Recherches sedimentologiques et structurales à l

Transcription

Recherches sedimentologiques
et structurales à l’articulation
entre Haut et Moyen Atlas
et la Haute Moulouya, Maroc
vorgelegt von
Diplom-Geologe
Ralf Löwner
Von der Fakultät VI - Planen Bauen Umwelt
der Technischen Universität Berlin
zur Erlangung des akademischen Grades
Doktor der Naurwissenschaften
- Dr. rer. nat. genehmigte Dissertation
Promotionsausschuss:
Vorsitzender: Prof. Dr. U. Tröger
1. Berichter: Prof. Dr. W. Dominik
2. Berichter: Prof. Dr. E. Klitzsch
3. Berichter: Prof. Dr. J. Canérot
4. Berichter: Prof. Dr. A. Souhel
Tag der wissenschaftlichen Aussprache: 30. März 2009
Berlin 2009
D 83
Remerciements
Nombreuses sont les personnes qui, pendant ces dernières années, m’ont soutenu et aidé à réaliser ce
travail. Je ne pourrais citer tout le monde ici, mais je n’oublierai jamais leur soutien pendant ce long parcours.
Ils méritent tous mes sincères remerciements.
Je tiens à remercier Professeur Wilhelm Dominik, directeur de la thèse, et á lui exprimer ma forte reconnaissance pour m’avoir ouvert son laboratoire afin de pouvoir terminer ce travail.
Je remercie profondément Professeur J. Canérot, de m’avoir confié ce sujet très intéressant et très
passionnant dans un paysage marocain impressionnant. Je tiens á le remercier profondément pour sa patience infinie, ses conseils précieux, et sa disponibilité pendant toute la durée du travail.
Mes sincères remerciements s’adressent aussi á Monsieur A. Souhel, le Vice-président de l’université
Chouaib Doukkali d’ El Jadida, pour son aide pratique, ses déplacements avec moi sur le terrain du haut Atlas,
les projets que nous avons développé ensemble, et aussi pour ses conseils dans chaque situation de la vie,
et son soutien tout au long de ces dernières années.
Un grand merci á Monsieur le Professeur E. Klitzsch pour son soutien moral continu.
Je tiens á remercier également l’ensemble du laboratoire de géologie á l’université Chouaïb Doukkali
d’el Jadida et les chercheurs, qui m’ont toujours bien accueilli et avec qui j’ai passé de bons moments.
Merci également á mes nouveaux collègues de l’Université Technique de Berlin, notamment à Monsieur Manfred Thiel, qui m’a beaucoup soutenu pour la finalisation de la présente thèse.
Je tiens á remercier infiniment l’Office Allemand d’Echange Universitaire (DAAD) pour leurs contributions á financer ce travail.
Et en fin, un grand merci á toute la famille El Mokh á El Jadida pour leur énorme soutien pendant ces
dernières années, et tout particulièrement á Bouchra El Mokh pour son assistance continue, sa grande patience et ses encouragements infinis á terminer ce travail. Sans elle, ce travail n’aurait jamais vu le jour.
Et pour terminer, je voudrais rendre un hommage particulier á ma mère et á Théo, pour leur patience,
leur compréhension et leur amour.
Berlin, le 30 septembre 2009
iii
Résumé - Zusammenfassung
Résumé
La bordure nord-est du système atlasique assure l’articulation entre trois unités structurales différentes : le
Haut Atlas au sud, le Moyen Atlas au nord ouest et la Haute Moulouya, plateau intra-montagneux au nord est.
L’évolution sédimentologique et géodynamique de cette région a été influencée à la fois par les deux
océans voisins, la Téthys à l’est et la marge atlantique à l’ouest, et par les deux plaques continentales adjacentes, la plaque africaine au sud et l’Ibérie au nord. A la suite de la dislocation du supercontinent Pangée,
les structures tectoniques hercyniennes ont été réactivées en transtension et un bassin de type rift intracontinental typique s’est créé à partir du Trias inférieur. Entre le Jurassique inférieur et l’Eocène, périodes de
sédimentation résultantes ont été enregistrées des variations notables de faciès et de milieux de dépôt, allant
d’un environnement de plate-forme plus ou moins profonde jusqu’au domaine continental émergé.
Avec le début de la phase compressive du Crétacé supérieur, la couverture relativement souple a été
faillée et plissée sous l’influence du dispositif structural hercynien hérité, un socle plus rigide. De grands accidents profonds et des chevauchements latéraux en sont le résultat, entraînant le décollement de la couverture
post-hercynienne sur les séries du Trias, souvent évaporitiques et plastiques.
En raison des relations tectoniques complexes entre les trois unités atlasiques concernées, une attention particulière à été portée à leur zone d’articulation. Le terrain d’étude est ainsi reparti en deux régions
distinctes : la région de Ouaouizarth à la limite sud-ouest de la zone de contact entre Haut et Moyen Atlas,
et la région d’Aghbala en position nord orientale. Cette dernière implique également la Haute Moulouya, qui
assure ici la jonction entre le Haut et le Moyen Atlas.
Le corps de l’ouvrage est tout d’abord consacré à la réalisation d’un Système d’Information Géographique (SIG) sur le domaine du Haut Atlas central. Ce système est construit en gardant une grande possibilité de
modifications et d’adaptations afin d’assurer des utilisations et perfectionnements ultérieurs. Jusqu’à présent,
un tel système était inexistant, en dépit d’un besoin très réel, notamment en matière de gestion des ressources en eau, de la prévention des risques naturels, ou du tourisme. Pour ce dernier, un « Atlas SIG » est indispensable. La base de données contient les résultats de la recherche ici présentés, mais aussi les données
déjà existantes et disponibles, surtout celles qui sont consignées dans les anciennes cartes géologiques.
Dans le cadre de « l’Atlas SIG », deux cartes ont été générées (feuille de Ouaouizarth et feuille d’Aghbala).
Concernant la recherche fondamentale, les résultats obtenus s’intègrent bien à l’échelle atlasique, tant
dans les cadres stratigraphique, sédimentologique, paléogéographique que géodynamique, déjà connus pour
la marge ouest de la Téthys.
Les questions essentielles suivantes ont été traitées:
• datation des « couches rouges » auparavant considérées comme azoïques.
• style de déformation en fonction de l’organisation de la sédimentation des couches
rouges du Crétacé ;
• relations entre couverture post-triasique décollée et socle hercynien ;
• première étape de déformation compressive ;
• importance et fonctionnement des chevauchements nord-atlasiques frontaux;
• relations sédimentaires, paléogéographiques et structurales entre Haut Atlas, Moyen
Atlas et Haute Moulouya;
L’étude détaillée des formations lithologiques s’appuie sur les couches rouges du Dogger, du Malm
et du Crétacé inférieur. C’est ici que les changements importants de l’évolution géodynamique régionale se
sont enregistrés, comprenant aussi les premières phases compressives locales. Les analyses sédimentologiques conduisent à proposer un schéma d’évolution géodynamique, qui comporte cinq stades. C’est d’abord
le changement de la polarité des aires de dépôt à partir du Crétacé inférieur (Barrémien) : la sédimentation,
auparavant influencée par la Téthys, est désormais soumise à l’influence du rift atlantique juvénile. A partir du
Turonien, on remarque une influence mixte de deux océans sur la bordure nord du système atlasique.
Le Moyen Atlas peut être considéré comme « branche » du Haut Atlas, qui a plus ou moins subi les
mêmes évolutions sédimentaire et structurale, de sorte qu’on ne peut pas parler de deux bassins atlasiques
distincts. Malgré des compressions locales durant le Dogger, la différentiation du Haut et du Moyen Atlas est
tardive et ne se fait pas avant la phase compressive majeure, à partir du Crétacé sommital, mais plus vraisemblablement au cours du Tertiaire.
iv
Zusammenfassung
Der nord-östliche Rand des Atlassystems bildet die Nahtstelle zwischen drei verschiedenen strukturellen
Einheiten: dem Hohen Atlas, dem Mittleren Atlas und der Haute Moulouya, einer intramontanen Hochfläche.
Die sedimentologische und geodynamische Entwicklung dieser Region wurde sowohl durch die sie
umgebenden Ozeane, der Tethys im Osten und dem Oststrand des Atlantiks im Westen, als auch durch die
angrenzenden kontinentalen Platten, der afrikanischen und iberischen, bestimmt. Hier hat sich infolge des
Aufbrechens des Superkontinentes Pangäa und der daraus resultierenden Reaktivierung der herzynisch angelegten tektonischen Strukturen ab der Unteren Trias ein typisches intrakontinentales Riftbecken entwickelt.
Zwischen dem Unteren Jura bis in das Eozän hinein haben sich in den entstandenen Ablagerungsräumen
eine bemerkenswerten Vielfalt der Fazieszonen entwickelt, ausgehend von mehr oder weniger tiefen Plattformbereichen bis zu rein kontinentalen Milieus.
Mit dem Einsetzen der kompressiven Hauptphase in der Oberen Kreide wurden die relativ inkompetenteren Deckschichten unter Einfluss des vorgeprägten Störungsmusters des Grundgebirges gestört und gefaltet. Hierbei kam es zu großen lateralen Abschiebungen und Aufschiebungen der oberen Sedimentabfolgen
auf den evaporitisch ausgebildeten, hochplastischen triassischen Serien.
Durch die komplexen tektonischen Beziehungen zwischen den drei strukturellen Einheiten ist insbesondere ihre Nahtstelle von großem Interesse. Daher ist das Untersuchungsgebiet in zwei Regionen aufgeteilt: in die Region Ouaouizarth am süd-westlichen Ende der Kontaktzone des Hohen und Mittleren Atlas
einerseits, und in die Region Aghbala am Nord-östlichen Ende dieser Kontaktzone. Letztere umfasst auch die
Haute Moulouya, die hier mit den beiden Atlassystemen die Nahtstelle bildet.
Das Hauptinteresse der vorliegenden Arbeit ist auf die Realisierung eines Geographischen Informationssystemes (GIS) gerichtet. Hierbei wurde auf eine größtmögliche Austauschbarkeit geachtet, um eine
Nachnutzung dieses Systems zu ermöglichen. Bisher gab es noch kein ähnliches System für den Zentralen
Hohen Atlas, doch das Bedürfnis ist groß. Vor allem im Bereich Grundwasserversorgung, Naturkatastrophen
oder auch in Bezug auf einen nachhaltigen Tourismus im Rahmen von Geoparks, ist ein solches “AtlasGIS“
unverzichtbar. Inhaltlich wurden die eigenen Untersuchungen integriert, wie auch bereits existierende, zugängliche Daten in das System aufgenommen. Bei letzteren handelte es sich vornehmlich um ältere geologische
Karten. Aus dem AtlasGIS heraus wurde jeweils eine geologische Karte der beiden Regionen generiert.
Die sedimentologischen und strukturgeologischen Ergebnisse dieser Arbeit passen gut in den bereits
bekannten paläogeographischen Zusammenhang der randlichen westlichen Tethysbereiche.
Die vorliegende Arbeit antwortet insbesondere auf folgende Fragen:
• Zeitraum und Art der Differenzierung zwischen dem Hohen und Mittlerem Atlas und der
Haute Moulouya;
• Datierung der bis zu diesem Zeitpunkt als fossilfrei angesehenen jurassischen und kretazischen Rotserien
• Einfluss der Deformation auf die Gliederung der angesehenen jurassischen und kretazischen Rotserien;
• Beziehung zwischen den abgeschobenen post-triasischen Deckschichten und dem herzynischen Sockel;
• Zeitpunkt der Entwicklung erster Deformationsstrukturen;
• Bedeutung und Funktionsweise der fronatlen Nord-Atlas Überschiebungen
• Sedimentäre, paläogeographische und strukturelle Beziehungen zwischen dem Mittleren und Hohen Atlas;
Detaillierte lithologische Untersuchungen konzentrierten sich auf die Rotserien des Dogger, Malms und der
Unteren Kreide. Gerade in diesen Zeiten gab es große Veränderungen in Bezug auf die Ablagerungsbedingungen,
wobei hier erstmals kompressive Muster zu erkennen sind. Aus den Analysen entstand ein geodynamisches Modell, welches fünf Entwicklungsphasen umfasst. Wichtig ist hierbei der Wechsel der Polarität der Ablagerungsräume ab der Unteren Kreide (Barremium): das vornehmlich von der Tethys beeinflusste Sedimentationsgebiet wird
nun von dem sich spreizenden Atlantischen Ozean beeinflusst. Ab dem Turonium kommt es allerdings zu einer
gemischten Prägung der beiden Ozeane, sowohl tethysche als auch atlantische Einwirkungen werden sichtbar.
Der Mittlere Atlas kann als « Arm » des Hohen Atlas angesehen werden, der mehr oder weniger den gleichen
sedimentären und strukturellen Entwicklungen unterlag. Es kann somit nicht von zwei getrennten Becken des
Atlasystems gesprochen werden. Trotz lokaler Kompressionen im Dogger tritt eine Differenzierung erst später auf,
nicht vor der kompressiven Hauptphase ab der obersten Kreide, aber sicherlich wahrscheinlicher im Tertiär.
v
Abstract
The northeast border of the central Atlas Mountains lies at the hinge between three structural units: the
High Atlas, the Middle Atlas and the inter-mountainous plateau of the High Moulouya.
Situated along the northwest border of the African continental plate, the region’s sedimentological
and geodynamic evolution was strongly influenced by both the Mediterranean (or Tethysian) mobile zone to
the east and the Atlantic Ocean to the west. The other major factor influencing the area’s evolution during the
Mesozoic and Cenozoic eras was the intersection of the adjoining African and Iberian tectonic plates. Due to
the dislocation and break-up of the supercontinent Pangaea and the resulting reactivation of the older Hercynian tectonic structures, a typical intracontinental rift system developed during the Upper Triassic period.
From the Lower Jurassic to the Eocene, a remarkable diversity of facies zones developed in the depositional
areas, ranging from deep platform environments to continental settings.
The relatively rigid overlying strata were fractured and faulted during the initiation of the main compressive phase in the Upper Cretaceous period under the influence of the predetermined underlying faulting structure.
Therefore, normal faults and thrust faults with a certain lateral extension were established over the resulting hydrogenetic and highly ductile Triassic sediments. Because of the complexity regarding the tectonic relations between
the three structural units, there is a high level of interest in their junction zone, located in the research area.
Therefore, the study area is divided into two different regions: the Ouaouizarth region in the southwest
border of the contact zone of the High and Middle Atlas, and the Aghbala region to the northeast (the latter
comprising the High Moulouya plateau and the convergence of the Atlas ranges).
One of the main focuses of the present work is the establishment of a Geographic Information System (GIS) for the northern border of the High Atlas system. In order to insure subsequent use of the system, a
high level of exchangeability has been implemented. As of now, there is no similar system for the entire Atlas
mountain range, despite a clear and present need. Such an “AtlasGIS“ system would prove indispensable not
only in the fields of ground water provisioning and natural hazard management, but in the implementing sustainable tourism model (in the framework of the UNESCO geopark concept) as well. With regard to contents, data
resulting from new geological investigations conducted during this project was integrated with previously existing
and readily available data (primarily geological maps, aerial photographs and satellite images). As a direct result
of the AtlasGIS project, two new geological maps of the investigation area have been generated.
The sedimentological and structural results of the present work fit well within the paleogeographical
context of the bordering regions of the western Tethys. In particular, answers to the following questions have
been outlined:
• T
imeframe and character of the differentiation of the High and Middle Atlas and the High
Moulouya;
• Dating of the Jurassic and Cretaceous Redbeds, formerly considered as free of fossils;
• Influence of the deformation on the classification of the Jurassic and Cretaceous Redbed sediments;
• Relationships between the post-Triassic sedimentary cover and the hercynian basement;
• Chronological setting of the development of the deformation structures;
• Sedimentary, paleogeographical and structural relation between the Middle and the
High Atlas;
Detailed lithological investigations of the geological history of the Atlas system have focused on the redbed sediments from the Dogger, Malm and the Lower Cretaceous. During these periods, important changes
in environmental conditions have been noted and the first compressional structures had been detected.
A geodynamic model consisting of five evolutionary phases has been developed. Furthermore, a change of polarity of the sedimentary accumulation area has been identified: although previously controlled only
by the Tethys, during the Lower Cretaceous (Barremian) period the area also came under the influence of the
Atlantic Ocean. Though the Turonian period, occurrences of both oceans are clearly visible.
The Middle Atlas could be regarded as an estuary of the High Atlas, which shares similar sedimentary
and structural developments. They do not, however, reflect the evolution of two separated basins, despite local compressions during the Dogger. The differentiation of the two mountain chains did not occur earlier than
during the first compressive main phase at the uppermost Cretaceous, most likely during Tertiary.
vi
Table de matières
Remerciements............................................................................................................................. iii
Résumé......................................................................................................................................... iv
Zusammenfassung.........................................................................................................................v
Abstract......................................................................................................................................... vi
Table de matières........................................................................................................................ viii
I. Introduction.............................................................................................................................................. 1
1.
Cadre géographique et géologique......................................................................................2
1.1 Les unités structurales du Maroc.........................................................................................2
1.2 Le système atlasique...........................................................................................................2
1.3 Le terrain d’étude.................................................................................................................6
2.
Objectifs du travail...............................................................................................................9
3.
Méthodologie.....................................................................................................................10
4.
Historique des recherches.................................................................................................18
II. Enregistrement sédimentaire............................................................................................................... 19
1.
Introduction........................................................................................................................20
2.
Les terrains anté-jurassiques.............................................................................................23
2.1 Introduction........................................................................................................................23
2.2 Historique...........................................................................................................................24
2.3 Observations......................................................................................................................26
2.4 Extension latérale..............................................................................................................27
2.5 Milieu de dépôt et paléogéographie...................................................................................27
2.6 Conclusion.........................................................................................................................28
3.
Les Carbonates jurassiques..............................................................................................30
3.1 Introduction........................................................................................................................30
3.2 Historique...........................................................................................................................32
3.3 Les carbonates du Lias (Hettangien-Pliensbachien).........................................................32
3.3.1 Le Lias basal (Héttangien).................................................................................................32
3.3.2 La coupe du Jbel Tazerkount.............................................................................................33
3.3.3 La coupe-type du Col de Ghnim........................................................................................36
3.3.4 La coupe-type d’Asseksi....................................................................................................40
3.4 Les carbonates du Dogger.................................................................................................46
3.4.1 La coupe-type du Col de Ghnim........................................................................................46
3.5 Attributions stratigraphiques..............................................................................................50
3.6 Extension latérale..............................................................................................................54
3.7 Conclusion.........................................................................................................................54
4.
Les couches rouges jurassico-crétacées (Dogger p.p. à Barrémien)................................56
4.1 Introduction........................................................................................................................56
4.2 Historique...........................................................................................................................58
4.3 La Formation de Tilougguit................................................................................................60
4.3.1 La coupe-type de Bin El Ouidane (BEO)...........................................................................60
4.3.2 La coupe-type d’Aghbala...................................................................................................65
4.3.3 La coupe-type de Takoust-Naour.......................................................................................75
4.3.4 La coupe de la Source.......................................................................................................82
4.4 Les « couches rouges » sensu stricto................................................................................84
4.4.1 La Formation des Grès de Guettioua.................................................................................84
4.4.2 La Formation d’Iouaridène.................................................................................................88
4.4.3 La Formation de Jbel Sidal................................................................................................91
4.4.4 Milieu de dépôt...................................................................................................................97
4.5 Attributions stratigraphiques..............................................................................................98
4.6 Extension latérale............................................................................................................104
4.7 Conclusion.......................................................................................................................105
viii
5.
5.1
5.2
5.3
5.3.1
5.3.2
5.3.3
5.4
5.4.1
5.4.2
5.4.3
5.4.4
Le Crétacé non-basal (Barrémien – Maastrichtien).........................................................106
Introduction......................................................................................................................106
Historique.........................................................................................................................106
Les marno-calcaires Aptiens............................................................................................109
La coupe-type de Ouaouizarth (WA)................................................................................109
La coupe-type de Naour-Twarirt (NT)..............................................................................114
La coupe de Naour (N)....................................................................................................120
Le cycle transgressif de l’Albien-Cénomanien.................................................................122
. La coupe-type de Ouaouizarth (WA)..............................................................................122
La coupe de Naour-Twarirt (NT)......................................................................................128
La coupe de Tihouna (TH)...............................................................................................129
La coupe de Moulay Yacoub (MY)...................................................................................135
III. Evolution géodynamique.................................................................................................................. 141
1.
Introduction......................................................................................................................142
2.
Le stade du rifting précoce...............................................................................................144
3.
Le comblement du sillon atlasique et les plate-formes carbonatées jurassiques............146
3.1 Plate-forme liasique.........................................................................................................146
3.1.1 Domaine de la plate-forme...............................................................................................147
3.1.2 Domaine du bassin..........................................................................................................147
3.1.3 Mesetas...........................................................................................................................148
3.1.4 Développement tectonique..............................................................................................148
3.2 Le comblement du bassin liasique...................................................................................149
3.2.1 Domaine de la plate-forme...............................................................................................150
3.2.2 Domaine du bassin..........................................................................................................150
3.2.3 Homogénéisation du terrain du Dogger basal.................................................................150
3.3 Plate-forme du Dogger.....................................................................................................151
4.
La sénescence du bassin au Jurassique supérieur.........................................................153
5.
L’influence atlantique et les plate-formes du Crétacé......................................................155
6.
La chaîne actuelle............................................................................................................157
IV. Discussion............................................................................................................................................ 163
1.
Quand et comment s’est faite la différenciation entre le Haut et le Moyen Atlas ? Quelles sont leurs relations sédimentaires, paléogéographiques et structurales ? Quel est
le rôle de la Haute Moulouya ?........................................................................................164
2.
Quels sont l’importance et le fonctionnement tectonique des chevauchements frontaux ? Quelle est dès lors la relation entre socle hercynien et couverture mésozoïque
et tertiaire ? .....................................................................................................................165
3.A quel moment se manifeste la première phase compressive ?.....................................167
4.
Quelle est la signification des différents cortèges caractérisant les « couches rouges » ?.172
V. Conclusion............................................................................................................................................ 175
1.
Recherche géologique « classique »...............................................................................176
2.
La géoinformatique appliqué............................................................................................178
Annexe....................................................................................................................................................... 181
Légende.....................................................................................................................................183
Cartes géologiques....................................................................................................................185
Liste des figures.........................................................................................................................188
Liste des tableaux......................................................................................................................191
References.................................................................................................................................192
ix
I. Introduction
I. Introduction
1
I. Introduction
1.
Cadre géographique et géologique
1.1
Les unités structurales du Maroc
Situé à la limite nord-ouest de la plaque africaine, le Maroc à été influencé à la fois par la zone mobile
méditerranéenne ou téthysienne et par l’ouverture de l’Atlantique central. Ces deux régimes différents ont
provoqué des structures caractéristiques, et une division géologique du Maroc, qui est fortement liée à ses
unités géographiques.
Au point de vue morphologique, la chaîne atlasique domine les plateaux et les plaines de la Meseta au
nord et les sépare de l’Anti-Atlas et des régions sahariennes plus méridionales.
Le nord du Maroc est dominé par la montagne du Rif à vergence sud. Limité par la Meseta au sud, qui
forme son avant-pays, il constitue une partie intégrante de la chaine alpine périméditerranéenne, et présente
ainsi une tectonique tertiaire complètement différente de celle qui a affecté le système atlasique. Au-dessus
du socle paléozoïque, le Mésozoïque et le Tertiaire discordants sont impliqués dans un système d’écailles et
de nappes très compliqué.
En revanche, dans le sud, il y a l’Anti-Atlas, qui forme la bordure plissée du plateau saharien (SUBRA
1980). Ici on rencontre de grandes « boutonnières » montrant des affleurements du socle précambrien, souvent panafricain, qui contiennent des sédiments parfois très métamorphisés. Subhorizontal et discordant, le
Protérozoïque supérieur et le Cambrien sont constitués de sédiments terrigènes et marins ou volcaniques.
Le Paléozoïque présente des sédiments plus ou moins plissés au Carbonifère, avec des intercalations de
plutonites (FROITZHEIM 1986). Le Mésozoïque y est en général absent.
Pendant le cycle alpin, les phases tectoniques à partir du Paléogène (MICHARD 1976), avec un stade
majeur au Pliocène, n’ont établi qu’un mouvement de blocs. Cette unité demeura plus ou moins stable et
rigide (GÖRLER & ZUCHT 1986). L’Anti-Atlas est limité au nord par les zones d’accidents nord-africaines et
par le sillon préafricain, où se situent des bassins du Crétacé (comme celui d’Errachidia) ou du Cénozoïque
(bassins de Souss et de Ouarzazate). Ce sillon sépare l’Anti-Atlas et la plate-forme saharienne de la chaîne
atlasique.
Finalement, la Meseta est essentiellement formée de terrains paléozoïques plissés, schistosés, parfois
granitisés (FADILE 1987), et finalement pénéplanés. La couverture mésozoïque tabulaire et discordante y
présente des séries très réduites, tandis que le Tertiaire y apparait bien développé.
1.2
Le système atlasique
Le système atlasique est un orogéne qui comprend les chaînons haut et moyen atlasiques. Il s’allonge
ainsi du sud-ouest au nord-est sur plus de 700 kilomètres. Sa largeur moyenne est d’une centaine de kilomètres. La transition entre les différents domaines ainsi individualisés est généralement brusque, surtout au
nord entre Haut Atlas et Meseta.
Le Haut Atlas est une chaîne intracontinentale typique (CHOUBERT & FAURE-MURET 1962, MICHARD 1976, MATTAUER et al. 1977, SOUHEL 1996). Ce fait se manifeste notamment par l’absence
d’ophiolites, de flyschs, d’un fort métamorphisme régional, et de granitoides (JACOBSHAGEN 1986). Cette
zone, étroite, est en général allongée en direction ouest-sud-ouest – est-nord-est et elle constitue l’élément
le plus méridional des chaînes alpines péri-méditerranéenes (SOUHEL 1996). Le substratum hercynien est
souvent masqué par une couverture mésozoïque ou cénozoïque discordante. Une compression polyphasée
(MATTAUER 1977) a affecté la plus grande partie des séries mésozoïques ainsi que le substratum anté-mésozoïque, conduisant à des plissements, des failles inverses et des décrochements à partir du Crétacé.
Le Haut Atlas comporte trois grandes unités structurales.
A l’ouest de la chaîne atlasique se trouve le Haut Atlas occidental, qui s’étale de l’Atlantique aux
environs d’Agadir et du Cap Rhir, jusqu’au col de “Tizi n’Tichka”, où s’individualisent un massif extrêmement
2
I. Introduction
haut et des vallées très profondes. Quelques routes majeures y mettent en communication le nord et le sud,
en passant les grands cols. C’est là, que se situe le point culminant de l’Afrique du nord: le Jbel Toubkal avec
ses 4.165 mètres d’altitude.
Figure I.1.1 : Grandes lignes structurales du Maroc et situation des terrains étudiés.
Le Haut Atlas occidental comprend deux régions différentes. C’est tout d’abord l’Atlas côtier à l’ouest,
sur la côte atlantique, qui montre une couverture mésozoïque plissée, au sein de laquelle le Trias est largement développé. Le Jurassique supérieur présente des dépôts surtout lagunaires, tandis que le Crétacé et
l’Eocène y sont franchement marins.
Séparé du Haut Atlas côtier par le terrain rouge triasique du couloir d’Agana à l’ouest, le Massif Ancien
du Haut Atlas (ROCH 1950), « Haut Atlas de Marraklech » ou « Haut Atlas cristallin » (MATTAUER 1977),
comprend surtout des affleurements de socle, répartis en un bloc oriental précambrien, et un bloc occidental
paléozoïque séparés par la faille nord-est – sud-ouest de Tizi n’Test Les deux unités sont plissées et injectées
de granites pendant la phase hercynienne, au CarFigure bonifère supérieur. La couverture discordante est
composée du seul Trias dont les affleurements sont favorables pour l’analyse des relations avec le substratum hercynien.
Le Haut Atlas oriental (MICHARD 1976) ou « Haut Atlas tabulaire », est limité au nord par le plateau
de la Haut Moulouya, au sud par le craton ouest-africain, à l’ouest par la vallée du Ziz et se prolonge vers l’est
en direction de « l’Atlas saharien » jusqu’en Tunisie. Cette partie du Haut Atlas est moins accidentée et plutôt
vallonnée. Elle contient de grandes dépressions, comme celle de Midelt, dans lesquelles le socle paléozoïque
hercynien affleure, comme par exemple à Talzaza et à Tamlelt. Les carbonates marins mésozoïques et les
dépôts du Néogène constituent la couverture du Haut Atlas oriental.
Mais la différenciation entre Haut Atlas oriental et saharien est difficile à établir (SUBRA 1980). Ici, les
directions atlasiques changent progressivement, se rapprochant de la direction est – ouest.
3
Figure I.1.2 : Carte géologiques simplifiées du Haut Atlas central (selon HOLLARD, 1985).(PROUST et al. 1977).
I. Introduction
4
I. Introduction
Finalement, le Haut Atlas central (MICHARD 1976) ou Haut Atlas calcaire (MATTAUER 1977) est
limité par la transversale Marrakech-Ouarzazate à l’ouest, et la vallée de l’Oued Ziz à l’est. Ici, le substratum
est rarement visible, et il n’y a guère que des affleurements de la couverture mésozoïque, dite « couverture
atlasique plissée », dont les sédiments forment des séries caractéristiques. Les dépôts terrigènes rouges
permo-triassiques sont surmontés par les carbonates blancs d’âge jurassique inférieur. Au Jurassique moyen
et supérieur, on relève encore des dépôts terrigènes rouges, cette fois fortement épaissis. Les rares affleurements du Crétacé et du Tertiaire, souvent érodés, se trouvent conservés sur la seule bordure de la chaîne ou
au centre des synclinaux. En outre, on découvre des basaltes triasiques et liasiques, ainsi que des gabbros
alcalins d’âge jurassique et crétacé. Ces derniers témoignent d’un amincissement de la croute continentale
par distension (HAILWOOD & MITCHELL 1971). Le soulèvement du Haut Atlas est le résultat d’une inversion
structurale à partir du Crétacé et au Cénozoïque, pendant laquelle la couverture post-hercynien a été plissée
et décollée sur le Trias détritique.
A cause de ces déformations, le Haut Atlas est sillonné par de larges synclinaux à fond plat, remplis par
d’épaisses séries jurassiques et crétacées, qui sont souvent fortement érodées.
En revanche, les anticlinaux sont aigus, étroits, redressés, brusques, et souvent chevauchants sur
leurs bordures. Il s’agit d’un réseau de plis d’axe N 80°E, qui sont disposés pour la plus grande partie en
échelon (JACOBSHAGEN 1986). Ces anticlinaux montrent essentiellement des calcaires du Lias inférieur de
forte épaisseur avec, localement, des intrusions de roches magmatiques jurassico-crétacées.
Le style éjectif du Haut Atlas (STETS & WURSTER 1982, JACOBSHAGEN 1988, GIESE & JACOBSHAGEN 1992, PIQUE 1993, LAVILLE 2004) est responsable d’un chevauchement caractéristique en éventail
à vergence nord sur la bordure septentrionale et sud sur la bordure méridionale. Le raccourcissement semble
selon les auteurs soit modeste avec 10-15% (BREDE et al. 1992), soit fort (BRUNET et al. 2003).
Figure I.1.3 : Image satellitaire montrant la situation des régions étudiées.
5
I. Introduction
Dans le domaine atlasique, on constate en général, que les sommets centraux et occidentaux sont
plus hauts, que leurs homologues orientaux.
La deuxième grande partie du système atlasique, le Moyen Atlas, se situe entre la région de Beni
Mellal au sud-ouest, celle de Taza au nord-est et finalement celle de Ras Kebdana sur la côte méditerranéenne. Il est bordé à l’ouest par la Meseta occidentale et à l’est par la Meseta orientale ou le “Haut-plateau
de Moulouya“, et se trouve séparé du Haut Atlas au sud-est par la vallée et l’oued de la Moulouya. A L’ouest,
les crêtes du Moyen atlas courent parallèlement à la route nationale “Fès - Marrakech”, de Sefrou à Beni Mellal.
Ici, la limite entre Moyen et Haut Atlas ne se voit pas très clairement. Il s’agit plutôt d’une « zone de transition »
interprétative.
Dans l’ensemble, le Moyen Atlas est moins élevé que le Haut Atlas. Il est allongé en direction
sud-ouest – nord-est et comprend lui aussi deux domaines différents.
Au nord-ouest le Causse Moyen atlasique (COLO 1961) ou « Moyen Atlas tabulaire » se compose de
carbonates mésozoïques de faciès de plate-forme. Ce causse calcaire, coupé de coulées basaltiques récentes, prolonge subhorizontalement la Meseta occidentale (MILHI 1992).
Séparé du précédent par « l’accident nord moyen-atlasique » le Moyen Atlas plissé au sud-est,
comprend d’épaisses séries jurassiques plus déformées, à faciès pélagique. Il est dominé par de larges synclinaux, et des rides anticlinales de direction est-nord-est – ouest-sud-ouest, surtout dans les cuvettes de la
Haute et de la Moyenne Moulouya. Dans cette partie le métamorphisme devient de plus en plus faible vers
le sud-ouest.
Dans le Moyen Atlas, le socle paléozoïque hercynien, plissé, n’est en général que localement visible.
La couverture, discordante, comporte tout d’abord des séries rouges d’âge permien et triasique, avec des intercalations de coulées basaltiques (FIECHTNER 1990). Au Lias et Dogger, des dépôts épais de carbonates
se mettent en place. Le Crétacé et l’Eocène n’affleurent que rarement dans des dépressions. Au Pliocène,
d’épais écoulements basaltiques se déversent dans les vallées traversant la montagne.
