Geología de Marruecos

La Serie Adoudouniana se superpone a la Ouarzazate y marca el inicio del Cámbrico , formándose paralelamente a la rápida expansión de la vida multicelular. La base de la serie es un conglomerado , seguido de marga , areniscas y secuencias carbonáticas adicionales. La Formación Amouslek, dentro de la Serie Adouniana, está compuesta por lutita y caliza y contiene abundantes fósiles de trilobites y arqueociátidos , procedentes de un ambiente marino somero del Cámbrico Inferior . La Serie Cuarcítica de Goulimine, del Cámbrico Medio, también contiene trilobites, aunque el Cámbrico Superior no está expuesto.

Areniscas, arcillas micáceas y algunas calizas forman estratos ordovícicos sobre el cámbrico, que contienen fósiles de trilobites y graptolitos . ^{[ 2 ]} El Ordovícico Tardío y el comienzo del Silúrico están marcados por una glaciación, registrada en tillita . Los estratos silúricos son comunes en el Anti-Atlas central, representados por areniscas, lutitas y limolitas oscuras que a veces contienen nódulos carbonatados. Las lutitas negras en el Anti-Atlas oriental albergan algunos fósiles de graptolitos, lamelibranquios y nautiloideos . Las limolitas devónicas con capas de caliza se superponen discordantemente al Silúrico Tardío en el Anti-Atlas occidental, con fósiles de braquiópodos, conodontos y tentaculitas , mientras que los basaltos se encuentran en el este. El Carbonífero forma el borde norte de la Cuenca de Tindouf y las colinas de cuesta en las llanuras del Draa. La caliza condensada, con fósiles de cefalópodos de la época, se elevó formando plataformas en el Anti-Atlas central y oriental.

El Anti-Atlas no experimentó cambios tectónicos significativos durante la orogenia hercínica , cuando Euramérica y Gondwana colisionaron para formar el supercontinente Pangea . Las montañas presentan muy poco, o ningún, metamorfismo de esa época y carecen de granitos hercínicos.

El Dominio de la Meseta , que toma su nombre de la meseta interior de la Meseta Central española, es un área de roca paleozoica estable que nunca se vio afectada por la orogenia hercínica y que posteriormente fue cubierta por rocas sedimentarias mesozoicas y cenozoicas . Al formar el Macizo Central de Marruecos, el Dominio de la Meseta oculta por completo las rocas precámbricas, aunque se han encontrado rocas neoproterozoicas en un anticlinal de la Meseta mediante perforaciones . El dominio está dividido en dos por el cinturón de pliegues del Atlas Medio. La Meseta Occidental tiene una cobertura sedimentaria relativamente escasa y macizos bien desarrollados, mientras que la Meseta Oriental, que se extiende a lo largo de la frontera con Argelia, tiene numerosos macizos paleozoicos pequeños. Desde el Neoproterozoico hasta el Devónico Medio , el oeste de Marruecos y el Anti-Atlas compartieron el mismo ambiente deposicional: sedimentación de capas rojas de molasa y vulcanismo postorogénico. El sur de Marruecos quedó inundado por una enorme plataforma marina poco profunda, que acumuló importantes carbonatos, mezclados con sedimentos continentales procedentes de zonas del interior que ahora forman parte del Sahara. A finales del Devónico , el oeste de Marruecos y el Anti-Atlas se dividieron en cuencas delimitadas por fallas, que se deformaron durante la orogenia hercínica. ^{[ 3 ]}

El Alto Atlas Occidental conserva evidencia de la formación del margen atlántico en el norte de África. En el Triásico Tardío , la fragmentación en el centro de Pangea comenzó a formar el Océano Atlántico. Grandes abanicos aluviales comenzaron a llenar las fosas tectónicas hundidas con areniscas, lutitas y conglomerados fluviales, intercalados con secuencias de evaporitas de dolomita , halita y yeso . Una serie de magma toleítico formó dolerita , coronando la secuencia del Triásico. Los sedimentos clásticos continuaron depositándose durante el Jurásico . Simultáneamente, en el Jurásico Medio , se formaron bancos de caliza sobre bloques de falla y depósitos de deslizamiento caóticos de olistostromas acumularon fragmentos de caliza en aguas profundas cercanas.

El Dominio Rifo-Telliano (también conocido como Dominio del Rif) se extiende hoy a lo largo de todo el Magreb y está estrechamente relacionado con las montañas del Sistema Bético en el sur de España. Los sedimentos de las montañas del Rif se depositaron en la actual ubicación de Túnez durante el Triásico, formando parte de un microcontinente.

Una transgresión marina a gran escala durante el Cretácico , que coincidió con la subsidencia en la región, dio lugar a la máxima extensión de los mares en Marruecos. Hacia finales del Cretácico, una regresión marina provocó un descenso del nivel del mar en la zona, coincidiendo con el ascenso de la cordillera del Atlas. Los abanicos deltaicos fluviales se extendieron y rellenaron el golfo del Atlas de este a oeste. Se formaron fallas de borde que empujaron fragmentos de roca mesozoica hacia las plataformas vecinas. Las rocas sedimentarias elevadas en la fosa comenzaron a erosionarse, formando nuevos abanicos aluviales que rellenaron las zonas marginales de la fosa de antepaís . ^{[ 4 ]}

El microcontinente del Rif se desplazó hacia el oeste y colisionó con la placa africana durante el Oligoceno y el Mioceno , generando el complejo cabalgamiento del Rift. Estudios sísmicos han revelado que areniscas, lutitas y conglomerados del Carniense , del Triásico, se superponen discordantemente a la roca del basamento cristalino del microcontinente en el norte de Marruecos. Las margas y carbonatos del Mioceno y el Plioceno de la subcuenca de Doukkala están cubiertos por rocas del Cuaternario . Más al oeste, las rocas del Cuaternario cubren rocas sedimentarias del Cretácico Medio , que se superponen discordantemente a unidades del Triásico y el Paleozoico. ^{[ 5 ]}