMED NAJIB ZAGHLOUL

1

, LISA GIOCONDA GIGLIUTO

2

, DIEGO PUGLISI

2

*,

ABDELOUAHED OUAZANI-TOUHAMI

3

 and ABDERRAHIM  BELKAID

4

1

Département des Sciences de la Terre et d’Océanologie, Université Abdelmalek Essaadi, Faculté des Sciences et Techniques, Tanger,

Maroc;  zaghloul@fstt.ac.ma

2

Dipartimento di Scienze Geologiche, Università di Catania, Italy;  dpuglisi@mbox.unict.it

3

Département de Géologie, Université Abdelmalek Essaadi, Faculté des Sciences, Tetouan, Maroc;  aouazani@fst.ac.ma

4

Département de Recherches Géologique et Géotechnique GEORET s.a.r.l., Tanger, Maroc;  abelkaid1999@yahoo.fr

(Manuscript received May 22, 2002; accepted in revised form December 12, 2002)

Abstract: New sedimentological, petrographic and structural data have been collected from the Oligocene-Miocene

terrigenous deposits unconformably overlying the highest tectonic units of the Internal Rifian Chain (Ghomaride Units).

These new data show (i) the abundance of coarse-grained facies (disorganized and organized conglomerates and pebbly

sandstones), (ii) a sedimentary supply from very slightly metamorphic Paleozoic sources and from Mesozoic carbonate

cover and (iii) the dominance of a mainly extensional syn-sedimentary tectonic activity. Stratigraphic and petrographic

characters point out a paleogeographical scenario where the Ghomaride Units, believed to be the sources of the analysed

successions, fed small “satellite basins” located above the fold-thrust belt by means of gravity and debris flow processes.

Moreover, the low textural maturity of the analysed sandstones seems to suggest conditions of short transports linked to

a rugged topography and to a very unstable tectonic setting. Structural data acquired, in good agreement with that of

literature, confirm the existence of a mainly extensional tectonic activity which lasted from the Late Oligocene up to

Middle Burdigalian times during the deposition of the analysed successions. So, within a mainly extensional geodynamic

context, a continuous rapid erosion of the highly elevated parts (mainly Ghomaride Units) of the folded thrust belt,

progressively uplifted, produced the sedimentary supply. During this Late Oligocene–Lower Miocene rifting stage,

some of these “satellite basins” evolved, in the rear of the Rifian fold-thrust belt, to more subsiding areas as “continental

trenchs” and triggered the opening of the Alboran Sea.

Key words: Morocco, Rif Mediterranean belts, Oligocene-Miocene rifting, sedimentary petrography, turbidite sandstone

suites.

Introduction, geological setting and objectives

The internal zones of the Betic Cordillera (Spain) and of the

Rif  (Morocco)  are  geologically  homologous  (Didon  et  al.

1973; Durand-Delga & Olivier 1988) and characterized by the

superimposition of several basement nappes, belonging to the

Alboran terrane (Chalouan et al. 2001; Michard et al. 2002),

locally  with  remnants  of  their  original  Mesozoic-Cenozoic

sedimentary cover. In the Rifian Chain these are commonly

regrouped  into  the  Ghomaride,  Sebtide  and  “Dorsale  Cal-

caire” Units (structurally from top to bottom), the latter rep-

resenting remnants of a Mesozoic carbonate platform evolv-

ing into terrigenous deposits during Eocene–Oligocene times

(Wildi 1983).

The  Ghomaride  nappes  (Fig.  1),  the  highest  tectonic  ele-

ments, mainly consist of slightly metamorphic Paleozoic suc-

cessions  (Durand-Delga  &  Kornprobst  1963;  Kornprobst

1974;  Chalouan  1986),  organized  into  four  tectonic  units

(from  the  base  to  the  top:  Aâkaïli,  Koudiat-Tizian,  Beni-

Hozmar and Talembote Unit; Chalouan 1986; Azzouz 1992),

the total thickness of which does not exceed 5000 m (Chal-

ouan & Michard 1990). Each of these Ghomaride Units has its

unconformable  Mesozoic-Cenozoic  sedimentary  cover  (Du-

rand-Delga et al. 1964; Belhadad 1983; Maate 1984; Bouhda-

di 1985; Chalouan 1986; Feinberg et al. 1990; Ouazani-Tou-

hami 1994), which could be considered as a lateral equivalent

of the so-called “Dorsale Calcaire” Units (Wildi 1983; Maate

1996, with references), detached from the uppermost Sebtide

Units and piled up in front of the Ghomaride realm. The Me-

sozoic  portion  of  this  succession  (Middle  Triassic  reddish

quartzose sandstones and conglomerates, Upper Triassic dolo-

mites, Liassic limestones and reddish silts; Maate 1984) can

be  related  to  the  Tethyan  rifting  processes.  In  contrast,  the

younger  deposits  (Microcodium  and  Nummulitic  limestones

and  mainly  calcareous  conglomerates;  Maate  1984,  1996;

Maate  et  al.  1991;  Ouazani-Touhami  1994),  aged  to  Late

Eocene (Olivier 1979; Olivier et al. 1979), could represent a

depositional  sequence  post-dating  an  early  Alpine  compres-

sive event (Martin-Algarra et al. 2000).

Some of the Ghomaride Units, at the top, are transgressively

and unconformably covered and sealed (Durand-Delga 1980;

Feinberg et al. 1990; Maate et al. 1995; Martin-Algarra et al.

2000) by Oligocene-Miocene successions (Chattian to lower

Burdigalian; Belhadad 1983; Feinberg & Olivier 1983; Maate

GEOLOGICA CARPATHICA, 54, 2, BRATISLAVA, APRIL 2003

93–105

*Corresponding Author:  Tel.: 0039-095-7195724 ;   Fax: 0039-095-7195728;  dpuglisi@mbox.unict.it

94                                                                                    ZAGHLOUL  et  al.

1984; Martin-Algarra 1987; Feinberg et al. 1990; Maate et al.

1995).  These  Ghomaride  nappe  covers,  the  object  of  this

study, display sandstones, marls, and carbonatoclastic depos-

its organized in thick conglomeratic bodies with presence of

metric olistoliths. These successions, well known also in the

Betic  Cordillera  where  they  unconformably  overlie  the

Malaguide  Units  (equivalent  to  the  Ghomaride  Units),  have

formally been subdivided into two successive sedimentary cy-

cles (Chalouan 1987; Martin-Algarra 1987; Maate 1996): the

earlier (Upper Oligocene up to the Oligocene-Miocene bound-

ary) is related to the Ciudad Granada (Betics) and Fnideq (Rif)

Formations, while the latest, referred to as the Viñuela (Betics)

and Sidi Abdesslam (Rif) Formations, is dated as Early Mi-

ocene (mainly Lower Burdigalian). This second sedimentary

cycle is well known all along the Maghrebian Chain (Guerrera

et al. 1993), being in  good agreement with the tectono-sedi-

mentary  evolution  of  the  internal  domains  of  the  Kabylides

(Algeria,  Oligo-Miocene  Kabyle;  Tefiani  1970;  Raymond

1976;  Gelard  1979;  Géry  et  al.  1981)  and  of  the  Calabria-

Peloritani Arc (Sicily, Stilo-Capo d’Orlando Formation; Og-

niben 1973; Puglisi 1987; Patterson et al. 1995; Bonardi et al.

1996; Cavazza et al. 1997).

In this paper, we point out new petrographic and sedimento-

logic  data  about  some  Oligocene-Miocene  deposits  of  the

Ghomaride nappe cover (Fnideq and Sidi Abdesslam Forma-

tions).  In  agreement  with  previous  works  (Chalouan  1986;

Chalouan et al. 2001) we show that these deposits can be ten-

tatively  related  to  the  Late  Oligocene  rifting  phase  which

widely  affected  the  western  Mediterranean  region,  as  a  pre-

lude to the Miocene opening of new oceanic areas (i.e. the Al-

gero-Provençal Basin Auct.).

Sedimentology and lithostratigraphy

Four  stratigraphic  sections  of  the  Oligocene-Miocene  de-

posits of the Ghomaride nappe cover, unconformably sealing

several  Ghomaride  Units  in  the  Rif  Chain,  as  above  men-

tioned, were measured and sampled: the Kellaliyine and Beni

Maâdane  Sections,  representative  of  the  Ciudad  Granada-

Fnideq Formation Cycle, and the Sidi Abdesslam and Boujar-

rah  Sections,  representative  of  the  Viñuela-Sidi  Abdesslam

Formation Cycle

1

.

Ciudad Granada–Fnideq Formations

The Ciudad Granada–Fnideq Formations (Upper Oligocene

up to the Oligocene-Miocene boundary, Zone NP25 of Marti-

ni 1971, in Feinberg et al. 1990; Maate 1996 and bibliography

therein) regroup the syn-orogenic conglomeratic-arenaceous-

pelitic  successions,  which  unconformably  overlay  the

Malaguide–Ghomaride  nappes  and  their  Mesozoic  cover

(Martin-Algarra 1987; Guerrera et al. 1997).

