Le massif de la Haute Moulouya correspond à une large dépression qui se ferme en coin à la jonction du Moyen Atlas et du Haut Atlas central (Fig. 1). C’est une cuvette dominée au Nord et à l’Ouest par le Moyen Atlas, au Sud par le Haut Atlas, alors qu’elle se poursuit vers l’Est par le bassin de la Moyenne Moulouya (Fig. 1). La cuvette de la Haute Moulouya constitue l’extrémité occidentale de la Meseta maroco-oranaise (Emberger, 1965a). Elle correspond au domaine le plus interne de la chaîne varisque du Maroc (e.g., Tisserant, 1977; Clauer et al., 1980; Hoepffner, 1987; Rhinane, 1990; Hoepffner et al., 2005, 2006; Michard et al., 2010). La série stratigraphique comprend des terrains métamorphiques, plutoniques et hypovolcaniques paléozoïques qui affleurent au sein de deux boutonnières principales: la boutonnière d’Aouli située au Nord de la ville de Midelt et celle de Boumia située plus à l’Ouest (Fig. 1). Le socle paléozoïque est recouvert par des formations sédimentaires et volcaniques méso-cénozoïques (Fig. 1). Le massif de la Haute Moulouya est encadré par trois accidents majeurs qui ont joué un rôle très important lors de son évolution géodynamique et structurale: (i) l’Accident Aouli Ksabi (AAK) (Dagallier, 1977) orienté NE-SW et qui sépare la Haute Moulouya de la Moyenne Moulouya (Fig. 1); (ii) l’Accident Sud Moyen Atlasique (ASMA) (Laville, 1977; Fedan, 1988) ou Accident des Aït Oufella (Du Dresnay, 1988; Herbig, 1988) de direction NE-SW et qui sépare la Haute Moulouya du Moyen Atlas (Fig. 1) et (iii) l’Accident Nord Haut Atlasique (ANHA) (Sébrier et al., 2006; Missenard et al., 2007) de direction ENE-WSW qui sépare la Haute Moulouya du Haut Atlas (Fig. 1). Le massif de la Haute Moulouya renferme plusieurs gisements miniers à Pb-Zn, Ba, F, Cu, Ag, Mn, Fe qui en lui font l’une des plus importantes provinces métallogéniques du Maroc couvrant une superficie globale d’environ 1875 km² (75 x 25 km). Il constitue l’un des premiers producteurs du Pb au Maroc avec un tonnage qui dépasse 31 Mt de minerai de Pb à 4,5 % environ (Annich & Rahhali, 2002; Rahhali, 2002). Les occurrences minérales de la Haute Moulouya se présentent sous forme de trois types de gisements miniers: filonien hydrothermal (Aouli), red beds (Zeida) et MVT (Mississippi Valley-Type, Mibladen) (Fig. 1) (Moussu, 1954; Amade, 1965; Emberger, 1965a, 1965b; Felenc & Lenoble, 1965; Dagallier, 1973, 1977; Schmitt, 1976; Dagallier & Macaudière, 1987; Jébrak et al., 1998; El Jaouani, 2001; Naji, 2004; Margoum, 2015; Raddi et al., 2011; Margoum et al., 2015; Bouabdellah & Sangster, 2016; Bouabdellah & Margoum 2016; Yaagoub et al., 2021a, 2021b, 2021c; Yaagoub, 2022; Yaagoub & Hinaje, 2022).