Finalement, la Haute Moulouya présente une unité structurale comprise entre le Haut et le Moyen Atlas, formant une articulation et une zone de transition entre ces deux grands domaines. Cette zone tabulaire
dite « zone des hauts plateaux » (SUBRA 1980), allongée du sud-ouest au nord-est, correspond à un vaste
entablement peu déformé, composé d’un socle paléozoïque et d’une couverture mésozoïque très réduite.
1.3
Le terrain d’étude
La zone étudiée est séparée en deux régions, qui sont éloignées d’environ 50 kilomètres l’une de l’autre.
Il s’agit premièrement de la région de Ouaouizarth (voir figure Figure I.1.4) au sud-ouest, qui comprend l’Atlas de Beni Mellal et d’Afourer avec le synclinal de Ouaouizarth et une petite partie du synclinal de
Tagleft plus oriental. Elle englobe ces deux massifs, ainsi qu’une partie de la plaine de Tadla au nord, et la
dépression de Ouaouizarth au sud-est, s’étalant ainsi sur environ 250 km2.
L‘Atlas de Beni Mellal comporte les massifs établis au Sud du Moyen Atlas, massifs dont il se trouve
séparé par la vallée du Oued Srou, dans la région de Khenifra. C’est le Jbel Ighnayane qui avec ses 2.411
mètres, domine le relief.
L’Atlas d’Afourer est séparé à l’est de l’Atlas de Beni Mellal par le Col du Ghnim et la dépression qui le
suit vers le sud-est jusqu’à la cuvette de Ouaouizarth
Dans cette région il y a deux grandes structures qui se rejoignent : Le zone de faille d’Aghbala-Afourer
d’orientation N 70° à N80° et le chevauchement frontal nord-atlasique. Ce dernier est orienté nord-est à sudouest dans l’Atlas de Beni Mellal, et est – ouest dans l’atlas d’Afourer. Dans cette région, les structures moyen
et haut atlasiques se rencontrent.
6
I. Introduction
Figure I.1.4 : Carte géologique simplifiée de la région d’Ouaouizarth avec les grandes lignes structurales.
La région d’Aghabal (voir figure Figure I.1.5) se trouve exactement à l’articulation entre le Haut Atlas,
le Moyen Atlas et la Haute Moulouya. En raison de cette situation, elle montre des terrains extrêmement
faillés, comprenant toutes les structures visibles dans les différentes unités atlasiques. C’est ici que la faille
d’Aghbala-Afourer à joué un rôle très important pour le développement des petits bassins qui ont fonctionné
comme dépôcentres pendant Le Mésozoïque et jusqu’au début du Cénozoïque.
Au nord du terrain, il y a la Meseta couverte par les alluvions quarternaire qui reposent sur des dépôts
crétacés. A l’est, apparaissent des affleurements du socle hercynien, près de la ville de Khénifra. Au nord, les
crêtes liasiques de direction « moyen-atlasique » dominent la région. Entre ces deux ensembles, on trouve
de vastes écoulements des basaltes triasiques. Au centre de la carte d’Aghbala se développent plusieurs
bassins de très petite taille, emplis par des sédiments du Dogger, du Malm et du Crétacé. Cette partie est
affectée par la zone de faille d’Aghbala-Afourer. Au Sud de cette dernière, on observe des carbonates massifs
du Dogger d’une épaisseur importante. Ici, la sédimentation semble beaucoup plus constante.
A l’est du terrain d’étude, le fleuve périodique de la Haute Moulouya prend sa source. Toute la surface
est plane est contient surtout des alluvions tertiaires ou des grés mollassiques rouges, qui contiennent rarement des calcaires lacustres.
7
I. Introduction
Figure I.1.5 : Carte géologique simplifiée de la région d’Aghbala avec les grandes lignes structurales.
8
I. Introduction
2.
Objectifs du travail
Le présent travail envisage tout d’abord des recherches stratigraphiques et sédimentologiques sur le
Mésozoïque et le Tertiaire de la région atlasique concernée. Les dépôts détritiques rouges du Dogger, du
Malm et du Crétacé y manquent par exemple encore de calages précis. Or, ces formations offrent des données importantes pour déterminer l’âge des premières phases compressives du système atlasique.
Une comparaison avec les régions voisines nous permet en outre d’établir un schéma sur l’évolution
sédimentologique. On utilisera avant tout les méthodes de la stratigraphie séquentielle.
Les objectifs principaux sont ainsi les suivants :
• réalisation d’un Système d’Information Géographique (SIG) pour le Haut Atlas et l’extrait de deux cartes géologiques de la région de Ouaouizarth et d’Aghbala à l’échelle
1 :50.000 ;
• présentation d’une base de données à exploiter ultérieurement ;
• études lithostratigraphiques des formations du Mésozoïques, avec un éclairage particulier sur les « couches rouges » ;
• description et analyse des structures tectoniques ;
• conception d’un modèle paléogéographique et géodynamique pour la zone d’articulation entre le Haut, le Moyen Atlas et la Haute Moulouya.
Ces objectifs répondent aux questions ci-après :
• q
uel âge pour les « couches rouges » azoïques ?
• comment envisager la relation entre la couverture post-triasique décollée et le socle
hercynien ?
• quel mode de déformation retenir en fonction de la nature et de l’organisation de la
sédimentation des couches rouges du Crétacé ?
• quelle importance et quel fonctionnement tectonique envisager pour les chevauchements frontaux ?
• quelles sont les relations sédimentaires, paléogéographiques et structurales entre le
Haut et le Moyen Atlas ?
• quand et comment s’est faite la différenciation entre ces divers domaines ?
Les résultats de nos recherches vont être disponibles dans un Système d’Information Géographique
accessible au publique. La base de données contient également quelques travaux déjà existants. Il s’agit du
point de départ d’une vraie Infrastructure pour des données spatial (IDS). Dans l’avenir, la réalisation d’un
serveur sera utile pour garantir l’accessibilité du système, peut-être dans de futurs projets concernant la recherche fondamentale, la cartographie géologique, les risques naturels, l’exploitation des ressources du sol
et du sous-sol ou le tourisme.
9
I. Introduction
3.
Méthodologie
Nos recherches sont essentiellement basées sur les travaux du terrain, réalisés de façon continue entre 1998 et 2000 puis lors de plusieurs missions plus courtes jusqu’en 2003. Toute la bordure Nord du Haut
Atlas Central a été prise en considération, avec un noyau autour de la région d’Aghbala. De plus, ce travail
intègre les résultats obtenus suite à des recherches dans le cadre d’un mémoire de diplôme (Löwner, 1997)
dans la région plus septentrionale de Ouaouizarth-Afourer. Il s’agit des données recueillies pendant une mission du terrain de trois mois en 1995.
Les 2 régions ont été choisies en fonction de leur situation géologique clé. La région d’Aghbala se trouve à l’articulation de trois systèmes : le Haut Atlas, le Moyen Atlas et le plateau de la Haute Moulouya. C’est
ici que les relations entre les deux chaînes montagneuses apparaissent. Jusqu’à présent, la région d’Aghbala
était encore relativement mal connue. La région de Ouaouizarth-Afourer permet quant à elle de suivre des
structures établies à la fois en bordure nord du Haut Atlas et à l’articulation avec la plaine de Tadla. Cette
région constitue aussi la terminaison septentrionale du Moyen Atlas et elle a déjà fait l’objet de recherches
géologiques détaillées auparavant (p.ex., SOUHEL 1987, 1996).
Les deux régions considérées présentent en outre des affleurements de qualité autorisant des levés
de coupes stratigraphiques, sédimentologiques et structurales ainsi que l’élaboration de cartes géologiques
détaillées.
Elles offrent enfin un éventail de formations (du Lias basal jusqu’à l’Eocène) de nature à permettre
la reconstitution et l’interprétation des étapes de l’évolution géodynamique régionale à partir de la période
hercynienne. Cette évolution comporte notamment les étapes de mise en place des bassins mésozoïques et
conduit à mettre en évidence le rôle et l’influence de ces dispositifs sur la géométrie, la localisation et l’organisation d’ensemble des structures compressives liées à la phase orogénique atlasique.
Figure I.3.1 La subdivision de la bordure Nord du Haut Atlas central en six secteurs (en cadres noirs) et les deux cartes géologiques élaborées au cours de ce travail (en cadres blancs).
10
I. Introduction
En raison de la nécessité de limiter l’étude dans l’espace, la région de la bordure Nord du Haut Atlas
central a été divisée en six secteurs, à partir de données à la fois morphologiques et géologiques. Il s’agit du
sud-ouest au nord-est des secteurs de Beni Mellal, de Naour, d’Aghbala, d’Al Qbab, d’Aghbalou-n-Serdane et
de Khénifra (voir figure I.3.1). La région de Ouaouizarth-Afourer a été à son tour divisée en neuf secteurs (voir
figure I.3.2). Il s’agit du nord au sud des secteurs de Beni Mellal, de Timoulilt, de Jbel Ighnayne, d’Asseksi,
Afourer, du Col de Ghnim, de Ouaouizarth, d’Aït Chribou, et de Bin El Ouidane.
Figure I.3.2 La subdivision de la région de la carte géologique de Ouaouizarth en neuf secteurs
Les enquêtes sur le terrain ont été complétées par des analyses au laboratoire, soit à El Jadida, soit à
Toulouse, soit à Berlin. En général, les études suivantes ont été effectuées :
1.
Lithostratigraphie
Pour chaque région et chaque formation lithologique des coupes sédimentologiques
ont été levées sur le terrain ; des coupes-types de chaque unité sont discutées d’une
11
I. Introduction
manière détaillée en indiquant les figures sédimentaires et le contenu paléontologique ;
de plus, les observations sur environ 300 affleurements ont complété les analyses ;
12
2.
Analyse de faciès
Un échantillonnage rigoureux a été effectué ; il s’agit essentiellement des observations
des lames minces recueillies dans les coupes et les affleurements ; cela a permis une
analyse de la pétrographie, des faciès, des microfaciès et des structures non décelables sur le terrain ; les structures et textures sont classées selon les terminologies de
FOLK et DUNHAM (FOLK 1959, DUNHAM 1962, EMBRY & KLOVAN 1972, FLÜGEL
2004) ; les milieux de dépôt sont interprétés selon les modèles de faciès et microfaciès
de FLÜGEL et WILSON (FLÜGEL 2004, WILSON 1975) modifiés et adaptés (voir tableau I.3.1).
3.
Biostratigraphie
• La stratigraphie a été essentiellement documentée avec des ostracodes et des foraminifères. Leur détermination et leur datation ont été réalisées par B. ANDREU,
Université Paul Sabatier, Toulouse. La détermination des foraminifères été fait par J.
CANEROT de la même Université.
• Les Pollens ont été récoltés dans la formation de Tilougguit ainsi que dans d’autres
formations des couches rouges ; Ils présentent souvent les seuls indicateurs d’ordre
stratigraphique dans les assises entre les calcaires bathoniens et les carbonates du
Crétacé ; La détermination a été faite par E. SCHRANK de l’Université Technique
de Berlin ;
Figure I.3.3 : Modèle de zones des faciès et microfaciès adapté pour ce travail (d’après Flügel 2004, Société Nationale Elf-Aquitaine 1977, Wilson 1975, Schröder 1976, et Souquet
1989) ;
I. Introduction
13
14
FZ 1,2,3
FZ 1,3
FZ 3,4
FZ 4
FZ 4
FZ 5
FZ 3,7
FZ 3,7
FZ 3,7
FZ 6
FZ 6
FZ 6
FZ 6
FZ 6
FZ 7,8
FZ 7,8
FZ 7,8
FZ 7,8
FZ 8,9
FZ 8,9
FZ 8,9
FZ 8,9
FZ 8,9
Calcaire silteux microbioclastique; petits bioclastes et péloides dans des grainstones ou packstones
tés fins;
Mudstone pélagique; quelques microfossiles dans une matrice micritiques (p.ex. des radiolares ou
globigèrines) ou une faune plus grande (p.ex. des gastéropodes ou pélecypodes);
Microbrèche ou packstone; avec des bioclastes et lithoclastes; ces dernièrs sont arrondis et souvent gradés; ce faciès correspond au terme des calcaires allodapiques (Meischner,1965); en partie turbidiques;
Grainstone, packstone, ou floatstone; avec des bioclastes, qui viennent particulièrement des organismes récifaux; structures géopétales et “shelter pores“ dans un sédiment fin;
Rudstone récifal; avec de grands bioclastes, c’est à dire des fragments cassés venant des colonies
de constructeurs récifaux; pas de matrice;
Boundstone; organismes sessiles sur place; développé en framestone, bindstone ou bafflestone;
Wackestone; avec des organismes complètement conservées, qui sont bien ancrés dans la matrice
micritique; peu de bioclastes; la faune endobenthique et épibenthique est bien conservée;
Wackestone ou micrite bioclastique; fragments des différentes organismes, qui sont structurallement homogènisées par bioturbation; bioclastes pouvant être micritisés;
Packstone ou Wackestone; avec des bioclastes encroûtés et arrondis;
Grainstone; avec des bioclastes encroûtés et du ciment sparitique;
Grainstone ou rudstone bioclastique; avec des accumulations d‘ organismes; on y constate une dominance
de certains genres d’organismes (comme, par exemple des dasycladacées, des coquilles ou des crinoides);
Grainstone biosparitique; avec des onchoïdes;
“Lags“; sédimentation restreinte; particules encroûtées et arrondies, en partie mélangées à des ooides et des péloides, qui sont noircis ou encroûtés de fer; aussi des phosphates et des lithoclastes allochthones; en général en lits fins;
Oolithe; composée des ooides bien classés et parfaitement développés; le diamétre est souvent
entre 0,5 et 1,5 millimètres; en général texture dense; toujours lamination oblique de rides;
Grainstone à péloides; en partie avec des accumulations de coquilles d‘ ostracodes ou de foraminifères;
Grainstone ou pélsparite; avec des péloides isolés ou agglutinés et des particules encroûtées;
Grainstone à foraminifères ou à dasycladacées; avec des accumulations d‘ organismes;
Loférite; mudstone ou wackestone laminée; parfois avec un passage progréssif à une pélsparite avec
des structures fenestrae; contenant souvent des ostracodes et des péloides; parfois des foraminifères, gastéropodes et algues;
Mudstone à algues ou stromatolithes;
Mudstone à spongiostromes; strustures algaires en faisceaux dans une micrite très fine;
Wackestone ou floatstone onchoïdique; micrite avec de grands onchoïdes;
Micrite homogéne; pas de lamination, pas de fossiles; parfois riche en cristaux de gypse;
Rudstone ou floatstone; avec des grandes lithoclastes et bioclastes; composé de micrite sans
fossiles ou de siltite; peu de matrice; parfois lamination de rides;
3
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1
2
Numéro de
zones de faciès
FZ 1
Critères caractéristiques
Spiculit (radiolarite); soit mudstone ou wackestone sombre, argileux et riche en matière organique,
soit calcaire siliceux à spicules; les piquants sont en général orientés;
Type standard de microfaciès (type SMF)
dans des chenaux de marées à cause d’une sédimentation ralentie;
“brèche intraformationelle“;
dans des replats de marées hypersalinés; Sebkha; plate-forme cotière évaporitique;
domaines sans mouvement d’eau; milieu peu profond; back-reef; souvent
dans des bordures des replats et des chenaux;
dans des replats de marées; épandages cotièrs;
fréquent dans des zones de marées; plate-forme cotière;
dans des baies très restreintes et isolées;
dans des barre de marées et dans des chenaux lagunaires;
milieu très peu profond et très chaud; circulation très restreinte;
plate-forme restreinte à circulation d’eau peu agitée; domaine d’influence des
marées;
dans des zones à haute énergie; bas-fonds oolithiques; barres côtières et
barre de marées;
sédimentation ralentie dans un milieu à forte érosion; à la marge de la plateforme restreinte;
milieu à énergie forte à modérée; niveau d’eau très restreint; plate-forme
fermée;
en général dans la bordure de la marge de la plate-forme;
bordure des barres sableuses calcaires avec une érosion permanente; dans des
domaines à circulation d’eau constante ou au-dessus de la base de vagues;
inversion structurale: composantes venant des milieu à haute énergie sont
resédimentées dans des domaines peu profonds voisins;
milieu peu profond avec une circulation d’eau libre; juste au-dessous de la
base de vagues;
plate-forme lagunaire avec circulation d’eau libre; milieu xd’eau peu ou pas
agité au-dessous de la base de vagues;
structures organiques, par exemple un récifal;
bordure récifale externe; débris venant de récifal; en général milieu à haute
énergie;
faciès de la bordure récifale caractéristique;
marge de la plate-forme externe; plate-forme extrene; apport épisodique;
bassin ou plate-forme externe;
marge de la plate-forme externe; plate-forme externe;
bassin marin profond; sédimentation peu importante;
Zones de faciès caractéristiques
I. Introduction
Tableau I.3.1 : Classification des types de faciès (types: « SMF ») utilisés dans ce travail (modifié et adapté d’après
FLÜGEL 2004, 1972 et WILSON 1975) ;
I. Introduction
4.
Cartographie géologique
Plusieurs sources de données ont été utilisées:
• Affleurements ; plus de 300 affleurements parmi les plus représentatifs ont été choisis
et analysés. Des échantillonnages systématiques ont été effectués;
• Photos aériennes ; ils ont constitué le premier soutien des travaux effectués sur le
terrain. Elles étaient destinées à confirmer ou améliorer l’interprétation des affleurements les plus caractéristiques, et à fournir des informations supplémentaires sur
des régions moins accessibles. Ces documents photographiques ont en général
fait apparaître les grandes structures régionales. Les photos aériennes à l’échelle
1/40.000 et 1/50.000 ont couvert une grande partie de la région étudiée.
• Anciens travaux et carte géologique déjà élaboré ; dans la région d’Agbhala il n’existe q’une seule carte géologique (à l’échelle 1 :50 :000) élaboré par Fadile (1987) ;
cette carte est très détaillé et précises mais ne comporte pas le fond topologiques ;
on a pu projeté cette carte sur un fond topographique ; les autres cartes géologiques
existantes sont d’une petite échelle sont d’une grande ou très grande échelle ;
• Images satellitaires
• Cartes topographiques à l’échelle 1 : 50.000
• Modèle Numérique de Terrain (MNT, Digital Elevation Model, DMT)
Ces données ont été saisies, archivées et modifiées avec les outils de la géoinformatique
(voir figure I.3.4). En raison de leur disponibilité nous avons pris des logiciels commerciaux, notamment le Systeme d’Information Géographique (SIG) « ArcGis 9 » de ESRI et
« ERDAS IMAGE 8.7 » de « Leica Geosystems ».
Figure I.3.4 : Concept de l’utilisation de données pour la réalisation d’un système d’information géographique (SIG)
pour la région de Ouaouizarth et d’’Aghbala.
Le résultat est tout d’abord une archive de données spatiales sur une application locale,
comprenant une base de données spatiale avec des fonctions diverses. Cela nous a
permis de réaliser une carte géologique de la région d’Aghbala à l’échelle 1/50.000,
montrant les formations et les structures tectoniques actuelles. Elle est accompagnée
15
I. Introduction
d’une carte d’affleurements, qui montre les différents secteurs, et aussi la situation des
affleurements étudiés et des coupes sédimentologiques et structurales levées. Mais
bien entendu, chaque autre distribution ou résultat à la base de ce système sera facilement réalisable.
Pour la région de Ouaouizarth-Afourer nous avons de même établi un répertoire de
données spatiales. Dans ce travail une carte géologique à l’échelle 1/50.000 suivie
d’une carte d’affleurements est attachée comme résultat.
La répartition des feuilles régulières à l’échelle 1/50.000 servant de fond topographique
pour la carte géologique de la région d’Aghbala est ainsi (voir figure I.3.5) :




Carte du Maroc 1:50.000, Feuille NI-30-I-3a, 1974, Zawyat Ech Cheïkh
Carte du Maroc 1:50.000, Feuille NI-30-I-3b, 1974, Al Qbab
Carte du Maroc 1:50.000, Feuille NI-30-I-1c, 1977, Tizi Nisly
Carte du Maroc 1:50.000, Feuille NI-30-I-, Aghbala
Figure I.3.5 Découpage en cartes topographiques 1 :50.000 (nom et numéro des feuilles) de la carte géologique
d’Aghbala et de Ouaouizarth.
Elle couvre ainsi le secteur compris entre 6°0‘ et 5°30‘ de longitude ouest, et entre
32°45’ et 32°15’ de latitude nord.
La répartition des feuilles régulières à l’échelle de 1/50.000 servant de fond topographique pour la carte géologique de la région de Ouaouizarth-Afourer est ainsi (voir figure
I.3.7) :
 Carte du Maroc 1:50.000, Feuille NI-29-VI-2c, 1982, Beni Mellal
 Carte du Maroc 1:50.000, Feuille NI-29-VI-1b, 1980, Afourer
 Carte du Maroc 1:50.000, Feuille NI-29-VI-2a, 1975, Ouaouizarth
16
I. Introduction
Elle couvre le secteur compris entre 6°34‘ et 6°15‘ de longitude ouest, et entre 32°5’ et
32°21’ de latitude nord.
5.
Interprétation tectonique
Finalement, la construction des coupes tectoniques sur le terrain a permis de regrouper
les différents secteurs, offrant ainsi une vue d’ensemble de la structure actuelle de la
chaîne. Dès lors, non seulement les affleurements, mais aussi les coupes ont constitué
la base des données de la carte géologique élaborée.
Les Pollens - Moyen de datation ?
Après la datation absolue des coulées basaltiques (BARDON 1978, HAILWOOD 1971 et WESTPHAL
1979), il y a surtout les Pollens, qui sont utilisables pour classer stratigraphiquement les couches rouges.
Jusqu’à maintenant, il n’y a pas encore une biostratigraphie a base de palynomorphes, à cause de la mauvaise conservation de la flore. Pourtant, certains travaux sporadiques s’y adonnèrent.
Ce fut à partir d’études sur les Grès de Guettioua du Moyen Atlas, qu’on situa cette formation à la partie supérieure du Jurassique moyen grâce aux bois fossiles (LEVEQUE 1961, ATTIMS 1965, Du DRESNAY
1969, CHOUBERT & DIOURI 1969). Mais ces auteurs reconnurent la difficulté d’une datation précise à partir
de ces restes.
Les analyses effectuées sur les pollens des Conifères de la Formation d’Iouaridène du Haut Atlas Central soulignent l’âge Jurassique moyen probable (JENNY 1981, COURTINAT & JENNY 1984) mais n’excluent
pas la possibilité de la présence du Malm. Dans ce cadre, fut proposée une nouvelle espèce, Diadocupressacites moghrebiensis (Courtinat & Jenny 1984), un grain de Pollen à l’habitus de Speripollenites.
Un travail postérieur dans les couches rouges du Haut Atlas, démontra l’impossibilité d’une datation
avec les palynomorphes trouvés (MOHR & SEUFERT 1987). Ces recherches évoquèrent uniquement le milieu de dépôt : un milieu deltaïque semi-aride à aride avec des pluies périodiques.
De nouvelles études reprennent les recherches précedemment entreprises sur les charophytes dans
l’Aptien du Haut Atlas oriental (FEIST et al. 1999) et dans la limite jurassico-crétacée du Haut Atlas central
(HADDOUMI et al.). Mais les résultats et la faune trouvée reste, surtout dans les couches rouges jurassicocrétacé, très restreinte.
Ce bref rappel résumant les efforts d’une datation à base de la flore, montre que les résultats restent
fragmentaires et ne fournissent pas encore les preuves solides attendues.
Problèmes rencontrés au cours de l’étude
A côté de la datation dans les assises des « couches rouges », divers problèmes se sont manifestés
au cours de ce travail:
En ce qui concerne l’analyse des affleurements, l’étendue du terrain a rendu la collecte des données
difficile. Il s’est avéré impossible d’examiner tous les affleurements disponibles. C’est pour cette raison que
nous avons choisi les lieux les plus caractéristiques, offrant les meilleures conditions d’observation et permettant les interprétations les moins hasardeuses.
De plus, une carte géologique de la région d’Aghbala basée sur un fond topographique n’était pas encore existante, malgré une grande quantité de travaux sur la Géologie du versant Nord du Haut Atlas.
Le système d’information spatiale résultant peut être pris pour compléter au fur et à mesure la connaissance géologique par des travaux postérieure. Il est complètement extensible et capable d’accueillir des
données plus détaillées pour chaque location de la bordure nord du Haut Atlas central.
17
I. Introduction
4.
Historique des recherches
D’une manière générale, on peut diviser la recherche géologique au Maroc et particulièrement en ce
qui concerne le système atlasique en quatre étapes.
Après d’anciennes exploitations minières datant du Moyen Age et du 16ième siècle dans le Haut Atlas, surtout ciblées sur le fer, l’argent et le cuivre, l’exploration géologique s’amorce au 19ième siècle. Pendant ce temps,
plusieurs expéditions françaises, anglaises et allemandes ont découvert l’Afrique du Nord pour la recherche géographique et géologique. Une première subdivision du système montagneux marocain en Haut Atlas, Moyen Atlas
et Anti Atlas ou Petit Atlas (RITTER 1822) fut réalisée.
La deuxième étape, qui a approximativement duré jusqu’à 1950, fournit les grandes monographies
régionales de l’équipe de géologie du Services des Mines à Rabat. Les premières cartes géologiques sont
publiées (ROCH 1930, DUBAR & DESPUJOLS 1939)
Une troisième étape s’est concentrée sur les analyses détaillées réalisées en équipe. Il s’agit des recherches géoscientifiques modernes, qui ont commencé avec la belle carte géologique du Maroc de CHOUBERT et al. (1956) à l’échelle du 1/500.000, qui prèsente une base fondamentale pour tous les travaux postérieurs. C’est alors que la Formation de Tilougguit fut définie, comme Jurassique continental, comprenant
localement la base du Crétacé. Les « couches rouges » furent quant à elles classées comme un ensemble «
infra-cénomanien ».
Pendant les années 50, 60 et 70, les recherches ont visé la stratigraphie, la paléontologie et la paléogéographie des systèmes atlasiques. Pour le Haut Atlas central il y a surtout les travaux sur le Jurassique de
DUBAR (1962-1978), CHOUBERT & FAURE-MURET (1962) et DU DRESNAY (1963-1988) qui sont essentiels pour les recherches suivantes.
Plus tard, SEPTFONTAINE (1984) a proposé une biozonation détaillée du Lias inférieur et moyen haut
atlasique par les foraminifères imperforés. Un livre de référence sur les éléments de la géologie marocaine a
été édité par MICHARD (1976). La sédimentologie des « couches rouges » triasique et jurassique est mise
en évidence par LORENZ (1976), et plus tard notamment par MATTIS (1977) et MANSPEIZER (1976-1978),
qui ont daté les coulées basaltiques par la radiométrie.
Par la suite, on s’est concentré sur l’analyse des grands accidents et leur influence sur l’évolution synou postsédimentaire. C’est tout d’abord MONBARON (1982) qui a proposé une carte géologique de Beni
Mellal au 1/100.000, et fourni des travaux détaillées (MONBARON 1980-1983). Entre les nombreuses études,
il faut mettre en relief celles de MATTAUER et al ( 1977), PROUST et al. (1977), JENNY et al. (1981-1984),
JACOBSHAGEN et al (1986-1994) et LAVILLE (1985)
A partir de 1985 une équipe marocaine et française des universités d’El Jadida, de Marrakech et de
Toulouse se met en place afin de traiter par la stratigraphie séquentielle et la paléontolgie, les problèmes de
l’évolution géodynamique du Haut et du Moyen Atlas. Il s’agit surtout des travaux de SOUHEL et CANEROT
(1985-actuel), SADKI (1984-1986), EL HARIRI (1989-actuel), BOUCHOUATA (1994), ETTACHINI (1992-actuel) et CHAFIKI (1994-actuel).
Finalement, des recherches actuelles utilisent les nouvelles technologies et en particulier les systèmes d’analyse. Surtout les progrès dans les domaines des satellites, l’observation de l’espace (ARBOLEYA,
TEIXELL) et les nouveaux media fournissent une grande quantité d’ informations détaillées. C’est surtout la
dissémination de ces données qui reste encore très pauvre. Ainsi on ne dispose pas à ce jour d’un système
d’information fonctionnel sur le Haut Atlas. C’est dans ce cadre et avec la volonté de combler une partie de
ces lacunes que se situe le présent travail de thèse.
18
II. Enregistrement sédimentaire
19
1.
Introduction
Les dépôts du système mésozoïque ici considéré dominent fortement la région d’étude. Surtout au Jurassique, les affleurements sont abondants et leur lithologie de même que leur stratigraphie ont déjà fait l’objet d’un
grand nombre de recherches détaillées. Par contre, les témoins sédimentaires du Trias et de l’intervalle courant
du Crétacé final à l’Actuel restent géographiquement restreints. Ici, les possibilités d’études sont limitées et il y
a encore un manque d’informations détaillées.
Dans ce travail, nous nous sommes concentré aux dépôts problématiques, notamment aux dépôts
détritiques du Jurassique et du Crétacé, qui constituent l’essentiel de notre analyse. De ce fait, ce sont les
synclinaux, qui ont particulièrement attiré notre attention. En particulier le synclinal d’Aghbala, qui est situé
exactement à l’articulation entre le Haut Atlas, le Moyen Atlas et la Haute Moulouya, s’avéré la région clé de
ce travail.
Cinq grands ensembles lithologiques spécifiques ont été retenus pour une analyse détaillée. Ils ont été
choisis par rapport à l’évolution sédimentlogique et géodynamique de la chaîne atlasique. Il s’agit des unités
successives suivantes :
•
•
•
•
•
les terrains anté-jurassiques (Permien-Trias)
les carbonates jurassiques (Hettangien à Bathonien)
les couches rouges (Bathonien à Barrémien)
le Crétacé non-basal (Aptien à Turonien)
le Crétacé sommital et le Cénozoïque (Sénonien à l’Actuel)
Il y a une grande quantité de formations qui ont été crées au sein de l’enregistrement sédimentaire,
depuis le Trias supérieur jusqu’au Turonien. En fait, pendant des décennies de recherches, il y a une terminologie exhaustive, ce qui rend la vue d’ensemble difficile. Dans ce travail, nous avant regroupé quelques formation, là où cette opération nous semble utile et sans risque de perte d’information. Mais ce regroupement
est toujours accompagné d’un tableau comparatif et historique. En plus, par souci de clarté, nous avons évité
toute création nouvelle de formation.
Les formations décrites dans le present travail figurent toutes sur les deux nouvelles cartes géologiques, la feuille de Ouaouizarth et d’Aghbala. Leurs définition a été été empruntée par référence aux cartes
géologiques du domaine atlasique déjà existantes, notamment :
•
•
•
•
•
•
•
•
Carte géologique du Maroc, feuille 2 (Rabat) au 1 :500.000ième (CHOUBERT 1957)
la feuille d’Afourer au 1 :100.000ième (ROLLEY 1978)
Carte géologique du Maroc, au 1 :1.000.000ième (HOLLARD 1985)
la feuille d’Azilal au 1 :100.000ième (JENNY 1985)
la feuille de Beni Mellal au 1 :100.000ième (MONBARON 1985)
la feuille de Demnat au 1 :100.000ième (Le MARREC 1985)
la feuille d’Imilchil-Khènifra Sud au 1 :100.000ième (FADILE 1987)
la feuille de Zawyat Ahançal au 1 :100.000ième (JOSSEN 1990)
Outre ces cartes géologiques, nous avons considéré les recherches détaillées, notamment pour le
Trias (LORENZ 1976, LAVILLE 1991, EL ARABI et al. 2006), le Lias carbonaté inférieur (SEPTFONATINE
1986, JENNY 1988, SOUHEL et al. 2000, CHAFIKI et al. 2004, CANEROT et al. 2002) les sédiments continentaux du Dogger, autrement dit le «Jurassique continental» (JENNY 1981, SOUHEL 1996, ANDREU 2003)
et le Crétacé (SOUHEL 1997, CHARRIERE 2005, HADDOUMI 2008, ETTACHFINI 2008).
20
Epaisseur
moyen approx.
[m]
Etage
Sénonien
CRETACE SUPERIEUR
Lithologie
Sédiments tertiare
Molasse rose
Maastrichtien
plate-forme carbonatée du Sénonien
Carbonates supérieurs
Campanien
Santonien
Sénonien
5
ième
intercalation terrigène
Coniacien
Turonien
plate-forme carbonatée
du Cénomano-Turonien
Ben Cherrou
Cénomanien
Plate-forme
carbonatées du
Crétacé
Polarité:
Atlantique/
Tethysienne
3000
CRETACE INFERIEUR
C R E T A C E
Formations
Conglomérats
Mio-Pliocène
EOCENE
CENOCOIQUE Ere
Période
Epoque
Albien
Aptien
Ouaouizarth
4ième intercalation terrigène
Aït Tafelt
plate-forme carbonatée locale de l’Aptien
Barrémien
Hauterivien
Jbel Sidal
Valanginien
Berriasien
2
MALM
Tithonien
Kimméridgien
Iouaridène
Oxfordien
1
Callovien
DOGGER
Guettioua
Bathonien
“Les couches
rouges“
red beds
2000
Tilougguit
Bin El Ouidane III
Bin El Ouidane II
plate-forme carbonatée du Dogger
Bin El Ouidane I
Aalénien
dépôts locaux des couches rouges du Toarcien
Azilal
Toarcien
Pliensbachien
Amezraï
LIAS
Z O I Q U E
J U R A S S I Q U E
Bajocien
couches rouges du Dogger
et du Crétacé inférieur
Domérien
Aganane
Polarité:
Tamadout
Tethysienne
1000
Carixien
O
Jbel Rat
plate-forme carbonatée liassique
Plate-forme
carbonatées du
Jurassiques
E
S
Jbel
Taguendouft
M
Sinémurien
KEUPER
T R I A S
Aït Bou
Oulli
Hettangien
Rhétien
Aït Ras
Argiles roses
Norien
couches rouges permo-triassiques
Aït Adel
Figure II.1.1: Coupe synthétique et tableau montrant les différentes formations lithologiques et les grands cycles sédimentaires.