In the Rifian sector this cycle can be subdivided into two

mainly conglomeratic intervals:

1.  A  lower  siliciclastic  conglomeratic  interval  (east  and

north-east of Tetouan), directly overlying the Paleozoic base-

ment  and/or  its  Mesozoic  carbonate  cover.  In  the  Beni

Maâdane area and also in the Kellaliyine quarry, this interval

stratigraphically  rests  on  an  arenaceous-pelitic  lithofacies,

about  4  m  thick  (Fig.  2).  The  sedimentological  character  of

this conglomeratic interval suggests processes such as debris

Fig. 1. Geological sketch map of the internal zones of the Rifian

Chain (Morocco).

Fig. 2. Simplified stratigraphic section of the Kellaliyine outcrop

(Upper Oligocene–Aquitanian?; Internal Rif, Morocco). 1 — aren-

aceous  lithofacies;  2 — pelitic  lithofacies;  3 — grain  size  in 

ϕ

scale;  4 — location  of  the  analysed  samples;  5  and  6 — positive

and negative cycles, respectively.

1

Kellaliyine Section (lat 35°36’13 N and long 5°20’39 W), Beni Maâdane Section (lat 35°34’20 N and long 2°17’30 W), Sidi Abdesslam

Section (lat 35°35’13 N and long 5°15’56 W), Boujarrah Section (lat 35°36’01 N and long 5°21’19 W).

THE OLIGOCENE-MIOCENE GHOMARIDE NAPPE COVER (INTERNAL RIF, MOROCCO)                           95

flows  and/or  as  highly  concentrated  turbidity  currents  with

traction transport as bed-load, which can be related to those of

the  disorganized  and  organized  conglomerates  (facies

 

A

1.1

and A

2.1 

of Pickering et al. 1989).

2.  An  upper  mainly  calcareous  conglomeratic  and  arena-

ceous  interval,  about  150  m  thick  (Beni  Maâdane  Section,

Figs. 3 and 4), made up of matrix and clast-supported orga-

nized and disorganized conglomerates, displaying a thinning-

and fining-upward trend and also characterized by the occur-

rence of plurimetric calcareous and arenaceous olistoliths and

of the following lithofacies:
• organized and disorganized pebbly sandstones, made up by

sandstone  bodies  up  to  6  m  thick,  with  repetitive  normal

and/or  inverse  graded  sequences  and  with  clay  chip  hori-

zons, interpreted as the sedimentary result of high concen-

tration turbidity currents or as the mass deposition from hy-

perconcentrated flows of a pebbly-sandy mixture (facies A

2

and A

1.4 

of Pickering et al. 1989).

•  stratified  sandstones  and  gravelly  sandstones,  represented

by  medium-  to  very  coarse-grained  sandstone  beds,  up  to

1 m in thickness, with crude lamination and normal or re-

verse grading, resulting from multiple traction carpets under

high density turbidity current conditions (facies F

4 

and B

2.1

,

according  to  Mutti  1992  and  to  Pickering  et  al.  1989,  re-

spectively).

•  classical  turbidites,  characterized  by  medium-  to  coarse-

grained  graded  sandstones  with  complete  or  incomplete

Bouma sequences, derived from unstable high density tur-

bidity currents (facies F

7

-F

8

-F

9a

 of Mutti 1992 and facies

 

C

2

of Pickering et al. 1989).

These two conglomeratic intervals are separated by yellow-

ish-brownish massive clays (about 190 m thick, Fig. 4) with

thin-bedded and fine-grained reddish turbidites, the thickness

of which increases upward.

Viñuela–Sidi Abdesslam Formations

In the Internal Rif this second sedimentary cycle consists of

an Early to Middle Burdigalian depositional sequence (N5–6

of Blow 1969, in Maate 1996), known as Sidi Abdesslam For-

Fig. 3. Geological sketch map of the Beni Maâdane area (Internal Rif, Morocco) showing the mainly conglomeratic Oligocene-Miocene

deposits of the Ghomaride nappe covers. 1 — Pliocene and Quaternary deposits; Oligocene-Miocene deposits of the Ghomaride nappe

cover:  Upper  Conglomeratic  Interval:  2 — calcareous  conglomerates,  3 — mixed  conglomeratic  lithofacies  (siliciclastic  and    calcare-

ous),  4 — siliciclastic  conglomerates;  Lower  Conglomeratic  Interval:  5 — marls,    6 — siliciclastic  conglomerates;  7 — limestones  and

dolostones (Upper Triassic to Lower Lias); 8 — Verrucano-like red clays, sandstones and conglomerates (Triassic); 9 — Paleozoic base-

ment of the Ghomaride Units: (a) Beni Hozmar and (b) Aâkaïli nappes; 10 — nappe stacking contacts; 11 — low angle normal faults;

12 — high angle normal fault; 13 — strike-slip faults.

96                                                                                    ZAGHLOUL  et  al.

mation,  unconformably  overlying  the  Ghomaride  and  the

Sebtide Units (Chalouan 1987; Maate 1996).

The Sidi Abdesslam Section (Fig. 5; Martin-Algarra 1987;

Ouazani-Touhami & Chalouan 1995), begins with an arena-

ceous-pelitic lithofacies, marked by yellowish-reddish coarse-

grained  sandstones  at  the  bottom  (about  8.5 m  thick)  and

grading upward to yellowish marls with fine-grained and thin-

bedded  turbidites.  Successively,  after  about  200 m  of  unex-

posed  section,  the  Sidi  Abdesslam  Formation  shows  a  con-

glomerate  interval  made  up  by  disorganized  and  organized

breccias and conglomerates (24 m thick) with angular to sub-

angular  Paleozoic  pebbles  floating  into  an  abundant  fine-

grained  sandy  matrix.  These  conglomerates  are  associated

with  chaotic  facies  (e.g.  slumps)  and,  locally,  with  graded

coarse-grained yellowish-brownish sandstones.

The base of this section has been related to the Fnideq For-

mation (Ouazani-Touhami & Chalouan 1995) and the geomet-

rical relations with the overlying polygenic conglomerates of

the Sidi Abdesslam Formation are marked by a gentle uncon-

formity.

At the top of this conglomerate–arenaceous interval the Sidi

Abdesslam  Formation  continues  with  yellowish  thin-bedded

and  fine-grained  calcareous  turbidites  (not  more  than  2 m

thick)  grading  upward  to  mainly  pelitic  facies  (about  20 m

Fig. 4. Simplified stratigraphic section of the Beni Maâdane out-

crop  (Upper  Oligocene–Late  Aquitanian;  Internal  Rif,  Morocco).

1a — calcareous  conglomerates  and  chaotic  facies,  1b —   arena-

ceous  lithofacies,  1c — lower  siliciclastic  conglomeratic  interval;

2a — pelitic  lithofacies,  2b — metric  olistoliths;  3 — convolute

laminations; 4 — parallel laminations; 5 — mud clasts; 6 and 7 —

normal  and  inverse  grading,  respectively;  8 — scouring.  For  the

other symbols see Fig. 2.

Fig. 5. Simplified stratigraphic section of the Sidi Abdesslam For-

mation  (Lower  Burdigalian)  at  the  homonymous  locality

(Ghomaride nappe cover, Internal Rif, Morocco). 1 — conglomer-

ate and breccia lithofacies; 2 — gravelly to medium-grained sand-

stones;  3 — fine-grained  sandstones;  4 — thin-bedded  calcilu-

tites; 5 — silexite levels; 6 — marls and pelitic lithofacies. For the

other symbols see Fig. 2.

THE OLIGOCENE-MIOCENE GHOMARIDE NAPPE COVER (INTERNAL RIF, MOROCCO)                           97

thick), characterized by rare arenaceous beds and by the occur-

rence  of  some  whitish  “silexite”  beds  (Maate  1996).  These

clays  increase  in  thickness  in  the  Boujarrah  Section  (up  to

100 m, Fig. 6), where “silexite” levels and amalgamated turbid-

itic sandstone beds, about 2 m thick, have been observed, re-

spectively, at the base and in the middle portion of this section.

Fig. 6. Simplified stratigraphic section of the Sidi Abdesslam For-

mation (Lower Burdigalian) at the Boujarrah outcrop (Ghomaride

nappe cover, Internal Rif, Morocco).

Petrographic characters of the sandstones

Table 1 lists the gross composition of the sandstone levels

characterizing  the  Ciudad  Granada-Fnideq  Formation  and

Viñuela-Sidi Abdeslam Formation Cycles. The mean values

of the detrital modes known in literature for these formations

(Guerrera et al. 1977; Puglisi et al. 2001) are shown in Table 1

and compared with the new petrographic data here obtained.