La boutonnière d’Aouli est localisée dans la partie nord-orientale du massif de la Haute Moulouya, au Nord de la ville de Midelt (Fig. 1). Au cours de son histoire géologique, cette boutonnière a connu la superposition de plusieurs événements tectoniques relatifs aux orogenèses varisque et atlasique (Emberger, 1965a, 1965b; Hoepffner, 1987; Filali, 1996; Morel et al., 1993; Zouine, 1993; Naji, 2004; Yaagoub et al., 2022). La reconstitution des paléochamps de contraintes méso-cénozoïques associés à l’évolution tectono-sédimentaire des bassins et la mise en place des minéralisations hydrothermales a été bien établie dans des travaux récents (Yaagoub et al., 2021a, 2021b, 2021c; Yaagoub et al., 2022). Cependant, la reconstitution des paléochamps de contraintes et l’évolution structurale tardi-hercynienne associée n’ont pas fait objet d’études précédentes très approfondies. En outre, l’analyse de la fracturation et l’étude de la déformation tardi-hercynienne de la boutonnière d’Aouli constitue une étape très importante pour la compréhension de l’évolution structurale de la chaîne varisque du Maroc, notamment dans sa partie orientale.

Dans ce papier, nous utilisons une approche multidisciplinaire incluant les techniques classiques des travaux de terrain (coupes lithostratigraphiques et structurales, cartographie des structures cassantes et analyses structurales à différentes échelles) associés à la reconstitution des paléochamps de contraintes tectoniques dans la boutonnière d’Aouli. Les principaux objectifs envisagés dans ce travail sont: (i) la mise en évidence des systèmes de failles et fractures responsables de la structuration de la boutonnière d’Aouli au cours de son histoire géologique, ainsi que leur distribution spatiale et (ii) la mise en évidence des événements tectoniques tardi-hercyniens, les principales structures et les états de contraintes qui leur sont associés. Les résultats des analyses structurales et du calcul des tenseurs de contraintes sont présentés sur un ensemble de stéréogrammes, de rosaces directionnelles, de diagrammes de distribution de densité et de cartes paléotectoniques de la boutonnière d’Aouli.

Dans le présent travail, l’analyse de la déformation cassante est basée sur: (i) la cartographie des structures géologiques à différentes échelles; (ii) la réalisation des coupes géologiques dans l’ensemble de la boutonnière d’Aouli et sa périphérie et (iii) les mesures microtectoniques de terrain (directions, pendages et sens des mouvements des failles, pitch des stries et des tectonoglyphes). L’âge des formations géologiques affectées par ces failles permet de caractériser et de trier les épisodes tectoniques associés aux phases de déformation.

La reconstitution des paléochamps de contraintes est basée essentiellement sur le calcul des tenseurs de contraintes qui s’appuie sur l’hypothèse de Bott (1959). Selon cette hypothèse, le champ de contrainte est uniforme dans l’espace et dans le temps. Les tenseurs de contraintes sont caractérisés par quatre paramètres principaux: (i) la direction et le plongement des trois axes principaux de contraintes σ1, σ2, σ3 avec σ1 ≥ σ2 ≥ σ3 ≥ 0 et (ii) le rapport de forme de l’ellipsoïde de contrainte R = (σ2-σ3) / (σ1-σ3) avec 0 ≤ R ≤ 1. Ce rapport donne à la fois la magnitude relative de l’axe σ2 par rapport aux axes σ1 et σ3 et la forme de l’ellipsoïde de contrainte correspondant (Bishop, 1966; Angelier, 1989, 1991, 1994; Gephart & Forsyth, 1984; Vandycke & Bergerat, 1992; Lund & Townend, 2007; Sippel, 2009; Delvaux, 2012; Tranos, 2017). Les tenseurs de contrainte calculés permettent de définir trois principaux régimes tectoniques déterminés par la nature des axes verticaux de contrainte: (i) un régime extensif lorsque σ1 est vertical; (ii) un régime décrochant lorsque σ2 est vertical et (iii) un régime compressif lorsque σ3 est vertical. A l’intérieur de ces trois grands types, les régimes tectoniques varient également en fonction de la valeur du rapport de forme R: extension biaxiale (σ1 vertical, 0 < R < 0.25), extension pure (σ1 vertical, 0.25 < R < 0.75), transtension (σ1 vertical, 0. 75 < R < 1 ou σ2 vertical, 1 > R > 0.75), décrochement pur (σ2 vertical, 0.75 > R > 0.25), transpression (σ2 vertical, 0.25 > R > 0 ou σ3 vertical, 0 < R < 0.25), compression pure (σ3 vertical, 0.25 < R < 0.75) et compression biaxiale (σ3 vertical, 0.75 < R < 1). Le régime tectonique régional peut être exprimé numériquement en utilisant un indice du régime de contraintes R’ qui un dérivé du rapport R (Delvaux et al., 1997) et dont les valeurs varient de 0 à 1 pour les régimes extensifs, de 1 à 2 pour les régimes décrochants et de 2 à 3 pour les régimes compressifs.