21
Le découpage en formations sédimentaires adopté (voir Figure I.1.1) peut donc être considéré comme
représentatif pour la bordure nord du Haut Atlas central et prends en considération les grands cycles terrigène-marins suivantes :
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
22
les dépôts des couches rouges permo-triassiques
1ière intercalation terrigène
la plate-forme carbonatée liassique
les dépôts locaux des couches rouges du Toarcien
la plate-forme carbonatée du Dogger
les dépôts des couches rouges du Dogger et du Crétacé inférieur
la plate-forme carbonatée locale de l’Aptien
les dépôts des couches rouges du Crétacé inférieur
la plate-forme carbonatée du Cénomano-Turonien
les dépôts des couches rouges du Crétacé supérieur
la plate-forme carbonatée du Sénonien
2.
Les terrains anté-jurassiques
2.1
Introduction
Le Permo-Trias représente la base de la couverture mésozoïque discordante sur le socle hercynien. Il
s’agit de dépôts détritiques, continentaux et on leur a attribué le nom de « couches rouges permo-triasiques »
(TERMIER, 1936).
Ces sédiments terrigènes ont été divisés en deux grandes unités (LORENZ 1988).
A la base, le premier ensemble est constitué de conglomérats, de grés et de dépôts détritiques grossiers. On a observé une grande variation d’épaisseur, de quelques dizaines de mètres dans le Haut Atlas de
Marrakech (MANSPEIZER, 1978 ; FIECHTNER, 1992), à plus de 2000 mètres dans le bassin d’Argana, dans
le Haut Atlas occidental (TIXERONT, 1973 ; BROWN, 1980). En général, les dépôts sont plus développés au
nord-est que dans le sud-ouest.
Cette première unité est très pauvre en fossiles et l’âge de sa limite inférieure est difficilement décelable. Un exemple est fourni par le bassin de Khénifra, dans le Moyen Atlas Central, où l’unité du Permien inférieur (Autunien) à été datée grâce à la découverte de fragments de Walchia (TERMIER, 1936 ; CAUSMINER,
1977), une coniférale caractéristique du Permien.
Le milieu de dépôt est exclusivement continental, soit fluviatile, soit de plaine alluviale, à l’intérieur de
bassins intramontagneux, d’extension réduite (PIQUE, 1993).
Le deuxième ensemble comporte des niveaux détritiques et évaporitiques d’âge triasique supérieur
à liasique basal (LORENZ, 1988), qui ont une extension latérale beaucoup plus large dans tout le domaine
atlasique, et une épaisseur très importante. Il est lui-même subdivisé en deux parties :
- la partie inférieure qui montre des conglomérats et des grés. On ne rencontre cette série datée du
Carnien par des palynomorphes (CAUSMINER, 1976 ; BIRON, 1982, BEAUDELOT, 1984), que dans le
domaine atlasique où elle atteint une épaisseur de 250 mètres à Kerrouchen, au nord du secteur étudié (LORENZ ,1976). Elle a été dénommée par le terme du « groupe de Timenkar » (LE MARREC, 1985).
- la partie supérieure présente des argiles rouges et des silts à intercalations d’évaporites, notamment
de la halite et du gypse. Au nord, les dépôts sont plutôt évaporitiques, tandis que vers le sud de l’Atlas ils deviennent de plus en plus terrigènes et pélitiques. A Kerrouchen, ils s’étalent sur une épaisseur de 275 mètres
(LORENZ 1976). Dans cette série on observe des intercalations de coulées volcaniques, essentiellement tholéïtiques, qui peuvent atteindre une centaine de mètres d’épaisseur. L’analyse isotopique a indiqué pour leur
mise en place un âge d’environ 205 Ma, donc représentatif de l’intervalle carnien à norien (PIQUÈ, 1993).
La série supérieure du Trias est présente dans l’ensemble du Maroc et elle porte le nom du « groupe
de Rhojdama » (LE MARREC, 1985).
Les « couches rouges permo-triasiques » sont surmontées par les premiers dépôts carbonatés au
Mésozoïque, les calcaires dolomitiques marnes et gypse du Lias inférieur, caractérisant la Formation d’Aït
Ras.
Les affleurements du Trias sont très rares sur le terrains d’étude, dans les régions de Ouaouizarth et
d’Aghbala, et les formations correspondantes sont souvent masquées par les dépôts postérieurs (voir figure
II.2.1).
Dans ces conditions, l’ensemble ici considéré sera discuté à partir des observations sur les rares affleurements établis au nord de la carte d’Aghbala, et par référence à la littérature.
23
Figure II.2.1: Terrains sédimentaires du Paléozoïque et du Trias et localisation des affleurements étudiés du Trias supérieur.
2.2
Historique
L’analyse des dépôts anté-jurassiques manque encore de résultats détaillés. Les travaux existants se
concentrent sur le Haut Atlas occidental, dans les régions de Marrakech et de Demnate ainsi que sur le Haut
Atlas oriental (voir figure II.2.2). Ils sont relativement récents par comparaison avec les recherches sur les
dépôts jurassiques. Il y a d’abord les synthèses générales (TERMIER, 1936 ; LORENZ, 1976) et les études
sur les séries salifères (SALVAN, 1974, 1984) et cuprifères (TIXERONT, 1973), qui se sont concentrées pour
la première fois sur les couches permo-triasiques de la chaîne atlasique. Les premières cartes géologiques
détaillées de la région atlasique ne disposaient pas encore, à l’époque, d’une zonation différenciée (ROLLEY,
1977). C’est avec les feuilles géologiques de Demnat (LE MARREC, 1985) et d’Azilal (JENNY, 1985) et les
notes explicatives associées, que le Permien et le Trias ont été bien individualisés pour la première fois sur
carte. Ces travaux régionaux ont été précédés par des analyses détaillées des Pollens (COUSMINER, 1976,
BIRON, 1982, BEAUDELOT ,1984).
Par la suite, ce sont les datations des coulées basaltiques, qui ont apporté des informations sur l’âge
absolu des séries triasiques (FIECHTNER ,1992)
La direction des nouvelles recherches porte soit sur les pollens (EL ARBAI, 2006) soit sur l’évolution
tectonique (LAVILLE, 1984, 1991 ; QARBOUS, 2003 ; TOURANI, 2000), en se basant sur des terrains d’études bien circonscrits. Désormais, ce sont surtout les Pollens qui fournissent des nouvelles informations détaillées sur les couches permo-triasiques.
24
Calcaires montés
le long des failles
Paléoz.
indéterm
Paléoz.
Socle
0
1000
Conglomérats
basals
Carbonifère
non reconnu
Conglomérats, grès, silts
Grès de Tanoumri
Autunien
Trias Supérieur
Ensemble 2
Couches Rouges Permo-Triasiques
Conglomérats et Grès
Série inférieure
Trias
Basaltes en coulées, niveaux sédim.
Argilites
roses
Argiles brunes
à gypse
Série supérieure
Lias basal
Argiles roses à paillettes de gypses
au seins des coulées basaltiques
Norien
Argiles
roses &
gypses
Formation
d’Aït Aadel
Coulées des basaltes altérées,
calcaires lacustres
Évaporites, térrigènes & coulées basaltiques laguno-marins
superière
Silts & pélites rouges
Argiles roses
à gypse et sel
Groupe de Rhojdama
Silts argilo-carbonatés
à aspect de brique pilée
Formation de Tafilalt
Grès éolisés, silts bruns,
niveaux cuprifères
Form. des
Argiles
supérieures
Sinémurien
moyen
Dolomies, marnes gypses
Carbonates
Liassiques
Hettangien (?)
Marnes &
dolomies
Hettangien (?)
Marnes & dolomies
Formation
d’Aït Ras
Lias
Marnes & dolomies
(+ gypse)
Formation
d’Aït Ras
Calcaires oolithiques
Argiles à paillettes
de gypse
Hettangien
Formation d’
Aït Bou Oulli
Argiles
roses
Jenny
Monbaron
(1985)
(1982)
carte géolologique carte geologique de
d’Azilal
Beni Mellal
Autunien
Grès rouges
Grès & marnes rouges
Carnien
Silts rouges, conglomérats
Formation d’Anouffig Formation de l’Oukaïmeden
Groupe de Timenkar
Grès lités roses
Formation
d’Aït Aadel
Coulées de basalte altéré
Basaltes
des Aït Aadel
Norien Hettangien
Le Marrec
(1985)
carte géologique de
Demnat
Ensemble 1
Détritiques grossiers
Stéphanien
Silts, grès, conglomérats, calcaires,
calcaires à oncolithes
Formation
d’Abadou
Argiles
roses
Form. des
Formation de
Argiles
Tazawrout inférieures
Silts rouges
Formation de Tafilalt
Trias supérieur
Formation de l’Oukaïmeden
Grès lités roses
Formation de l’Oukaïmeden
Groupe de Rhojdama
Dolostone
Jossen
(1990)
carte géologique de
Zawyat Ahançal
Formation de Formation
Temsammate d’Iminogoug Formation d’Issfoula
25
Haut Atlas
de Marrakech
Conglomérats lités,
grès fluviatiles
1100
El Arabi et al.
(2008)
Silts violets, grès fluviatiles,
conglomérats
1200
Carnien
Groupe de Timenkar
1350
Silts
supérieurs
1500
Anisien
Basaltes
tholéïques
Formation
d’Aït Ras
1600
Formation des Argilites
Argiles
roses
Epaisseur
moyen
[m]
unité inf. sup.
Silts inférieurs Formation de l’Oukaïmeden
Basaltes
tholéïques
Nomenclature
adoptée
non reconnu
non reconnu
Termier
(1936)
Lorenz
(1976)
Socle
Carbonifère Paléoz.
Namurien indéterm. hercynien
(?)
Figure II.2.2: Coupe synthétique et tableau montrant les différentes interprétations stratigraphiques du Trias.
25
2.3
Observations
Sur la carte d’Aghbala, les dépôts du Trias apparaissent dans deux conditions d’affleurement différentes : soit ils forment des successions lithologiques continues, relativement épaisses, progradantes sur le socle
hercynien, soit ils sont disposés en petites écailles métriques à décamétriques associées mécaniquement à
des coulées des basaltes du Dogger.
Structures
Lithologie
Formations
Formation
d’Aït Ras
90
Epoque
LIAS
Hettangien (?) Etage
Epaisseur
Les épaisses successions lithologiques se trouvent en forte discordance angulaire sur le socle paléozoïque. Toutefois, le contact avec le substratum n’est pas observable sur le terrain d’étude. Mais on en repère
plusieurs dans la vallée de l’Oued Scrou au nord, près de la ville de Khénifra. Ici, les dépôts paléozoïques
affleurent sur une grande superficie. Il s’agit du flysch constituant le socle carbonifère supérieur ou permien
inférieur (Stéphanien ou Autunien selon CHOUBERT, 1957). En s’approchant vers le système atlasique à
l’est, le Trias affleure en recouvrant le Paléozoïque et en formant un relief important.
Fe
Argiles
inférieures
30
Formation
d’Aït Aabel
50
TRIAS SUPERIEUR
Norien (?) - Rhaetien (?)
Argiles
Supérieures
D
10
5
m g c
Figure II.2.3 : Coupe sédimentologique interprétative des affleurements 107 à 109 ; dépôts du Trias supérieur en
contact direct avec le Jurassique carbonaté.
Les couches permo-triasiques forment des successions lithologiques épaisses surtout au nord de la
carte d’Aghbala, mais leur contenu est souvent très altéré et difficilement analysable. Une coupe continue
paraît impossible à lever. Concernant la lithologie, il s’agit d’argiles roses d’une grande épaisseur, de silts
et parfois de grès fins. Il y a également une quantité considérable de couches évaporitiques, notamment
26
du gypse. Intercalés dans cette succession apparaissent des basaltes tholéïtiques, très sombres, avec un
grand taux en fer. On note des bancs calcaires interstratifiés. Il s’agit de couches centimétriques de calcaires
gris-foncé, massifs, avec des surfaces nettes, parfois ondulées. Horizontalement, ils s’étalent sur quelques
centaines de mètres. Malgré leur rareté, il y a quelques affleurements observables (affleurements 107, 108,
109, voir figure II.2.1).
L’épaisseur de cette colonne lithologique est difficilement déterminable, mais on peut l’estimer de 50 à
200 mètres. Surtout vers la ville de Khénifra, dans la vallée de l’Oued Scrou, et en direction de la Meseta les
épaisseurs augmentent progressivement.
Les dépôts observés au cours de notre étude peuvent facilement être corrélés avec les Argiles supérieures et Inférieures et avec les basaltes de la Formation d’Aït Aabel, grâce à leur lithologie.
Les écailles permo-triassiques soulevées affleurent soit le long des accidents, soit à côté des basaltes injectés, presque exclusivement dans le synclinal d’Aghbala. Parfois, on trouve la même succession classique du Trias, les basaltes tholéïtiques étant intercalés dans les argiles roses (affleurements 26, 29, 330). Ici,
les couches on gardé leur stratification en montant « en bloc ». Sur le terrain ils sont facilement repérables,
grâce à une exploitation à très petite échelle de ces argiles fines par la population locale.
Il y a souvent des petites assises carbonatées au sommet de ces écailles. Il s’agit des calcaires lités de
la base de la série Liasique. Ce fait, conjointement avec la lithologie des argiles roses, confirme qu’il s’agit du
sommet de la série du Trias, notamment des témoins du « groupe de Rhojdama ».
Par contre, on trouve rarement des schistes paléozoïques intercalés dans les écailles (affleurement 1).
Cela peut être un indice pour une faible épaisseur des couches rouges sur la chaîne atlasique ou du socle,
qui est considérablement moins profond que sur la Meseta.
2.4
Extension latérale
Sur le terrain d’étude, les affleurements sont très restreints, mais au nord de la carte géologique
d’Aghbala, le Trias continental et les coulées basaltiques recouvrent une grande superficie. En réalité, c’est
à l’articulation entre le Moyen Atlas, le Haut Atlas et la Haute Moulouya, que ces affleurements sont les plus
abondants. Surtout sur le plateau de la Haute Moulouya, le Trias forme souvent la base des coupes du Crétacé. Ici, le Crétacé recouvre en effet en discordance angulaire le Trias basaltique (coupes SA et ST, voir
chapitre II.5. sur le Crétacé non-verbal »). Le Lias y est complètement absent.
A la limite avec le Moyen Atlas, le Lias basal recouvre le Trias continental ou basaltique. Au-dessus
apparaît un Jurassique carbonaté très réduit et surmonté par le Crétacé carbonaté. Les séries Mésozoïques
ont alors une très faible épaisseur en comparaison avec celles qui se trouvent conservées à l’intérieur de la
chaîne, à une dizaine de kilomètres plus au sud.
2.5
Milieu de dépôt et paléogéographie
Pour l’ensemble inférieur, on n’a pas encore trouvé une détermination précise du milieu de dépôt. Son
origine marine ou continentale est diversement appréciée. Lorenz, par exemple a indiqué un dépôt continental lié à des accidents au sein d’une plaine alluviale et sur de vastes sebkhas (LORENZ, 1976). Van Hosten
a interprété le sommet de l’unité comme un dépôt paralique, surtout lagunaire, qui devient de plus en plus
important vers le nord-est, à l’approche de la frontière algérienne (VAN HOSTEN, 1977). Finalement Salvan,
Piqué et Laville ont évoqué dans leurs travaux une sédimentation dans une mer peu profonde déjà existante
au Trias. Pour ces derniers, le changement du chimisme dans cette mer se produisit seulement au Jurassique
carbonaté (SALVAN , 1984 ; PIQUE, 1993).
Trois éléments doivent effectivement être pris en considération dans cette interprétation. Premièrement
la présence fréquente d’halites. Soit on peut estimer localement un milieu marin à cause de l’importance de
ce dépôt dans quelques régions, soit un milieu comparable aux sebkhas actuelles.
27
Deuxièmement on observe des niveaux incontestablement marins d’une très faible profondeur.
Enfin on a observé des couches certainement subaériennes, qui forment des “croûtes de caliches“
dans des argiles. Les caliches désignent des croûtes de nitrate de sodium (NaNO3), sédimentées sous un
climat aride par précipitation terrigène de sel.
En résumé, il s’agit probablement d’une vaste plate-forme lagunaire en contact avec des milieux marins
francs, de polarité téthysienne, soumise à des périodes d’assèchement (BENAOUIS, 1993). Sa partie interne
est occupée par des zones subsidentes, provoquant l’accumulation des séries détritiques. L’évolution de l’ensemble inférieur à supérieur traduit certainement une tendance transgressive.
Figure II.2.4 : Esquisse paléogéographique du Trias supérieur.
2.6
Conclusion
Les « couches rouges permo-triasique » sont déposées en discordance angulaire sur le flysch carbonifère appartenant à l’orogène hercynien.
A partir du Permien inférieur, probablement déjà au Stéphanien (LE MARREC, 1985), le Haut Atlas
est devenu le dépôcentre à forte sédimentation détritique continentale, dans une structure de type « rift intracontinental » (STETS & WUSTER, 1981). Ces « couches permo-triasiques » sont dominées par des faciès
argileux, évaporitiques, silteux, parfois gréseux intercalés de coulées basaltiques. Leur épaisseur est importante et peut atteindre jusqu’à 1000 mètres dans le Haut Atlas, tout en demeurant modérée dans la région
d’étude.
Les coulées basaltiques triasiques de la Formation d’Aït Aadel du Norien (JENNY, 1985) qui peuvent
atteindre une épaisseur de 500 mètres, signalent des failles profondes. Elles montrent ainsi une tectonique
synsédimentaire en horsts et grabens (LAVILLE & PETIT, 1984). Le domaine atlasique à été alors dominé
par des petites aires de dépôts, bordées par des failles, ce qui explique la grande différence d’épaisseur des
séries concernées.
Sur les deux cartes géologiques existantes, les couches les plus anciennes datent du Trias supérieur,
probablement du Norien. On peut les corréler avec les argiles, grès, et silts roses des Argiles Inférieures et
28
Supérieures et les basaltes de la Formation d’Aït Aadel. Les petites écailles paléozoïques, qu’on observe
dans le synclinal d’Aghbala, directement liées au Trias supérieur (Norien), indiquent une faible épaisseur des
« couches rouges permo-triasique » dans cette région. Toute la succession située au-dessous des argiles
roses, que nous observons ailleurs (Groupe de Timenkar, ou détritiques grossiers de l’Autunien) semblent
absentes.
Stéphanien
VN
Namurien (?)
Viséen Stéphanien
indéterm.
D
V
hs
Lias inf.
Trias
gypseux
Dolérites
triasiques
δα
ij
t
ßrt
Permo-Trias
cont.
Lias inf.
Hettangien (?)
t
t
tg
PX
Trias
Basaltes altérés
t
ßt
Trias supérieur
Argiles
roses
tß
ta
II
rt
indéterm.
t
?
PZ
II
Grès & marnes
rouges
Lias
Hettangien (?)
Formation
d’Aït Ras
Hettangien
tVI tIVi
ßt
ji
Schistes
AR
tIVs
Trias
T3
ßt
II
Norien
ßts
Brt
Silts & pelites
rouges à
évaporites &
coulées
basaltiques
tVs
Formation
d’Aït Aadel
T2
non reconnu
Formation
d’Aït Ras
AR
II
Form. des
Argiles sup.
T1
Trias supérieur
I
Fm de
Tiranimine
Trias
AO TR
Formation
d’Aït Aadel
He
Le Marrec
Monbaron (1982) Choubert & Rolley Choubert (1957)
Hollard
Jenny
(1985)
carte géologique
carte géologique
(1985)
(1985)
(1977)
carte géologique de carte géolologique carte géolologique
du Maroc
de Beni Mellal
carte géologique
Demnat
1:500.000
1:100.000
du Maroc (1:1mio.)
d’Azilal
d’Afourer 1:100.000
Form. des
Argiles inf.
Fm d’Aït
Bou Oulli
0
?
Jossen (1982)
Fadile (1987)
carte géologique
carte géologique
de Zawyat Ahnçal d’Imilchil - Khènifra Sud
1:100.000
1:100.000
Hettangien I1
Hettangien
Formation
d’Aït Ras
Nomenclature adoptée
pour la carte d’Aghbala
Trias supérieur ts
Epaisseur
moyen
[m]
Cette interprétation souligne la thèse selon laquelle le Paléozoïque des zones marginales est considérablement plus profond que dans la chaine proprement dite (ARBOLYA, 2004).
Tableau II.2.1 : Comparaison de la nomenclature dans les différentes cartes géologiques.
29
3.
Les Carbonates jurassiques
3.1
Introduction
Les couches du Permien et du Trias inférieur, de milieu continental, sont suivies par les grès, évaporites et basaltes du Trias supérieur. Les assises déterminent des conditions soit marines peu profondes, soit
continentales, sous un climat chaud et aride.
Finalement, le Lias basal représente les premières intercalations franchement marines, carbonatées
et désigne ainsi l’installation d’une plate-forme subsidente, d’où l’espace disponible pour la sédimentation
marine augmente progressivement.
Il s’agit du début du système sédimentaire jurassique, qui était dominé par deux plate-formes successives, une au Lias (Les carbonates du Lias, 3.3.) et l’autre au Dogger (Les carbonates du Dogger, 3.4). Ils furent
séparés par une zone de sédimentation détritique, parfois émergé, au Toarcien-Aalénien.
Les affleurements du Lias et Dogger s’étendent largement sur des anticlinaux occupant la surface majeure de la bordure nord du Haut Atlas central. Mais à cause d’une tectonique cassante, les possibilités de
lever des coupes restent souvent limitées.
Figure II.3.1: Terrains sédimentaires du Lias inférieur à Lias moyen et Bajocien.
La base de la plate-forme liasique est formée par la formation d’Aït Ras (JENNY, 1985), qui n’est
pas très développée. Elle ne permet pas de coupes continues sur le terrain et elle est ainsi discutée par des
quelques affleurements à la bordure nord du Haut Atlas (Lias basal, 3.3.1).
Egalement pour les formations qui la suivent, les conditions restent modestes. Les formations d’Aït
Bou Oulli et de Jbel Rat (JENNY, 1985) sont analysées à partir d’une coupe levée dans la région de Jbel
30
Tazerkount (coupe du Jbel Tazerkount, 3.3.2) et des affleurements sur les flancs nord des anticlinaux chevauchants.
Stratigraphiquement au-dessus des ces dépôts plus ou moins homogènes au niveau atlasique, vient
un période de différentiation, qui nécessite d’examiner deux coupes-types différentes. Il y a d’bord un domaine de plate-forme d’une mer subtidale peu profonde représenté par les formations d’Aganane (SEPTFONTAINE, 1986) et d’Azilal (JENNY, 1985 ; coupe-type du Col de Ghnim, 3.3.2). De l’autre côté, un domaine du
bassin avec des faciès relativement profonds enregistre des formations de Jbel Taguendouft, Tamadout
(MONBARON, 1982), et d’Amezraï (coupe-type d’Asseksi, 3.3.3). Les dernière atteignent une épaisseur importante et affleurent dans le lit du fleuve d’Oued El Abid. En générales. Ces séries paraissent toutefois plus
variées et généralement d’une épaisseur plus importante.
Figure II.3.2: Localisation des coupes relevées dans les dépôts liasiques et du Dogger (sur la carte géologique de
Ouaouizarth).
La deuxième plate-forme carbonatée jurassique du Dogger montre la succession des différentes formations de Bin El Ouidane I, II et III (coupe-type du Col de Ghnim, 3.3.4). Ces formations classiques, qui
avaient été décrites auparavant et daté à l’Aalénien supérieur jusqu’au Bajocien (MONBARON 1981), sont
faciles à suivre sur le terrain, grâce aux bancs calcaires massifs, bien apparents, qui les caractérisent. Leurs
limite inférieure est souvent bien visible et marquée par les premiers bancs calcaires, qui suivent les marnes
chocolat de la formation d’Azilal. Ces derniers désignent la fin de la sédimentation continentale, fluviatile, et
sont responsables de la grande différence morphologique qui est caractéristique dans toute la région, conduisant à la formation de falaises raides au-dessus de ces marnes plus ou moins molles.
Le sommet est déterminé par les premières intercalations de dépôts marneux versicolores de la formation de Tilougguit. La continuité stratigraphique entre ces ensembles est souvent bien observable sur le
terrain.
On rencontre la succession typique de ces trois formations dans tout le versant nord de l’Atlas. Les formations de Bin El Ouidane I et III calcaires, qui laissent apparaître des reliefs massifs, sont interrompues par
les marnes et marno-calcaires de la formation de Bin El Ouidane II, qui correspond à une unité intermédiaire au niveau morphologique et stratigraphique. Ces “calcaires corniches“ (JENNY, MAREC & MONBARON
1981) forment de vastes cuvettes synclinales à fond plat, que bordent des anticlinaux éjectifs aigus.
31
Dans la région étudiée, on constate une grande variation d’épaisseur des formations de Bin El Ouidane
allant de 200 à 600 mètres.
3.2
Historique
Les séries carbonatés du Lias inférieur et moyen ont était déjà différenciées sur la carte géologique de
Beni Mellal (MONBARON, 1982).
DU DRESNAY (1976) décrira la formation d’Aït Ben Oulli comme une séquence carbonatée continue
suivie par une épaisse série marneuse et marnocalcaire du Jurassique moyen (DU DRESNAY, 1979). Les
études détaillées des structures en tipi au sommet de cette formation (DU DRESNAY, 1976) à mené à la
distinction de la formation de Jbel Rat (JENNY, 1988).
Par la suite, une différentiation du milieu de dépôt a mené à des formations latéralement variable. Il y
a d’abord le domain de la plate-forme, où JENNY et COUVREUR (1983) ont définis la formation d’Aganane.
Rattachée au Pliensbachien (JENNY 1988), elle présente des cycles carbonatés importante dans l’ouest du
Haut Atlas central. La coupe de référence se trouve juste au-dessus du village d’Aganane, 16 km au sud
d’Azilal. La série avait été décrite auparavant dans les travaux de DUBAR (1960-62), DU DRESNAY (1979),
et surtout SEPTFONTAINE (1984). Ce dernier auteur découpa le Lias inférieur et moyen en biozones à l’aide
des foraminifères benthiques imperforés de la famille des lituolidés (SEPTFONTAINE, 1981, 1984 & 1986).
Finalement, c’est JENNY qui a proposé le nom et la première description de la formation d’Azilal (JENNY
1985), pour les derniers dépôts sur le domaine de la plate-forme liasique.
Sur domaine du bassin de la plate-forme liasique se mettent en place les formations de Jbel Taguendouft, de Tamadout et d’Amezraï. Ces ensembles fut décrit par divers auteurs (STUDER, 1980 ; MONBARON, 1985, JENNY, 1988, SOUHEL, 1993 & 1997).
Dans ce domaine, la faune, extrêmement riche en ammonites, avait été déjà décrite auparavant (DUBAR, 1962), de sorte qu’on a établi une datation précise du Lias moyen et supérieur (DUBARD & MOUTERDE, 1978). Par la suite, la stratigraphie à partir des ammonites (SADKI & HARIRI, 1989) a permis une
corrélation biostratigraphique avec les terrains plus occidentaux.
L’évolution et la dynamique sédimentaires, aussi bien que l’influence de l’eustatisme et de la tectonique
au cours du Lias moyen et jusqu’au Dogger, en relation avec le cadre chronologique ont été précisées dans
des travaux différentes (JENNY, 1988, SADKI & EL HARIRI, 1989 ; SOUHEL & CANEROT, 1993 & 2002,
CHAFIKI, 2004).
3.3
Les carbonates du Lias (Hettangien-Pliensbachien)
3.3.1 Le Lias basal (Héttangien)
Dans ce secteur, le Lias basal est caractérisé par la formation d’Aït Ras. Sur les dépôts terrigènes
et évaporitiques du Trias, se mettent en place des dolomies en plaquettes et des marnes versicolores. Les
dolomies présentent une couleur grise à jaune et sont organisées en lits fins. Leurs structures internes sont
soit massives, soit laminées.
Sur le terrain, elles sont largement et profondément karstifiées et souvent fortement recristallisées. Des
structures associées à des assèchements temporaires, sont fréquentes, telles que des polygones de dessiccation, des rectifications et des structures en tipis.
A côté de cyanobactéries relativement nombreuses, la formation est caractérisée par l’absence d’organismes plus évolués. Rarement on observe des brachiopodes et des gastéropodes surtout monospécifiques.
Vers le sommet, les fossiles deviennent de plus en plus importants et nombreux.
La formation d’Aït Ras marque ainsi un milieu à dominance supratidale. Les structures de dessication,
la pauvreté en organismes marins, et les stromatolithes indiquent une sédimentation près de la bordure d’une
32
mer relativement chaude. Les associations des faunes monospécifiques montrent des conditions restreintes,
comme, par exemple, celles qui existent dans un milieu à haute salinité.
On constate également des variations périodiques du niveau de la mer intertidale à subtidale, peu profonde, et des installations de lagunes isolées dont l’eau est peu agitée (HAUPTMANN 1990).
Vers le sommet, les conditions deviennent de plus en plus marines. Il s’agit surtout de dépôts intertidaux à subtidaux.
Cette formation présente donc une augmentation progressive du niveau de la mer, et de l’espace disponible pour les dépôts.
La formation d’Aït Ras, ou ses équivalents, sont présents sur l’ensemble du domaine atlasique. Elle
est caractéristique du Lias basal de cette région. Sur notre terrain, son épaisseur est, avec environ 30 à 40
mètres, assez restreinte. Mais plus au Nord, elle atteint 200 à 400 mètres (STUDER 1980).
Une datation indirecte à été proposée grâce aux ammonites reconnues dans les couches supérieures
du Sinémurien. Avec une certaine incertitude, on a ainsi rattaché les couches d’Aït Ras à l’Hettangien (DUBAR & MOUTERDE 1978).
3.3.2 La coupe du Jbel Tazerkount
Coordonnées :
de X=6°32’1,15’’–Y=32°12’17,89’’ à X=6°31’56,51’’–Y=32°12’1,65’’
Feuille topographique :
Afourer (1/50.000)
Situation géographique :
sur la bordure de la route entre Afourer et Bin El Ouidane, juste au-dessus
du village d’Afourer ;
Conditions de la coupe:
affleurements faillées, tétanisée ;
Epaisseur :
40m
Base :
formation d’Aït Ben Oulli
Sommet :
les bancs calcaires représentent le sommet de la formation d’Aït Ben Oulli
; 20 mètres au-dessus de la coupe on voit des structures en tipi, marqueurs
de la formation de Jbel Rat sus-jacente ;
Caractéristiques :
partie inférieure de la formation d’Aït Ben Oulli manque ; la même coupe fut
décrite auparavant (DU DRESNY, 1979 ; LÖWNER, 1997)
33
30
20
15
continental
supratidal
intertidal
subtidal
marin restreint
marin ouvert
Echantillons
Détails
Structures
Lithologie
Formations
Etage
Epoque
Milieux de dépôt
Evolution séquentielle
Séquences
élémentaires
+
marin
associations
séquentielles
- +
marin
-
A4
A3
Formation d‘Aït Bou Oulli
40
L i a s i n f é r i e u r
Sinémurien
Epaisseur
A2
10
5
A1
m g c
Figure II.3.3 : formation d’Aït Ben Oulli dans la coupe du Jbel Tazerkount avec interprétation du milieu de dépôt (pour
légende voir appendice).
Lithostratigraphie et Biostratigraphie
Lithologie et faciès
Les roches caractéristiques de la formation d’Aït Bou Oulli sont des calcaires et dolomies très massifs,
jaunes-gris à blancs, organisés en bancs décimétriques à métriques. On constate que les dolomies massives
ou parfois laminées ont des structures recristallisées et souvent profondément karstifiées. On y trouve également des dolomies à petite grain, dites dolomies saccharoïdes pulvérulentes (JENNY, 1988).
Au sommet des bancs on peut souvent observer des «microbrèches», d’une épaisseur d’environ 0,1 à
0,2 mètres, avec des microclastes anguleux dans une matrice jaunâtre fine.
En ce qui concerne le lithofaciès, on reconnaît une dominance des «micrites» souvent dolomitisées,
riches en ooides et en onchoides. Ces éléments sont parfois ferrugineux.
34
Dans le détail ont été observées des biomicrites compactes à onchoides et foraminifères lituolidés, qui
sont organisés en packstones. Ils sont mal classés et contiennent une structure désordonnée.
On y trouve parfois aussi des biosparites à onchoides et péloides, une sorte de grainstone. Elles sont également mal classées, laissant apparaître des pores intergranulaires et des pores de dissolution des bioclastes.
Rarement, on observe des dépôts remaniement, pauvres en fossiles et irrégulièrement dolomitisés.
Vers le sommet il y a une abondance progressive des calcaires complètement dolomitisés. Cette dolomitisation avec recristallisation totale conduit à la disparition de toutes les structures. Seuls subsistent les
cristaux typiques de dolomie avec, toutefois, quelques structures fantômes résiduelles. C’est le résultat d’une
néomorphose, qui a affectée toutes les textures et tous les bioclastes.