In  Table  1  are  also  shown  the  compositional  parameters

adopted for the modal analysis; these have been performed ac-

cording to the criteria suggested by Gazzi (1966), Dickinson

(1970) and by Gazzi et al. (1973), in order to minimize the de-

pendence of rock composition on grain size. The Q

m

, F and

L

t 

parameters are also included in this Table, as suggested by

Graham et al. (1976) and by Dickinson & Suczek (1979) as a

means  of  recognizing  the  provenance  of  the  clastic  supply

(QFL and Q

m

FL

t

 parameters, in fact, emphasize the maturity

and provenance of the sandstones, respectively).

In the first cycle eleven sandstone samples have been analy-

sed: four collected from the lower siliciclastic conglomeratic

interval (East and North-East of Tetouan, near the Kellaliyine

village; samples K

1

→

K

4

) and seven from the upper calcare-

ous conglomeratic interval (Beni Maâdane Section; samples

BM

1

→

BM

11

).

On  the  basis  of  their  composition  all  the  analysed  sand-

stones can be referred to the litharenite group. Small differ-

ences, in fact, observed among the two sets of sandstones are

not significant and the framework modes of the studied rocks

as well as their textural characters point to the same prove-

nance and to very similar conditions of sedimentary transport,

usually  not  prolonged  and  related  to  a  very  rugged  topo-

graphy.

Ciudad Granada-Fnideq Formation Cycle

The  sandstones  of  the  Fnideq  Formation  sampled  within

both the lower siliciclastic and upper calcareous conglomerat-

ic intervals show a very similar composition. The first ones

(Q

62.1

F

3.2

L

34.7

,  Qm

38.8

F

3.2

Lt

58.0

)  are  characterized  by  the

abundance  of  quartz  grains  and  of  lithic  fragments,  with  a

very  low  content  of  feldspars.  The  lithic  fraction  is  mainly

represented  by  quartzites,  metasedimentary  rocks  (quartzose

metarenites and metalimestones), rare phyllites and alterated

volcanic rocks, these last with porphyritic structure, ground-

mass with fluidal texture, and with almost all mineralogical

components poorly preserved.

The sandstones of the Beni Maâdane Section (upper calcar-

eous conglomeratic interval) can also be ascribed to the lith-

arenite  family  (Q

54.3

F

1.7

L

44.0

,  Qm

31.8

F

1.7

Lt

66.5

)  showing

abundant  fragments  of  quartzites,  semischists,  chlorite-

schists, mixed with a few of micritic limestone. Moreover, in

some clast we also observe the biotite as accessory component

of phyllite fragments, testifying to a metamorphic grade of the

source rocks slightly higher than that recognized for the prov-

enance  of  the  Kellaliyine  outcrop  sandstones.  However,  for

both successions it is possible to exclude a conspicuous con-

tribution from  plutonic and/or high grade metamorphic sourc-

es. The content of feldspars, in fact, is very scarce in spite of

the abundance of quartz and lithic fragments, the latter being

represented  by  a  small  amount  of  volcanic  clasts.  Further-

more, the sandstones of both the lower siliciclastic and upper

calcareous conglomeratic intervals usually show a low textur-

al maturity (poor sorting, abundance of angular to subangular

quartz grains, presence of a large amount of siliciclastic ma-

trix,  often  pseudomatrix-like,  sensu  Dickinson  1970)  which

strongly points to very short transports.

A  provenance  from  volcanic  sources  is  supported  within

this upper calcareous conglomeratic interval, well exposed in

the Beni Maâdane Section, by the presence of abundant volca-

nic  pebbles.  The  petrographic  characters  of  these  volcanic

98                                                                              ZAGHLOUL et al.

Table 

1:

 Modal 

point 

counts 

of 

the 

analysed 

sandstones 

of 

the 

Fnideq—Ci

udad 

Granada 

and 

Sidi 

Abdesslam—Vi

ñuela 

Formations.

x and 

σσσσσ

 = mean framework modes and standard deviation; n = number of analysed samples. 

1 — Ciudad Granada and V

iñuela Formations (Betic Cordillera), analyses from Guerrera et al

. (1977); 

2 

—  Fnideq

and Sidi Abdesslam Formations (Rif, Morocco), analyses from Puglisi et al. (2001).

Symbols of the parameters adopted for the modal analysis

Q = Q

m 

+ Q

p

, where: 

Q 

= 

total quartzose grains, 

Q

m 

= 

monocrystalline quartzose grains (including 

Q

r 

= quartz in coarse-grained rock fragments, i.e. > 0.06 mm), 

Q

p 

= 

polycrystalline quartzose grains (including

Ch 

= chert);

F = P + K

, where: 

F 

= total feldspar grains, 

P

 and 

K 

= 

plagioclase and potassium feldspar single grains (

Ps

 and 

Ks

) or in coarse-grained rock fragments (

Pr

 and 

Kr

);

L

 = Lv + Lc + Lm

, where: 

L 

= unstable fine-grained rock fragments (< 0.06 mm, i.e.: 

Lv 

= volcanic, 

Lc 

= carbonate and 

Lm 

= epimetamorphic lithic fragments);

Lt = L + Q

p

, where: 

Lt 

= total lithic fragments (both unstable and quartzose);

M = 

micas and/or chlorites, in single grains (

Ms

) or in coarse-grained rock fragments (

Mr

);

Al =

 other mineral grains, 

Mt 

= siliciclastic 

matrix; 

Cm 

= carbonate 

cement.

 

 

C

iu

d

ad G

ran

ada

-F

ni

d

eq F

orma

ti

on

 C

ycl

e 

V

iñ

ue

la

-S

id

i A

b

de

ss

la

m F

orm

ati

on

 C

ycl

e 

 

L

owe

r si

lic

ic

la

st

ic

 c

on

glo

me

ra

tic

 

in

te

rval

 

U

p

pe

r 

cal

car

eo

us

 c

on

gl

omer

ati

c i

nte

rva

l 

(B

en

i M

aâdan

e 

Sect

io

n)

 

B

ouj

ar

ra

h S

ec

ti

on 

S

id

i A

b

de

ss

la

m

 S

ec

ti

on 

C

iu

d

ad 

G

ran

ada 

Form

at

io

n

1        

(n

 =

 6)

 

Fn

id

eq

 

Form

at

io

n

2

    

 

(n

 =

 3)

 

V

iñue

la

 

Form

at

io

n

1

    

 

(n

 =

 5)

 

Si

di

 A

b

de

ss

la

m

 

Form

at

io

n

2

    

 

(n

 =

 6)

 

 

K

1

 K

2

 K

3

 K

4

 BM

1

 BM

2

 BM

3

 BM

4

 BM

7

 BM

8

 BM

11

 BJ

1

 BJ

2

 BJ

3

 BJ

4

 SD

A

5

 SD

A

11

 SD

A

15

 x 

σ

 

x 

σ 

x 

σ

 

x 

σ

 

Q

m

 

22.

6 25.

1 24.

9 

26.

8 18.

7 17.

5 

19.

1 20.

3 18.

5 

21.

2 19.

9 23.

6 

25.

0 

21.

9 22.

8 

31.

1 

27.

2 

26.

7 

12.

5 3.

03 66.

0 

4.

88 24.

5 5.

0

0

 27.

2 

3.

20 

Q

p

 

16.

1 13.

7 16.

3 

17.

2 14.

9 16.

3 

15.

0 16.

7 15.

7 

16.

5 16.

0 

9.

1 

8.

4 

11.

7 12.

7 

6.

5 

5.

3 

3.

2 

17.

0 1.

24 

7.

2 

1.

47 17.

5 2.

09 

6.

6 

1.

45 

Qr

 

6.

9 4.

9 4.

1 

3.

8 5.

8 

4.

1 

3.

7 2.

2 5.

1 

4.

3 3.

7 4.

5 

3.

1 

2.

8 4.

6 

3.

4 

3.

0 

4.

8 0.

1 

0.

24 

- 

 0.

2 

0.

35 

4.

1 

1.

53 

Ch

 

2.

9 3.

3 1.

2 

1.

1 0.

9 

- 

1.

3 1.

1 1.

1 

- 0.

9 1.

2 

1.

9 

- 

- 

- 

- 

0.

6 1.

0 

0.

86 1.

7 

0.

40 0.

9 

0.

73 

1.

6 

1.

42 

Ps

 

2.

1 1.

5 1.

7 

1.

6 0.

9 

1.

1 

1.

6 1.

0 

- 

- 1.

3 4.

9 

5.

2 

6.

5 4.

0 

3.

8 

2.

5 

2.

6 3.

7 

0.

85 6.

4 

1.

67 3.

7 

1.

01 

6.

5 

0.

95 

Pr

 

- -

 

1.

2 

0.

5 

- -

 

0.

5 -

 -

 

0.

5 -

 

0.

6 

- -

 -

 

1.

1 

- 

1.

2 

- 

 -

 

 

0.

1 

0.

16 

- 

 

Ks 

1.

3 

- -

 

- -

 

- -

 

0.

6 

- -

 

- -

 

0.

8 

- 

1.

2 

2.

6 

2.

5 

1.

7 -

 

 

- 

 

0.

2 

0.

24 

0.

8 

0.

77 

Kr

 

- 

0.