Les rosaces directionnelles et les diagrammes de distribution des densités des traces polaires des failles et des axes principaux de contraintes sont établis à l’aide du programme Stereonet (version 10.0). Le traitement automatique des mesures microtectoniques des failles striées et des fentes de tension est réalisé grâce au Programme Win-Tensor (version 5.8.9) (Delvaux, 1993; Delvaux et al., 1997; Delvaux & Sperner, 2003; Delvaux & Barth, 2010; Delvaux, 2012). L’inversion tectonique des données cinématiques collectées est réalisée en utilisant la méthode des “Dièdres Droits” établie par Angelier & Mechler (1977) et développée par Delvaux & Sperner (2003). Le tenseur de contrainte obtenu à l’aide de cette méthode est utilisé par la suite dans la méthode des “Optimisations Rotationnelles” (Delvaux & Sperner, 2003) basée sur une fonction composite F5 qui doit être minimisée. Pour les failles striées, cette fonction minimise l’écart angulaire entre la strie réelle et la strie calculée et maximise l’amplitude de la contrainte de cisaillement pour vaincre la friction et favoriser le glissement sur le plan de la faille (Angelier, 1991; Delvaux & Sperner, 2003). Pour les fentes de tension, elle minimise à la fois l’amplitude de la contrainte normale et la contrainte tangentielle pour favoriser l’ouverture de la fracture et éviter le glissement sur son plan (Angelier, 1991, 1992; Delvaux & Sperner, 2003). Les résultats montrant des valeurs de la fonction F5 > 20 pour les fentes de tension et F5 > 22 pour les failles striées ne sont pas prises en considération (Delvaux & Sperner, 2003).

Les terrains qui affleurent dans la boutonnière d’Aouli sont représentés par un socle paléozoïque schistosé et granitisé lors de l’orogenèse varisque, sur lequel repose en discordance angulaire majeure une épaisse série méso-cénozoïque (Fig. 2). Les formations du Paléozoïque sont représentées essentiellement par des métasédiments cambro-ordoviciens (schistes à chlorite, schistes à séricite et quartzites) (Hoepffner, 1987; Rhinane, 1990). Ces métasédiments, alternés avec niveaux métavolcaniques, correspondent à d’anciennes flyschs turbiditiques déposées dans le contexte d’une marge continentale active (Vauchez, 1976; Filali, 1996; Filali et al., 1999). Ils sont intercalés par des lentilles et des sills d’amphibolites correspondant à des dolérites (Emberger, 1965a), ou à des anciennes coulées basaltiques alcalines du type plateau (Ganzeev & Mitiaev, 1978) témoignant du stade de rifting intraplaque de la bordure nord-ouest du Paléo-Gondwana au cours du Paléozoïque inférieur (Ouali et al., 2001). L’ensemble des formations précédentes a subi un métamorphisme régional épizonal (Hoepffner, 1987; Filali, 1996; Dahire, 2004; Elabouyi, 2020). Ce métamorphisme de faible degré du faciès de schistes verts a engendré des paragenèses à biotite ± grenat. Il est daté à 366 ± 7 Ma (Rb/Sr roche totale: Tisserant, 1977; Clauer et al., 1980), ce qui correspond à la phase de déformation synschisteuse éo-varisque de la Meseta orientale du Maroc (Michard et al., 2010). Cette phase de déformation D1 est matérialisée dans la boutonnière d’Aouli par des plis isoclinaux couchés P1 (Vauchez, 1976; Hoepffner, 1987). Elle est suivie par une phase tardive post-westphalienne D2, matérialisée par des plis P2 à charnière courbe ou parfois en fourreau, et associés à une schistosité de crénulation (Hoepffner, 1987).