A 20 mètres environ au-dessus de la coupe de Jbel Tazerkount, au delà d’une zone d’intense fracturation apparaît la formation de Jbel Rat.
Sur une épaisseur d’environ 40 mètres, cette nouvelle série d’âge Sinemurien supérieur constitue,
comme on a déjà vu, un ensemble repère. Mais loin de présenter une coupe complète, elle n’offre que des
affleurements restreints.
Dans la carte géologique proposée dans ce travail, la formation n’est pas représentée par une couleur
spécifique, mais par un signe conventionnel (structures algaires en tipi).
Ces structures, qui occupent toute la formation de Jbel Rat, sont parmi les plus grandes du Maroc avec
une hauteur pouvant atteindre 4 mètres. Elles présentent la forme d’un accent circonflexe (DU DRESNAY,
1976), affectant des bancs décimétriques à métriques.
Il s’agit de lits de Stromatolithes associés à des épisodes pisolithiques, très pauvres en fossiles biologiquement plus évolues, qui ont été probablement affectées par la décheresse. Cette période d’émersion a mis
en place ces structures typiques, qui ont été finalement complètement dolomitisées. On n’y trouve presque
que des bindstones stromatolithiques ondulés, c’est à dire des biolithes à matrice micritique. Les cyanobactéries sont rarement associées à des onchoides, péloides et intraclastes.
Interprétation
Milieu de dépôt
La base de la coupe, où dominent des biomicrites du type A1, nous montre bien les associations surtout
de cyanobactéries, foraminifères, brachiopodes et gastéropodes, et illustre ainsi un milieu de dépôt relativement
protégé, près de la côte. Il s’agit probablement de carbonates subtidaux peu profonds et de carbonates intertidaux dans un environnement bien éclairé, avec une salinité plus ou moins normale, dans une mer chaude.
Mais on y trouve parfois des conditions plus restreintes où on n’aperçoit que des onchoïdes et des
gastéropodes.
Ces échantillons peuvent être rattachés aux faciès du type 9, et se raccorder à la zone 8 du modèle
de Wilson.
L’échantillon A3 est également corrélé avec les mêmes zones. Mais cette biosparite s’est déposée
pendant un événement épisodique. C’est un dépôt de tempête dans le milieu subtidal dans la zone de faciès
n° 7. Ce grainstone avec péloides présente plutôt le type 16 de Wilson.
La bréchification au sommet de chaque paraséquence est remarquable. Il s’agit d’un phénomène lié à
la dessiccation.
La dolomitisation irrégulière et incomplète, qui varie avec chaque banc calcaire y est aussi caractéristique. Il faut penser à une dolomitisation suivant près le dépôt, dans un stade prédiagénétique.
35
3.3.3 La coupe-type du Col de Ghnim
Coordonnées :
de X=6°23’53,43’’–Y=32°11’42,23’’ à X=6°22’36,1’’–Y=32°11’10,13’’
Ouaouizarth (1/50.000)
sur la bordure de la route entre Ouaouizarth et Timoulilt
affleurements continus et favorables, parfois une tectonique importante ;
Epaisseur :
305 m
Base :
la formation d‘Aganane, d‘âge Pliensbachien (JENNY 1988), affleure à partir de la base de la coupe sur environ 200 mètres d‘épaisseur ; elle commence stratigraphiquement avec sa partie basale ; cependant, il n’existe aucun
contact directement observable avec la formation de Jbel Rat sous-jacente.
Sommet :
sur la formation d‘Azilal, épaisse de 100 mètres, et appartenant à l’intervalle
Toarcien moyen – Aalénien (DU DRESNAY 1979), apparaissent les premiers
bancs calcaires du Dogger (formation de Bin El Ouidane)
Caractéristiques :
la même coupe fut décrite auparavant (LÖWNER 1997)
La partie inférieure de la coupe, qui représente la formation d’Aganane, est essentiellement constituée de bancs calcaires gris à beiges, biodétritiques, le plus souvent bréchifiés et stratifiés, parfois dolomitisés, en alternance avec des marnes gris-vert à rouge.
Les calcaires apparaissent en bancs décimétriques à métriques, qui sont souvent séparés par des
joints marneux de quelques centimètres d’épaisseur. Ils sont organisés en cycles de comblement, commençant avec des marnes, qui évoluent progressivement vers des calcaires massifs. La partie sommitale de chaque cycle se termine soit par des barres épaisses, oolithiques ou oncholitiques, soit par des niveaux stratifiés
stromatolithiques. Vers le sommet de la coupe, on constate une bréchification progressive et une dolomitisation de la partie supérieure des bancs.
Le passage entre les barres oolithiques, les niveaux stromatolithiques ou les calcaires brèchifiés est
rapide.
que.
On observe rarement des chenaux à base érosive, remplis de produits de remaniement sous-aquati-
Les accumulations de dépôts extrêmement biodétritiques correspondant à des lentilles de chenaux de
marée sont en revanche fréquentes.
36
250
continental
intertidal
supratidal
marin restreint
subtidal
marin ouvert
Echantillons
Détails
Structures
Lithologie
Formations
Milieux de dépôt
Séquences
élémentaires
+
marin
associations
séquentielles
- +
marin
-
E
Formation d‘Azilal
C14
COL 4
300
D o g g e r
Epoque
A a l é n i e n Etage
Epaisseur
C13
C12
C11
C10
C9
COL 3
Sinémurien
200
C8
C7
D
100
C6
C
COL 2
L i a s
Formation d‘Aganane
150
C5
C4
C3
n
C2
B
é
r
COL 1
i
e
50
20
m
A
C1
0
D
o
10
m g c
Figure II.3.4 : Coupe sédimentologique et interprétatif du Col de Ghnim (Col) avec interprétation d’environnement de
dépôt (pour légende voir appendice).
37
Le microfaciès est caractérisé par une dominance de micrites (échantillon C4) et dismicrites (échantillon
C7), qui contiennent rarement des fossiles tels que des foraminifères et des crinoides. Il s’agit d’un mudstone
montrant parfois des niveaux oolithiques, qui peuvent être bien stratifiés. La texture laisse apparaître des petits
pores, qui présentent pour la plus grande partie des structures fenestrae (bird-eyes). Mais il existe également
des pores intergranulaires. Tous ces pores sont souvent remplis par des sparites. Plus on monte dans la série,
plus les roches sont fortement bioturbées, comme le montrent à la fois les affleurements et les lames minces.
Les niveaux oolithiques offrent souvent un aperçu caractéristique: leurs ooides contiennent essentiellement des bioclastes comme nucleus, leurs corps, épais, sont formés par des lits fins de calcite et finalement,
la surface de chaque ooide montre un fort taux de ferruginisation ou dissolution, avec une limite irrégulière et
souvent raide (échantillon C6).
Les grands bancs calcaires se terminent souvent par des bindstones (échantillons C3, C8). C’est le
résultat de l’activité des cyanobactéries, qui a conduit au développement d’une stratification stromatolithique.
Parfois, ces roches, pauvres en fossiles, laissent aussi voir des structures en bird-eyes. De temps en temps
on peut y observer des fentes de dessiccation ferruginisées à la limite supérieure de chaque banc.
Les sparites riches en bioclastes, souvent associées à des intraclastes avec matrice micritique, organisées en grainstones, parfois en rudstones sont également importantes (échantillon C1, C2). Comme les
bindstones, elles apparaissent généralement au sommet des calcaires massifs. Les fossiles, abondants,
ainsi que les intraclastes sont fortement érodés et arrondis. Ce faciès contient des pores intergranulaires, et
il présente un granoclassement vertical.
1,5
2,0
1,0
1,5
1,0
1,0
0,5
0,5
0,5
0,2
0,2
0,1
0,2
0,1
0,1
0
0
Figure II.3.5 : Détail A de la
coupe, montrant la succession
d’un cycle marnes-calcaires
avec une lamination ondulée à
la base.
Figure II.3.6 : Détail B de la
coupe, avec deux chenaux de
marée extrêmement fossilifères.
0
Figure II.3.7 : Détail C de la
coupe, montrant la succession
typique de la partie supérieure,
avec une bréchification au sommet.
La formation d’Azilal contient surtout des dépôts terrigènes, succession de grès fortement dolomitisés, pauvres en fossiles, avec des stratifications obliques, des figures de courants et des paléosols.
Ces grès forment des bancs décimétriques à métriques comportant des intercalations de marnes silteuses. Ils sont souvent organisés en cycles régressifs stratocroissants (voir détail E de la coupe). Les marnes,
de couleur rouge très foncé et sombre, sont nommées «marnes chocolat» (JENNY & COUVREUR 1983).
Elles sont très caractéristiques de la formation d’Azilal.
Les paléosols, qui montrent bien les structures de racines de plantes et d’anciens sols associés à un
faciès intramicritique et brèchifié avec des dragées de quartz paléozoïques ou triasiques, sont fréquents
(échantillon C10).
38
Cette formation d’Azilal est restreinte. Souvent érodée, d‘une épaisseur de 100 mètres, elles présentent des affleurements caractéristiques.
Au sein des formations d‘Aganane et d’Azilal on remarque une forte augmentation du taux de dolomitisation de bas en haut. La formation d’Azilal est ainsi presque totalement épigénisée.
1,0
0,5
0,5
0,2
0,2
0,1
0,1
0
Figure II.3.8 : Détail D de la coupe;
(échelle 1 : 10).
Figure II.3.9 : Détail E de la coupe;
(échelle 1 : 10).
Interprétation
Milieu de dépôt
Dans la formation d’Aganane la production des carbonates biodétritiques est très importante, ce qui
indique un dépôt dans une mer chaude, bien pénétrée par la lumière, dans un milieu subtidal supérieur à
supratidal.
Contrairement à la formation d’Aït Bou Oulli, on y observe des organismes plus diversifiés. C’est pour
cette raison qu’on peut considérer, qu’existaient des périodes à salinité normale mieux différenciées.
L’accumulation des coquilles de bivalves dans les chenaux de marée et à la base des cycles, indique
la proximité de seuils.
Comme cela a déjà été indiqué, on a une grande variété de faciès.
Les micrites, biomicrites et dismicrites avec leurs structures à bird-eyes et avec une forte bioturbation vers
les parties sommitales, sont typiques d’un milieu qui devient périodiquement desséché (échantillons C4, C5,
C7). La pauvreté faunique confirme en outre cette hypothèse. Il s’agit d’une plate-forme peu ou pas agitée, dans
un milieu supratidal avec des inondations périodiques ou épisodiques. Elles présentent des types de SMF 22 ou
23 dans une zone de faciès n° 8 à n° 9. Le domaine de Sebkha rend bien compte de tels environnements.
Ce désséchement périodique se manifeste aussi dans les niveaux oolithiques, qui montrent bien une
évolution: le nucléus bioclastique et les couches épaisses régulières du ooide nous indiquent un milieu sousaquatique moins agité et plus profond. On passe progressivement vers une surface ferrugineuse, qui représente une situation littorale parfois soumise à l’érosion subaquatique (échantillon C6). Il s’agit probablement
des barres littorales, dont le nuleus est d’origine subtidale dans une zone de faciès n° 6. Vers la surface, on
s’avance de plus en plus vers une zone de faciès n° 8.
Les bindstones (échantillons C3, C8), comportant également des structures en bird-eyes, et également
pauvres en fossiles, représentent le type de SMF 7 et les termes de passage entre les milieux supratidal et
intertidal dans des zones de faciès n° 8 et 9°.
39
Par contre, les grainstones bioclastiques (échantillon C2) sont typiques d’un milieu subtidal. On peut
proposer qu’il s’agisse de vestiges de barres de sable carbonaté situées en bordure de bassins marins internes. Ils correspondent au type de SMF 11 dans une zone de faciès n° 6.
De plus, on observe rarement des structures de haute énergie avec des remaniements, qui viennent
des tempêtes épisodiques, et qui provoquent un deplacement des zones de faciès. Il s’agit de la resédimentation de sols moins durcis dans la lagune.
Toute cette formation est organisée en cycles régressifs, avec une plus forte dolomitisation vers le sommet.
A partir du Domérien supérieur, la plate-forme était émergée. Pendant ce temps, les calcaires sont
légèrement karstifiés.
La reprise de la sédimentation a eu lieu au Toarcien moyen avec la formation d’Azilal. Cette fois-ci ils
s’agissent soit de dépôts terrigènes littoraux, représentés par des grès dolomitiques, soit de dépôts continentaux fluviatiles, illustrés par des paléosols et des grès silteux à dragées de quartz. Cette formation est donc
située entre les zones des faciès n° 8 et n° 10. Il faut souligner son caractère régressif.
Périodiquement, ce domaine se retrouve émergé, comme le démontre clairement le développement
de sols terrestres.
3.3.4 La coupe-type d’Asseksi
Coordonnées :
de X=6°18’18,57’’–Y=32°14’22’’ à X=6°17’1,24’’–Y=32°13’59,38’’
dans la vallée de Tighza, au nord-ouest du village d‘Asseksi ;
affleurements continus et très favorables ;
Epaisseur :
930 m
Base :
la formation de Jbel Taguendouft, d‘âge Sinémurien ; A cause des chevauchements sus-jacents, sa base est absente et on ne voit que le quart
supérieur de cette formation énormément développée.
Sommet :
la formation d‘Azilal d‘âge Toarcien moyen jusqu‘à l’Aalénien inférieur, s‘étale
sur 270 mètres dans la partie sommitale ; elle est surmontée par les bancs de
calcaires blancs massifs de la formation de Bin El Ouidane I ;
Caractéristiques :
quatre formations (Jbel Taguendouft, Tamadout, Amezraï, Azilal) se suivent directement, sans discordance et constituent un dépôt de 1000 mètres
d‘épaisseur ; la même coupe fut décrite auparavant (LÖWNER 1997)
La formation de Jbel Taguendouft est formée uniquement de calcaires homogènes, très compacts et
extrêmement durs, organisés en bancs massifs centimétriques à métriques, parfois lités et souvent ondulés
à la base.
C’est la couleur qui est très caractéristique pour ces roches. Elles sont noires à bleu-gris et fréquemment bioturbées.
40
550
500
600
300
150
AS14
50
40
30
AS12
20
10
Formation
AS16
AS13
100
Taguendouft
de
o
m
e
Tamadout
AS17
Formation de Jbel
200
D
350
L i a s
i n f é r i e u r
C a r i x i e n
Formation d‘Azilal
D o g g
A a l é n i e n
é
r
r
i
e
n
400
Sinémurien
650
d‘Amezraï
750
Formation
700
L i a s
s u p é r i e u r
T o a r c i e n
800
m o y e n
850
L i a s
Structures
Milieux de dépôt
continental
supratidal
intertidal
subtidal
marin restreint
marin ouvert
Echantillons
Lithologie
Formations
Etage
Epoque
Epaisseur
450
900
AS11
AS10
AS9
AS15
250
AS8
AS7
AS6
AS5
AS4
AS3
AS2
m g c
AS1
Figure II.3.10 : Coupe sédimentologique et interprétatif d’Asseksi avec interprétation d’environnement de dépôt (pour
légende voir appendice).
41
Les bancs calcaires contiennent d’abord des cherts en silex. Il s’agit soit de cherts isolés en grumeaux, soit de lits à l’intérieur d’un banc. Ils donnent un aperçu typique à l’affleurement. Probablement,
l’acide silicique vient de piquants silicieux d’éponges, extrêmement abondants dans ce domaine.
De même, sur le terrain, on observe souvent des intercalations des strates détritiques à bioclastes et
intraclastes relativement fins, aussi que des lentilles de marnes silteuses. En outre, cette formation montre
des structures slumpées, qui peuvent atteindre une extension décimétrique.
Les stylolithes de dissolution, provoquée par la pression partielle sont également abondants.
Parfois, des niveaux énormément riches en fossiles se mettent en place, et justifient les points fossilifères marqués sur la carte géologique.
Le microfaciès est caractérisé par des micrites homogènes et sombres. Soit elles se présentent
prèsque sans fossiles, soit il s’agit de biomicrites légèrement fossilifères, avec une grande accumulation de
piquants d’éponges d’une très petite taille, souvent cassés et récritallisés. De plus, dans les biomicrites on
trouve des débris de foraminifères, de crustacés, de pélecypodes et d’ammonites. Des textures fortement
bioturbées sont très fréquentes dans des lames minces. Ces bioturbations présentent souvent des tubes
vermiculaires, remplis de micrite. Ces faciès sont organisés en mudstones.
Les micrites plutôt homogènes, les biomicrites compactes, détritiques, sont très abondantes, surtout
à l’approche du sommet de la série. Il s’agit également de roches souvent très sombres, noires. Les bioclastes, dont la plupart sont extrêmement petits, d’un diamètre inférieur à 0,5 mm, présentent dans leur
majorité des piquants d’éponges, parfois aussi des pélecypodes cassés et arrondis.
Avec une texture souvent largement bioturbée, il s’agit soit d’un wackestone, soit d’un packstone.
Ce dernier faciès d’un packstone compact peut être organisé en textures énormément bioclastiques,
dans un environnement micritique. Cette fois-ci, les bioclastes carbonatés sont très arrondis, d’une matrice
micritique, mal classés, et difficiles à déterminer. On peut cependant, identifier des foraminifères benthiques en forme de lituolidés, des péloides à matrice fine et des fragments de coraux. De même ce faciès
contient des intraclastes.
Vers la partie sommitale, la série admet progressivement des intercalations de joints marneux millimétriques à centimétriques. En revanche, les bancs calcaires deviennent moins épais, et présentent une
base moins ondulée, tandis que les intercalations des structures en silex disparaissent. La série se termine
avec des niveaux très riches en ammonites.
La formation de Tamadout, d’une sédimentation plus variée, débute avec une première intercalation de marnes plus épaisses, et avec la disparition des bancs calcaires à base ondulée. Il s’agit d’une
alternance marno-calcaire. Surtout dans la partie basale, les marnes en couches métriques sont dominantes, tandis que les calcaires se présentent en bancs intercalés, centimétriques à décimetriques. Parfois,
on trouve des successions de marnes qui dépassent largement 10 mètres d’épaisseur. Ils sont rouges à
vert-gris, et le contact avec les calcaires est jalonné par des structures en load casts.
Les calcaires eux-mêmes constituent morphologiquement des barres caractéristiques entre les marnes dans la vallée de la rivière. Ils fonctionnent comme marqueurs du paysage. Ils sont de couleur grise,
massifs et sombres, souvent lités, fossilifères, et parfois fortement bioturbés. Il s’agit pour la plus grande
partie de calcaires allodapiques. On constate aussi des intercalations de lentilles détritiques, sableuses,
avec des bioclastes et des intraclastes.
Les calcaires et les marnes forment des cycles hautement énergétiques, souvent à base érosive.
Cette succession est dominée par des grainstones compacts bioclastiques et intraclastiques. La
matrice est souvent micritique, très fine. Mais il existe également un ciment de sparite. La texture est notamment granoclassée et parfois régulièrement stratifiée. Le classement peut être très bien développé, ou
42
il peut être absent. Les bioclastes, dont la plupart sont cassés et arrondis, ont généralement une petite taille
inférieure à 1mm et elles posent fréquemment des problèmes de classification.
Dans les lames minces on observe malgré cela une grande abondance de foraminifères de la famille
de lituolidés et miliolidés, ainsi que des fragments de mollusques, et rarement des crinoides.
En outre, on peut identifier des ooides et des onchoïdes à nucléus biodétritique, formant soit des
accumulations, soit des particules isolées. Mais ce faciès est tout de même dominé par des péloides ou des
clastes plus grands, dits «taches», à matrice fine. Il s’agit d’un faciès allodapique.
Rarement, cette série comprend des mudstones légèrement bioclastiques ou sans fossiles, souvent
riches en silicoclastiques. Ils sont souvent fortement bioturbés.
Un cas particulier présente un mudstone sombre, pauvre en fossiles en intercalation dans des couches extrêmement biodétritiques de nature grainstone. La base de ces accumulations est érodée. Ces
lits ou microbrèches millimétriques contiennent des clastes très petits, micritiques, difficiles à classer. Par
contre, dans la matrice fine associée, on peut parfois observer des fragments de mollusques.
Vers la partie sommitale on découvre de plus en plus de sédiments détritiques silteux. Les bancs
calcaires ainsi que les couches de marnes deviennent moins épais et plus marneux. Par conséquent, les
cycles marno-calcaires restent moins importants. Les bélemnites sont extrêmement abondantes.
La limite supérieure est représentée par le premier banc gréseux de la formation d’Amezraï.
Les marnes, grès, silts et calcaires gris à verdâtres d’une très grande variété de dépôt de cette formation, provoquent la couleur caractéristique des champs de la vallée au pied de Jbel Aghrodd. Constituant
plus que la moitié de cette grande vallée, ils sont érodés d’une manière plus forte.
Les marnes silteuse et les silts vert-olive sont très fins avec un diamètre moyen de 63 à 125, et un
classement bien développé. Elles contiennent parfois des lentilles de grès. La matrice consiste essentiellement des carbonates, et on peut y trouver quelques petits bioclastes inférieur à 1 mm.
Les grès fins à très fins sont organisés en bancs centimétriques à métriques et ils se composent
surtout de quartz, feldspath, et mica, tous biens arrondis, dans une matrice à ciment carbonaté. Ils sont en
général mal classés et même parfois conglomératiques. La couleur gris à verdâtre et ocre-jaunâtre change
par oxydation en rouge à brun, couleur typique pour ces bancs. Le litage remarquable laisse apparaître des
stratifications planes, surtout dans les parties inférieures, et en avançant vers le sommet de la formation,
des rides de courant et des stratifications obliques. Les grès contiennent également des lentilles de marnes
et sont dans leur majorité pauvre en fossiles.
Les calcaires, qui sont moins fréquents, montrent toujours un grand nombre d’interclastes. Ils sont
pour la plus grande partie organisés en fonds durcis à ammonites ou en calcaires à pélécypodes, extrêmement fossilifères et marquent, eux aussi, des barres constituant des repères morphologiques sur le
terrain.
Dans la coupe, une évolution du dépôt de la formation d’Amezraï est bien visible. La partie basale ne
présente presque que des marnes, avec quelques intercalations très fines de silts. Par la suite, on constate
de plus en plus de bancs de grès, avec des épaisseurs progressives atteignant 8 mètres. Ici, on trouve les
stratifications planes, en rides de courants, et rarement obliques. Il s’agit de séquences turbiditiques silicoclastiques, avec une stratocroissance normale. Souvent, des calcaires à niveaux de hard-ground y sont
intercalés. Les marnes deviennent de plus en plus silteuses.
A côté des grès et silts, le microfaciès présente surtout des intrasparites poreuses, pauvres en fossiles, souvent fortement bioturbées et ferrugineux. Mal classées elles ont une texture irrégulière.
43
Les calcaires présentent localement le microfaciès d’une intra-bio-oosparite, organisés en rudstone.
Les intraclastes ont un faible diamètre et sont très mal classés. Par contre, les bioclastes présentent des
fragments de brachiopodes, pélécypodes et crustacés, dont le diamètre dépasse souvent un centimètre
dans des lames minces. En outre, on observe des foraminifères et des ooides.
Il s’agit de niveaux remaniés.
La formation d’Azilal d’une couleur rouge foncé est constituée de deux termes.
La partie basale est marquée par une alternance de marnes silteuses, de grès et de calcaires dolomitisés en bancs décimétriques, souvent lités obliquement. On découvre parfois une bréchification au sommet des bancs. Ici, cette formation se distingue de la formation d’Azilal dans le secteur du Col de Ghnim.
Elle se présente en bancs de grès, parfois fossilifères, en marnes métriques silteuses et avant tout, sans
paléosols. Les couches sont par contre bien définies, avec une réduction notable des surfaces d’érosion.
Le faciès d’une brèche à matrice sparitique y est très caractéristique. Les clastes, au contraire, sont
des micrites angulaires.
La deuxième moitié laisse apparaître le caractère de la formation d’Azilal. C’est là, où les premiers
paléosols se mettent au jour, et où on observe une érosion extrêmement forte. Comme au Nord-Ouest,
il s’agit de grès et conglomérats à dragées de quartz paléozoïques et de grès dolomitisés, mais aussi de
calcaires pauvres en fossiles. On peut bien y reconnaître des traces de racines et de plantes.
Le microfaciès contient surtout des biopelsparites, très mal classées, et organisées en packstones
avec une forte bioturbation. Elles sont généralement très riches en fossiles dans une matrice micritique,
constituée essentiellement de pélloides.
Des micrites ou biomicrites, formant des mudstones fortement bioturbées sont également abondantes. Les bioturbation sont souvent remplies par une matrice micritique et par des onchoïdes.
Interprétation
Milieu de dépôt
La partie basale de la coupe présente d’abord des micrites fortement bioturbées (échantillon As1,
As4), et indique un domaine marin, au-dessous du niveau de la base de vagues. Les cavités fouillées par
les serpules indiquent un milieu riche en oxygène près du fond de la mer soumis à une circulation d’eau
continue.
La faune est diversifiée et riche, annonçant une plus grande abondance de substances nutritives
dans cet environnement que dans la plate-forme voisine. La mer était bien éclairée. Ce faciès peut être
décrit par le type SMF 9 dans la zone de faciès no3.
Les slumps (échantillon As6) sont caractéristiques de la bordure de la plate-forme et du talus.
Les packstones (échantillon As2), qui sont corrélés avec les zones de faciès no 2,3 et 4 d’un type
de SMF 4, montrent bien le caractère allodapique des calcaires. Il s’agit de dépôts résédimentés dans un
milieu plus profond, notamment de brèches ou débris sous-marins. Les apports des sédiments épisodiques
viennent de la plate-forme voisine peu profonde. On a donc une résédimentation gravitaire dirigée du nord
au sud.
En conséquence, la formation de Jbel Taguendouft représente des cycles transgressifs d’un milieu
marin ouvert, sur une plate-forme carbonatée externe, devenant de plus en plus profonde. Peu à peu, les
dépôts hémipélagiques de bassin intracontinental s’abaissent, mais restent dans la zone photique.
44
La formation de Tamadout contient surtout des grainstones et packstones microbréchiques de la
zone de faciès no 2 et 3 d’un type de SMF 4 (échantillons As7,8,9,11). Le terrain sédimentaire y est donc
encore en train de s’abaisser, permettant maintenant des dépôts hémipélagiques dans un milieu franchement marin ouvert.
Les clastes deviennent de plus en plus petits vers le sommet (échantillon As11) de cette formation.
C’est pour cette raison, qu’on peut considérer une position sur le talus proximale dans la partie basale,
et sur le talus distale dans la partie sommitale. Les apports résédimentés viennent encore de milieux peu
profonds à émérgés.
La présence relativement rare de mudstones (échantillon As 10), indique des périodes à circulation
d’eau restreinte, dans un bassin profond (zone de faciès no 1 et 2, SMF: 9).
En général, cette formation est déposée sur la marge de la plate-forme proximale à distale entre
“fore-slope“ et “toe of slope“. Parfois, on rencontre un faciès du bassin.
Les intrasparites de la formation d’Amezraï (échantillon As12) présentent une cimentation et une
dissolution partielle au cours d’une phase de sédimentation moins importante. Il s’agit d’un ciment synsédimentaire sous-marin. C’est la zone de faciès no 2.
L’abondance des silts (échantillon As13) est caractéristique d’un milieu marin ouvert avec des apports épisodiques sur la plate-forme externe (zone de faciès no 3 et 4).
Dans les parties sommitales, on observe une grande dominance des rides de courants et des litages
obliques, typiquement formés dans un domaine juste au-dessus de la base d’actions de vagues. Il s’agit
de barres de sables de la marge de plate-forme (zone de faciès n° 6), ce qui indique une évolution régressive.
Cette formation contient donc des séquences de turbidites silicoclastiques, qui viennent de terrains
émergés, et comprend, avec des milieux allant du bassin à la plate-forme intertidale (échantillon As14: zone
de faciès no 6, SMF:12), une grande variété de sédiments.
La formation d’Azilal présente une évolution régressive. Sa partie basale indique un milieu marin
moins profond dans la plate-forme interne, avec une circulation d’eau régulière, ou juste au-dessus de niveau d’action des vagues (échantillon As16). Parfois, on constate des émersions avec une dolomitisation
et une brèchification (échantillon As15).
La partie supérieure présente un milieu peu profond, de supratidal à continental et contient souvent
des dépôts d’émersion. Elle se situe entre la zone de faciès n° 9 et 10. Ici, l’eau est peu agitée.
45
3.4
Les carbonates du Dogger
3.4.1 La coupe-type du Col de Ghnim
Coordonnées :
de X=6°23’53,43’’–Y=32°11’42,23’’ à X=6°22’36,1’’–Y=32°11’10,13’’
sur la bordure de la route entre Ouaouizarth et Timoulilt
Partie basale : très bien accessible, bien conservé ;
Epaisseur :
230 m
Base :
contact direct des marnes chocolat de la formation d‘Azilal avec les calcaires de la formation de Bin El Ouidane I ;
Sommet :
premières intercalations de dépôts marneux versicolores de la formation de
Tilougguit en contact direct avec les dernière assises calcaires de la formation de Bin El Ouidane III ;
Caractéristiques :
la même coupe fut décrite auparavant (LÖWNER 1997)
La partie inférieure de cette coupe, autrement dit la première corniche calcaire, représentée par la
formation de Bin El Ouidane I, est essentiellement constituée de bancs et barres calcaires massifs, d’une
couleur blanche et gris-bleu à jaune. Elle présente environ 110 mètres d’épaisseur. Le plus grand nombre de
bancs atteignent une épaisseur de plusieurs dizaines de centimètres à deux mètres, et on distingue quelques
rares intercalations de marnes et marnocalcaires en lits fins de quelques millimètres à 40 centimètres.
Les limites entre les bancs sont fréquemment nettes, et rarement ondulées. Les couches elles mêmes
sont souvent très fossilifères, et on peut bien reconnaître de nombreux niveaux biodétritiques. Les derniers
horizons sont en général organisés en lentilles de chenaux de marée.
La base de cette unité présente quelques niveaux gréseux centimétriques, qui disparaissent complètement sur les premiers mètres de la coupe. Par la suite, des bancs calcaires fins se mettent en place, intercalés par de minces passées marneuses. L’épaisseur de ces bancs devient de plus en plus importante et atteint
enfin presque deux mètres. Vers le sommet, on remarque, sur environ dix mètres un apport essentiellement
marneux, interrompu par des bancs fins de calcaires et de dolomies. Les surfaces des couches présentent ici
souvent des polygones de dessiccation. Après une limite nette, les calcaires massifs reparaissent, avec une
épaisseur très importante proche de trois mètres. Cette fois, les passées marneuses sont absentes.
Le sommet de cette première unité contient un grand nombre de barres épaisses, oolithiques ou oncholitiques. On y observe parfois des niveaux stromatolitiques, ainsi que des structures slumpées. Les bancs
se terminent quelquefois par un film de brèchification.
En ce qui concerne le microfaciès, on observe souvent des pelmicrites sans ou avec bioclastes de petite taille, essentiellement avec des foraminifères. Elles contiennent un grand nombre de pores de fenestrae
de très petite taille (jusqu’à un centimètre), remplis par de la calcite ou de la dolomie sparitique. Il s’agit donc
des mudstones ou wackestones à bird-eyes.
Des tâches rouges, irrégulières, sont caractéristiques et importantes pour la reconnaissance de ces
calcaires sur le terrain. Macroscopiquement et microscopiquement bien visibles et uniquement présentes
46
dans les “calcaires corniches“, ces structures n’ont pas encore été reconnues dans les travaux antérieurs. Il
s’agit évidemment d’un phénomène secondaire, peut-être d’une ferruginisation.
Figure II.3.11 : Coupe sédimentologique et interprétatif du Col de Ghnim avec interprétation d’environnement de dépôt (pour légende voir appendice).
47
La formation de Bin El Ouidane II est caractérisée par son aspect tendre et bien érodé. A la base de
cette dernière partie de la coupe de Col de Ghnim, elle atteint environ 30 mètres d’épaisseur, et se trouve
parfois cachée par des éboulis. Il s’agit essentiellement de marnes et marno-calcaires gris à beiges ou verdâtres avec des intercalations de lits calcaires plus ou moins fins d’une épaisseur de quelques millimètres à 80
centimètres. Les marnes sont en général fortement fossilifères au sommet de chaque couche.
La base de cette formation contient quelques niveaux de dessiccation, et on peut y distinguer des tubes
de racines.
[cm]
[cm]
Les calcaires, d’une couleur brune à beige ou grise, sont souvent largement bioturbés à la surface, et
ils montrent soit une lamination plane-parallèle, soit une lamination oblique, soit une structure massive. Le
contenu fossilifère révèle une grande richesse en espèces et en individus, formant ainsi de véritables lumachelles, parfois avec des bioclastes d’une taille supérieure à 5 centimètres.
50
50
20
10
20
10
Figure II.3.12 : Détail A de la coupe du Col de
Ghnim, avec des niveaux oncholitiques et biodétritiques, montrant une succession typique du sommet de
la formation de Bin El Ouidane I.
Figure II.3.13 : Détail B de la coupe, montrant une
séquence stratocroissante caractéristique de la formation de Bin El Ouidane II.
Dans cette formation, on peut distinguer des séquences typiques, avec des marnes plus ou moins pauvres en fossiles à la base, qui deviennent par la suite progressivement fossilifères et de plus en plus riches
en éléments carbonatés. La majorité des séquences se terminent par des bancs calcaires plus massifs, et
fréquemment par des niveaux à rhynchonelles ou à bivalves. Il s’agit donc de séquences stratocroissantes.
Le microfaciès est tout d’abord dominé par des micrites et dismicrites, qui contiennent peu de fossiles.