6 

- 

- 

- 

0.

5 

- - - 

0.

6 - 

1.

2 

- 

1.

7 

1.

2 

- 

0.

5 

- 

- 

 - 

 - 

 

- 

 

Lv

 

3.

5 

- 1.

7 

2.

1 4.

5 

3.

9 

5.

0 3.

7 1.

2 

- 3.

9 0.

6 

- 

1.

8 

- 

- 

- 

0.

6 0.

2 

0.

30 

- 

 0.

4 

0.

38 

- 

 

Lc

 

3.

3 

4.

6 

5.

8 

2.

0 13.

7 13.

6 

11.

9 13.

3 14.

6 

13.

5 13.

5 

9.

6 

8.

9 

8.

5 

7.

9 

9.

8 

6.

5 

5.

4 

20.

4 9.

63 

5.

8 

5.

35 16.

9 1.

37 

6.

8 

2.

35 

Lm

 

20.

7 21.

2 19.

9 

22.

3 13.

6 15.

1 

16.

7 15.

2 17.

7 

16.

7 15.

9 25.

7 

27.

2 

24.

9 23.

8 

27.

9 

26.

0 

25.

8 

29.

3 6.

56 

7.

2 

2.

30 18.

9 7.

45 

28.

8 

3.

77 

Ms 

2.

8 4.

9 5.

8 

4.

7 4.

8 

6.

5 

6.

2 8.

7 9.

4 

8.

8 9.

4 6.

9 

7.

5 

8.

9 7.

5 

4.

4 

9.

3 

8.

9 3.

0 

1.

92 0.

7 

0.

57 3.

3 

1.

72 

5.

3 

1.

10 

Mr 

4.

3 3.

8 4.

1 

4.

2 5.

2 

5.

0 

5.

6 4.

3 3.

9 

3.

1 2.

3 4.

9 

3.

8 

2.

3 4.

4 

2.

1 

4.

7 

3.

2 0.

4 

3.

24 

- 

 0.

4 

0.

18 

3.

0 

1.

05 

Al 

1.

6 0.

9 1.

2 

1.

4 2.

1 

2.

9 

1.

6 

- 1.

2 

1.

1 1.

6 1.

1 

- 

1.

1 

- 

1.

1 

0.

5 

1.

7 

- 

 

- 

 0.

1 

0.

10 

0.

8 

0.

64 

Mt 

8.

7 4.

4 9.

2 

8.

9 

11.

0 

   

9.

3 

8.

8 

10.

5 8.

9 

10.

5 8.

7 6.

1 

5.

9 

7.

9 6.

8 

6.

2 

8.

5 

9.

5 0.

8 

0.

96 4.

0 

1.

88 0.

8 

1.

03 

0.

6 

0.

76 

Cm

 

3.

2 

11.

1 2.

9 

3.

4 3.

9 

4.

2 

3.

0 2.

4 2.

7 

3.

2 2.

9 

- 

2.

3 

- 3.

1 

- 

3.

5 

4.

1 

11.

5 

1.

63 1.

0 

0.

73 

12.

1 

1.

50 

7.

9 

2.

25 

 

10

0.

0 10

0.

0 10

0.

0 

10

0.

0 

10

0.

0 10

0.

0 

10

0.

0 10

0.

0 10

0.

0 

10

0.

0 10

0.

0 10

0.

0 

10

0.

0 10

0.

0 10

0.

0 

10

0.

0 

10

0.

0 

10

0.

0 

10

0.

0 

 10

0.

0 

 10

0.

0  

10

0.

0 

 

Q 

61.

1 62.

8 60.

5 

63.

2 55.

2 52.

6 

52.

3 54.

4 54.

7 

57.

3 54.

0 47.

4 

47.

8 

45.

5 51.

3 

43.

7 

48.

4 

48.

7 

36.

6 4.

68 79.

4 

3.

26 51.

6 6.

90 

48.

0 

4.

62 

F 

4.

3 2.

8 3.

8 

2.

7 1.

2 

2.

2 

2.

8 2.

2 

- 

1.

5 1.

7 8.

3 

7.

4 

10.

4 8.

2 

8.

7 

7.

4 

7.

5 4.

4 

1.

04 6.

7 

1.

89 5.

0 

1.

58 

8.

9 

1.

84 

L 

34.

6 34.

4 35.

7 

34.

1 43.

6 45.

2 

44.

9 43.

4 45.

3 

41.

2 44.

3 44.

3 

44.

8 

44.

1 40.

5 

47.

6 

44.

2 

43.

8 

59.

0 5.

21 13.

9 

3.

47 43.

4 7.

62 

43.

1 

4.

91 

 

10

0.

0 10

0.

0 10

0.

0 

10

0.

0 

10

0.

0 10

0.

0 

10

0.

0 10

0.

0 10

0.

0 

10

0.

0 10

0.

0 10

0.

0 

10

0.

0 10

0.

0 10

0.

0 

10

0.

0 

10

0.

0 

10

0.

0 

10

0.

0 

 10

0.

0 

 10

0.

0  

10

0.

0 

 

Q

m

 

37.

1 40.

0 37.

7 

39.

5 33.

6 30.

0 

30.

5 30.

3 31.

9 

34.

8 31.

5 34.

7 

35.

0 

30.

8 35.

0 

40.

0 

41.

1 

43.

4 

16.

0 5.

93 70.

0 

3.

31 28.

8 6.

04 

38.

1 

5.

24 

F 

4.

3 2.

8 3.

8 

2.

7 1.

2 

2.

2 

2.

8 2.

2 

- 

1.

5 1.

7 8.

3 

7.

4 

10.

4 8.

2 

8.

7 

7.

4 

7.

5 4.

4 

1.

04 6.

7 

1.

89 5.

0 

1.

58 

8.

9 

1.

84 

L

t

 

58.

6 57.

2 58.

5 

57.

8 65.

2 67.

8 

66.

7 67.

5 68.

1 

63.

7 66.

8 57.

0 

57.

6 

58.

8 56.

8 

51.

3 

51.

5 

49.

1 

79.

6 6.

50 23.

2 

4.

42 66.

3 7.

26 

53.

0 

5.

37 

 

10

0.

0 10

0.

0 10

0.

0 

10

0.

0 

10

0.

0 10

0.

0 

10

0.

0 10

0.

0 10

0.

0 

10

0.

0 10

0.

0 10

0.

0 

10

0.

0 10

0.

0 10

0.

0 

10

0.

0 

10

0.

0 

10

0.

0 

10

0.

0 

 10

0.

0 

 10

0.

0  

10

0.

0 

 

THE OLIGOCENE-MIOCENE GHOMARIDE NAPPE COVER (INTERNAL RIF, MOROCCO)                           99

rocks are hardly defined because of their alteration. Some of

the pebbles show evidence of porphyritic structure (Fig. 7a),

due to the presence of plagioclase phenocrysts in a holocrys-

talline  to  oligohyaline  fine-grained  groundmass,  mainly

formed by a felt of twinned plagioclases, opaque minerals and

femic minerals, these last nearly always altered and replaced

into a calcite-vermiculite aggregate and locally into chlorite.

Other volcanic pebbles show an ophitic-like texture, made

up by a subhedral plagioclase felt with the interstices filled by

opaque minerals and by mafic minerals almost completely al-

tered, whereas in other volcanics it is also possible to observe

an abundance of gas-bubble vesicles filled by secondary cal-

cite  (Fig. 7b).

Viñuela-Sidi Abdesslam Formation Cycle

Within the Sidi Abdesslam Formation the seven sandstone

samples have been collected from the Boujarrah outcrop, al-

ready studied by Maate et al. (1995) and dated as lower Burdi-

galian, and from the Sidi Abdesslam Section (Mediterranean

coast, 4 km S of Martil; Chalouan 1987; Martin-Algarra 1987;

Maate et al. 1995; Maate 1996; Puglisi et al. 2001).

The sandstones of both these outcrops are characterized by

abundant quartzose-lithic detritus coupled with a low content

of  feldspars  and  their  compositions  are  very  similar

(Q

48.0

F

8.6

L

43.4

-Qm

33.9

F

8.6

Lt

57.5

andQ

46.9

F

7.7

L

45.4

-Qm

33.3

F

7.7

Lt

50.6

,

for  the  Boujarrah  and  the  Sidi  Abdesslam  outcrops,  respec-

tively).

The  slightly  more  lithic  nature  of  the  sandstones  of  the

Viñuela-Sidi Abdesslam Formation Cycle could tentatively be

considered as an element of discrimination even if the popula-

tions of lithic grains are essentially indistinguishable qualita-

tively in the two sets of analysed sandstones (Fig. 7c,d). These

rocks show strong affinities with the sandstones of the Ciudad

Granada-Fnideq  Formation  Cycle  and  their  provenance  also

appears to be linked to metasedimentary and epimetamorphic

rocks rather than to plutonic and/or high grade metamorphic

sources (Fig. 8).