Les unités épimétamorphiques cambro-ordoviciennes de la boutonnière d’Aouli sont intrudées par plusieurs massifs granitiques varisques (Figs. 2 & 3). Ces granitoïdes sont datés entre 347 ± 17 et 319 ± 12 (Rb/Sr roche totale: Tisserant, 1977; Clauer et al.,1980), puis entre 333 ± 2 et 319 ± 1.5 Ma (U/Pb sur zircon: Oukemeni, 1993; Oukemeni et al., 1995). Ils sont responsables d’un métamorphisme thermique avec une large auréole caractérisée par une zone à biotite dans ses parties externes, qui évolue en une zone à sillimanite aux contacts des granitoïdes (Filali, 1996; Dahire, 2004; Elabouyi et al., 2019; Elabouyi, 2020). Les granitoïdes de la boutonnière d’Aouli comprennent trois suites magmatiques caractérisées par une acidité croissante de l’Est vers l’Ouest (Emberger, 1965a; El Mouraouah et al., 1993; El Mouraouah, 1993; Oukemeni, 1993; Oukemeni & Bourne, 1994; Filali, 1996; Filali et al., 1999; Dahire et al., 2002; Dahire, 2004; Elabouyi et al., 2019; Elabouyi, 2020) (Fig. 2): (i) une suite basique à intermédiaire (granitoïdes d’El Hassir au sud de Sidi Ayad); (ii) une suite métallumineuse (pluton principal des granites à biotite gris et roses) et (iii) une suite anatectique peralumineuse (granites à deux micas des Perdreaux et du Poulet, migmatites et granites à cordiérite de Sidi Saïd). L’ensemble de ces granitoïdes constituent, avec ceux de Boumia et de Kerrouchen à l’Ouest, un seul batholithe partiellement caché par les formations méso-cénozoïques avec une superficie de 2400 km² environ (Batholite de la Haute Moulouya: Elabouyi et al., 2022). Le Batholite de la Haute Moulouya et son encaissant épimétamorphique sont recoupés tardivement par un réseau de dykes de puissance décimétrique à métrique scellés par les séries triasico-liasiques (Fig. 3).