Dans une matrice fine, les restes des organismes sont souvent recristallisés. On y observe quelques intraclastes (et également des algues) plus ou moins arrondis et plus sombres que la matrice. Le terme de mudstone ou wackestone les caractérise bien. Ce faciès est fréquemment accompagné des pores fenestrae.
En outre, des brèches ou microbrèches dominent le sommet de chaque séquence. Il s’agit de biomicrites denses avec une texture révélant un mauvais classement et une base érosive au-dessus d’une
micrite plus ou moins sombre et homogène, parfois avec peu de fossiles. Les premières sont organisées en
rudstones, tandis que les micrites forment des mudstones ou wackestones. Très fossilifères, les rudstones
contiennent des assises à forte accumulation de laméllibranches, des bioclastes, des pellets, des ooïdes, et
des intraclastes allongés et légèrement arrondis. On y rencontre également des coraux resédimentés dans
une matrice micritique. Les clastes sont parfois orientés dans une certaine direction, et il n’existe presque pas
de fossiles en position de vie. Les bioclastes sont souvent altérés et profondément érodés.
48
Finalement, les lits à rhynchonelles présentent des rudstones extrêmement monospécifique avec une
matrice micritique, contenant des pellets et rares autres bioclastes, comme des pélécypodes, des gastéropodes et des échinodermes. Les coquilles abondantes de bivalves ont en général une taille très importante. Ce
faciès devient de plus en plus fréquent vers le sommet. En raison de la résistance de ces bancs, le Bajocien
supérieur a été nommé “barre à rhynchonelles” (ROLLEY, 1973 ; REBOUILLAT, 1983).
La formation de Bin El Ouidane II passe sans discontinuité, progressivement, à la formation de Bin
El Ouidane III.
Cette dernière formation du groupe de Bin El Ouidane présente tout d’abord des bancs calcaires et
marno-calcaires épais à très épais, atteignant une puissance d’environ deux mètres. L’aspect très massif de
la formation de Bin El Ouidane III en fait une unité repère, bien visible sur les photos aériennes.
La base de cette formation laisse encore apparaître des marnes grises à beiges très fossilifères qui se
développent progressivement en séquences vers des bancs calcaires, riches en rhynchonelles, gastéropodes ou pélécypodes. Ces séries stratocroissantes, qui ont une épaisseur de 0,5 à 2,5 mètres, caractérisent
toute cette unité lithologique.
Par la suite, les marnes disparaissent progressivement, et les calcaires gris à jaune, fortement bioturbés, dominent le dépôt. Leur base est souvent nette, et leur surface montre soit une large accumulation de
fossiles, soit une bréchification, souvent accompagnée d’une dolomitisation.
Vers le sommet on retrouve encore une fois des passées marneuses fossilifères et indurées, qui occupent de même la base des séquences stratocroissantes.
rites.
En lames minces, on observe essentiellement des oosparites, des oomicrosparites et des biointraspa-
Les biointrasparites, généralement assez bien classées, sont riches en ooïdes, qui présentent une
structure interne homogène, dont le nucleus n’est plus visible. Ces dernières sont accompagnées des bioclastes, surtout des foraminifères de très petite taille, des algues et des échinodermes, et des intraclastes
micritiques. La matrice est fréquemment contrôlée par une boue micritique fossilifère. Ce microfaciès contient
peu de structures de dissolution et présente parfois une lamination oblique. Il s’agit d’un grainstone biodétritique et oolithique.
Les oosparites occupent largement cette formation, surtout à son sommet. Leurs ooïdes sont le plus
souvent bien arrondis, avec plusieurs couches sphériques, et un nucleus bioclastique de foraminifères ou
de gastéropodes. En outre, on rencontre des petits bioclastes, qui sont pour le plus grand nombre dissous,
récristallisés, micritisés et légèrement arrondis. Il s’agit surtout de coquilles de brachiopodes, de lamellibranches, et de gastéropodes, qui sont remplies par de la calcite sparitique. Ces fragments sont parfois encroûtés
par des algues, et rarement alignés. Les lames minces contiennent également quelques intraclastes. La texture apparaît ainsi assez mal classée, parfois avec une lamination oblique, et on peut la classifier comme un
rudstone ou un floatstone. Les surfaces sont quelquefois dolomitisées et ferrugineuses.
Sur le terrain, ce faciès affecte des bancs jaunâtres extrêmement durs et bien préparés par l’érosion,
formant ainsi des “fonds durcis“.
Interprétation
Milieu de dépôt
La partie basale se présente encore avec des niveaux terrigènes, et montre ainsi un milieu supratidal
à intertidal.
Ce court épisode est suivi par une transgression rapide, matérialisée par la forte production carbonatée, et par la succession des bancs calcaires fins et des passées marneuses. Les séquences sont ici surtout
du type stratodécroissant et impliquent donc un milieu subtidal peu profond. Ces premières successions ont
49
une faible épaisseur, ce qui montre, que la procédure de l’ouverture et de la création d’une plate-forme, se fait
d’une manière relativement rapide.
La grande partie de la formation de Bin El Ouidane I est dominée par des bancs calcaires épais à
très épais, et des séquences typiquement stratocroissantes. Il s’agit de cycles régressifs. Les structures en
bird-eyes, caractéristiques de cette formation, sont du type de SMF 8 (échantillon G1), et elles impliquent par
conséquent une zone de faciès no 8, soit une plate-forme fermée en milieu intertidal, probablement juste audessous du niveau d’action des vagues. Ce milieu est parfois soumis à la dessiccation.
Le sommet de cette première formation marque le maximum de la régression, avec des bréchifications,
des ferruginisations et des niveaux stromatolithiques.
La formation de Bin El Ouidane II indique une deuxième grande transgression, avec passage du
milieu intertidal au milieu franchement marin. Ce fait est tout d’abord manifesté par des wackestones bioclastiques à la base de l’unité (échantillons G5, G6, G7). Ils sont du type de SMF 9, déposés dans une zone de
faciès no 4, sur une plate-forme relativement profonde. On peut évoquer la même zone de faciès pour les
“eventstones“, c’est à dire les rudstones, qui se trouvent au-dessus des mudstones sédimentés pendant des
tempêtes. Ils présentent le type de SMF 5.
Par la suite, le sommet de la formation montre des rudstones extrèmement bioclastiques monospécifiques d’un type de SMF 12 caractéristique, qui se sont déposés dans un environnement plus restreint (échantillon G8). Les surfaces de condensation de faunes correspondent certainement au maximum d’ouverture
marine. Il s’agit donc de niveaux d’inondation maximale. J’ai distingué trois de ces niveaux, dont le dernier
forme la limite de la formation de Bin El Ouidane III. Ils induisent un régime plus ou moins régressif, et une
reprise de la forte production carbonatée.
Les puissants bancs calcaires de la formation de Bin El Ouidane III, organisés en séquences stratocroissantes, sont sédimentés en milieu subtidal plus ou moins profond. Ce sont des grainstones oolithiques
et biodétritiques (échantillon G10), qui s’organisent en barres calcaires dans un environnement agité et plus
ou moins profond, peut-être dans une lagune. Ces dépôts s’effectent dans la zone de faciès no 6 Il s’agit du
type de SMF 11.
Les oosparites abondantes, qui se sont déposées dans des barres de sable oolithique, confirment cet
environnement (échantillon G11). Elles présentent un type de SMF 15 dans une zone de faciès no 7. Il s’agit
ainsi d’un milieu intertidal à subtidal peu profond, avec des phases d’émersion périodique, et l’on peut évoquer une mer chaude et vaste, bien pénétrée par la lumière. La forte augmentation de la taille des bioclastes
souligne cette interprétation.
Cette formation présente une d’évolution succession régressive, qui indique l’amorce du comblement
du sillon, en domaine subtidal.
3.5
Attributions stratigraphiques
Formation d’Aït Bou Oulli
Excepté les stromatolithes abondants, les fossiles plus évolués sont très rares. Une grande partie
des blocs ne contient pas de bioclastes. Parfois on voit des associations monospécifiques de gastéropodes,
brachiopodes, pélecypodes, et des foraminifères. Cependant, il existe quelquefois des niveaux très riches en
fossiles, qui sont, eux aussi, monospécifiques: bryozoaires, piquants d’échinodermes et dasycladacées.
Il existe des déterminations indirectes de l’âge de cette formation avec des faunes d’ammonites superposées dans le domaine du bassin (DUBAR & MOUTERDE, 1978), qui ont apporté un âge Sinémurien
(Post-Hettangien), et plus particulièrement Sinémurien supérieur (Lotharingien).
SEPTFONAINE a daté le quart supérieur de cette série à l’aide du foraminifère Pseudocyclammina
liasica emend. du Sinémurien, et il a créé la biozone A22. Mais en raison des grandes lacunes et des milieux
50
défavorables, cette subdivision n’est pas toujours possible. Il s’agit également d’une datation plutôt indirecte,
parce qu’il l’a attribuée à l’absence des foraminifères lituolidés plus évolues, et en outre ce milieu de dépôt de
la formation d’Aït Bou Oulli ne permet pas une corrélation directe avec les zones à ammonites du bassin.
Formation d’Aganane
La formation d’Aganane est particulièrement riche en foraminifères benthiques. Ce fait a permit une
datation précise dans le Haut Atlas de Beni Mellal à l’aide des lituolidés (SEPTFONTAINE, 1986). Quatre biozones ont été distingués au Lias moyen (B, C1, C2, D, E). Dans la coupe du Col de Ghnim (Col) l’abondance
des marqueurs des biozones est bien visible et nous avons pu dégager les individus suivants :
•
•
•
•
•
Haurania deserta Henson
aurania amiji Henson
H
Orbitopsella praecursor Gümbel
Orbitopsella dubari Hottinger
Pseudoclammina liasica Hottinger
Biozone C1, C2
Biozone C1, C2
Biozone C2
Biozone C3
Biozone E
En outre, on rencontre des foraminifères miliolidés:
• V
alvulina sp.
• Tetrataxis sp.
Les lituolidés sont souvent associés à des cyanobactéries. Les algues sont également très abondantes. Il s’agit soit des cyanobactéries stromatolithiques, soit des dasycladacées. Ce contenu se compose de:
•
•
•
•
aleodasycladus elongatulus Deloffre
P
Paleodasycladus mediterraneus Pia
Ortonella sp.
Cayeuxia sp.
La richesse de la faune se manifeste non seulement par des foraminifères benthiques, mais aussi
par l’abondance des pélécypodes, presque exclusivement des néomégalodontes, et des gastéropodes. Ces
grands lamellibranches, surtout des nérineacées, qui sont facilement visibles sur le terrain, se trouvent pour
la plus grande partie dans les chenaux de marée des calcaires. Ils peuvent dépasser une taille de 10 centimètres.
Formation de Jbel Taguendouft
Cette formation contient macroscopiquement surtout des ammonites, qui sont parfois nombreuses, et
présente ainsi des niveaux fossilifères, devenant de plus en plus importants vers la partie sommitale. Il s’agit
en majorité d’hildocératidés (Arnicoceras sp, Astéroceras sp.) qui confirment avec certitude le Sinémurien
supérieur et le Carixien inférieur (DUBAR & MOUTERDE, 1978). Pendant nos travaux, on n’a pas pu trouver
des fragments déterminables d’ammonites.
En outre, on observe une grande faune de brachiopodes, plus riche à la base de la série.
Parmi les microfossiles dominent largement les piquants d’éponges, qui ne se trouvent pas sur place
dans ce domaine. Ils sont résédimentés viennent de la bordure d’une plate-forme en train de s’effondrer. Il
s’agit des «carbonates-mounds» ou «mud-mounds», qui existent surtout à la base de cette formation (DUBAR, 1960 ; DU DRESNAY, 1989 ; WARME, 1988 ; SADKI, 1992). Les piquants d’éponges résédimentés en
abondance provoquent les structures en silex, par une réaction de dissolution de l’acide silicique. Cette série
est nommée «zone à oxynotum».
De plus, les lames minces montrent des fragments de bivalves, de crinoïdes, de dasycladacés, et des
coprolithes, qui se trouvent tous dans des brèches et microbrèches, dans un milieu de résédimentation.
51
Formation de Tamadout, Formation de d’Amezraï
Le Carixien moyen et le Toarcien sont bien fournis en biozones à ammonites. On a proposé une biostratigraphie à partir des genres caractéristiques suivantes (DU DRESNAY, 1988 ; STUDER, 1980 ; SADKI,
1992):
pour le Carixien moyen:
Tropidoceras
Metaderoceras
Crucilobiceras
Protogrammoceras
pour le Domérien inférieur:
Fuciniceras
Protogrammocras
pour le Domérien supérieur:
Emaciaticeras
pour le Toarcien inférieur:
Dactyloceras
Pour le Toarcien supérieur le découpage biostratigraphique est très bien connu, et on distingue quatre
grandes zones à ammonites (Aalensis, Meneghinii, Insigne, Rivierense) avec plusieurs sous-zones (SADKI,
1992).
Outres ces ammonites, la formation de Tamadout est très riche en bioclastes: polypiers, pélécypodes
(néomégalodontes), gastéropodes et à partir du troisième tiers de la série, en bélemnites.
La microfaune est encore caractérisée par une résédimentation dans des faciès allodapiques. Il s’agit
surtout de foraminifères, tels:
•
•
•
•
rbitopsella praecursor Gümbel
O
Orbitopsella sp.
Placopsilina sp.
Tetrataxis sp.
Dans la formation d’Amezraï, ces sont surtout des niveaux de hard-grounds , qui sont riche en ammonites et bélemnites, surtout à dactylioceras. Les calcaires fossilifères de la deuxième partie contiennent des
pélécypodes, ammonites, bélemnites, brachiopodes, et néomégalodontes.
Microscopiquement, les foraminifères résédimentés sont encore abondants, on a pu trouver les individus suivants:
• O
• Orbitopsella dubari Hottinger
• Haurania deserta Henson
En allant verts le sommet, on observe quelquefois des vestiges de végétaux indéterminables.
La pauvreté en faune ne permet pas une datation directe de cette formation. Sur le terrain, aucun
macro-fossile n’a été trouvé au sein de cette formation. Les auteurs y ont déjà décrit des lamellibranches et
des fragments des dinosaures (JENNY & JOSSEN 1982).
Par contre, on a pu découvrir des foraminifères suivants dans de lavages:
• O
• Everticyclammina sp.
52
Le groupe de Bin El Ouidane
Les calcaires corniches des formations de Bin El Ouidane sont relativement bien datées, grâce à une
faune largement développée.
SEPTFONTAINE (1984) a rattaché la base de la formation de Bin El Ouidane I à l’Aalénien supérieur,
à l’aide du foraminifère lituolidé Timidonella sarda Bassoullet, Chabrier & Fourcarde. Cette dernière forme a
été reconnue entre la zone à murchisonae de l’Aalénien moyen et la zone à sauzei du Bajocien inférieur (EL
HARIRI et al. 1992). Ce niveau correspond au biozone F de l’auteur.
D’autres travaux ont confirmé l’âge bajocien pour les parties plus hautes de cette unité où existe l’association des foraminifères Timidonella sarda Bassoullet, Chabrier & Fourcarde, Valvulina sp., et Haurania
sp. (JENNY & COUVREUR 1988).
Dans la coupe de Bin El Ouidane, les premiers bancs montrent une grande richesse en Timidonella
sarda Bassoullet, Chabrier & Fourcarde. Ces foraminifères disparaissent complètement sur les premiers
mètres de la coupe. En outre, on rencontre des textulariidés et des milioles. Parmi les autres foraminifères,
j’ai récolté:
•
•
•
•
aurania amiji Henson
H
Valvulina sp.
Tetrataxis sp.
Polytaxis sp.
Outres les foraminifères, on trouve parfois une forte accumulation de lamellibranches et de gastéropodes. A part cela, la macrofaune est presque absente, à part de quelques rhynchonelles à son seul sommet.
En revanche, les mudstones et wackestones à bioclastes contiennent souvent un grand nombre de
cyanobactèries, surtout des algues du genre cayeuxia.
Une corrélation des intercalations marneuses de la formation de Bin El Ouidane II avec des équivalents latéraux ont confirmé un âge bajocien inférieur pour cette formation (SOUHEL 1996). La datation a été
faite grâce aux brachiopodes (rhynchonelles) suivants (BOUBOUATA et al. 1995):
•
•
•
•
•
urmirhynchia termierae Rousselle
B
Parvirhynchia cf. parvula Deslongchamps
Monsardithyris ventricosa Hartmann
Tubithyris wrighti Davidson
Rugitela prebullata Rousselle
En outre, les gastéropodes et les lamellibranches sont abondants. Tous ces fossiles forment souvent
des lumachelles monospécifiques.
On rencontre parfois des coraux, souvent fortement érodés, des piquants d’oursins et quelques tubes
de serpulidés.
Le microfacès n’est pas très diversifié. Ce sont surtout des petits foraminifères textulariidés et lituolidés,
qui sont difficiles à déterminer à cause de leur mauvais état de conservation. En plus, on a trouvé quelques
dasycladacées, vraisemblablement des thaumatoporelles, et des cyanobactéries porostomates.
On remarque, que tous ces fossiles présentent des associations d’organismes allochtones, aucun fossile ne se trouve en position de vie.
La faune de la formation de Bin El Ouidane III montre une grande richesse en individus, surtout en
bivalves, avec les mêmes espèces, que dans les formations précédentes.
53
Cette formation est corrélée à partir des brachiopodes, notamment à partir de la barre à rhynchonelles. On a évoqué un âge Bajocien supérieur, surtout à cause de la présence du brachiopode Burmirhynchia
termieri Almeras.
L’absence complète d’ammonites dans tous les groupes de Bin El Ouidane est totale. Au sommet de la
formation de Bin El Ouidane III, j’ai trouvé cependant quelques bélemnites.
3.6
Extension latérale
Les dépôts carbonatés du Lias et du Dogger se trouve partout le long du sillon atlasique entre la Meseta marocain au nord-ouest, et le craton saharien au sud-est. Ils sont limités par le haut fond des Alomohades
(CHOUBERT & FAURE-MURET, 1962) au sud-ouest. Au nord-est, il se trouve la connexion avec le Téthys.
Une séparation entre les dépôts du Haut et du Moyen Atlas n’est pas visible, les faciès sont comparables.
Au cours du Lias, la séparation d’un bassin de la plate-forme le long de la zone de décrochements
d’Aghbala-Afourer montre l’instabilité de la plate-forme et produit ainsi une différentiation lithologique.
Dans la bordure du Haut Atlas central, les formations de Jbel Taguendouft, de Tamadout, d’Amezraï,
et la partie inférieure de la formation d’Azilal, sont donc limitées au sud-est et nord-est de la zone à décrochements d’Aghbala-Afourer.
C’est la partie supérieure de la formation d’Azilal qui s’étale encore sur presque tous les domaines
haut-atlasique, homogénéisant l’aire de dépôt de la première plate-forme jurassique.
Les formations de Bin El Ouidane se trouvent dans presque tous les synclinaux du versant nord du
Haut Atlas central. Elles sont localisées au fond du golfe atlasique, à l’extrémité ouest de l’aire d’influence
téthysienne. Plus à l’est, vers le Moyen Atlas et les régions proches de Midelt et Rich, ces formations passent
latéralement à la formation de R’cifa (DU DRESNAY 1963).
3.7
Conclusion
Dès le Permien et le Trias inférieur, les effets d’une transgression marine sont de plus en plus importante jusqu’au Sinémurien. Au cours du Lias et Dogger, deux plate-formes calcaires se sont installées sur la
bordure nord du Haut Atlas central. Leurs caractéristiques sont les grandes différences en faciès et en épaisseur, bien visible dans des coupes sédimentologiques présentées. Ce fait indique une certaine instabilité des
plate-formes et prouve une grande influence tectonique sur le dépôt.
L’alimentation sédimentaire vient du Téthys, du nord-est, grace à la transtension entre la Meseta et la
plate-forme saharien.
La plate-forme liasique
En détail, le Lias inférieur est caractérisé par des dépôts de plate-forme carbonatée peu profonde, qui
se situent dans un environnement évoluant entre les milieux subtidal et supratidal, avec une forte dominance
du niveau littoral (formation d’Aït Bou Oulli). Vers le sommet on constate des influences de plus en plus
régressives. Au Sinémurien supérieur, un milieu supratidal s’est imposé.
Cette plate-forme était parfois émergée, traduisant ainsi la position de la région en bordure de l’aire de
sédimentation marine.
Les faciès sédimentologiques démontre bien la séparation de deux terrains : la plate-forme à l’ouest et
sud-ouest, et le bassin plus profond à l’est et nord-est.
Su le domaine de la plate-forme, c’est d’abord la formation d’Aganane, qui représente une succession de cycles de comblement régressifs dans un milieu plutôt subtidal supérieur dans la partie inférieure, et
intertidal à supratidal vers la partie sommitale. Ce sont alors des dépôts de domaine moins agité, lagunaire,
avec des interventions transgressives épisodiques.
54
Dans le bassin, les dépôts sédimentaires démontrent clairement toute une évolution continue depuis la
naissance d’un bassin intraplaque jusqu’à son comblement.
Débutant avec une plate-forme carbonatée distale en cours de subsidence et en régime généralement
transgressif de la formation de Jbel Taguendouft, toutes les séquences d’une mer peu profonde se succèdent logiquement.
Juste après la formation de Tamadout indiquant un domaine de talus, les dépôts ont atteint leur point
d’abaissement maximal. A partir de la partie moyenne de la formation d’Amezraï, la sédimentation s’organise en régime régressif; et laisse apparaître une grande variété de dépôts du milieu allant du bassin à la
plate-forme intertidale.
Au sommet des dépôts liasique, la formation d’Azilal, se développe dans un milieu littoral à continental
à régime régressif. Elle homogénéise ainsi les dépôts marins et cisaille la première plate-forme jurassique.
La plate-forme du Dogger
Le groupe de Bin El Ouidane représente la deuxième et dernière grande transgression atlasique au
cours du Jurassique. Il est occupé par des cycles régressifs et transgressifs oscillant entre le milieu supratidal et le milieu marin plus ou moins ouvert. La forte production carbonatée atteint un maximum au Bajocien
supérieur, pendant le dépôt de la formation de Bin El Ouidane III.
Après une phase transgressive, qui conduit à un environnement de plate-forme externe, le régime
reste régressif et le comblement du sillon atlasique commence avec les calcaires appartenant à cette même
formation de Bin El Ouidane III.
55
4.
Les couches rouges jurassico-crétacées (Dogger p.p. à Barrémien)
4.1
Introduction
Dans le Haut Atlas marocain, les grandes cuvettes synclinales à fond plat affectant les « calcaires
corniches » (JENNY et al. 1981), ou la « barre à rhynchonelles » (ROLLEY 1973, REBOUILLARD 1983) du
Dogger sont comblées par une active sédimentation détritique. Cette dernière, couvrant la longue période
de transition du Jurassique supérieur au Crétacé inférieur, est communément désignée sous le terme de
« couches rouges » (JENNY et al. 1981). Elle caractérise l’ensemble des dépôts de la troisième période
détritique du Mésozoïque séparant deux ensembles carbonatés bien distincts: les dernières assises des
calcaires datés du Bajocien supérieur et des marnes et les calcaires du Barrémien ou de l’Aptien (SOUHEL
et al. 1985).
La série terrigène considérée comporte deux ensembles successifs: un premier ensemble montrant la
transition du milieu marin jusqu’au milieu continental, et un deuxième ensemble nettement continental, celui
des « couches rouges » proprement dites. Une analyse de ces deux grandes unités est nécessaire pour dégager les caractéristiques de la paléogéographie et de l’évolution géodynamique régionales au cours de cette
période de transition jurassico-crétacée.
Figure II.4.1: Terrains sédimentaires des couches rouges jurassico-crétacées.
a. premier ensemble : La Formation de Tilougguit
Nous rattachons à cette formation des argiles, marnes, silts, grès et calcaires d’une couleur essentiellement rouge à jaune, formant la transition entre les calcaires du Bajocien supérieur et les grès rouges continentaux de la Formation des Grès de Guettioua (SOUHEL 1987, JENNY 1981 et 1988). Ces sédiments
56
sont regroupés sous le terme de « Formation de Tilougguit » (JENNY 1981) dans le Haut Atlas central
et désignent une sédimentation à caractère très hétérogène, avec une très grande variabilité de faciès et
d’épaisseur. Ils manifestent à la fois les derniers dépôts marins jurassiques ainsi que les premiers dépôts du
Dogger continental. Cette grande diversité souligne le caractère littoral (BOURCART 1942, JENNY 1981) des
dépôts, ces derniers pouvant être saumâtres, lagunaires ou deltaïques.
Plusieurs coupes présentées dans ce travail traversent la Formation de Tilougguit, et traduisent cette
grande variabilité : la coupe-type, classique, et de référence se situe dans le secteur de Beni Mellal (coupe
de Bin El Ouidane, 4.3.1) ; une autre apparaît à l’extrémité est du terrain d’étude, dans le secteur d’Aghbala
(coupe d’Aghbala, 4.3.2) et une troisième a été choisie près de la ville de Naour (coupe de Takoust-Naour,
4.3.3). Ces trois sections présentent, chacune, des caractéristiques lithologiques spécifiques. Elles sont ainsi
discutées séparément en détail. Les différentes coupes relevées dans les autres secteurs peuvent être considérées comme des variantes apportant des modifications de détail par rapport à ces trois coupes-types.
Figure II.4.2: Localisation des coupes relevées dans les couches rouges jurassico-crétacées (sur les cartes géologiques
de Ouaouizarth et d’Aghbala).
b. deuxième ensemble : les « couches rouges » sensu stricto
Cet ensemble, dont la teinte rougeâtre domine fortement dans le paysage, comporte une trilogie classique, connue dans tout le Haut Atlas central. Il s’agit des formations successives, dites des Grès de Guettioua, d’Iouaridène et de Jbel Sidal (JENNY 1981). Leur épaisseur globale peut dépasser localement 1000
m.
Les couches rouges reposent souvent directement, soit sur les « calcaires corniches » soit sur les
dernières assises marno-calcaires de la Formation de Tilougguit. Le contact peut correspondre à une discordance locale ou bien à une simple discontinuité, surtout vers le nord-est. Les « couches rouges » sont
délimitées au sommet par l’apparition des marnes et calcaires du Barrémien-Aptien, représentatives de la
Formation d’Aït Tafelt (SOUHEL et al. 1985).
Les attributions stratigraphiques ont entraîné de vives discussions entre différents auteurs (DU DRESNAY 1975, JENNY et al. 1981, MONBARON 1988, SOUHEL 1987 et 1997, HADDOUMI 2005). En raison
de la forte érosion et de l’oxydation des assises continentales détritiques, une datation est en effet toujours
accompagnée d’incertitudes car les preuves paléontologiques, lithostratigraphiques ou géochronologiques
demeurent très rares. Cependant, il est parfois possible de proposer une attribution stratigraphique, grâce à
l’examen du contenu pollinique.
Les grandes variations d’épaisseur et la monotonie des faciès rendent inutile la réalisation de coupes
détaillées pour les formations d’Iouaridène et Guettioua. Il est ainsi apparu préférable de ne rappeler que
leurs variations latérales à travers l’ensemble de la région étudiée.
57
4.2
Historique
Les deux ensembles ci-dessus mentionnés ont été tout d’abord (ROCH, 1939) regroupés sous la
locution commune de « Formation de Gettioua » et rattachés, sans découpage interne (voir figure II.4.1) au
Dogger. Par la suite, on sépara les derniers témoins de la sédimentation marine jurassique des dépôts franchement continentaux susjacents, en admettant des discordances internes, notamment au toit des calcaires..
L’ensemble basal fut ainsi interprété comme d’origine littorale (BOURCART 1942, DUBAR 1952, CHOUBERT
1956 et 1959) et dénommé « marnes à mytilus » par DUBAR (1952), en raison de son aspect compact et
schistosé ainsi que de l’abondance des coquilles de mytiles au sommet de la série.
Ce même ensemble inférieur figure sous le nom de « dépôts jurassiques continentaux » sur la carte
géologique de Rabat (1952), entre le Bajocien et l’Infra-Cénomanien (CHOUBERT 1956-59). Il est par la suite
interprété comme signature de la régression bathonienne de la mer jurassique vers l’est et le nord-est (DU
DRESNAY 1979).
Le deuxième ensemble, incontestablement détritique, a été défini soit comme Infra-Cénomanien (DUBAR 1952, CHOUBERT 1956 et 1959), soit comme« Infra-Aptien » (ROLLEY 1978) avec, dans les deux cas,
un passage progressif du sommet des couches rouges aux carbonates éocrétacés sus-jacents. Il a été également placé dans le Jurassique moyen (Monbaron 1980 et 1981, JENNY 1981), avec, cette fois, discordance
entre couches rouges et carbonates aptiens.
Finalement, une terminologie de la totalité du cortège détritique a été établie en proposant le vocale de
Formation de Tilougguit pour le seul premier ensemble, défini dans le synclinal de Tilougguit (JENNY 1981).
Quant au deuxième ensemble, il a été divisé en trois formations successives, celles de Guettioua,
d’Iouridène et de Jbel Sidal (JENNY 1981).
Par la suite une analyse détaillée des faciès a été élaborée dans l’Atlas de Beni Mellal. La Formation
de Tilougguit est alors placée dans l’intervalle Bajocien supérieur à Bathonien inférieur. La Formation de
Jbel Sidal est différenciée stratigraphiquement des autres formations des couches rouges et rattachée au
Crétacé inférieur (SOUHEL 1987 & 1996).
Les problèmes relatifs à l’attribution stratigraphique et au découpage des couches rouges existent
encore. Les travaux récents ont certes confirmé les résultats de SOUHEL (FEIST 1999, HADDOUMI 1998
& 2002), mais les données précédemment évoquées, notamment les apports par les pollens, restent très
modestes.
Quoiqu’il en soit, les couches rouges sont, dans l’ensemble, considérées comme caractéristiques du
comblement du fossé atlasique durant un intervalle chronologique s’étendant du Jurassique moyen au Crétacé inférieur (DU DRESNAY 1979).
58
“Barre à
Rhynchonelles”
Fm de Bin El
Ouidane III
Membre inférieur
Membre moyen
Formation de Tilougguit
100
50
0
Plate-forme
carbonatée
D2
Bajocien
Bajocien
Datation
Bajocien supérieur
(Lamellibranches &
Brachiopodes)
Bajocien
Bajocien
200
Discontinuité locale
Lias supérieur
Crétacé
Infra-Cénomanien
non reconnu
non reconnu
Infra-Cénomanien
non reconnu
Cénomanien
non reconnu
Cénomanien
Tagleft
Grès de Guettioua (Dogger)
Bathonien
non reconnu
Boucart
(1942)
Aït
Attab Guettioua Iouaridène Igoudlane
Roch (1939)
Lias
Lias
D3
Calcaires,
niveaux condensées,
Lamellibranches et
Brachiopodes
Infra-Cénomanien
Dubar
(1952)
Grès de Guettioua (Dogger)
Bathonien
Crétacé inf.
marin
Ouaouizarth
Bajocien
-
Jurassique Continental
Infra-Cénomanien
Aptien
Choubert (1956-59)
Carte Géol.(1:500.000)
Bajocien
Infra-Aptien
Aptien
non reconnu
Formation de Jbel Sidal
Iouaridène
Formation d’Iouaridène
Jurassique Moyen (Bathonien - Callovien)
Crétacé
Formation de Grès de Guettioua
n
Aptien
Aït Attab
Marnes à Mytilus
Membre
supérieur
jm VIIc
jm VIIIc
Jurassique Moyen (Bathonien - Callovien ?)
Ouaouizarth, Azilal
Rolley (1973, 1978)
Jenny et al.
Monbaron (1982)
carte geol. Afourer
(1981)
carte geol. De
Rebouillat (1983)
Iouaridène, Demnat,
Beni Mellal
Dogger
Membre moyen
Membre inférieur
Marnes versicolores, avec passées calcaires basales et sommitales
Bathonien inférieur
jm VIc
Bédoulien moyen
Aptien
Bathonien - Jurassique supérieur
Ouaouizarth
jm V
150
Crétacé inférieur
Hautèrivien-Barrèmien
Discontinuité locale
Formation d’
Aït Tafelt
300
1
600
700
Formation d’
Aït Tafelt
2
Oxfordien Hautérivien Barrémien
Barrémien
Kimméridgien
supérieur
inférieur
800
400
Haddoumi,
Souhel
Andreu, Charrière (1985, 87, 97)
(2002-2005)
500
Ouaouizarth/Aït Attab
Membre inférieur
900
Membre
supérieur
Epaisseur
moyen
[m]
Membre moyen
Bajocien supérieur - Bathonien
Nomenclature
adoptée
pas considéré dans cette recherche
Membre
supérieur
Moret
(1930/31)
Aglagal
Dépôts littoraux:
Bajocien moyen-sup.
D1
Bajocien
Figure II.4.3 : Tableau synthétique, des différentes interprétations stratigraphiques des couches rouges jurassico-crétacées.
59
4.3
La Formation de Tilougguit
4.3.1 La coupe-type de Bin El Ouidane (BEO)
Coordonnées :
De X=6°27’18,88’’–Y=32°6’36,97’’ à X=6°26’55,36’’–Y=32°6’33,3’’
Sur la bordure nord-ouest du lac de Bin El Ouidane, près du barrage et audessous de la route goudronnée
Affleurements continus et favorables, grâce à la baisse actuelle du niveau d‘eau
Epaisseur :
110m
Base :
En discordance sur les bancs calcaires massifs et dolomitisés de la « barre
à rhynchonelles » (ROLLEY 1973, REBOUILLAT 1983) de la Formation de
Bin El Ouidane III, d’âge Bajocien supérieur à Bathonien inférieur (SEPTFONTAINE 1984-86, JENNY 1988, voir aussi LÖWNER, 1997) ; limite
bioturbée, dolomitisée, ferruginisée et durcie.