Furthermore,  the  very  poor  sorting,  the  low  roundness  of

the  clasts  (usually  angular  to  subangular  shaped  detrital

grains) and the presence of siliciclastic matrix characterize a

very  low  textural  maturity  for  these  sandstones,  suggesting

also in this case very short transports, probably related to a

rugged topography and to a very unstable tectonic setting.

Fig. 7. Thin section photomicrographs of two different volcanic pebbles collected from the Beni Maâdane Section and of two sandstones

representative  of  the  two  sedimentary  cycles.  Volcanic  rocks  show  evidence  of  (a)  slightly  porphyric  structure  (plagioclase  phenocrysts

floating in a oligohyaline fine-grained groundmass with feldspars, femic and opaque minerals) and (b) abundance of gas-bubble vesicles filled

by secondary calcite. Sandstones of both the Fnideq (c) and Sidi Abdesslam (d) Formations show a mainly quartzose-lithic composition.

100                                                                                    ZAGHLOUL  et  al.

Tectonic setting

Modern  orogenic  models  (Dewey  1988;  Michard  et  al.

2002) suggest that lithosphere thickening and extensional tec-

tonics controlled by internally generated forces are contempo-

raneous and subsequent to the regionally compressive regimes

linked to the north-south convergence of the African and Eu-

ropean plates (Platt & Vissers 1989). Thus, Oligocene com-

pressive events responsible for the deformation and stacking

of  the  Ghomaride  nappes  in  the  internal  Rifian  zones  have

been followed by exhumation and uplift processes of the fold-

thrust belt which occurred in an extensional geodynamic con-

text during Late Oligocene times (Doglioni et al. 1999; Chal-

ouan et al. 2001).

This mainly extensional tectonic regime was dominant and

lasted up to Middle Burdigalian times being accompanied by

the  input  of  detrital  supply  from  the  uplifted  blocks  toward

small basins located above the fold-thrust belt itself. Traces of

extensional  tectonic  events  predating  the  onset  of  the  Late

Fig.  8.  Quartz–Feldspar–Lithic  fragments  diagram  showing  the

framework  modes  for  the  analysed  sandstones  from  the  Oli-

gocene-Miocene cover of the Ghomaride Units. The arrows show

possible  evolutive  trends.  Open  and  solid  circles  and  squares  =

new data, grey squares and circles = data from literature, as shown

on the panel under the QFL plot.

Oligocene unconformable sedimentation above the Ghomar-

ide nappes are testified by the presence of:
• decimetric to plurimetric high angle conjugated NNW-SSE

normal  faults,  affecting  the  Paleozoic  basement  near  the

Fnideq  village  (Chalouan  1986)  and  sutured  by  the  Late

Oligocene-Aquitanian  deposits  of  the  Fnideq  Formation

(Feinberg et al. 1990),

• tardi-metamorphic flexures, evolving to ductile-brittle nor-

mal faults filled by quartzose-feldspatic veins and revealing

a  mainly  NE-SW  extensional  trend,  observed  within  the

gneiss  and  micaschists  of  the  lower  Sebtide  Units  at  the

Cabo Negro and Bou Ahmed localities, north and south of

Tetouan  (Benmakhlouf  1990;  Benmakhlouf  &  Chalouan

1991) and in the Beni Mzala area (Zaghloul 1994).

Further  extensional  episodes  are  well  marked  in  both  the

above described sedimentary cycles. In fact, at the base of the

Fnideq  Formation  the  presence  of  syn-sedimentary  normal

faults with a NE-SW extensional axis (Feinberg et al. 1990)

could imply the temporal continuum of the same extensional

event. The coexistence of NW-SE regional compressive con-

straints,  almost  orthogonal  to  this  extensional  trend,  is  sug-

gested by the occurrence of decimetric folds with the NE-SW

axis (Ouazani-Touhami 1994; Chalouan et al. 1995). On the

contrary,  the  overlying  pelitic  interval  (more  than  190  m

thick)  with  thin-bedded  and  fine-grained  reddish  turbidites

could  record  an  early  subsidence  episode,  contemporaneous

to a period of tectonic quiescence.

Furthermore, at the top of the Fnideq Formation in the Beni

Maâdane area, that is within the upper calcareous conglomer-

ate interval, as well as at the base of the Sidi Abdesslam For-

mation  (Fig.  9)  several  decimetric  syn-sedimentary  normal

faults of Aquitanian and Burdigalian age and with a mainly

NW-SE  extensional  trend  have  been  found  (Benmakhlouf

1990; Ouazani-Touhami 1994; Chaouni 1996). This last ex-

tensional episode probably reflects a tectonic reactivation of

the tilted listric normal faults by increasing of subsidence and

rejuvenation of relief giving a rugged topography as testified

by the thick calcareous conglomerates in the upper interval of

the Fnideq Formation (Fig. 10). This event would have been

followed by a period of tectonic quiescence which marks the

end of this cycle, materialized by the occurrence of more than

20 m of yellowish marls with thin-bedded turbidites above a

thick (8.5 m) arenaceous body (Puglisi et al. 2001). Note that

the highest levels of the Viñuela-Sidi Abdesslam Formation

Cycle in the Sidi Abdesslam outcrops also show syn-sedimen-

tary  normal  faults  with  an  ENE-WSW  (Ouazani-Touhami

1994; Ouazani-Touhami & Chalouan 1995) to E-W extension

(Chaouni 1996).

Successively, during and after Lower Miocene sedimenta-

tion, a drastic contraction was responsible of the piling-up of

the Ghomaride–Sebtide–Dorsale Units and of their overthrust

onto the Flysch and the External Domains. The main defor-

mations of the Ghomaride realm, which post-date the nappe

stacking and their overthrust onto the Sebtide Units, are char-

acterized  by  NW  to  NE  trending  open  folds,  coupled  with

brittle  thrusts  and  back-thrusts  (locally,  low  angle  normal

faults) and by sinistral and dextral strike-slip fault systems, as

recognized at the Jebha-Chrafat and Jebel Fahies localities, to

the south and north of the Rifian Chain, respectively (Olivier

THE OLIGOCENE-MIOCENE GHOMARIDE NAPPE COVER (INTERNAL RIF, MOROCCO)                           101

1982; Morley 1987; Frizon de Lamotte 1987; Zaghloul 1994;

Zaghloul & Chalouan 1997). These deformations also affect

the Oligocene-Miocene Ghomaride nappe covers as testified

by the presence of a lot of decimetric to metric sinistral and

dextral strike-slip faults (Benmakhlouf 1990; Chaouni 1996).

Discussion

The above reported facies analyses yield a better definition

of the sedimentological features of the two sedimentary cycles

characterizing  the  Oligocene-Miocene  successions  of  the

Ghomaride nappe cover. High density turbiditic flows (very

coarse- and coarse-grained facies such as disorganized and or-

ganized conglomerates and pebbly sandstones) are dominant

in  the  Ciudad  Granada-Fnideq  Formation  Cycle,  whereas  a

Fig. 9. Scheme of distribution of the syn-sedimentary normal faults located within the Oligocene-Miocene Ghomaride nappe cover (after

Benmakhlouf 1990, Ouazani-Touhami 1994 and Chaouni 1966, with the integration of new data marked as n.d.). At the bottom, on the right,

the  geological  sketch  map  with  the  location  of  the  stations:  1 — Pliocene  and  Quaternary  deposits;  2 — Oligocene-Miocene  Ghomaride

nappe cover; 3 — Ghomaride Units; 4 — Sebtide Units; 5 — Numidian Flysch; 6 — “Dorsale Calcaire”; 7 — Flysch Domain; 8 — location

of the stations.

thinning-  and  fining-upward  megasequence  with  massive

polygenic  conglomerates  and  breccias  grading  upward  to

thin-bedded  calcareous  turbidites  with  nodular  yellowish-

brownish marls and silexite levels characterize the Viñuela-

Sidi Abdesslam Formation Cycle.

Thus,  the  whole  successions  of  both  the  analysed  cycles

seem to have been controlled by highly concentrated turbidity

currents  with  the  exception  of  short  vertical  interruptions

characterized  by  mainly  pelitic  lithofacies  with  thin-bedded

turbidites, which mainly mark the highest stratigraphic levels.

At the top of the Sidi Abdesslam Formation, in fact, the suc-

cession acquires sedimentological characters probably linked

to low density turbidity currents.

Petrographic  analyses  indicate  a  very  similar  sedimentary

supply for the sandstones of both the Ciudad Granada-Fnideq

Formation  and  Viñuela-Sidi  Abdesslam  Formation  Cycles,

102                                                                                    ZAGHLOUL  et  al.

mainly  consisting  of  metasedimentary  and  epimetamorphic

detritus  with  carbonate  clasts,  rather  than  of  plutonites  and

high grade metamorphites as testified by the scarcity of feld-

spar grains. These data could justify the hypothesis of a drain-

age basin made up by the Ghomaride realm rocks, believed to

be the sediment sources rather than the Sebtide Domain, and

by their mainly carbonate Mesozoic sedimentary covers.