Le socle paléozoïque de la boutonnière d’Aouli est surmonté par une couverture méso-cénozoïque discordante représentée par un ensemble de séries sédimentaires et volcaniques (Figs. 2 & 3). Le mésozoïque commence par une série détritique syn-rift à intercalation de niveaux d’évaporites déposée dans des grabens et des hémigrabens orientés NE-SW à E-W (Ouarhache, 2002; Ouarhache et al., 2012; Yaagoub et al., 2021a, 2021c). Cette série est recouverte par une épaisse succession de basaltes tholéiitiques datés entre 210 ± 2.1 et 196 ± 1.2 Ma (⁴⁰Ar/³⁹Ar sur plagioclase: Fiechtner et al., 1992) appartenant à la Province Magmatique de l’Atlantique Central (CAMP) et liés au système du rift atlasique NE-SW avorté (Fiechtner et al., 1990; Ouarhache et al., 2000, 2012; Piqué et al., 2006; Saadi, 2012; Saadi et al., 2012; Charton et al., 2021). Sur ces basaltes repose des conglomérats monogéniques à éléments exclusivement basaltiques (Fig. 3), attribués à l’Infralias ? et interprétés comme étant des coulées de débris ou des coulées boueuses (Ouarhache, 2002). Les formations du Lias inférieur et moyen sont caractérisées par des dolomies, des calcaires et des calcaires dolomitiques de plateforme peu profonde intercalés par des minces niveaux marneux (Dagallier, 1973; Benshili, 1987; Saadi, 1996; Igmoullan et al., 2001; Saadi et al., 2003; Yaagoub, 2022) et déposés dans des bassins encadrés par des failles normales NE-SW (Yaagoub et al., 2021a). Les séries du Lias supérieur sont constituées de marnes rouges datées au Toarcien inférieur et classiquement appelées “Couches Rouges de Mibladen” (Dubar, 1934, 1942; Benshili, 1987; Igmoullan, 1993; Saadi, 1996). Elles sont surmontées par des calcaires bioclastiques et des calcarénites datés au Toarcien moyen-supérieur (Dubar, 1942; Ganzeev et al.,1978). Ces séries sont déposées dans des grabens orientés NW-SE; où elles sont caractérisées par des variations latérales de faciès et d’épaisseurs dues aux jeux normaux synsédimentaires des failles de même direction (Yaagoub et al., 2021a; Yaagoub, 2022). Le Dogger est représenté par des calcaires bioclastiques à bélemnites aaléniens et une épaisse pile marneuse à intercalations de bancs carbonatés bajociens déposés dans des grabens et des hémigrabens de direction ENE-WSW (Saadi, 1996, 2012; Yaagoub et al., 2021a). Les séries jurassiques sont recouvertes, en discordance, par des dépôts continentaux détritiques grossiers et des marnes à gypse de plaines alluviales à côtières évaporitiques infracénomaniens (Ensslin, 1992, 1993; Ciszak et al.,1999). Ces dépôts continentaux sont liés à une longue période d’émersion et d’érosion dans le domaine de la Haute Moulouya sous un régime tectonique compressif à transpressif NNW-SSW (Yaagoub et al., 2021a; Yaagoub, 2022). La série mésozoïque se termine avec des calcaires à bancs lumachelliques de plateforme peu profonde déposés lors d’une transgression cénomano-turonienne généralisée sur l’ensemble du massif de la Haute Moulouya et contrôlée par des failles normales NE-SW (Emberger, 1965a; Felenc & Lenoble, 1965; Charrière et al., 1998; Yaagoub et al., 2021a).

Les formations cénozoïques reposent en discordance sur le substratum mésozoïque (Figs. 2 & 3). Il s’agit de séries oligo-néogènes de comblement des bassins continentaux intramontagneux dont le matériel provient essentiellement des produits de l’érosion active des reliefs de la chaîne atlasique en surrection (Morel et al., 1993; Zouine, 1993; Ellouz et al., 2003; Yaagoub et al., 2022), en plus des éruptions volcaniques alcalines (Fig. 3). Ces séries sont caractérisées par des dépôts fluvio-lacustres, de cônes de déjection et des épandages alluviaux avec une évolution tectono-sédimentaire complexe caractérisée par la superposition de plusieurs phases tectoniques selon des tenseurs de contraintes variables (Yaagoub et al., 2022). Elles commencent par des conglomérats chenalisés et des siltites sur lesquels repose une épaisse assise molassique à matrice sableuse. Vers le sommet, nous trouvons des marnes à intercalations de minces bancs de calcaires et des calcaires lacustres à bioclastes et traces de racines. La série se termine par des conglomérats de terrasses fluviatiles, des siltites, des argilites et des épandages alluviaux intercalés par des laves, des brèches et des cendres volcaniques (Yaagoub et al., 2022) (Fig. 3).