Sommet :
Formation des Grès de Guettioua, Bathonien, en discordance ;
Caractéristiques :
Succession continue des assises de la Formation de Tilougguit ; la même coupe fut décrite par d’autres auteurs (SOUHEL 1987 et 1996, LÖWNER 1997)
Le membre inférieur, qui présente environ 32 mètres d’épaisseur, est essentiellement représenté par
des marnes sableuses litées, d’une couleur verte ou jaune à grise.
Faciès observés :
60
marnes sableuses litées
Elles ont un aspect homogène, et se révèlent essentiellement composées d’argiles comportant des grains sableux très fins. Elles sont
compactes, parfois schistosées, avec un comportement plastique au
contact de l’eau. A l’exception de rares coquilles d’ostracodes, elles
sont très pauvres en fossiles.
lentilles calcaires
Intercalées dans les marnes et d’épaisseur centimétrique, elles deviennent de plus en plus nombreuses vers le sommet du membre inférieur.
Il s’agit d’abord, sur deux à trois mètres, de lentilles minces de calcaires
présentant une teneur faible en grains de silts. Dans son ensemble,
ce faciès est essentiellement constitué de grains oolithiques de taille
moyenne, et peut être décrit comme une biosparite bien classée, packstone à grainstone. Ces calcaires sont légèrement ravinants à leur base.
lentilles sableuses
Egalement intercalées dans les marnes, elles ont en général une épaisseur plus importante, décimétrique, et on les retrouve notamment plus
haut dans la série du membre inférieur. Elles présentent des silts à grain
fin, bien classés, de même couleur. La structure interne montre avant
tout un aspect homogène et massif, parfois aussi un litage plan, légèrement ondulé ou en convolute. Vers le sommet de ce membre, on rencontre peu à peu de petites rides symétriques faibles, avec des crêtes
continues, d’une hauteur de 0,5 à 1,5 centimètres ; puis l’apport de sable
devient plus important et la granulométrie augmente progressivement
continental
supratidal
intertidal
subtidal
marin restreint
marin ouvert
Séquences
élémentaires
Detail 3
marin
associations
séquentielles
- +
marin
-
03
02
D
Detail 2
Membre moyen
D O G G E R
BATHONIEN
Echantillons
Détails
Structures
Lithologie
Formation
de Grès de Formations
Guettioua
D
100
50
Milieux de dépôt
+
Membre
supérieur
Etage
Epoque
Epaisseur
03
Detail 1
Membre inférieur
30
10
5
Formation
de Bin El
Ouidane III
D
m g c
Figure II.4.4 : La Fm de Tilougguit dans la coupe de Bin El Ouidane avec interprétation des environnements de dépôt
(pour légende voir appendice).
61
Le membre inférieur est très pauvre en fossiles, et on n’y trouve pratiquement que des débris de
végétaux. Seuls les packstones ou grainstones biosparitiques montrent de nombreuses coquilles de lamellibranches, surtout des mytilidés. Grâce à ce faciès, cette unité a été nommée, rappelons le, « schistes verts à
Mytilus » (BOURCART 1942). En outre, les lames minces présentent rarement des ostracodes.
Le membre moyen de la Formation de Tilougguit s’étale sur environ 64 mètres, et apparaît caractérisé par une couleur rouge à versicolore, typique sur le terrain. Ce membre est dominé par des argiles
déposées en couches décimétriques à métriques, intercalées par des bancs silteux et sableux, bien visibles
à l’affleurement, grâce à leur meilleure résistance à l’érosion.
Faciès observés :
argiles varvées lie-de-vin
Elles présentent une structure varvée de couleur rouge foncé ou lie-devin
argiles sableuses
Ces argiles massives et compactes sont plus riches en sable et sont
généralement plus dures et moins épaisses. Elles deviennent de plus
en plus importantes vers le sommet.
lentilles silteuses
Elles apparaissent surtout à la base du membre moyen, en lentilles
métriques à grain très fin, bien classé, d’un diamètre d’environ 50m
Elles ont, elles aussi, une couleur rouge foncé. Leur épaisseur dépasse
rarement 0,5 mètres. Ces bancs sont parfois massifs ou lités, mais le
plus souvent microscopiquement stratifiés et riches en rides de courant
(échantillon O1).
lentilles gréseuses
Elles ont une base nette ou légèrement ravinante. Il s’agit de grès rouges ou gris-vert à grain moyen bien classé de taille moyenne d’environ
177µ. Les structures internes montrent une lamination soit plane-parallèle, soit oblique. L’épaisseur de ces lentilles est généralement inférieure à un mètre. Ce faciès devient de plus en plus important vers le
sommet du membre moyen.
bancs gréseux
Ils se présentent sous forme lenticulaire, d’extension horizontale dépassant les 100 mètres. Ils se distinguent des lentilles gréseuses par
leur grande taille et par leur stratification soit ondulée, soit oblique et
organisée en faisceaux. La base est en général ravinante ou horizontalement litée. La surface est fréquemment caractérisée par des rides
asymétriques. On ne les retrouve qu’au sommet du membre moyen.
Les deux faciès argileux sont souvent organisés en séquences métriques, les argiles varvées étant toujours situées à la base. En revanche, les argiles sableuses se présentent seulement sur quelques centimètres
au sommet de chaque séquence.
Les deux faciès gréseux forment souvent la base d’une séquence granodécroissante qui évolue vers
les faciès silteux, puis argileux (voir figure II.4.4). Il s’agit d’une succession de type « fining upward » caractéristique.
Au niveau paléontologique, le membre moyen contient des traces de pas de dinosaures, surtout des
empreintes tridactyles, qui sont attribuées aux théropodes, et des empreintes ovales, attribuées aux sauropodes (MONBARON 1981), ainsi que des ossements divers.
62
Structures
Lithologie
Epaisseur
Structures
Lithologie
Epaisseur
40,2
19,3
39,8
18,9
39,7
18,8
m g c
Figure II.4.5 : Détail du membre inférieur de la Fm
de Tilougguit dans la coupe BEO ; séquence granocroissante typique pour un milieu de plage.
m g c
Figure II.4.6 : Détail du membre moyen de la Fm de
Tilougguit, dans la coupe BEO, montrant les lentilles
silteuses ou gréseuses ravinantes à la base ; elles
sont interprétées comme des chenaux fluviatiles.
Finalement, il y a le membre supérieur qui se distingue dans le paysage par sa teinte verte et qui laisse
encore apparaître des dépôts calcaires. Ce membre est constitué d’une alternance de marnes vertes, puis
rouges, et de calcaires, occupant une épaisseur d’environ 20 mètres.
Faciès observés :
marnes biodétritique
Elles sont de couleur verte, puis rouge et montrent un aspect homogène avec un grand apport biodétritique.
calcaires biodétritiques
Il s’agit de calcaires gris, biodétritiques ou oolithiques. Leur microfaciès
est dominé par des oomicrites ou oosparites très fossilifères, qui sont
en général peu ou mal classées. Les ooïdes montrent plusieurs couches sphéroïdales, avec un nucleus organique dissous et recristallisé.
En outre, on rencontre souvent des coquilles de bivalves, des gastéropodes et beaucoup d’autres fragments d’organismes. La matrice est
soit micritique, soit légèrement sparitique. Il s’agit dans ce cas d’un
floatstone à rudstone oolithique et bioclastique. Parfois, on observe
une lamination interne.
Contrairement aux membres inférieur et moyen qui contiennent très peu de fossiles, les calcaires oolithiques et les marnes associées du membre supérieur, montrent une faune riche en bivalves, gastéropodes et
petits foraminifères. Il s’agit tout d’abord de lumachelles à mytilus monospécifiques. En plus, on observe des
63
continental
supratidal
intertidal
subtidal
marin restreint
109,2
Milieux de dépôt
marin ouvert
Structures
Lithologie
Epaisseur
échinodermes, surtout des crinoïdes et des piquants d’oursins, ainsi que des bryozoaires. Leur microfaciès
est dominé par des petits foraminifères miliolidés et textulariidés. En général, la faune est fortement usée,
érodée, arrondie, micritisée, et oxydée.
109,0
108,6
Interprétation
Figure II.4.7 : Détail du membre supérieur de la Fm
de Tilougguit dans la coupe BEO ; séquence granodécroissante typique (« fining upward »).
m g c
Milieu de dépôt
Le membre inférieur de la Formation de Tilougguit témoigne d’un milieu plutôt littoral, dans lequel
les influences marines restent modérées.
L’abondance des marnes sableuses litées, très compactes et pauvres en fossiles, souligne un environnement lagunaire dans une plate-forme subtidale à intertidale, plus ou moins abritée de l’océan. La compaction est évidemment le résultat d’une progradation rapide de la plaine deltaïque sur ces marnes. On peut donc
évoquer une situation prodeltaïque.
L’aspect lenticulaire relativement mince et étroit des calcaires oolithiques, est la preuve qu’il s’agit plutôt de témoins de petites dépressions dans le domaine interlittoral, de lagon, qui ont fonctionné comme des
« pièges à oolithes ».
Les intercalations sableuses soulignent l’aspect littoral à forte influence continentale. Il s’agit surtout de matériaux resédimentés de la plaine deltaïque, et on peut les grouper sous le terme de « delta front sheet sand ». Les
rides d’oscillation de la surface indiquent un régime d’énergie modéré à moyen avec une direction du paléolittoral
nord-ouest - sud-est. Les apports marins viennent du nord-est ou de l’est. Un autre argument pour cette interprétation est l’absence de faune développée, la richesse en terriers et l’abondance de débris de végétaux.
Vers le sommet, se développe une sédimentation de type « coarsening upward » avec un enrichissement graduel en sable (voir figure II.4.3).
Le membre inférieur présente donc une évolution progressive vers un environnement de plage, avec
des dépôts d’origine marine, qui deviennent de moins en moins importants. On constate par ailleurs un enrichissement en sable à granulométrie croissante.
64
Les argiles du membre moyen de la Formation de Tilougguit constituent les dépôts terrigènes fins,
qui représentent un milieu supratidal. Les argiles varvées se sont déposées par décantation, tandis que les
argiles compactes désignent plutôt un milieu de dessiccation, épisodiquement placé au-dessus du niveau de
la mer. Il s’agit de différences eustatiques entre un dépôt de « haut tidal flat », marqué par les argiles varvées,
et un milieu du « bas tidal flat », souligné par les argiles compactes.
Les intercalations silteuses confirment une énergie plus importante par rapport aux argiles. Les structures internes montrent des rides de courant typiques à énergie modérée, et on peut les interpréter comme
des levées naturelles ou des crevasses en bordure de chenaux fluviatiles.
Les grès indiquent un système fluviatile méandriforme dans la plaine supratidale. Dans ce terme, les
séquences typiques du type « fining upward » présentent, d’une façon idéale, le comblement d’un chenal par
les sédiments terrigènes d’origine continentale proche (voir Figure III.6.4). Les diverses discontinuités sont
la preuve de la présence de différents cours d’eau, avec des arrêts et reprises de sédimentation. Il s’agit de
surfaces de réactivation.
La partie sommitale de ce membre est dominée par les bancs de grès à lamination plane, puis ondulée
ou oblique, qui nous conduit à un milieu encore plus marin avec une énergie relativement forte. On peut évoquer des influences de vagues ou de tempêtes, qui ont élaboré ces structures en forme de barres gréseuses
en milieu intertidal à supratidal.
En résumé, le membre moyen témoigne d’un environnement supratidal à forte influence continentale,
qui évolue par la suite vers un milieu intertidal.
Le membre supérieur indique un retour brusque à des conditions plutôt marines. Ici, les oosparites, qui
dominent cette unité, présentent le type de grainstones à ciment sparitique et bioclasts, sédimentés dans la
zone de bordure de la plate-forme restreinte en milieu subtidal peu profond, où l’action des vagues est toujours
perceptible. On peut penser que la base des vagues se trouve dans ce domaine, juste au-dessous du dépôt.
Les cycles stratodécroisssants soulignent l’aspect fortement régressif de cette dernière unité, et montrent encore une récurrence rapide vers un milieu plus proximal. Il s’agit des séquences associant des calcaires sableux et des marnes du type « fining upward » (voir figure II.4.5). Vers le sommet, on rencontre plus
souvent des oolithes bien classés, qui indiquent l’existence de dunes littorales en milieu intertidal, sur une
plateforme côtière. Par la suite, le microfaciès est de plus en plus riche en débris terrigènes. En outre, les
surfaces durcies et ravinées deviennent nombreuses, le sommet de la Formation de Tilougguit indiquant
ainsi un milieu supratidal, souvent soumis à l’érosion.
4.3.2 La coupe-type d’Aghbala
Coordonnées :
de X=5°38’7,39’’W/Y=32°29’19,17’’ (affleurement 193) à X=5°37’56,98’’W/
Y=32°28’56,71’’ (affleurement 278)
Aghbala (1/50.000)
Sortie est de la ville d’Aghbala, où sa base est coupée par la route goudronnée qui amène à Moulay Ya’qoub
Affleurements continues et favorables
Epaisseur :
330m
Base :
Lias plissé
Sommet :
Formation des Grès de Guettioua
Caractéristiques :
aspect continental de la Formation de Tilougguit contrairement à la à la «
description » classique de Jenny (JENNY 1981)
65
Cette coupe nouvellement enregistrée n’a, à ce jour, jamais été décrite dans la littérature. La plus
grande partie est occupée par la Formation de Tilougguit qui domine sur environ 262m, épaisseur inégalée
sur l’ensemble du Haut Atlas. Auparavant, l’ensemble ici considéré a été attribué aux « couches rouges »
(FADILE, 1987). Cette interprétation a été basée sur la teinte rouge, sur la présence d’ assises sableuses et
sur l’épaisseur remarquable de la série. En réalité, les dépôts nettement carbonatés n’apparaissent que sur
les premiers 18m de la coupe. Par la suite, les sédiments terrigène rougeâtres plus au moins fins dominent
fortement jusqu’aux premières assises des « couches rouges » développées, elles, au sommet de la succession. Les derniers horizons montrent un changement de faciès très remarquable avec développement de grès
puissants et massifs, qui sont caractéristiques de la Formation de Grès de Guettioua.
Dans la coupe d’Aghbala, la Formation de Tilougguit ne correspond pas à la « description » classique (JENNY, 1981) faite dans le synclinal de Ouaouizarth. Ici, elle contient très peu de calcaires, très peu de
faune et on remarque en particulier l’absence totale des brachiopodes. Dans l’éventail très riche des faciès
illustrant la Formation de Tilougguit, cette variation paraît donc cruciale pour une analyse détaillée comme
coupe-type. Il s’agit en réalité de dépôts essentiellement continentaux, au sein desquels les influences marines restent très faibles.
Les premiers 20m de la coupe ont fait l’objet d’un échantillonnage détaillé en raison de leur particularité. Malgré une lithologie qui diffère fortement de celle de la coupe de Ouaouizarth, nous avons également
séparé l’agencement vertical en trois parties. Ces trois parties reposent sur une succession de marnes et de
calcaires d’environ 12m d’épaisseur.
Le substratum est occupé sur 9m par des calcaires gris à Silex qui montrent l’aspect caractéristique du
Lias atlasique. Ils sont très fossilifères et nous avons pu y récolter une ammonite déterminable. Successivement, on y observe de minces intercalations de marnes vertes suivies par de petits lits de silts rosâtres ou grisâtres, noduleux et broyés. La fin de la série liasique carbonatée est représentée par deux bancs de dolomies
pulvérulentes. Leur surface est ferrugineuse et on y distingue une discordance angulaire remarquable, qui est
interprétée comme discordance régionale. Ces assises dessinent un pli bien reconnaissable sur le terrain.
Le membre inférieur de la Formation de Tilougguit, d’une épaisseur d’environ 48m, est dominé par
les marnes et argiles rouges « lie-de-vin », interrompues par des bancs ou lits gréseux parfois carbonatés
(voir figure II.4.7). A la base de ce membre on reconnaît un ensemble d’environ 8m d’épaisseur qui contient
des successions marnes- calcaires dessinant autant de corniches bien visibles sur le terrain.
Cette partie débute avec 3 m de marnes vertes, parfois en plaquettes, qui deviennent bleuâtres vers le
sommet. ces assises sont très dures et peu plastiques. Leur microfaciès montre un taux important de sable
et une pauvreté en microfaune. Par contre, les lavages on donné des traces des fossiles végétaux.
66
12
24
détail 1
Membre moyen
détail 2
détail 3
D2
D1
Milieux de dépôt
continental
supratidal
intertidal
subtidal
marin restreint
marin ouvert
Echantillons
Détails
Structures
Lithologie
Etage
Formation
des Grès
Formations
de
Guettioua
M A L M
détail 4
Membre superieur
Oxfordien
Epoque
240
Membre inférieur
Callovien
D O G G E R
120
LIAS
Epaisseur
Fe
Ag36
Ag35
Ag28
Ag27
Ag26
Ag25
Ag24
Ag23
Ag22
Ag21
Ag19
72
Ag17
Ag16
Ag14
Ag13
Ag11
Ag9,10
Ag8
Ag3-7
Ag2
Ag1
m g c
Figure II.4.8 : La Fm de Tilougguit dans la coupe d’Aghbala avec interprétation du milieu de dépôt (pour légende voir
appendice).
67
Par la suite, on trouve une succession d’un mètre d’épaisseur organisée en granoclassement normal.
Elle commence avec des bancs calcaires gréseux centimétriques à décimétriques, très ferrugineux, avec
parfois des tâches rouges. Son aspect est noduleux et on y découvre quelques fossiles d’une taille inférieure
à 2 cm, comprenant des fragments et des débris des pélécypodes et bélemnites. Le sommet de cette succession est progressivement occupé par les marnes rouges. Ensuite, on distingue une deuxième succession
granodécroissante et très pauvre en fossiles d’environ 70 cm. A sa base il y a des bancs décimétriques de
dolomites avec des bases nettes et des surfaces ondulées parfois bioturbées. Ils sont gris, durs et massifs, pourvus de petits points rouges microscopiques. Le microfaciès montre du quartz, des clastes noirs et
quelques bioclastes indéterminables. Cette succession se termine avec des marnes jaunâtres ou verdâtres.
Finalement, la première partie du membre inférieur laisse apparaître des lits et bancs de silts rouges ou gris
blanchâtres qui sont très riches en quartz. Leur aspect est noduleux, massif et induré et leur surface est
fortement bioturbée.
Le reste du membre inférieur est déposé en discontinuité angulaire et érosive sur cette partie basale
(D2, voir figure II.4.6). Avec une épaisseur d’environ 40m il s’agit du corps sédimentaire principal de l’unité.
Cette série montre essentiellement des alternances d’argiles rouges, de marnes sableuses et de silts et grès
fins à tâches blanches.
Faciès observés :
68
argiles sableuses
De couleur « lie-de-vin », elles sont compactes, marneuses ou gréseuses. On n’y trouve pas de fossiles. Vers le sommet, elles deviennent de
plus en plus sableuses.
Elles sont pour la plus grande partie rouges « lie-de-vin », parfois
vertes et leur litage interne, bien visible, est très caractéristique. Leur
microfaune montre quelques microfossiles et de rares coquilles d’ostracodes. En lavage elles présentent un comportement très plastique.
bancs silteux
Il s’agit des silts rougeâtres parfois verdâtres très bien classés, durs et
massifs, avec un diamètre moyen des grains qui est inférieur à 177µm.
Ils montrent un aspect noduleux et sont souvent organisés en petits lits
dont la surface est parfois ondulée.
lentilles gréseux
Finalement, les grès fins forment des lentilles d’épaisseur métrique.
Latéralement ils s’étalent sur plusieurs dizaines de mètres. A l’intérieur
ils sont soit massifs soit on observe un litage plan-parallèle. Très bien
classés, ils contiennent beaucoup de grains de quartz.
bancs gréseux
Ces grès verdâtres, grisâtres ou rougeâtres sont disposés en bancs
centimétriques à décimétriques dont la base est nette ou ravinante
et la surface souvent ondulée. Vers le sommet du membre inférieur,
ils deviennent de plus en plus importants. Il s’agit degrés mal classés
avec une matrice relativement fine à grains d’un diamètre entre 250
et 350µm. Parfois ils sont plus grossiers et peuvent atteindre 2000µm.
Le plus souvent la taille des clastes noirs et blancs demeure inférieure
au cm.. Dans la structure interne, les grains deviennent de plus en plus
grossiers vers le sommet. On y détecte souvent un litage plan-parallèle, parfois convolute. Il est remarquable, que ces couches contiennent
parfois des vestiges de fossiles, surtout des pélécypodes. On constate
donc un apport en matière carbonatée, qui reste pourtant très faible.
Ag17
continental
supratidal
intertidal
subtidal
marin restreint
Echantillons
Ag18
Milieux de dépôt
marin ouvert
teneur en sable
Structures
Membre
moyen
Lithologie
Formations
Etage
Epoque
Epaisseur
Séquences
élémentaires
+
marin
associations
séquentielles
- +
marin
-
Ag16
Membre inférieur
D O G G E R
50
30
Mn
Ag15
Ag14
Ag13
Ag12
Ag11
Ag10
Ag9
Callovien
22
D2
Fe
Fe
Fe
14
Ag8
Ag7
Ag6
193/6
Ag5
Ag4
Ag3
Ag2
193/4
193/3
193/2
D1
LIAS
12
193/1
Ag1
193/7
m g c
Figure II.4.9 : Détail 1 du membre inférieur de la Fm Tilougguit, dans la coupe AG.
Toute la série du membre inférieur est organisée en cycles stratocroissants « coarsening upward ». La
caractéristique du membre inférieur est l’apport de grès, qui devient de plus en plus important dans chaque
cycle (voir figure II.4.7).
69
continental
supratidal
intertidal
subtidal
marin restreint
Milieux de dépôt
marin ouvert
Echantillons
Structures
Lithologie
Formations
Etage
Epoque
Epaisseur
Le sommet de ce membre est marqué par un banc de calcaire gréseux d’une épaisseur d’environ 40
cm, qui se trouve à la fin d’un cycle stratocroissant d’argiles « lie-de-vin » et de grès noduleux rouges très
fins. Ce calcaire gréseux d’une couleur verdâtre ou grisâtre est dur et massif avec une surface ferrugineuse
et bioturbée. Sa structure interne développe des « bird-eyes ». Son contenu fossilifère est dominé par des
pélécypodes et des gastéropodes de petite taille.
134
Membre superieur
Ag22
Mn
Callovien
142
Ag24
Ag23
Membre moyen
150
D O G G E R
M A L M
Oxfordien
172
132
m g c
Figure II.4.10 : Détail 2 du membre moyen de la Fm de Tilougguit, dans la coupe AG. Noter l’évolution des cycles
stratocroissants à la base, vers des cycles stratodécroissants au sommet.
70
Sur le dernier banc calcaire du membre inférieur caractérisé par sa surface érosive, repose le membre moyen, d’une épaisseur d’environ 90m (voir Figure II.4.8). Ce dernier révèle une succession azoïque,
sableuse et argileuse de couleur rouge « lie-de-vin », bien visible sur le terrain.
Faciès observés :
argiles marneuses
Il s’agit soit de marnes argileuses, soit d’argiles marneuses massives,
disposées en séquences métriques ou décamétriques, d’une couleur
rouge « lie-de-vin ». Elles ne contiennent pas de faune ni de flore détectable. Vers le sommet de la série, elles deviennent de plus en plus
gréseuses. Ce faciès domine fortement au sein du membre.
lentilles gréseux
Ces grès rouges et parfois verdâtres sont durs et bien classés, d’une
taille moyenne, avec un diamètre d’environ 200µm. Ils se présentent en
larges lentilles d’une centaine de mètres de longueur, avec des épaisseurs centimétriques à décimétriques, inférieures à 1 m. Leur base est
souvent nette ou ravinante. Leur structure interne montre une lamination plan-parallèle à la base et oblique au centre. On y trouve parfois
des stratifications de type convolute et des structures slumpées. Ils
apparaissent souvent à la base des assises argileuses.
bancs gréseux
Ces grès rouges sont stratocroissants, avec parfois des microconglomérats au sommet et une surface rarement bioturbée. On les observe
surtout au centre du membre.
microconglomérats
Ils sont organisés en lits millimétriques ou centimétriques et contiennent des clastes inférieurs à 2000µm. Leur base et leur surface sont
souvent ondulées.
bancs silteux
Ils sont d’une couleur verdâtre, disposés en lits millimétriques à centimétriques et comprennent parfois des clastes noirs. Parfois, ils possèdent une lamination plan-parallèle ou convolute. Vers le sommet
on observe des stratifications en « arêtes de poisson » ( Herringbone
structures ). Vers le sommet de ce membre, ce dernier faciès devient
de plus en plus important.
Les marnes, argiles et grès sont organisés en cycles stratodécroissants pour les premiers 56m (60
– 116m), en cycles stratocroissants au milieu (116 – 136m) et de nouveau en cycles stratodécroissants au
sommet (136 – 156m, voir Figure II.4.8).
L’agencement vertical du membre moyen montre des figures de slumping de plus en plus nombreuses
vers le sommet.
Le membre supérieur, d’une épaisseur d’environ 124m, est caractérisé par la récurrence des dépôts
carbonatés (voir figure Figure II.4.10). Néanmoins, les grès et les marnes rouges demeurent dominants.
71
continental
intertidal
supratidal
subtidal
marin restreint
Echantillons
Milieux de dépôt
marin ouvert
Structures
Lithologie
Formations
Epoque
Etage
Epaisseur
Ag27
Ag26
208
Ag25
200
192
190
m g c
Figure II.4.11 : Détail 3 du membre supérieur de la Fm de Tilougguit dans la coupe AG.
Faciès observés :
72
lits calcaires gréseux
Il s’agit surtout de la présence de rares lits et bancs de calcaires gréseux ou de grès calcaires.
bancs gréseux
Les grès sont bien classés (diamètre moyen < 250µm) et organisés en
bancs centimétriques à décimétriques. A la base ils sont parfois érosifs,
surtout vers le sommet de la série. Leur surface est parfois ondulée.
Les structures internes montrent un litage plan-parallèle, convolute,
oblique ou des rides de courants.
Les marnes apparaissent en couches centimétriques à décimétriques.
Elles sont sableuses et deviennent souvent plus fines vers le sommet
de chaque cycle. On y trouve intercalées des lentilles de silts. Ces derniers forment des lentilles d’une hauteur centimétrique et d’une extension latérale décimétrique. Ils sont rouges, fins et massifs.
argiles marneuses
Il s’agit d’argiles marneuses massives, de couleur rouge. Ils apparaissent rarement au sommet des cycles granodécroissants dans ce
membre.
bancs silteux
Ils forment des lits ou bancs millimétriques à centimétriques, d’une
extension horizontale de plusieurs dizaines de mètres.
Glissements gravitaires :
microconglomérats
Ils contiennent des clastes inférieurs à 710µm, avec une composante
forte en Quartz et des inclusions argileuses fréquentes. La faune
marine est absente mais on remarque une forte concentration en bois
fossilisés. Très caractéristiques sont les éclats d’os et de vertébrés
(dinosaures) contenus en particulier dans les assises basales recouvrant des lits de calcaires gréseux. Mais dans la plus grande partie de
ce membre on les observe à la base des grès inclus dans des cycles
stratocroissants.
slumps
Il s’agit de lits et bancs de grès ou silts flottant dans une matrice de
marnes verdâtres, jaunâtres ou grisâtres à structure interne de type
convolute. L’abondance des bois fossilisés est remarquable. Les morceaux ligneux ne sont pas orientés et ils atteignent parfois une taille
décimétrique. Ces slumps contiennent également des couches millimétriques de charbon et des clastes décimétriques inclus dans des
conglomérats.
230
228
Echantillons
Lithologie
Formations
Structures
Ag35
Ag34
Membre superieur
Epoque
Etage
238
M A L M
Oxfordien
Epaisseur
L’agencement vertical du membre supérieur présente des cycles stratocroissants, qui dominent surtout
au sommet ce cette série. Il s’agit d’une succession typique passant de microconglomérats, à des grès, puis
à des silts et des silts marneux, suivis par des marnes et même parfois par des argiles. Dans la suite lithologique, l’apport carbonaté devient de plus en plus faible.
Ag33
Ag32
Ag31
Ag30
Ag29
Ag28
m g c
Figure II.4.12 : Détail 4 du membre supérieur de la Fm de Tilougguit, dans la coupe AG ; slump, glissement gravitaire
avec abondance de bois et de couches de charbon.
73
Interprétation
Milieu de dépôt
La lacune sédimentaire importante du Lias supérieur et de la quasi totalité du Dogger témoigne, soit
d’une absence de dépôts, soit d’une émersion avec érosion pendant cette période. Le plissement des carbonates liasiques sous-jacents, couverts en discordance angulaire par les dépôts des marnes vertes, est
probablement le résultat d’une activité tectonique régionale en compression entre le Lias moyen et le Dogger
supérieur.
Tous les échantillons prélevés dans les assises basales montrent une sédimentation dans des
conditions continentales ou marines littorales. Les traces marines sont en réalité peu visibles. Par la suite,
l’échantillon 193/6 signale des éléments marins, dont des dinoflagellés. La base montre donc l’évolution d’un
milieu plutôt continental vers un milieu marin peu profond et révèle ainsi un régime transgressif.
En approchant vers la discontinuité locale D2, on constate un changement des conditions de dépôt
vers un milieu marin peu profond, abrité de l’océan, avec très peu d’énergie et proche du continent, probablement une lagune. Vu l’épaisseur importante des dépôts, nous pouvons évoquer soit une durée relativement
longue, soit un taux de subsidence élevé.
Dans le détail, les successions des calcaires et marnes sus-jacents peuvent être interprétées comme
vestiges de barres déposées près d’une ligne de côte silicoclastique. Il s’agit donc de la continuation de
l’évolution transgressive. Leurs surfaces ferrugineuses indiquent cependant des émersions temporaires et
un changement vers un régime nettement régressif. L’énergie semble moyenne à élevée (vagues de marée
haute), comme l’indique l’abondance des débris de fossiles. Ce cycle granodécroissant évolue d’une manière
rapide vers un milieu supratidal avec des émersions abondantes.
Les dolomites confirment cette interprétation. Elles sont les témoins d’une forte diminution de la tranche
d’eau et d’une exposition des sédiments aux conditions météoriques.
Les derniers lits silteux bioturbés et riches en quartz illustrent le comblement définitif de l’aire de dépôt.
La discontinuité mise en évidence au sommet de la première partie du membre inférieur prend une valeur locale et témoigne d’une courte accentuation de l’espace disponible pour la sédimentation à cause d’un
faible mouvement en subsidence.
La grande partie sus-jacente du membre inférieur résulte d’un comblement de l’aire de dépôt sous un
régime sédimentaire nettement régressif. Cette thèse est soulignée par la présence de cycles strato- et granocroissants et par l’enrichissement en sable vers le sommet. L’influence marine y reste très faible. Il s’agit
d’une lagune dans le domaine littoral où l’énergie est faible et les inondations sont rares.
Le banc calcaire sommital marque un dernier court épisode du milieu carbonaté proche du milieu
subtidal, abrité de l’océan. Il s’agit des derniers dépôts carbonatés qui se manifestent dans cet agencement
lithologique à l’échelle de l’aire synclinale d’Aghbala.
L’agencement vertical du membre moyen montre des cycles nettement régressifs. La sédimentation
terrigène dominante souligne la forte influence continentale de cette série. Les processus de sédimentation
sont surtout ceux de l’écoulement et de la décantation.
Les argiles et marnes indiquent un milieu à faible énergie. Elles peuvent être considérées comme
résultant d’une décantation pendant des périodes d’inondation sur des replats de marées. L’apport gréseux
qui devient de plus en plus important vers le sommet témoigne de périodes de baisse de la marée qui s’accentuent au cours du temps.
Les grès indiquent certes une dynamique sous aquatique, en milieu marin ; mais l’énergie reste cependant faible à moyenne. Dans les cycles métriques on observe surtout des stratifications planes-parallèles puis
obliques résultant d’une évolution régressive à l’origine de rides de courant de faible énergie.
74
La régression se manifeste par le développement de silts de plus en plus nombreux vers le sommet du
membre. Leur agencement interne en litage oblique ou ondulé est le produit du débordement sur des levées
naturelles. La superposition de rides de courant en arêtes de poisson est caractéristique de la zone littorale
balayée par la marée.
Les slumps indiquent une légère activité tectonique locale épisodique, qui est responsable de petits
glissements gravitaires. Ils deviennent progressivement plus importants vers le sommet.
Les glissements gravitaires multiples dans le membre supérieur sont caractéristiques d’une instabilité
de la zone côtière, croissante jusqu’au sommet de la formation. Ces écoulements contiennent peu de fluides
et se comportent d’une manière plastique. Il s’agit de dépôts continentaux dont la flore à classopolis est typique de milieux des marais ou de forêts vaseuses. Ces terrains sont glissés sur la plaine côtière.
Les successions typiques stratodécroissantes (« fining upward) qui se manifestent surtout au sommet
de la formation peuvent être interprétées comme des dépôts de ruissellements en nappe (« sheet floods »).
Il s’agit d’écoulements d’eau turbulente, d’épaisseur décimétrique, étalée sur une surface plane sous faible
subsidence locale. Dans ce cas, il faut estimer un régime fortement régressif qui évolue rapidement d’un milieu intertidal, à un milieu supratidal puis continental.