Such a paleogeographical hypothesis could help to interpret

the analysed successions as elements of slope apron deposi-

tional systems pounded between fault tilted blocks, controlled

by gravity and debris flow processes and related to backarc

basins.

Thus, the sedimentary infilling of these basins, considered

to be syn- to late-orogenic because of their contemporaneity

with the main orogenic events of uplift and nappe exhumation

(Puglisi et al. 2001), is mainly controlled by normal faults at

the rear of the chain which provides spectacular sediment dis-

persal by means of gravity mass flows.

Therefore,  the  paleogeographical  scenario  is  closely  con-

nected to a geodynamic context where the crust, very thick-

ened  by  compression  and  subduction  processes,  before  and

during the stacking of the Ghomaride nappes onto the Sebtide

Units, could have suffered an important extensional buoyancy

of the folded overthrust belt responsible for its progressive up-

lift  in  the  innermost  areas.  In  this  way  the  highly  elevated

parts  of  this  tectonic  edifice  (Ghomaride  Units  p.p.)  could

have  been  progressively  uplifted  and  suffered  a  continuous

rapid erosion during Oligocene times, feeding small intramon-

tane  “satellites  basins”  produced  by  extensional  effects  and

located behind the piled nappes, above the Ghomaride–Sebt-

ide Units.

In the Gibraltar Arc, in fact, the exhumation of the Sebtide

(Rif) and Alpujarride (Spain) Units, the consequent tectonic

deformation  and  the  stacking  of  the  Ghomaride–Malaguide

nappes in the internal Betic–Rifian  zones  were  concomitant

with the input of detrital supply within small “basins” (Mar-

tin-Algarra et al. 2000; Puglisi et al. 2001). Thus, the conse-

quent syn- to late-orogenic sedimentation recorded in the two

successive  sedimentary  cycles  above  described  could  have

been contemporaneous with the younger thrusts achieving the

deformation of the more external unites of the internal zones.

In conclusion, it is possible to admit that a dominant mainly

extensional  tectonic  activity  lasted  from  the  Late  Oligocene

up to Middle Burdigalian times with permutation of the exten-

sion directions during the Chattian-Aquitanian boundary, re-

lated to the similar values of the intermediate and lower stress-

es (

σ

2

≈σ

3

).

Owing to this extensive normal faulting, the Sebtide Units

and the overlying metamorphic slices, during their uplift, un-

derwent a considerable thinning up to 10 km (Chalouan et al.

1995). In fact, the extensional episodes affecting the Sebtide–

Ghomaride  nappes,  here  aged  Late  Oligocene  up  to  Lower

Miocene times, perfectly coincide with the radiometric ages

measured in the Sebtide Units (about 22 Ma in average; Mi-

chard et al. 1983, 1991; Saddiqi 1988), representing the pas-

sage during their uplift at the depth of about 10 km (Chalouan

et al. 1995). Successively, the distension reached the most ex-

ternal point of the Internal Rif (i.e. the boundary zone between

Fig. 10. Block diagram showing the paleogeographical setting of the internal part of the Ghomaride realm during the early rifting stage

related to the opening of the Alboran Sea of the north-occidental margin of “Mesomediterranean terrane”. A: Crystalline basement of the

Ghomaride  Domain:  1 — plutonic  rocks  (granites  and  granitoid  rocks);  2 — high  grade  metamorphic  rocks  (augen  gneiss  and  mic-

aschists); 3 — low grade metamorphic rocks, such as metasedimentary (metapelites) and phyllites. B: Pre-nappes Triassic to Paleogene

sedimentary cover of the Ghomaride Domain: 4 — carbonate and siliciclastic deposits (Triassic–Upper Eocene); C: syn- to late-orogenic

siliciclastic flysch of the Ghomaride Domain: 5 — thin-bedded sandstones with marly-pelitic intervals, 6 — siliciclastic and carbonate-

clastic conglomerates, 7 — fine- to medium-grained sandstones, microbreccias and microconglomerates.

THE OLIGOCENE-MIOCENE GHOMARIDE NAPPE COVER (INTERNAL RIF, MOROCCO)                           103

the  “Dorsale  Calcaire”  and  the  Flysch  Domain)  during

Aquitanian times, when blocks and olistoliths of the “Dorsale

Calcaire” nourished the more proximal area of the flysch ba-

sin (the Predorsalian Domain, Auct.)

2

.

Some of these rifts and particularly the more subsident, lo-

cated in the innermost part of this Domain (in relation to the

present geography) and oriented in the same way to the coast

line (e.g. deposit of the synclinal of Haddou–Fnideq, of Sidi

Abdesslam, Beni Maâdane, and Jebha) seem to be precursors

of “continental troughs” which evolved into the present Albo-

ran  Sea.  As  suggested  for  the  Calabria-Peloritani  Arc  by

Weltje (1992) a pattern similar to the “arc migration model”

(Malinverno  &  Ryan  1986)  could  be  proposed  for  the  Oli-

gocene-Miocene evolution of the Gibraltar Arc. It allows us to

adequately explain the “roll back” which occurred during Oli-

gocene–Miocene  times  (De  Jonge  &  Wortel  1990;  Royden

1993; Lonergan & White 1997; Frizon de Lamotte 2000), the

southward Maghrebian thrusting and the opening of the Albo-

ran Sea and the Algero-Provençal Basin (Burrus 1984; Bouil-

lin 1984; Rehault et al. 1984).

Conclusions

Thus, in conclusion, the sedimentological and petrographic

data obtained in this study suggest for the Oligocene-Miocene

deposits  of  the  Ghomaride  nappe  cover  the  following  re-

marks:

— provenance of the clasts from the same Ghomaride realm

rocks,

— gravity mass flows, mainly highly concentrated turbidity

currents were responsible for the short  transport of the sedi-

ments within,

— small backarc basins, strongly controlled by extensional

tectonics, and

— penecontemporaneous with the orogenic events of uplift

and exhumation of the folded overthrust belt.

Acknowledgments:  Financial  support  was  provided  by  the

Italian  MURST  Grant  to  D.  Puglisi  and  by  REMER  Grant

(2000–2001)  provided  by  the  Moroccan-French  Scientific

Cooperation  framework.  We  recognize  the  helpful  of  B.  El

Moumni (Scientific Coordinator of the REMER Project at the

University of Abdelmalek Essaadi) and the careful revision of

A.H.F. Robertson (Edinburgh), A. Michard (Paris) and of an

anonymous referee, whose rigorous and constructive reviews

strongly improved the manuscript. The first author thanks S.

Lazaar for her stimulating support.

References

Azzouz  O.  1992:  Lithostratigraphie  et  tectonique  hercynienne  des

terrains  paléozoïques  Ghomarides  du  massif  de  Bokoya  (Rif

interne, Maroc). Thèse de 3

ème 

Cycle, Université Med. V de Ra-

bat (Maroc), 1–208.

Belhadad F. 1983: Etude géologique des zones internes du Rif sep-

tentrional (Maroc) au cours de l’Oligocène et du Miocène in-

férieur. Le Jbel Zem-Zem. Thèse Doct. 3

ème

 Cycle, Université

de Rabat (Maroc), 1–120.

Benmakhlouf  M.  1990:  Genèse  et  évolution  de  l’accident  de  Tet-

ouan  et  son  rôle  transformant  au  niveau  du  Rif  septentrional

(Maroc). Thèse de 3

ème 

cycle, Université Med. V de Rabat (Ma-

roc), 1–163.

Benmakhlouf M. & Chalouan A. 1991: Mise en évidence d’une dis-

tension  tardi-  métamorphique  précoce  dans  les  Sebtides  in-

férieures  (Rif  interne,  Maroc).  Newsletter  (Lausanne)  2,  10,

33–42.

Ben Yaich A. 1981: Etude géologique de la Dorsale Calcaire entre

Tlata Taghramt et Ben Younis (Haouz, Rif, Maroc). Thèse de

3

ème 

Cycle, Université Med. V de Rabat (Maroc), 1–207.

Blow W.H. 1969: Late middle Eocene to recent planktonic foramin-

iferal  biostratigraphy.  In:  Bronniman  II  Renz,  (Ed.):  Proc.

First Int. Conf. Plank. Microfossils, 1, 199–422.

Bonardi G., Giunta G., Messina A., Perrone V. & Russo S. 1996:

The  Calabria-Peloritani  Arc  and  its  correlation  with  Northern

Africa  and  Southern  Europe  (Field  Trip  Guidebook).  IGCP

Project n° 276, Newsletter, v. 6 spec. issue, Messina, 27–86.

Bouhdadi S. 1985: Rapports géologiques de la zone paléozoïque et

de la Dorsale Calcaire au SE de Tetouan (Rif interne, Maroc).

Thèse  Doct.  Ing.,  Université  Paul  Sabatier  de  Toulouse

(France), 1–144.

Bouillin  J.P.  1984:  Nouvelle  interprétation  de  la  liaison  Apennin-

Maghrébides en Calabre: conséquences sur la paléogéographie

téthysienne  entre  Gibraltar  et  les  Alpes.  Rev.  Geol.  Dyn.