Durant leur histoire tectonique, la boutonnière d’Aouli et sa périphérie ont été structurées par un ensemble de failles et accidents affectant à la fois le socle paléozoïque et sa couverture méso-cénozoïque. La majorité de ces structures est observée à l’échelle plurikilométrique, et l’extension d’autres ne s’observe qu’à quelques mètres à quelques kilomètres. La distribution spatiale des failles et fractures dans la boutonnière d’Aouli montre les systèmes de directions suivants: (i) le système NNE-SSW à NE-SW; (ii) le système ENE-WSW à E-W; (iii) le système WNW-ESE à NW-SE et (iv) le système NNW-SSE à N-S. L’analyse de linéaments et fracturation dans la boutonnière d’Aouli présenté par Benaissi et al. (2022) montre presque les mêmes orientations avec une dominance du système de direction NE-SW.

Au cours de l’Orogenèse varisque, le socle cristallophyllien du massif de la boutonnière d’Aouli a subi deux phases successives de déformation ductile (Vauchez, 1976; Hoepffner, 1987; Diot & Bouchez, 1989; Rhinane, 1990; Filali, 1996; Dahire, 2004; Elabouyi, 2020): (i) la première phase majeure syn-métamorphique D1 éo-varisque datée à 366 ± 7 Ma a donné lieu à des plis P1 couchés et isoclinaux admettant une schistosité de flux S1 subhorizontale parallèle à leurs plans axiau; et (ii) la deuxième phase D2 post-westphalienne datée à 315 Ma qui apparaît comme le prolongement dans le temps de la phase D1 (Hoepffner, 1987). Il s’agit d’une phase de déformation qui a engendré des plis P2 associés à une schistosité de crénulation S2 (Elabouyi, 2020). Ces structures planaires proviennent d’un cisaillement régional qui réutilise les plans de la schistosité S1 (Hoepffner, 1987).

Au cours de la période tardi-hercynienne, le socle cristallin et cristallophyllien du massif de la boutonnière d’Aouli était le siège d’une phase de déformation fragile compatible avec un régime tectonique décrochant à transpressif. Ce régime tectonique est responsable du jeu décrochant senestre des failles NNE-SSW à NE-SW comme les faille d’Aouli, Jbel Midelsine (Engil), Souk El Hajar, Illigh Azougagh, Ansegmir et Tijouit (Fig. 9G). Les failles ENE-WSW à E-W comme la faille de Georges et l’Accident Amourou, présentent un jeu inverse à composante décrochante senestre, alors que les failles NW-SE sont caractérisées par un jeu décrochant dextre comme les failles du Poulet et des Perdreaux (Fig. 9G). Ces failles sont scellées par les formations de base du Trais supérieur et elles sont souvent caractérisées par un remplissage en quartz blanc laiteux ou en quartz ferrugineux. Plusieurs fentes de tension de direction subméridienne sont associées à cette phase tectonique tardi-hercynienne. Il s’agit de fentes de tension d’épaisseur centimétrique à pluridécimétrique avec un remplissage de quartz associé parfois à des minéralisations plombo-barytiques. Ces fentes n’affectent jamais la couverture méso-cénozoïque et elles sont décalées par des filons et des failles attribués au Trias supérieur (Yaagoub et al., 2021c). Ainsi, plusieurs méga-fentes de tension subméridiennes à microgranite et aplite (dykes) sont probablement liées à cette phase de déformation tardi-hercynienne.