4.3.3 La coupe-type de Takoust-Naour
Coordonnées :
De X=5°55’31,86’’W/Y=32°28’14,91’’ (affleurement 287) à X=5°56’6,57’’W /
Y=32°28’39,45’’ (affleurement 343)
Tizi N’Isly (1/50.000)
Entrée ouest du village de Naour à côté de la route principale ; de TakoustNaour (1744m)
Partie basale : très bien accessible, bien conservé ;
Epaisseur :
250m
Base :
Bancs calcaires massifs et dolomitisés de la « barre à rhynchonelles »
(Rolley 1973, Rebouillat 1983) de la Formation de Bin El Ouidane III, d’âge
bajocien supérieur à bathonien inférieur (Septfontaine 1984-86, Jenny 1988)
; discordance érosive, surface bioturbée, dolomitisée, ferruginisée, durcie et
très riche en fossiles ; contact net : « coupé au couteau ».
Sommet :
Formation d’Iouradiène
Caractéristiques :
Formation de Tilougguit à la base (84m), fortement dominée par une sédimentation carbonatée ; partie basale : calcaires marneux oolithiques blanchâtres entre des marnes vertes ; partie sommitale : marnes et calcaires jaunâtres
; absence totale de la Formation de Grès de Guéttioua.
Le membre inférieur présente avec environ 47 mètres d’épaisseur, la plus grande partie de la coupe.
Il est essentiellement formé de marnes et marno-calcaires verts avec quelques passées calcaires.
75
continental
supratidal
intertidal
subtidal
marin restreint
marin ouvert
Echantillons
Détails
Structures
Milieux de dépôt
Séquences
élémentaires
détail 2
Membre superieur
+
marin
associations
séquentielles
- +
marin
TN14
TN16
TN13
TN15
287/1
Fe
Fe
Fe
Fe
Fe
TN12
TN11
TN10
Membre moyen
D O G G E R
TN9
Fe
Fe
TN8
TN7
Fe
détail 1
Membre inférieur
40
Lithologie
Formation Formations
d’Iouaridène
Etage
Epoque
Oxfordien
80
M A L M
Epaisseur
24
TN6
TN5
8
Callovien
TN4
TN3
TN2
287/2
4
TN1
Formation
de Bin El
Ouidane III
m g c
Figure II.4.13 : La Fm de Tilougguit, dans la coupe de Takoust-Naour (TN), avec interprétation des environnements
de dépôt (pour légende voir appendice).
76
-
continental
supratidal
intertidal
subtidal
marin restreint
Milieux de dépôt
marin ouvert
Echantillons
Structures
Lithologie
Epaisseur
TN7
Fe
26
22
TN6
18
TN5
17
TN4
m g c
Figure II.4.14 : Détail 1 de la coupe TN, présentant la partie centrale du membre inférieur de la Fm de Tilougguit,
avec interprétation des environnements de dépôt (pour légende voir appendice).
77
Faciès observés :
marno-calcaires
Les marno-calcaires gris foncé et bruns montrent un litage horizontal
et contiennent parfois des passées gréseuses. Ces dernières sont
homogènes et d’une granulométrie fine à très fine, formant des petites
lentilles millimétriques à centimétriques. Ces marnes et calcaires n’apparaissent qu’à la base de la formation, sur d’environ 5m.
marnes vertes
Ces roches sont de couleur verte ou gris foncé à brun, et deviennent
plus rougeâtres vers le haut. Elles forment des dépôts importants qui
atteignent une épaisseur de 16 m et dominent ainsi le membre inférieur. Leurs échantillons montrent un aspect compact, parfois sableux
et bioclastique. Sur le terrain, elles se révèlent azoïques, mais les
lavages ont livré des débris de foraminifères benthiques (textulariidés
et lituolidés), des algues calcaires dasycladacées, des lamellibranches,
des gastéropodes, des crinoïdes et des oursins.
calcaires oolithiques sableuses
Ils sont organisés en bancs centimétriques à décimétriques et très
riches en fossiles. Leur base est ondulée ou nette et leur sommet montre un granoclassement normalqui évolue progressivement vers des
marnes vertes (voir figure II.4.12). Sur le terrain, on observe parfois
une abondance en brachiopodes et bivalves. Le microfaciès est caractérisé par des oosparites bioclastiques gréseuses à oolithes de taille
moyenne (0,1 à 0,3 mm). Des ostracodes ainsi que des foraminifères
benthiques forment souvent les nuclei de ces oolithes. Ces faciès sont
caractéristiques de packstones ou de grainstones.
calcaires massifs
Il s’agit de calcaires blancs, massifs et homogènes, ddisposés en
bancs étendus d’épaisseur millimétrique à décimétrique. Ils sont pauvres en macro fossiles malgré quelques rares gisements de brachiopodes. Leur base est ondulée ou nette et la surface est parfois ferruginisée et durcie.
calcaires marneux
Ils sont organisés en bancs millimétriques à centimétriques qui montrent une grano- et stratodécroissance. Leur base et leur sommet sont
légèrement ondulés.
Les calcaires oolithiques ou sableux, les calcaires massifs et les calcaires marneux sont organisés en
bancs centimétriques à décimétriques et intercalés dans des marnes vertes.
Le membre moyen, d’une épaisseur d’environ 25m, contient essentiellement des bancs calcaires
blancs avec de minces intercalations marneuses. Cet ensemble forme des petites falaises qui sont facilement
repérables sur le terrain.
Faciès observés :
calcaires massifs
78
Calcaires blancs, massifs et homogènes qui sont organisés en bancs
centimétriques à métriques. Leur base est parfois nette. Leur sommet
est souvent marqué par une surface durcie et ferrugineux qui forme
parfois de véritables lumachelles, des niveaux de condensation et des
hardgrounds. Ces surfaces dépassent rarement 10 cm et elles sont
très bioturbées et riches en brachiopodes, bivalves, gastéropodes, huîtres et bélemnites. Le microfaciès des calcaires blancs est caractérisé
par des micrites bioclastiques développées en mudstones ou wackestones. Les bioclastes sont en général très grands et la faune est riche
en espèces.
calcaires oolithiques sableux
Ils forment des bancs centimétriques à décimétriques et sont très
riches en fossiles. Leurs caractéristiques correspondent à celles des
calcaires oolithiques du membre inférieur. Le microfaciès indique des
biosparites ou des oobiosparites caractérisant les grainstones.
sableux
Il s’agit de marnes compactes en assises centimétriques à décimétriques
marnes vertes
Il s’agit de marnes compactes en assises centimétriques à décimétriques
marno-calcaires
Ils sont organisés en plaquettes d’épaisseur millimétrique à centimétrique (voir Figure II.4.12). Ils apparaissent indurés et parfois noduleux.
Ils contiennent beaucoup de niveaux durcis et ferrugineux, résistant
à l’altération. La faune devient de plus en plus importante et riche en
espèces. On les retrouve surtout au sommet du membre moyen.
La partie inférieure de ce membre montre des bancs calcaires suivis par des marnes vertes. Ces cycles
sont organisés en successions stratodécroissantes. Au milieu du membre moyen on remarque une évolution
de ce dispositif vers une organisation des calcaires et marnes en cycles granocroissants d’échelle métrique.
Ces derniers montrent d’abord des marnes d’épaisseur millimétrique à centimétrique avec une base nette,
reposant sur les niveaux durcis, parfois ravinante, suivie par des calcaires. Les bancs calcaires deviennent
de plus en plus minces et marneux de bas en haut.
Vers le sommet du membre moyen, la sédimentation devient plus marneuse et on y distingue de plus
en plus des marno-calcaires.
Le membre supérieur se manifeste sur le terrain par un changement net du faciès. Il s’agit d’une succession de marnes et calcaires jaunâtres sur une épaisseur d’environ 12m (voir Figure II.4.13).
Faciès observés :
Calcaires massifs
Ces calcaires sont homogènes, massifs et durs et ils forment des
bancs centimétriques à décimétriques. Leur base et leur sommet sont
souvent nets tandis que parfois le sommet montre des bioturbations. Ils
sont pratiquement azoïques.
calcaires oolithiques sableuses
Jaunâtres, massifs et homogènes, ils ne montrent pas de structures
internes.
lits gréseux
Rarement, la série montre des assises centimétriques en grès fin à très
fin et quelques microconglomérats.
microconglomérats
Rares
marnes jaunes
Les marnes sont verdâtres à jaunâtres et ne contiennent pas de faune.
Elles deviennent de plus en plus importantes vers le sommet du membre supérieur.
Les marnes et calcaires sont organisés en séquences avec granoclassement normal au sein desquelles l’épaisseur de marnes est toujours plus importante que celle des calcaires. L’organisation des strates
est faite d’une manière décroissante et on distingue cinq successions marnes-calcaires d’épaisseur oscillant
entre 0,5 et4 mètres.
79
continental
supratidal
intertidal
subtidal
marin restreint
marin ouvert
Echantillons
Structures
Lithologie
Formations
Milieux de dépôt
Membre superieur
Formation
d’Iouaridène
Epaisseur
80
TN14
TN16
TN13
72
287/1
Fe
Membre moyen
76
TN15
Fe
71
m g c
Figure II.4.15 : Détail 2 au sein de la Fm de Tilougguit dans la coupe TN.
Interprétation
Milieu de dépôt
La coupe TN présente une Formation de Tilougguit beaucoup plus carbonatée qu’ailleurs. Pendant
toute la durée de la sédimentation, l’environnement persiste dans un domaine marin peu profond.
Le membre inférieur est caractéristique d’un milieu intertidal à subtidal sur une plate-forme côtière.
Les marnes peu sableuses et pauvres en faune indiquent un milieu à faible énergie, abritée de l’océan.
On peut attribuer ce faciès a une lagune dans un domaine intertidal peu profond. Les intercalations de calcaires oolithiques gréseux sont caractéristiques d’une zone de la marge de la plate-forme restreinte contenant
80
des grainstones biosparitiques. Ce faciès est caractéristique d’épandages oobioclastiques et témoigne de
dunes littorales à la base des cycles strato- et granodécroissants.
Il faut donc rattacher ces cycles des calcaires jusqu’aux marnes à des séquences régressives. De
courtes périodes d’inondation sont suivies par des longs intervalles marneux dans un environnement plus
proximal et lagunaire avec une énergie faible à très faible. L’apport en sable souligne la proximité du milieu
supratidal. En même temps on constate que l’influence fluviatile (par exemple au sein d’une construction
deltaïque) reste faible, comme l’indique l’absence des marqueurs continentaux. La faune marine souligne
l’aspect littoral de la partie inférieure du membre. Vers le sommet, ce dernier évolue progressivement vers un
milieu plus proximal.
Le membre moyen montre une transgression et un retour brusque à un milieu subtidal qui devient
régressif par la suite. L’aspect le plus marin est souligné par la pauvreté en marnes vertes, qui apparaissent
seulement en petites assises au sein des calcaires.
Les mudstones et wackestones des calcaires blancs biomicritiques peuvent être rattachés aux types
SMF 9 et à la zone de faciès 7. Il s’agit d’un milieu marin ouvert sur une plate-forme interne, peu profonde. La
faune indique une zone photique au-dessus des vagues de beau temps. On peut estimer le niveau d’énergie
comme moyen et constant en relation avec une action soutenue de ces vagues. .
Les grainstones biosparitiques des calcaires oolithiques témoignent d’une énergie plus importante. Ils
ressemblent à ceux du membre inférieur et eux aussi, on peut les considérer comme résultant du développement de dunes littorales.
L’organisation de ces faciès en une succession verticale grano- et stratodécroissante au sein de la
partie inférieure du membre moyen, indique une évolution transgressive. Cette succession évolue rapidement d’un milieu subtidal vers un milieu intertidal progradant (régression) et se termine avec des calcaires
oolithiques, riches en brachiopodes et avec quelques surfaces ferrugineuses. Il s’agit de la dernière phase
transgressive annonçant le comblement définitif de l’aire de dépôt marine.
Par la suite, le passage des marnes et marnes-calcaires aux calcaires est progressif et se réalise sur
une dizaine de mètres par le biais de cycles grano- et stratocroissants. Le caractère progradant et régressif
qui ressort d’une telle organisation est accentué par l’abondance des surfaces durcies et ferrugineuses. Ces
assises qui deviennent de plus en plus petites, sont le résultat d’une évolution rapide vers un milieu supratidal
avec des émersions temporaires. Ces émersions ainsi que le changement abrupt vers le faciès du membre
supérieur, peuvent être interprétés comme une discordance érosive au sommet du membre moyen. Ce dispositif illustre des observations déjà faites au sein la Formation de Tilougguit (SOUHEL, 1987 et 1997).
Les marnes et calcaires jaunâtres du membre supérieur révèlent les derniers dépôts marins du Jurassique dans cette coupe. Au début de cette unité, les calcaires oolithiques témoignent encore d’un environnement de marge de plate-forme restreinte. Mais par la suite, l’abondance des marnes est la preuve d’un milieu
abrité de l’action de vagues. En revanche, l’apport de plus en plus important de matériaux sableux indique
un influence progressive de la zone continentale. Effectivement, il s’agit d’une évolution d’un milieu intertidal
restreint vers une zone supratidale lagunaire avec un niveau d’énergie faible. Cette évolution est soulignée
par le fait que l’épaisseur des bancs diminue progressivement vers le sommet et que leurs faciès deviennent
de plus en plus influencés par le milieu continental.
L’organisation stratodécroissante et « fining upward » affirme le remplissage de l’espace disponible et
le déplacement de la ligne de baie en direction de la mer, respectivement vers l’ E et NE. Les microconglomérats déposés à marée haute à la base des calcaires oolithiques semblent transmettent l’influence d’une
activité tectonique épisodique avec ablation sur le continent voisin.
81
4.3.4 La coupe de la Source
Coordonnées :
De X=5°51’47,81’’W/Y=32°29’16,68’’N (affleurement 65) à X=5°51’51,63’’W /
Y=32°29’23,93’’N (affleurement 91)
Nommée par rapport à la source située à proximité de la ville de Naour, au
bord de la route goudronnée, au nord de cette ville
Très accessible, bien conservée ;
Epaisseur :
94m
Base :
Etablie sans discordance sur les bancs calcaires massifs et dolomitisés de
la « barre à rhynchonelles » (Rolley 1973, Rebouillat 1983) de la Formation
de Bin El Ouidane III, d’âge bajocien supérieur à bathonien inférieur (Septfontaine 1984-86, Jenny 1988)
Sommet :
Bancs de grès épais de la Formation de Guettioua
Caractéristiques :
Situation géographique entre les coupes-type TN et AG ; Cette coupe contient
sur une épaisseur d‘environ 94m essentiellement la Formation de Tilougguit
Le contenu sédimentologique riche en dépôts carbonatés la rapproche à la coupe-type TN. On y a
également identifié 3 membres. Le membre inférieur présente des successions de marnes rouges « lie- devin » et de calcaires marneux sur une épaisseur d’environ 32m. Les premiers sont très mous, plastiques et
forment des couches décimétriques à métriques. Les calcaires marneux sont très riches en fossiles, parfois
gréseux et ont des surfaces ondulées, bioturbées ou parfois ferrugineuses. Leur organisation est toujours granocroissante (« coarsening upward ») et les séquences sont stratodécroissantes. Le membre inférieur traduit
donc une influence marine dans un milieu intertidal à subtidal. On peut y reconnaître des phases d’émersion
périodiques. Cela provoque des cycles régressifs et le comblement rapide de l’aire de dépôt avec une forte
augmentation de l’énergie vers le sommet de chaque cycle.
L’analyse des microfaciès des marnes a procuré une faune marine peu profonde. On y distingue des
microforaminifères chitineux et des acritarches. De plus, des pollens dont l’espèce Classopolis exesipollenites et des gymnospermes ont pu être déterminés (échantillon SC17, communication orale de E. SCHRANK).
Ces éléments révèlent un apport continental non négligeable et un climat semi-aride, avec des pluies épisodiques.
Il y a un brusque changement de faciès au sommet de ce membre, avec présence de marnes, d’argiles, de grès et de calcaires gréseux qui caractérisent le membre moyen de la série. Ces assises, dont la
puissance est de 46 mètres, illustrent des environnements intertidaux dominants.
Finalement, le membre supérieur, d’une épaisseur de 16 m, contient surtout des argiles rouges intercalées de lits fins de grès et de silts. Ces niveaux terrigènes montrent souvent un litage plan-parallèle ou
oblique. Il s’agit donc des dernières influences marines dans un milieu supratidal très proximal.
Toute la coupe illustre, par la succession des faciès rencontrés, une évolution progressive d’un milieu
supratidal vers un milieu continental.
82
Formation
des Grès
de Guettioua
4
marin
continental
supratidal
intertidal
subtidal
marin restreint
associations
séquentielles
- +
marin
-
SC26
SC25
Membre moyen
SC24
SC23
SC22
SC21
SC20
Fe
SC19
SC18
SC16
SC13
SC12
SC11
?
Membre inférieur
SC10
SC9
Callovien
24
8
Séquences
élémentaires
+
Oxfordien
D O G G E R
40
Membre superieur
M A L M
80
Milieux de dépôt
marin ouvert
Echantillons
Structures
Lithologie
Formations
Etage
Epoque
Epaisseur
Fe
SC8
SC7
SC6
SC4
SC5
SC3
Formation
de Bin El
Ouidane III
m g c
SC2
SC1
Figure II.4.16 : La Fm de Tilougguit dans la coupe de la source (SC) avec interprétation des environnements de dépôt
(pour légende voir appendice).
83
4.4
Les « couches rouges » sensu stricto
4.4.1 La Formation des Grès de Guettioua
Cette formation est très facile à reconnaître sur le terrain par sa teinte rougeâtre et surtout par sa
granulométrie accentuée qui lui confère un modelé en corniche dominant les pentes plus douces établies au
droit de la formation sous-jacente de Tilougguit. On constate toutefois une grande variation de son ’épaisseur,
oscillant de 0 à plus que 700 mètres.
Limites de la formation
La base de l’unité est marquée soit par une surface de discordance, soit au contraire par une évolution lithologique progressive. Vers le sud-est du Haut Atlas, la Formation des Grès de Guettioua repose
en effet en discordance soit sur les « calcaires corniches » du Bathonien, soit sur la Formation de Tilougguit. Ce fait a été constaté dans les synclinaux de Ouaouizarth (SOUHEL 1985, 1987, 1997), d’Iouaridène
(CHOUBERT 1956), d’Igoudlane (ROCH 1939) et d’Aglagal (MORET 1930/31). Sur la carte géologique de
Beni Mellal (MONBARON 1982, LÖWNER 1997) on observe une discordance locale à la base de chaque
coupe montrant cette formation gréseuse. La discordance se manifeste par une base ravinante, comportant
des conglomérats.
En allant vers le nord-est, on observe un changement continu entre la Formation de Tilougguit et la
Formation des Grès de Guettioua. Ainsi, dans le synclinal d’Aghbala, le passage entre les deux formations
est nettement progressif (voir la coupe d’Aghbala, figure II.4.6). Les synclinaux de Tagleft (BOURCART 1942)
et de Tizi n’Isly montrent ce même type d’évolution.
La définition de la Formation des Grès de Guettioua repose sur l’apparition des premières séquences
comportant des bancs lenticulaires métriques et décimétriques de grès conglomératiques.
La limite de la série est marquée par la présence de coulées basaltiques stratiformes, continues, alignées sur le flanc nord-ouest du synclinal de Ouaouizarth. Cet « horizon 1 » (SOUHEL 1987) marque un
niveau repère à l’échelle de la région, aussi bien visible sur le terrain que sur les photographies aériennes.
Il présente ainsi un avantage pour la cartographie, mais également pour la datation. Il existe en effet déjà
de nombreux travaux sur ces basaltes (JEREMENE 1952, HAILWOOD et al. 1971, ROLLEY 1973, CHEVREMONT 1975, BARDON et al. 1978, WESTPHAL et al. 1978, MONBARON & JUST 1980, SOUHEL et
al.1987).
Ces coulées sont organisées en deux venues distinctes contemporaines des dernières récurrences
gréseuses (MONBARON & JUST 1980). La couleur grise à brunâtre ou verdâtre de ces roches gabbroïques
apparaît blanchâtre sur le terrain à cause de l’altération.
Finalement, des pelites rouges marquent la base de la Formation d’Iouaridène Sus-jacente. Une discordance entre ces deux formations n’a pas pu être observée sur le terrain d’étude. Cependant, un tel contact
est parfois décrit dans la littérature (par exemple ROCH 1939 dans le synclinal d’Aït Attab). Par manque de
preuve, on suppose que le contact est progressif.
84
Echantillons
Détails
Structures
Lithologie
Etage
d’Iouaridène
360
M A L M ? Epoque
Epaisseur
Milieux de dépôt
continental
milieu
topologie
Alternance :
1. Playa
2. Système
fluviatile
Homogénisation
de faciès et
du relief
40
20
Detail 2
Detail 3
Membre superieur
Membre inférieur
avec variations
locales
Rélief bien
prononcé
comblement
inhomogène
dissymétrique
subsidence
différentielle
active
Detail 1
Bathonien infèrieur
120
Système
fluviatile
méandriforme
&
plaines
alluviales
Dlocal
Aussi: passage progressif
ni hiatus important, conglomérats
Formation
de
Tilougguit
D O G G E R
200
Formation de Guettioua
�1
m g c
Figure II.4.17 : La Formation des Grès de Guettioua présentée à partir des observations faites dans les synclinaux de
Ouaouizarth, d’Aghzif-Naour et d’Aghbala.
85
Les différentes observations glanées sur la région d’Aghbala permettent de distinguer deux variations
au sein de ce cortège détritique des couches rouges :
Premièrement une succession de sédiments essentiellement détritiques, qui est composée d’assises
conglomératiques, gréseuses et silteuses à stratifications obliques, lenticulaires, et d’assises argileuses. Il
s’agit de la Formation de Guettioua « classique » (voir coupe synthétique, figure II.4.14), dont ces faciès ont
été déjà décrits en détail et analysés en termes de stratigraphie séquentielle. Les faciès suivants ont ainsi pu
être observés (SOUHEL 1985, 1986, 1997) :
Faciès observés :
conglomérats
Il s’agit des passées conglomératiques à la base, qui deviennent de
moins en moins importantes vers le sommet. Ce faciès contient des
débris roulés, des éléments calcaires, des galets mous décolorés, des
grès et des basaltes, qui sont en général grossiers, non arrondis, mal
classés et de taille centimétrique à décimétrique. La matrice plus ou
moins fine est constituée soit d’argiles ou de grès fins soit de calcite.
La teinte est rouge sombre à noir, et la base est ravinante. Ce faciès
est surtout observable au droit des failles et accidents ;
microconglomérats
Ils sont disposés en lentilles rouges à gris noir dissymétriques, d’une
épaisseur métrique et d’une largeur métrique à décamétrique. Les
clastes sont très mal classés jusqu’à un diamètre maximal de 5 centimètres. Il s’agit de débris roulés, de galets mous gréso-pélitiques et
de grains calcaires baignant dans une matrice argileuse ou calcitique.
Leur structure interne est désorganisée et pourvue plus rarement d’une
stratification oblique. Leur base est toujours ravinante.
bancs/barres gréseux
D’apparence massive et rouge, ils atteignent une épaisseur centimétrique
à métrique (jusqu’à 5 mètres). Ils sont toujours lenticulaires, d’extension
latérale métrique à hectométrique. Les grès fins à très fins, d’un diamètre
de 58 à 77 m sont moyennement classés et montrent surtout des grains
de quartz dans une matrice calcitique. Riche en végétaux et ossements
de vertébrés, la masse des grès est soit massive, soit à litage horizontal ou oblique. La base de cet ensemble est essentiellement érosive et
ravinante ou nette, mais le contact avec des autres lentilles se fait toujours
obliquement. Les grès sont très abondants au centre de la formation, et ils
deviennent de plus en plus massifs vers le sommet.
2m
1m
m g c
Silts
86
Figure III.4.18 : Exemple d’une lentille
du faciès gréseux dans la Formation
de Guettioua.
Il s’agit de silts bien classés à grains quarzitiques très fins, d’un diamètre de 28 à 50 m, dans une matrice argileuse ou carbonatée. A
l’intérieur apparaît souvent une lamination plane-parallèle, oblique ou
une lamination de rides.
agiles rouges
Ces argiles rougeâtres, parfois silteuses contiennent des niveaux verdâtres à débris organiques, des bois carbonisés et silicifiés et des fragments d’os. On découvre parfois de minces croûtes calcaires durcies
marmorisées. Très caractéristiques sont les tâches de réduction, ou les
tâches circulaires à couleur verte, d’un diamètre centimétrique.
Tous ces faciès sont souvent regroupés dans une séquence caractéristique, granodécroissante, c’est à dire
du type “fining upward“ ou “point bar“(SOUHEL 1997), au sein d’un système fluviatile typique. A la base, on retrouve des conglomérats à limite ravinante et érosive, qui passent progressivement à des microconglomérats et au
faciès gréseux, puis silteux. Vers le sommet de chaque séquence, les argiles prennent le relais des grès (voir figure
II.4.15 ). Cette séquence complète montre toutes les étapes de la création d’un chenal jusqu’à son comblement.
6
2
1
m g c
Figure II.4.19 : Séquence caractéristique du type
“fining upward“ de la partie moyenne de la formation des Grès de Guettioua (détail 3 de la coupe
synthétique).
Une autre séquence montre des alternances de silts et des corps argileux (voir figure II.4.16). En outre,
le faciès silteux forme parfois des bancs durcis de 30 à 50 centimètres, qui ont une grande continuité latérale.
Leur analyse montre une stratification plane-parallèle à la base, puis oblique. Leur sommet est souvent dominé par un litage de rides.
2
2
1
1
m g c
Figure II.4.20 : Coupe détaillée de la Formation de
Guettioua ; alternance typique d’argiles et de silts ,
qui représente des dépôts de levées naturelles en bordure des chenaux en périodes de crues (détail 2 de la
coupe synthétique).
m g c
Figure II.4.21 : Coupe détaillée de la Formation
de Guettioua ; exemple d’une lentille verte très fréquente dans cette formation ; des argiles silteuses
sont très riches en débris de bois et d’esquilles d’os
blanchâtres (détail 1 de la coupe synthétique).
87
A la base de cette formation, on observe des lentilles vertes (voir figure II.4.17), à faciès silteux puis
argileux avec des débris charbonneux au sommet. C’est ici, que les fragments d’os blanchâtres sont très
abondants. Ce sont les meilleurs gisements d’ossements de dinosaures dans les couches rouges du Haut
Atlas (MONBARON 1982). On y trouve également une abondance de débris de bois et ainsi des possibilités
de relever des Pollens.
A part ces faciès et séquences déjà décrits (surtout SOUHEL 1997), on a observé une abondance de
coulées boueuses centimétriques à décamétriques surtout en s’approchant vers la limite est du terrain d’étude
et à proximité de failles actives. Il s’agit de sédiments typiques de « débris flow » englobant des grands clastes et des fragments de couches gréseuses, argileuses ou marneuses flottant dans une matrice argileuse.
Ces sédiments, provenant d’une instabilité tectonique, coupent toutes les séquences sous-jacentes.
Toute cette formation présente une évolution stratocroissante. Le sommet seul offre une diminution des
bancs et des barres gréseuses.
Cette succession est dominante dans le versant nord du Haut Atlas central. Elle constitue l’unique variation notable au sein des couches de Gettioua représentées sur la carte géologique de Beni Mellal.
Une deuxième variation se compose des mêmes types de faciès, mais comporte également des marnocalcaires et des marnes rouges. Avec ce contenu calcaire, elle rappelle la formation d’Anemzi (STUDER
1980) connue à l’intérieur de la chaîne atlasique. Sur le terrain d’étude, elle apparaît uniquement au sud de la
carte géologique d’Aghbala, dans le synclinal de Tizi n’Isly.
4.4.2 La Formation d’Iouaridène
Cette formation, d’une épaisseur oscillant entre 0 et 300m, occupe les axes des synclinaux haut atlasiques. Comme les autres couches rouges, elle est caractérisée par une série d’argiles pélitiques rouges,
bien litées et par son aspect mou et sa troncature sommitale d’érosion. Il est remarquable de constater que
sa lithologie demeure latéralement inchangée, sans modification notable de faciès, sur l’ensemble du terrain
d’étude et même sur le versant nord du Haut Atlas. En raison de sa forte érosion et de sa mauvaise préservation, une coupe de cette formation n’a jamais été réalisée à ce jour.
La base de cette formation est marquée par un changement net de faciès entre les grès massifs de la
Formation de Guettioua, organisés en lentilles hectométriques à kilométriques et ces couches argileuses rougeâtres pélitiques bien litées. Ce changement brutal est très bien conservé dans le synclinal d’Aghbala (par
exemple sur les affleurements 290, 291, 292). Néanmoins ces changements de faciès et d’épaisseur ainsi
que les discordances progressives internes ont déjà été signalés (MONBARON 1982).
Directement sous cette base se trouvent souvent les basaltes de l’’horizon 1 (SOUHEL 1987) couronnant les dernières assises de la Formation des Grès de Guettioua, notamment dans les synclinaux d’Aït
Attab, Ouaouizarth et d’Aghbala.
Dans le synclinal d’Aghzif-Naour ces basaltes sont absents et le contact entre les grès fluviatiles et les
argiles se matérialise par la présence de microconglomérats (voir coupe TN, figure II.4.19). Ces microconglomérats ont déjà été localement observés dans le synclinal de Ouaouizarth (MONBARON 1982 & 1985).
88
40
20
DOGGER
Bathonien
Echantillons
Structures
Lithologie
de Jbel Sidal
continental
milieu
topologie
Membre superieur
D
Sebkha à
sédimentation
évaporitique
Pas de rélief;
Sebkha incliné
vers l’Est
Alternance
de 2 milieu:
Membre inférieur
120
Milieux de dépôt
�2
1. Playa
avec périodes
d’émersions
rélief:
playa - pièmont;
amont à l’Ouest
2. Système
fluviatile
avec drainage
local
�1
Formation
de
Guettioua
200
M A L M
?
360
CRETACE INF. Epoque
Barrémien Etage
Epaisseur
m g c
Figure II.4.22 : La Formation d’Iouaridène relevée à partir des observations faites dans les synclinaux de Ouaouizarth, d’Aghzif-Naour et d’Aghbala.
89
Le sommet de cette série est marqué par une discordance angulaire régionale, qui se manifeste partout
dans le Haut Atlas central. La Formation d’Iouaridène est surmontée soit par les grès de la Formation de Jbel
Sidal, qui montrent l’horizon 2 à leur base (SOUHEL 1987), notamment dans les synclinaux d’Aït Attab, de
Ouaouizarth et d’Aghbala, soit par les calcaires de la Formation d’Aït Tafelt (synclinal d’Aghzif-Naour).
La Formation d’Iouaridène comporte deux membres : un membre inférieur, à dominante pélitique, et un
membre supérieur, essentiellement évaporitique.
Le membre inférieur, qui englobe les deux tiers de la formation, débute souvent avec des conglomérats
ou microconglomérats formant des assises parfois hectométriques, notamment dans le synclinal d’AghzifNaour. Mais ce membre est dominé par une série monotone d’argiles rouges, intercalées soit de silts rouges,
soit de microconglomérats. Toutes ces intercalations forment des lentilles à grande échelle.
Faciès observés :
conglomérats/ microconglomérats basaux
Leurs faciès montrent des galets de calcaires, de grés et de basaltes
millimétriques à décimétriques dans une matrice sableuse ou silteuse
rouge. Ce faciès disparait dans les premières dizaines de mètres de la
formation.
argiles rouges
Ce sont surtout les argiles pélitiques rouges ou violacées qui dominent ce membre avec une épaisseur qui dépasse parfois 100 mètres.
Il s’agit du faciès bien connu dans la Formation des Grès de Guettioua avec une abondance de tâches verdâtres ou blanchâtres (milieu
réducteur), de bois carbonisés et silicifiés et de fragments d’os. Ces
argiles sont soit massives et homogènes, soit grises à brunes, litées
et indurées. Le sommet de ces assises montre souvent des polygones
de dessiccation parfois associés à des rides, des traces d’impact de
gouttes de pluie et d’organismes fouisseurs.
C’est dans ces argiles que l’on rencontre, en particulier, des empreintes
et pistes de dinosauriens, notamment de sauropodes géants (DUTUIT
1980).
silts
Ils montrent un faciès fin à très fin (58-77µ), une structure interne massive avec un classement moyen.
microconglomérats
Ils contiennent surtout des éléments calcaires mal classés dans une
matrice silteuse et montrent une structure interne désorganisée.
lits calcaires
Très rares ; minces passées de calcaires gris lacustres, notamment
dans le synclinal de Ouaouizarth. Ces assises parfois dolomitisées
correspondent à des microsparites à extraclastes (SOUHEL 1997).
Le membre supérieur commence avec une alternance d’argiles verdâtres et d’assises très fines, millimétriques, riches en paillettes de gypse. Par la suite, on observe des séquences décimétriques à métriques
d‘argiles et de gypse. L’évolution verticale est progressive. Au sommet, on trouve souvent un ou deux bancs
de gypse très bien développés, formant des couches repères sur le terrain, et constituant ainsi le dernier
membre évaporitique qui couronne cette formation, relativement facile à cartographier.
90
Faciès observés :
argiles verdâtres
Les argiles sont à structure soit massive, soit litée à la base.
bancs de gypse
Ces évaporites ont une couleur blanche à verdâtre, et leur épaisseur
diminue progressivement vers le sommet (unité supérieure stratodécroissante). Elles sont organisées en bancs décimétriques à métriques
au sommet et apparaissent laminés à la base et nodulaires au sommet.