Geogr. Phys. 25, 321–338.

Burrus  J.  1984:  Contribution  to  a  geodynamic  svnthesis  of  the

Provençal Basin (northwestern Mediterranean). Mar. Geol. 55,

247–269.

Cavazza W., Blenkinsop J., De Celles P. G., Patterson R.T. & Rein-

hardt E. G. 1997: Stratigrafia a sedimentologia della sequenza

sedimentaria  oligocenica-quaternaria  del  bacino  calabro-ioni-

co. Boll. Soc. Geol. It., 116, 51–77.

Chalouan  A.  1985:  Indices  d’une  tectonique  synsédimentaire  dans

le Permo-trias du Rif interne (Maroc). Bull. Inst. Sci. Rabat 9,

25–31.

Chalouan A. 1986: Les nappes ghomarides (Rif septentrional, Ma-

roc).  Un  terrain  varisque  dans  la  chaîne  alpine.  Thèse  ès-Sc.,

Université Louis Pasteur de Strasbourg (France), 1–371.

Chalouan A. 1987: Mise en évidence dans le Rif interne d’une tec-

toniques  distensive  anté-pliocène.  Les  premiers  stades

d’effondrement de la mer d’Alboran. 4

éme 

Colloque des Bassins

Sédimentaires Marocains, Tetouan (Maroc), 30 Octobre–1 No-

vembre 1987.

Chalouan  A.,  Benmakhlouf  M.,  Mouhir  L.,  Ouazani  Touhami  A.,

Saji  R.  &  Zaghloul  M.N.  1995:  Les  étapes  tectoniques  de  la

structuration alpine du Rif interne (Maroc). VI Coloquio inter-

national  sobre  el  enlace  fijo  del  estrecho  de  Gibraltar  Ed.

S.E.C.G., SA. Madrid, ESPAÑA, VII, 136–192

Chalouan  A.  &  Michard  A.  1990:  The  Ghomarides  nappes,  Rif

coastal  range,  Morocco:  a  Variscan  chip  in  the  Alpine  belt.

Tectonics 9, 1565–1583.

Chalouan A., Michard A., Feinberg H., Montigny R. & Saddiqi O.

2001:  The  Rif  mountain  building  (Morocco):  a  new  tectonic

scenario. Bull. Soc. Géol. France 172, 5, 603–616.

Chaouni  A.  1996:  Apport  des  données  LANDSAT  M.  S.  S.,  RA-

DAR  ERS1-SAR;  modèle  numériques  de  terrain;  mor-

phométriques structurales de terrain  à la compréhension de la

cinématique  des  principales  failles  de  la  péninsule  de  Tanger

depuis l’Oligocène supérieur jusqu’à l’Actuel (Rif Septentrion-

al  Maroc).  Thèse  de  3

ème 

Cycle,  Université  Med.  V  de  Rabat

(Maroc), 1–265.

De Jonge M. & R. Wortel M.J.R. 1990: The thermal structure of the

2

Moreover, it seems that also the more internal flysch has been deposited in a subsident foredeep submitted to a divergent geodynamic

context, at least during Upper Oligocene–Aquitanian times (Zaghloul et al. 2002).

104                                                                                    ZAGHLOUL  et  al.

Mediterranean  upper  mantle:  a  forward  modeling  approach.

Terra Nova 2, 609–616.

Dewey  J.F.  1988:  Extensional  collapse  of  orogens.  Tectonics  7,

1123–1139.

Dickinson W.R. 1970: Interpreting detrital modes of graywacke and

arkose. J. Sed. Petrology 40, 2, 695–707.

Dickinson W.R. & Suczek C.A. 1979: Plate tectonics and sandstone

composition. Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull. 63, 2164–2192.

Didon  J.,  Durand  Delga  M.  &  Kornprobst  J.  1973:  Homologies

géologiques entre les deux rives du Détroit de Gibraltar. Bull.

Soc. Géol. France (7), XV, 2, 77–105.

Doglioni C., Fernandez M., Gueguen E. & Sabat F. 1999: On the in-

terference  between  the  early  Apennines-Maghrebides  backarc

extension  and  the  Alp-Betics  orogen  in  the  Neogene  geody-

namics of the western Mediterranean. Bull. Soc. Geol. It. 118,

75–89.

Durand-Delga M. 1980: La Méditerranée occidentale: étapes de sa

genèse  et  problèmes  structuraux  liés  à  celle-ci.  Mém.  Soc.

Géol. France 10, 203–224.

Durand-Delga M. & Kornprobst J. 1963: Esquisse géologique de

la  région  de  Ceuta  (Maroc).  Bull.  Soc.  Géol.  France  (7),  5,

1049–1057.

Durand-Delga M., Kornprobst J., Leikine M. & Raoult J.F. 1964: Le

Lias des unités paléozoïques au nord de Tetouan (Rif interne,

Maroc). C. R. Acad. Sci. Paris 358, 5925–5929.

Durand-Delga  M.  &  Olivier  Ph.  1988:  Evolution  of  the  Alboran

Block margin from Early Mesozoic to Early Miocene time. In:

Battachayi S., Friedman G.M., Neugebauer H.J. & Seilacher A.

(Eds.):  Lecture  Notes  in  Earth  Sciences,  n  15;  Jacobshagen

V.H.  (Ed.):  The  Atlas  System  of  Morocco.  Springer-Verlag,

465–480.

Feinberg H., Maate A., Bouhdadi S., Durand-Delga M., Maate M.,

Magné  J.  &  Olivier  Ph.  1990:  Signification  des  dépôts  de

l’Oligocène  supérieur  —  Miocène  inférieur  du  Rif  interne

(Maroc), dans l’évolution géodynamique de l’arc de Gibraltar.

C. R. Acad. Sci. Paris 310, série Il, 1487–1495.

Feinberg H. & Olivier Ph. 1983: Datation des termes aquitaniens et

burdigaliens  dans  la  zone  prédorsalienne  Bético-rifaine  et  ses

conséquences. C. R. Acad. Sci. Paris 269, 473–476.

Frizon  de  Lamotte  D.  1987:  La  structure  du  Rif  externe:  mise  au

point  sur  le  rôle  des  décrochements  et  des  glissements  gravi-

taires. J. Afric. Earth. Sci. 6, 5,  755–766.

Frizon  de  Lamotte  D.,  Saint  Bezar  B.,  Bracène  R.  &  Mercier  E.

2000: The tow main steeps of the atlas building and geodynam-

ics of the western Mediterranean. Tectonics 19, 740–761.

Gazzi P. 1966: The upper Cretaceous Flysch sandstones (Modena

Apennine); comparison with the Monghidoro Flysch. Miner-

al. Petrogr. Acta (Bologna) 12, 69–97 (in Italian).

Gazzi P., Zuffa G.G., Gandolfi G. & Paganelli L. 1973: Provenance

and dispersal of the sands along the Adriatic littoral between

the Isonzo and Foglia rivers: regional framework. Mem. Soc.

Geol. It. 12, 1–37 (in Italian).

Gelard J.P. 1979: Géologie du Nord-Est de la Grande Kabylie (un

segment  des  zones  internes  de  l’orogène  littorale  maghrébin).

Thèse Doct., Université de Dijon 1–335.

Géry B., Feinberg H., Lorenz C. & Magné J. 1981: Définition d’une

série-type  de  l’«Oligo-Miocène  Kabyle»  anténappes  dans  le

Djebel Aïssa-Mimoun (Grande Kabylie, Algérie). C. R. Acad.

Sci. Paris 292,1529–1532.

Graham  S.A.,  Ingersoll  R.V.  &  Dickinson  W.R.  1976:  Common

provenance  for  lithic  grains  in  Carboniferous  sandstone  from

the Ouachita Mountains and Black Warrior Basin. J. Sed. Pe-

trology 46, 620–632.

Guerrera  F.,  Martin-Algarra  A.,  Martin-Martin  M.  &  Puglisi  D.

1997: The Oligo-Miocene geodynamic evolution of the Inter-

nal  Zones  of  the  eastern  Betic  Cordillera:  new  data  from  tur-

biditic successions. Interim Colloquium R. C. M. N. R. S. “Neo-

gene Basins of the Mediterranean Region: Controls and Corre-

lation in space and time”, Catania (Italy) 4–9 November 1997,

67–68.

Guerrera F., Martin Algarra A. & Perrone V. 1993: Late Oligocene–

Miocene  syn-/-late-orogenic  successions  in  Western  and  Cen-

tral  Mediterranean  Chains  from  the  Betic  to  the  Southern

Apennines. Terra Nova 5, 525–545.

Kornprobst J. 1974: Contribution à l’étude pétrographique et struc-

turale de la zone interne du Rif (Maroc Septentrional). Notes et

Mém. Serv. Géol. Maroc 251, 1–256.

Leeder M. 1999: Sedimentology and sedimentary basins: From tur-

bulence to tectonics. Ed. Blackwell Sciences Ltd., 1–592.