Dans les autres domaines structuraux du Maroc, la phase tectonique tardi-hercynienne subméridienne est signalée à grande échelle et elle a été reconnue par plusieurs chercheurs. Dans le Haut Atlas occidental (région d’Argana), Saber (1994) a mis en évidence une phase compressive subméridienne d’âge post-permien et anté-Trias supérieur caractérisée par une déformation localisée essentiellement au voisinage des grands accidents hérités. Dans l’Anti-Atlas central (boutonnière de Bou-Azzer), Hinaje (1995) a mis en évidence une compression NNW-SSE d’âge permien associée à la mise en place d’une minéralisation cobaltifère importante. Dans le Moyen Atlas nord-oriental (boutonnière de Tazekka), Gharmane (2021) a défini une compression NNW-SSE attribuée au Permien-Trias inférieur-moyen probable, associée à une minéralisation de sulfures disséminés (PbS, FeS₂) à gangue quartzo-ferrifère. Dans le Haut Atlas oriental (boutonnière de Tamlalt-Menhouhou), Pelleter (2007) a mis en évidence une phase de minéralisation aurifère datée à 293 ± 7 Ma (⁴⁰Ar/³⁹Ar sur phengites) et liée à la phase compressive tardi-hercynienne (Stéphano-Autunien). Cette phase est également responsable de la mise en place des minéralisations fluorifères du gisement d’El Hammam (Maroc central) au cours du Permien (Jébrak, 1984). Dans le massif de Jebilet, Zouicha et al. (2022) ont révélé deux épisodes déformation au cours de la période tardi-hercynienne: (i) le premier compressif NNE-SSW et daté entre 310 et 280 Ma et (ii) le deuxième extensif E-W, daté de 280-260 Ma et permettant la formation de grabens et d’hémi-grabens N-S remplis en sédiments permiens. Les effets de la phase de déformation tard-hercynienne avec les mêmes directions des axes de contraintes ont été également observés dans le Maroc central (Allary et al., 1976), dans les Rehamna (El Kamel, 1987), dans le district minier d’Imiter (Anti-Atlas oriental) (Atif et al., 2022) et dans le Haut Atlas central (De Koning, 1957; Laville, 1980; Ferrandini et al., 1987). En effet, plusieurs bassins permiens ont été décrits dans les domaines de la Meseta et du Haut Atlas marocains. Ces bassins ont été interprétés comme des bassins en pull-apart développés sous un régime tectonique caractérisé par un axe compressif subméridien (Cailleux et al., 1983; El Wartiti et al., 1990; Saber, 1998; Saidi et al., 2002).

Dans la plaque ibérique, la phase de déformation tardi-varisque est représentée par des décrochements senestres NNE-SSW à NE-SW qui constituent l’une des caractéristiques géodynamiques les plus importantes des Variscides ibériques, donnant parfois naissance à des structures qui pourraient être suivies sur plus d’une centaine de kilomètres, comme la faille de Messejana, Vilariça, Régua-Chaves-Verin et la faille de la côte sud-ouest du Portugal (e.g., Pereira et al., 1993; Moreira et al, 2014; Dias et al., 2017; Moreira et Dias, 2022 ). Ces failles sont probablement liées à une rotation dans le sens horaire des blocs délimités par des failles NNE-SSW dans un modèle de déformation en domino associé à un raccourcissement N-S (Doblas, 1991; Ribeiro, 2002; Dias et al., 2017).

Les analyses structurales à différentes échelles réalisées dans la boutonnière d’Aouli, nous ont permis de distinguer des accidents principaux affectant le socle paléozoïque et sa couverture méso-cénozoïque à l’échelle plurikilométrique, et des accidents secondaires dont l’influence n’est observée qu’à l’échelle des centaines de mètres à quelques kilomètres. La distribution spatiale de ces failles montre les systèmes de directions suivants: (i) le système NNE-SSW à NE-SW; (ii) le système ENE-WSW à E-W; (iii) le système WNW-ESE à NW-SE et (iv) le système NNW-SSE à N-S. La reconstitution des paléochamps de contraintes tardi-hercyniens nous a permis de mettre en évidence une phase de déformation cassante compatible avec un régime tectonique régional décrochant à transpressif. Cette phase est caractérisée par un axe de contrainte maximal σ1 subhorizontal à horizontal avec une direction subméridienne et un axe minimal σ3 également subhorizontal à horizontal avec une direction subéquatoriale. Ce régime tectonique est responsable du jeu décrochant senestre des failles NNE-SSW à NE-SW, dextre des failles NW-SE et décrochevauchant des failles ENE-WSW à E-W, ainsi que l’apparition de fentes de tension subméridiennes.