Lonergan  L.  &  White  N.  1997:  Origin  of  the  Betic-Rif  mountain

belt. Tectonics 16, 3, 504–522.

Maate  A.  1984:  Etude  géologique  de  la  couverture  mésozoïque  et

cénozoïque des unités ghomarides au Nord de Tetouan (Rif in-

terne,  Maroc).  Thèse  3ème  Cycle,  Université  de  Toulouse

(France), 1–161.

Maate  A.  1996:  Stratigraphy  and  palaeogeographic  evolution  of

the  Ghomaride  Domain  (Internal  Rif,  Morocco).  Ph.  Doct.

Thesis, Universidad de Granada (España), 1–397 (in Spanish).

Maate  A.,  Martin-Algarra  A.  &  Ouazani-Touhami  A.  1991:  Les

paléokarsts  de  l’unité  de  Buluazen  (Haouz,  Rif  interne,  Ma-

roc). Conséquences paléogéographiques. C. R. Acad. Sci. Paris

313, Série II, 1059–1064.

Maate A., Martin-Perez J. A., Martin-Algarra A., Serrano F., Agua-

do R., Martin-Martin M. & El Hajjaji Kh. 1995: Le Burdigalien

inférieur de Boujarrah (Rif septentrional, Maroc) et la signifi-

cation  paléotectonique  des  séries  miocènes  transgressives  sur

les  zones  internes  bético-rifaines.  C.  R.  Acad.  Sci.  Paris  320,

Série IIa, 15–22.

Malinverno A. & Ryan W. B. F. 1986: Extension in the Tyrrhenian

Sea and shortening in the Apennines u result of arc migration

driven by sinking of the lithosphere. Tectonics 5, 227–245.

Martin-Algarra A. 1987: Evolucion geologica alpina del contacto en-

tre las Zonas Internas  y las Zonas Externas de la Cordillera Beti-

ca. Ph. Doct. Thesis, Universidad de Granada (España), 1–1171.

Martin-Algarra A., Messina A., Perrone V., Russo S., Maate A. &

Martin-Martin M. 2000: A lost realm in the Internal Domains

of  the  Betic-Rif  orogen  (Spain  and  Morocco):  evidence  from

conglomerates and consequences for Alpine geodynamic evo-

lution. J. Geol. 108, 4, 1–20.

Martini E. 1971: Standard Tertiary and Quaternary calcareous nan-

noplankton zonation. In: Farinacci A. (Ed.): Proc. II Planktonic

Conference, Roma, 1970, 739–785.

Michard  A.,  Chalouan  A.,  Feinberg  H.,  Goffé  B.  &  Montigny  R.

2002: How does the Alpine belt end between Spain and Moroc-

co? Bull. Soc. Géol. France 173, 1, 3–15.

Michard  A.,  Chalouan  A.,  Montigny  R  .  &  Ouazani-Touhami  A.

1983:  Les  nappes  cristallophylliennes  du  Rif  (Sebtides,  Ma-

roc), témoins d’un édifice alpin type pennique incluant le man-

teau supérieur. C. R. Acad. Sci. Paris 296, II, 1337–1340.

Michard A., Goffé B., Chalouan A. & Saddiqi O. 1991: Les corréla-

tions entre les Chaînes bético-rifaines et les Alpes et leurs con-

séquences. Bull. Soc. Géol. France 162, 1151–1160.

Morley C.K. 1987: Origin of a major cross-element zone: Moroccan

Rif. Geology 15, 761–764.

Mutti E. 1992: Turbidite sandstones. Agip S.p.A Milano – Istituto di

Geologia, Università di Parma, 1–275.

Ogniben  L.  1973:  Geologic  framework  of  Calabria  inferred  from

recent data. Geol. Romana 12, 243–585 (in Italian).

Olivier  Ph.  1979:  Nouvelles  données  sur  le  paléogène  rifain  (Ma-

roc). C. R. Soc. Géol. France fasc. 2, 60–63.

Olivier Ph. 1982: L’accident de Jebha-Chrafate (Rif, Maroc).  Rev.

Géol. Dyn. Géogr. Phys. 23, Fasc. 2, 97–106.

THE OLIGOCENE-MIOCENE GHOMARIDE NAPPE COVER (INTERNAL RIF, MOROCCO)                           105

Olivier Ph., Cantagrel J.M. & Kornprobst J. 1979: Problèmes posés

par la découverte de blocs de granite dans un conglomérat ter-

tiaire,  couverture  de  l’unité  ghomaride  d’Akaïli  (Rif  interne,

Maroc). C. R. Acad. Sci. Paris 288, 299–302.

Ouazani-Touhami  A.  1994:  L’évolution  géodynamique  alpine  des

nappes  ghomarides  (Rif  interne  septentrional,  Maroc).  Thèse

de 3

ème

 Cycle, Université Med.V. Rabat (Maroc), 1–126.

Ouazani-Touhami A. & Chalouan A. 1995: La distension oligo-mi-

ocène  dans  les  nappes  ghomarides  (Rif  interne  septentrional,

Maroc). Geogaceta 17, 113–116.

Patterson  R.T.,  Blenkinsop  J.  &  Cavazza  W.  1995:  Planktic  fora-

miniferal biostratigraphy and 

87

Sr/

86

Sr isotopic stratigraphy of

the  Oligocene-to-Pleistocene  sedimentary  sequence  in  the

southeastern  Calabrian  microplate,  southern  Italy.  J.  Paleont.

69, 1, 7–20.

Pickering K.T., Hiscott R.N. & Hein F.J. 1989: Deep-marine envi-

ronments: Clastic sedimentation and tectonics. Unwin Hyman,

London, 1–352.

Platt J.P. & Vissers R.L.M. 1989: Extensional collapse of thickened

continental lithosphere: a working hypothesis for the Alboran

Sea and Gibraltar Arc. Geology 17, 540–543.

Puglisi  D.  1987:  Cretaceous-Tertiary  turbidite  successions  of  the

north-east  Sicily  during  the  evolution  of  the  southern  sector

of the Calabria-Peloritani Arc and of the Sicilian Maghrebian

Chain. Giornale di Geologia 49, 1, 167–185 (in Italian).

Puglisi D., Zaghloul M.N. & Maate A. 2001: Evidence of sedimen-

tary  supply  from  plutonic  sources  in  the  Oligocene-Miocene

flysch of the Rifian Chain (Morocco): provenance and palaeo-

geographic implications. Boll. Soc. Geol. It. 120, 55–68.

Raymond  D.  1976:  Evolution  sédimentaire  et  tectonique  du  nord-

ouest de la Grande Kabylie (Algérie) au cours du cycle alpin.

Thèse Doct., Université de Paris (France), 1–152.

Rehault J.P., Boillot G. & Mauffret A. 1984: The western Mediter-

ranean basin geological evolution. Marine Geol. 55, 447–477.

Royden  L.H.  1993:  Evolution  of  retreating  subduction  boundaries

formed during continental collision. Tectonics 12, 629–638.

Saddiqi O. 1988: Tectonique de la remontée du manteau: les péri-

dotites de Beni-Bousera et leur enveloppe métamorphique (Rif

interne, Maroc). Thèse Doct., Université Louis Pasteur, Stras-

bourg (France), 1–180.

Tefiani M. 1970: Présence d’olistostromes à la base des nappes de

flyschs reposant sur la Dorsale Kabyle au Sud-Est d’Alger. C.

R. Somm. Soc. Géol. France 8, 315.

Weltje  G.J.  1992:  Oligocene  to  Early  Miocene  sedimentation  and

tectonics  in  the  southern  part  of  the  Calabrian-Peloritain  Arc

(Aspromonte, southern Italy): a record of mixed mode piggy-

back basin evolution. Basin Research 4, 37–68.

Wildi  W.  1983:  La  chaîne  tello-rifaine  (Algérie,  Maroc,  Tunisie):

structure, stratigraphie et évolution du Trias au Miocène. Rev.

Géol. Dyn. Géogr. Phys. 24, 3,  201–297.

Zaghloul  M.N.  1994:  Les  unités  Federico  septentrionales  (Rif  in-

terne,  Maroc):  Inventaire  des  déformations  et  leur  contexte

géodynamique dans la chaîne Bético-rifaine. Thèse de 3

ème

 Cy-

cle, Université Med. V de Rabat (Maroc), 1–218.

Zaghloul  M.N.  &  Chalouan  A.  1997:  L’évolution  tectonique  de

l’accident  de  Fahies  au  cours  du  Cénozoïque.  14

ème

  Colloque

des  Bassins  Sédimentaires,  Faculté  des  Sciences  Ibn  Tofail,

Kénitra (Maroc), 168.

Zaghloul M.N., Guerrera F., Loiacono F., Maiorano P. & Puglisi D.

2002: Stratigraphy and petrography of the Beni Ider Flysch in

the  Tetouan  area  (Rif  Chain,  Morocco).  Bull.  Soc.  Geol.  It.

121, 69–85.