4.4.3 La Formation de Jbel Sidal
La Formation de Jbel Sidal est représentée par une alternance de bancs gréseux rouges à orange et
d’argiles rouges. Elle constitue une série d’environ 200 mètres d’épaisseur sur le flanc nord du synclinal de
Ouaouizarth ainsi que dans le synclinal d’Aghbala.
Dans la série lithologique complète de la région d’étude, la base de la Formation de Jbel Sidal repose
sur les argiles pélitiques rouges et les gypses de la Formation d’Iouaridène. Les grès, silts et argiles verdâtres
de la formation sus-jacente montrent un changement de faciès brutal. Le contact est une discordance légèrement angulaire, accompagnée de ravinement en relation avec un hiatus sédimentaire.
Cependant, la distinction de ces deux formations sur le terrain pose parfois des problèmes, à cause
de leur plasticité, de leur souplesse et d’une forte érosion. Ainsi, le contact direct se détecte difficilement (un
exemple d’un contact bien observable : affleurement 198). Souvent, c’est l’écoulement local basaltique de la
partie inférieure de la Formation de Jbel Sidal qui indique la base de cette formation. Un autre marqueur est
le dernier membre évaporitique, qui forme parfois une couche repère.
Plus rarement, on trouve des marnes reposant en contact anormal, souvent en discordance angulaire
sur des assises plus anciennes, notamment sur les calcaires corniches du bajocien supérieur à bathonien
inférieur (par exemple : coupe de Naour). Ici, la limite est facilement détectable.
D’ailleurs, dans le synclinal d’Aït Attab, on rencontre plusieurs horizons minéralisés en cuivre à la base
de l’unité, autrefois exploités. Ce sont des gisements stratiformes du type “red-beds“ (SABRA 1970, 1971) liés
aux roches volcaniques effusives et au lessivage de gîtes karstiques du Dogger carbonaté (SOUHEL 1987).
91
Echantillons
Détails
Structures
Lithologie
continental
milieu
topologie
Système
fluviatile
méandriforme
&
marnes
lagunaires
milieux
fluviatiles
et faciès
constants
Detail 1
Membre inférieur
60
Milieux de dépôt
Passage progressif
Membre superieur
d’Aït Tafelt
Epoque
100
Aptien Etage
180
CRETACE INFERIEUR
Barrèmien
Epaisseur
Phase
d’instabilité
exhaussement
vaste système
de drainage
fluviatile
système
proximale du
fluviatile
fossé atlasique
en tresse
(zone nourricière)
&
méandriforme
10
D
hiatus important
Formation
d’
Iouaridène
20
MALM ?
�2
m g c
Figure II.4.23 : La Formation de Jbel Sidal, relevée à partir des observations faites dans le synclinal de Ouaouizarth.
92
La base de la Formation de Jbel Sidal contient localement un écoulement basaltique stratiforme, le
deuxième dans les « couches rouges » ou horizon 2 (SOUHEL 1987). Le plus souvent il s’agit d’une seule
coulée gabbroïque, qui n’est conservée que sur les bords des boutonnières. Un exemple se trouve sur le flanc
sud du lac de Bin El Ouidane (feuille Ouaouizarth).
Concernant les faciès, on peut distinguer trois types, déjà décrits dans la littérature (SOUHEL 1997).
Faciès observés :
bancs/barres gréseux
Ils ont une apparence massive et rouge et sont organisés en bancs
métriques, d’extension horizontale décamétrique. Leur base est soit
nette, soit ondulée ou ravinante. A leur partie inférieure ils sont assez
mal classés. Leurs corps montre une lamination soit oblique, soit
plane-parallèle. Souvent, ils sont devenus mouchetés, sous l’effet de
la décoloration par altération. Ils sont très caractéristiques pour cette
formation, et bien observables sur le terrain.
grès lenticulaires riches en Ces grès forment des lentilles métriques d’une épaisseur décimétrique
végétaux
à métrique. Leur apparence est en général moins massive que les
bancs/barres gréseux avec une structure interne soit homogène, soit à
litage plan-parallèle ou légèrement pente. La base est souvent nette
et plane ou légèrement ravinante. Surtout à leur base on observe des
galets mous, qui ont un riche contenu en débris végétaux carbonisé et
vertébrés.
argiles
Ces argiles rougeâtres constituent des assises centimétriques à métriques. Elles sont très homogènes avec parfois des laminations planes
ou obliques et montrent parfois une granulométrie silteuse. Caractéristiques pour ces marnes sont les niveaux verdâtres, qui sont riches
en débris organiques et contiennent du bois carbonisé ou silicifiè, des
fragments d’os, et parfois des Pollens. On y trouve en intercalations
des bancs lenticulaires et des barres gréseux.
Outre ces trois faciès, on constate un apport faible en sédiments carbonatés, surtout dans les argiles.
Dans les synclinaux d’Aghzif-Naour et d’Aghbala on observe des marnes gris-verdâtres du Barrémien certain
d’une épaisseur de 5 mètres sous la Formation d’Aït Tafelt (voir coupe N, TH). Ces marnes sont riches en
Pollens et ostracodes et elles correspondent à la Formation de Jbel Sidal.
Les trois faciès typiques de cette formation forment des séquences granodécroissantes caractéristique, commençant avec des grès grossiers qui deviennent progressivement fins jusqu’aux argiles du sommet.
Cette succession occupe en général une épaisseur de 1 à 20 mètres (voir figure II.4.21).
Les matériaux de la formation de Jbel Sidal proviennent de la destruction des formations sous-jacentes,
c’est à dire des Formations d’Iouaridène et des Grès de Guettioua. On y distingue bien les galets arrondis
millimétriques et centimétriques et les éléments argileux rouge-foncé de consistance molle.
Une analyse des paléocourants dans les couches rouges a indiqué une polarité est des apports pour
les formations des Grès de Guettioua et d’Iouaridène. En revanche, la formation de Jbel Sidal se présente
avec une polarité ouest (SOUHEL 1987).
93
6
2
1
m g c
Figure II.4.24 : Détail du membre inférieur de la Formation de Jbel Sidal : séquence granodécroissante caractéristique.
La coupe de Mhally
Coordonnées :
Y=32°29’6,07’’
Aghbala (1/50.000)
Sous les collines et falaises, qui limitent la gouttière d’Aghbala dans sa partie septentrionale
Affleurements continus et bien conservés entre les formations adjacentes à la
base et au sommet ; forte érosion locale
Epaisseur :
250m
Base :
Argiles pélitiques rouges bien litées et gypses de la formation d’Iouaridène,
d’âge Jurassique supérieur probable ; changement brut de faciès avec des
surfaces érosives et ferruginisées ; légère discordance angulaire ;
Sommet :
marno-calcaires extrêmement bioclastiques de la Formation d’Aït Tafelt
d’âge Aptien certain
Caractéristiques :
Unique coupe complète possible pour les couches rouges dans le terrain d’études
La coupe précédente peut être divisée en deux membres, dont le membre inférieur occupe les premiers cent mètres. Ici, on constate une forte dominance des marnes rouges. Les lits silteux et quelques bancs
de grès y sont intercalés.
Le membre supérieur montre un changement lithologique avec une dominance de bancs gréseux
et de lits de microconglomérats. Ici s’observe une organisation grano- et stratodécroissante dans la totalité.
Souvent on découvre des séquences « microconglomératiques grès – silts – marnes ».
Vers le somment, les assises de marnes vertes deviennent de plus en plus abondantes.
94
Detail 1
M5
M4
continental
supratidal
intertidal
subtidal
marin restreint
Passage progressif
Fe
Fe
M A L M
Oxfordien
Fe
M3
Membre superieur
Fe
Fe
Fe
Fe
Fe
Fe
M2
Callovien
72
Echantillons
Fe
Mn
Fe
Fe
Membre inférieur
120
D O G G E R
240
Milieux de dépôt
marin ouvert
Détails
Structures
Lithologie
Formations
Formation
d’Aït Tafelt
Etage
Epoque
Epaisseur
Plaine
d’inondation
en
milieux
fluviatiles
vaste système
de drainage
fluviatile
faciès
constants
M1
D
Formation
d’Iouaridène
12
LIAS
24
hiatus important
m g c
Figure II.4.25 : La Formation de Jbel Sidal dans la coupe d’Ali ou Mhally (M) avec interprétation des environnements
de dépôt (pour légende voir appendice).
95
Faciès observés :
micro-conglomérats
Ils forment des lentilles millimétriques à décimétriques d’extension
décamétrique. Leur matrice est fine à moyenne, de couleur rouge ou
grise. Les clastes sont mal classés, allant d’un diamètre millimétrique
jusqu’à 5 cm ; il s’agit d’argiles, de silts, de marnes rouges et de petits
clastes ronds noirs ; ce faciès est très riche en Quartz ;
grès
Formant des bancs centimétriques à métriques d’une grande extension, ils sont rouges ou gris d’un classement granulométrique fin à
moyen. La base est souvent ravinante, et rarement nette. Le sommet
est souvent encroûté, ferrugineux, parfois bioturbé. La structure interne
est homogène, à lamination plane-parallèle, rarement oblique ou warvée. Leur organisation granulométrique est nettement granodécroissante.
lits silteux
Organisés en petits lits millimétriques à centimétriques, rarement
métriques, ils sont d’une couleur grise ou verdâtre avec une structure
interne homogène et une granulométrie fine. Parfois, ils sont carbonatés et noduleux. Souvent, on trouve des tâches noires.
marnes sableuses
Formant le corps principal de la coupe, elles sont rouges ou vertes et à
la base de la coupe apparaissent plus sableuses ou silteuses. En général, elles révèlent un grand contenu silteux ou gréseux et constituent
des assis métriques à décamétriques. On y trouve souvent des intercalations millimétriques de silts verts carbonatés, noduleux et bioturbés
en surface. Ces derniers contiennent beaucoup de débris organiques
noirs.
240
239,6
239,5
m g c
96
Figure II.4.26 : Détail de la limite entre les Formations de Jbel Sidal et d’Aït Tafelt.
4.4.4 Milieu de dépôt
L’aire de dépôt correspond, pour l’ensemble du complexe des couches rouges, à l’exception de la Formation de Jbel Sidal, au milieu continental, c’est à dire à la zone de faciès n° 10 (Figure II.4.24).
La formation des Grès de Guettioua « classique » présente une sédimentation sur une plaine d’inondation, marquée par les argiles, qui est parcourue par des systèmes fluviatiles. Les périodes de sécheresse
s’y manifestent par des paléosols.
Les systèmes fluviatiles sont dominés par les faciès gréseux, établis plus précisément dans un milieu
méandriforme.
Cette formation contient des séquences décroissantes qui sont typiques d’une accrétion latérale, et
qui impliquent un système fluviatile chenalisé. Ici, chaque chenal montre bien son évolution, de la création
jusqu’au comblement et à la disparition.
Outre ces faciès dominants, on trouve des bancs silteux de grande continuité, témoins d’un dépôt en
bordure des chenaux, des fentes ou crevasses sur la plaine d’inondation.
Finalement, les alternances de silts et d’argiles impliquent une sédimentation sur des levées naturelles,
formées par des bordures de chenaux en période de crue.
En ce qui concerne la paléontologie, les unionidés, abondants, évoquent une aire de dépôt en eau
douce ou légèrement saumâtre, et confirment ainsi cette interprétation.
Le matériel déposé dans la plaine d’inondation vient de l’ouest. Ce fait est confirmé par la direction des
paléocourants (SOUHEL 1987).
microconglomérats
Formation
de Guettioua
Formation
d’Iouaridène
conglomérats
faciès silteux
argiles
grès/
microconglomérats
méandriforme
Figure II.4.27 : Modèle de dépôt avec les faciès observés dans les « couches rouges », notamment dans les Formations
de Guettioua et d’Iouaridène (d’après SOUHEL, 1997).
97
Par la suite, les coulées basaltiques représentent des écoulements sur cette plaine à l’air libre ou sous
très faible tranche d’eau. Dans la région de Ouaouizarth, leur magma se déverse vers les parties nord et
ouest, en suivant les paléopentes.
1987)
Les directions des ces courants indiqueraient un apport venant de l’ouest (SUDER 1980, FADILE
Les argiles de la partie inférieure de la formation d’Iouaridène indiquent également l’existence de vastes plaines d’inondation, au sein desquelles les émersions sont maniféstées par les fentes de dissication. Les
intercalations de passées gréseuses sous forme de “sheet floods“, déterminent de grandes superficies de
dépôt sur un milieu de playa lagunaire.
La variété de faciès diminue par rapport aux formations précédentes. La seule différentiation se fait par
les passées conglomératiques et carbonatées. Elles sont commandées par la présence d’une zone haute
voisine et déposées sur un piémont. Les dépôts de cette formation nous permettent donc bien distinguer les
parties aval et amont du système sédimentaire.
Progressivement, on constate une évolution des faciès vers un dépôt latéralement encore plus homogène, les évaporites d’une sebkha, illustrée par les parties supérieures de la formation d’Iouaridène.
Ces dépôts témoignent donc d’un bassin fermé, qui n’a plus de connexion avec la mer. Nous pouvons interpréter cette formation comme la phase finale du comblement du fossé atlasique, à la fin de cycle jurassique.
La Formation de Jbel Sidal marque un changement lithologique par rapport au système précédent.
Les grès de cette formation sont caractéristiques d’un systéme fluviatile en tresse à proximité de l’océan, tandis que les argiles dans la région de Ouaouizarth sont encore une fois les témoins du développement d’une
plaine d’inondation. Plus au nord-est, dans la coupe de Mhally, les marnes indiquent une plus grande influence océanique. En général, l’énergie de dépôt est décroissante, ce qui indique une évolution “transgressive“.
Cette fois-ci, les paléocourants ont une direction vers l’ouest et le nord-ouest. Ils sont bien visibles en
surface sur le terrain et impliquent l’existence d’une aire de sédimentation à l’ouest de notre terrain d’étude.
4.5
La base de la Formation de Tilougguit reconnue dans les coupes de Bin El Ouidane et TakoustNaour repose sur les derniers bancs calcaires très riches en fossiles qui peuvent facilement être attribués à
la Formation de Bin El Ouidane III. Il s’agit des niveaux condensés d’une faune typique de lamellibranches et
de brachiopodes dont on a pu distinguer notamment le brachiopode :
• Burmirhynchia termierae Almeras.
Cette espèce nous indique l’âge bajocien moyen à supérieur, déjà décrit dans la base de la Formation
de Tilougguit (SOUHEL, 1996).
Par contre, les calcaires basaux de la coupe d’Aghbala ont pu être attribués au Lias grâce à la présence d’un Coeloceratidae sp. (déterminé par Khadija El Hariri, Université de Marrakech):
Il s’agit d’une forme qui apparaît stratigraphiquement plus haut que le Lias typique d’Aghbala. L’ammonite a été trouvée dans un faciès calcaire rappelant plutôt les calcaires de teinte beige du passage Lias
inférieur - Lias moyen (échantillon 193/7).
Les dernières assises des marnes sus-jacentes, situées directement sous le banc calcaire dolomitique,
ont également fourni le brachiopode « Burmirhynchia termierae Almeras » (échantillon Ag1). On constate
donc une extrême réduction des « calcaires corniches », limités à un dépôt de 6 mètres maximum, reposant
sur le Lias carbonaté.
98
Les séries des trois coupes reposent donc toutes en discordance angulaire sur la Formation de Bin El
Ouidane III, sur les « calcaires corniches » d’âge bajocien moyen à supérieur.
Par la suite, une analyse palynologique des échantillons situés au-dessus de cette discontinuité a
prouvé un âge Jurassique pour toutes les coupes (déterminations de E. SCHRANK, Technische Universität
Berlin). Mais comme partout dans les dépôts jurassiques du Haut Atlas, les palynomorphes sont difficiles à
trouver et beaucoup d’échantillons analysées n’ont pas laissé d’indices de microflores.
Tout d’abord, le membre moyen de la coupe de Bin El Ouidane n’a pas fourni d’éléments utiles pour
une datation. Les empreintes de pas de dinosaures et les débris d’ossements indiquent une position lithostratigraphique entre le Bajocien moyen à supérieur certain. Au sommet du membre supérieur de cette coupe, les
associations de lamellibranches et de brachiopodes donnent dans le détail les faunes suivantes:
Les lamellibranches :
• Camponectus sp.
• Plagiostoma annonsii
• Mytilus laitmarensis
Les Brachiopodes :
• Holcothyris angulata
• Rugitela sp.
Il s’agit d’une faune typique des « marnes à mytilus » (DUBAR 1952) auxquelles on a donné un âge
bathonien inférieur (BOURCART 1942).
Les coupes d’Aghbala et de Takoust-Naour fournissent, pour leur part, des indices palynologiques et
révèlent une autre situation stratigraphique pour la Formation de Tilougguit (voir tableau II.4.1).
Stratigraphiquement il s’agit du même ensemble que nous avons déjà décrit à la base de la coupe de
Bin El Ouidane. De plus, les échantillons des deux coupes (AG2, 287/2) apportent la preuve d’un même environnement de dépôt : une microfaune typiquement marine accompagnée d’une microflore issue du continent
voisin. Mais d’un point de vue qualitatif les palynomorphes rencontrés peuvent être classés dans l’intervalle
callovien à kimméridgien, surtout les marnes basales, observées dans les deux coupes. Une approche quantitative avec une corrélation de la zone 5a de Reyre (communication orale de E. SCHRANK) donne un âge
Dogger moyen à Callovien inférieur. Nous pouvons donc estimer que les premières couches basales recouvrant la discontinuité régionale des coupes d’Aghbala et de Takoust-Naour fournissent un âge Callovien
inférieur.
Les analyses stratigraphiques de ces deux coupes nous indiquent un âge qui ne correspond pas à
celui qui a été attribué auparavant à la Formation de Tilougguit. Equivalente à la coupe d’Aghbala, celle de
Takoust-Naour se situe nettement en position plus élévée dans l’échelle stratigraphique.
L’échantillon 99/3 de la Formation de Tilougguit certaine, recueilli dans le synclinal de Naour, indique
les mêmes faciès et peut être considéré du même âge. Les acritarches et dinoflagellata (Pareodinia) indiquent un milieu de dépôt dans une mer peu profonde.
En résumé, on a pu confirmer l’âge bajocien supérieur à bathonien inférieur pour les dépôts de la
Formation de Tilougguit dans le synclinal de Ouaouizarth, déjà décrit dans la littérature (ROLLEY 1973, REBOUILLAT 1983, SOUHEL 1996). Dans le synclinal de Tagleft, Bourcat y définit un âge bathonien à l’aide des
lamellibranches et brachiopodes récoltés dans les dernières assises calcaires de la Formation de Tilougguit
sous-jacentes aux grès rouges (BOURCART 1942).
On peut donc estimer que la régression de la mer jurassique a commencé à l’ouest, puisqu’elle se
trouve enregistrée dans la Formation de Tilougguit dès le Bajocien supérieur ou le Bathonien inférieur. Vers
l’est, sur le versant nord du fossé atlasique, notamment dans les synclinaux de Naour et Aghbala, la formation
de Tilougguit et par voie de conséquence les dernières récurrences de la mer jurassique, datent du Callovien
à Oxfordien. Cela souligne la réalité d’une dernière influence marine venant de l’est, à partir de la mer téthysienne et le début du comblement du fossé atlasique.
99
100
1
1
2
1
15
4
12
X
X
26
2
1
1
6
1
AG2
X
X
193/1 193/3
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X(?)
X
X
X
X
X
X
X
7
3
6
21
2
X2
X6
X
1
2
2
X
X
1
1
1
x
X
X
X
X
X
X
X
Coupe d’Aghbala (AG)
TN
SC
193/6 AG5 AG32 AG33 AG34 AG35 TN14 287/2 SC17
X
X
X
X
99/3
Tableau II.4.1 : Contenu palynologique des échantillons productifs dans les coupes d’Aghbala (AG), de Takoust-Naour (TN), de la Source (SC) et de l’affleurement 99 dans
le synclinal de Naour (déterminations de E. SCHRANK - communication orale).
Phytoplancton (eau douce ?)
Tetrastrum ?
Phytoplancton marin
Eyrea ?
Microforaminifères marines
Tetrastrum ?
Pareodinia sp. ( ?)
Micrhystridium (acritarche)
Pollens
Bisaccates
B Callialasporites segmentatus Reyre 39/3
Callialasporites=Z. triangularis Reyre 38/1
Classopollis
Cycadopites/Ephedripites
Exesipollenites
Araucariacites/Inaperturopollenites
Araucariacites australis sensu Thusu & Van der Eem
Taxacites sahariensis
Spheripollenites
Tricolpites sp. ( ?)
Spores
Cf. C Biretisporites potoniaei sensu Reyre
Deltoidospora sp.
Cf. Ischyosporites sp. 1Reyre 19/8,9
Cf. A Ischyosporites scaberis sensu Reyre
Leptolepidites
Cf. A Leptolepidites verrucatus sensu Reyre
Neoraistrickia 1 Reyre 16/1-3
Reticulisporites sp. 2 Reyre 18/11
Anapiculatisporites
Foveotriletes
Taxa
Les « couches rouges » sensu stricto
Concernant le deuxième ensemble dit des « couches rouges » sensu stricto, les attributions stratigraphiques ont fait souvent l’objet de controverses. Ces dépôts se révèlent généralement azoïques et les arguments se limitent à quelques éléments (voir tableau II.4.2) : position litho-stratigraphique, faune de dinosauriens, flore (essentiellement des palynomorphes), et datation précise des deux collées basaltiques intercalées
(BARDON 1978, HAILWOOD 1971 et WESTPHAL 1978).
Formation
Méthodes
Grès de Guettioua:
•
•
•
•
paléontologie (Dinosaurien)
géométrie
sédimentologie
radiométrie : coulée basaltique à la base (1)
Iouaridène:
•
•
•
•
paléontologie
palynologie
sédimentologie
géométrie
Jbel Sidal:
•
•
•
•
palynologie
géométrie
sédimentologie
basaltes à la base (2)
Tableau II.4.2 : Possibilités de datation dans les différentes formations des « couches rouges ».
Arguments paléontologiques
Caractéristiques de la formation des Grès de Guettioua sont les empreintes de pas, et les fragments
d’ossements de dinosaures. Cette formation présente sur notre terrain d’étude les meilleurs gisements de
dinosaures du Haut Atlas septentrional (MONBARON 1983), surtout dans les lentilles vertes de silts décolorées (voir figure III.6.18) à la base de la formation. Il s’agit essentiellement de vestiges de théropodes et de
sauropodes, déposés en milieu réducteur. Les débris d’os blanchâtres y sont très abondants, mais en général
de petite taille.
La découverte d’une charnière d’Isognomon sp. (FOUCONNIER 1966 in JENNY 1981) à déjà fourni un
âge bathonien. Dans le synclinal de Tilougguit on a découvert un sauropode du même âge, peu spécialisé,
de très grande taille, au sein d’une telle lentille (MONBARON & TAQUET 1981). Il s’agit d’un Cétiosaurus magrebiensis De Lapparent, qui est aujourd’hui complètement reconstitué et exposé dans le musée géologique
national à Rabat.
En outre, les pélécypodes, essentiellement des unionidés, de la formation des Grès de Guettioua ont
confirmé cette attribution.
La formation d’Iouaridène présente seulement très localement des traces de pas de dinosaures et des
débris d’os blanchâtres d’une moindre qualité pour la datation. Quelques écailles de poissons (JENNY et al.
1981) ne constituent pas des arguments stratigraphiques décisifs.
Les arguments paléontologiques sont les indices les plus importants pour une datation de la Formation
de Jbel Sidal, notamment pour les dépôts plutôt marins. Ce sont les dépôts très réduits de cette formation, qui
indiquent un âge Barrémien, grâce à leur faune d’ostracodes (communication orale de B. ANDREU). Ces arguments biostratigraphiques sont présentés et discutés dans le chapitre consacré aux terrains du Crétacé.
101
Arguments palynologiques
En ce qui concerne la flore, le caractère continental de la formation des Grès de Guettioua est souligné
par la présence de débris de plantes, de feuilles et de bois, qui sont parfois charbonneux ou silicifiés et qui ne
permettent pas une datation.
Par contre, les indices palynologiques de la Formation d’Iouaridène constituent un moyen de datation
important, surtout pour le sommet de la série. Avec une abondance des bois carbonisés et silicifiés et des
fragments d’os, surtout dans les tâches verdâtres-blanchâtres de réduction, cette formation expose une grande quantité de sédiments biodétritiques. Mais malgré tout, la plupart des échantillons n’ont pas été productifs
en palynoflores, soit à cause d’une forte érosion, soit en raison d’une contamination recente.
En l’absence d’affleurements, l’échantillonnage dans les « couches rouges » est généralement malaisé. Deux échantillons recueillis dans le synclinal d’Aghbala ont cependant permis une attribution au Jurassique supérieur possible (voir tableau II.4.2). Notamment la forme Impardecispora sp. (échantillon 298/1)
est parfois considérée comme marqueur du Crétacé inférieur, tandis qu’il existe aussi des formes de la fin
du Jurassique. Compte tenu des autres faunes accompagnantes, de la lithologie ainsi que de l’emplacement
dans la colonne stratigraphique, il faut certainement situer les deux échantillons relatifs (298/1, 312/1, voir
aussi carte géologique d’Aghbala) dans la Formation d’Iouaridène. Dans tous les cas, une attribution au Jurassique moyen est à exclure.
Taxa
Spores
Leptolepidites/Verrucosisporites
Foveotriletes
Impardecispora
affleurements
298/1
312/1
Coupe M
199/2
X
X
X
Pollens
cf B Uvaesporites argentaeformis Reyre 12/11
Classopollis
Exesipollenites/ Taxacites
Spheripollenites
X
X
X
X
X
X
Phytoplancton marin
Pareodinia sp. ( ?)
X
X
Micrhystridium (acritarche)
formation attribuée
Iouaridène
Jbel Sidal
Malm
Crétacé inf.
continental
marin peu profond
Tableau II.4.3 : Contenu palynologique des échantillons productifs (298/1 et 312/1) dans les « couches rouges » et
dans la coupe de Mhally (déterminations E. SCHRANK, communication orale).
âge attribué
milieu de dépô
Auparavant, la microflore abondante de type continental de la Formation d’Iouaridène a été déjà rapportée avec une certaine incertitude au Dogger (COURTINAT & JENNY 1984), bien que le Malm ne fût pas à
exclure (WESTPHAL et al. 1979). Ces datations ont été essentiellement basées sur des pollens de Conifères,
comme Classopollis sp. et Corolina sp, qui dominent dans les résidus, mais ne revêtent pas une signification
certaine.
Avec la faune relevée, un âge Jurassique supérieur (Oxfordien ?) à Crétacé basal (Hautérivien ?) paraît
donc affirmé pour la Formation d’Iouaridène.
Dans la formation de Jbel Sidal, les niveaux argileux verdâtres et les galets mous à l’intérieur des grès
lenticulaires contiennent du bois carbonisé ou silicifiè, des fraquments d’os, et parfois des Pollens.
102
Mais c’est uniquement à la base de la coupe de Mhally (M) dans le synclinal de Naour, que l’on a découvert un échantillon productif en pollen (voir tableau II.4.2). Cet échantillon montre une flore et une faune
différentes des précédentes car typique d’un environnement marin peu profond. Ces indices paléontologiques
ainsi que la situation dans la série justifient une attribution au le Crétacé inférieur (Hauterivien à Barrémien ?), sans
exclure totalement le Jurassique supérieur.
Arguments géométriques
Dans le « système inférieur » des « couches rouges » on constate un passage continu ou progressif après la discordance
régionale à la base de la Formation de Tilougguit. Cette dernière est donc suivie régulièrement, parfois par l’intermédiaire d’une discontinuité locale (JENNY 1981, MONBARON 1982, SOUHEL 1996, HADDOUMI 2002) par la
Formation de Guettioua. Cette unité est à son tour progressivement remplacée par la Formation d’Iouaridène. Mais
on constate localement des discordances entre ces formations (SOUHEL 1997, HADDOUMI 2002).
Par la suite, la base de la Formation de Jbel Sidal indique une discordance au niveau régional et souligne donc un changement du système. Dans ce « système supérieur » des « couches rouges » le passage entre les
formations se fait également d’une manière progressive, notamment entre la Formation de Jbel Sidal et celle d’Aït Tafelt
(ROCH 1939, CHOUBERT 1956 et 1959, ROLLEY 1973 et 1978, REBOUILLAT 1983, SOUHEL 1985, 1987 et 1997).
Dans le synclinal de Naour on n’a pas pu confirmer l’existence d’une discordance locale, contrairement aux données
parues dans la littérature (JENNY 1981, MONBARON 1982).
Arguments sédimentologiques
Ici, le « système inférieur » diffère fortement du « système supérieur » des « couches rouges ». A travers l’analyse des paléocourants dans les faciès gréseux, on observe une polarité vers l’est des sédiments
dans les formations des Grès de Guettioua et d’Iouaridène (SOUHEL 1985, 1987 et 1997) dans tous les synclinaux du versant nord du fossé atlasique. En revanche, la formation de Jbel Sidal se trouve à polarité ouest,
de sorte, qu’on remarque une inversion entre le Jurassique supérieur et le Crétacé basal. Le système change,
passant d’une influence provenant de l’est et de la Téthys, à une influence occidentale, atlantique.
Arguments radiométriques
Les analyses de roches éruptives ont donné un âge absolu de 169 +\- 9 Ma, inclus dans le Dogger, pour
les coulées basaltiques de l’horizon 1 dans le synclinal d’Aït Attab. Les basaltes plus altérés de l’horizon 2
sont déterminés de 119 à 125+\-3 Ma, autrement dit du Crétacé inférieur anté-Aptien (HAILWOOD et al. 1971,
WESTPHAL et al. 1978).
Ces datations confirment donc les âges proposés : bathonien à callovien pour le sommet de la Formation de Guettioua et hauterivien à barrémien pour la base de la Formation de Jbel Sidal.
Les analyses et arguments cités ci-dessus ont des conséquences en ce qui concerne la cartographie géologique précédente. Auparavant, les « couches rouges » ont été rattachées au Crétacé inférieur avec l’unité de l’«
Infra-Cénomanien » (DUBAR 1952 et CHOUBERT et al., carte géologique de Maroc au 1/500.000, feuille Rabat, 1956-59)
ou l’« Infra-Aptien » (carte géologique d’Afourer au 1/100.000, ROLLEY 1978). Ces premières cartes géologiques du Haut
Atlas ont surestimé l’extension du Crétacé inférieur dans la colonne réservée aux couches rouges ici considérées.
Le découpage du corps détritique en trois formations (Guettioua, Iouradinène, Jbel Sidal) et leur attribution au Jurassique moyen (Bathonien à Callovien possible) sur la carte géologique d’Azilal (au 1/100.000,
JENNY 1985) a fortement influencé la cartographie ultérieure. Les cartes géologiques de Demnat (MARREC
1985), de Beni Mellal (MONBARON 1985), et de Zaouiat Ahançal au 1/100.000 (JOSSEN 1990) portent la
même interprétation en soulignant l’importance du Jurassique moyen. La carte géologique d’Imilchil-Khènifra
Sud (FADILE 1987) reprend l’interprétation chronologique sans rendre compte des différentes unités des « couches
rouges ». Les arguments pour la datation au Jurassique moyen sont :
• s uperposition des « couches rouges » au Bathonien inférieur
• découverte des dinosauriens dans la Formation de Guettioua (Monbaron 1981, 1999)
103
• p
alynoflores riches en Classopolis dans la Formation d’Iouaridène (COURTINAT &
JENNY 1984, JENNY 1981)
• continuité de la sédimentation
Mais des indices signalent un Crétacé anté-aptien certain, comme on l’a montré ci-dessus. Pour la Formation de Jbel Sidal ou pour des dépôts comparables, les divers auteurs ont déjà prouvé son âge Crétacé basal dans
diverses régions haut-atlasiques (Beni Mellal, SOUHEL 1985, 1987 et 1997 ; Haut Atlas, SIGOGNEAUX-RUSSIL
1990 ; Agadir/Nador, ANDREU 1991, Moyen Atlas, CHARRIERE 1992, Haut Atlas oriental, FEIST 1999).
Prenant en considération tous ces arguments, nous admettons un âge Crétacé inférieur (Barrémien)
pour la formation de Jbel Sidal.
4.6
Extension latérale
Toutes les unités du troisième cortège détritique du Mésozoïque se trouvent conservées à l’intérieur
des grands synclinaux établis dans la partie septentrionale du Haut Atlas. Elles déterminent ainsi la morphologie de ces structures, et montrent bien l’ampleur du comblement du sillon atlasique. Elles se manifestent
avec des importantes variations d’épaisseur et de faciès.
On a pu y distinguer huit différentes successions plus ou moins détritiques au sein de deux ensembles.
Les six premières sont rattachées aux formations de Tilougguit, des Grès de Guettioua et d’Iouaridène. Après
une discordance angulaire évidente au niveau régional, la Formation de Jbel Sidal présente la dernière de
ces successions avec deux successions différentes.
Absente dans le synclinal d’Ouzoud et très peu épaisse dans le synclinal d’Aït Attab, la Formation de Tilougguit atteint 80 mètres dans le synclinaux de Ouaouizarth et Ouest-Taguleft (SOUHEL, 1996), et présente
sa puissance maximale dans les synclinaux de Tilougguit et Est-Tagleft avec environ 300 mètres (JENNY
1981). Vers l’est, elle est absente dans des coupes des secteurs de Khénifra, d’Al Qbab et d’Aghbalou-nSerdane
grès & marnes
rouges, bancs,
bien visible, durs
jmVIIIc
Intermédiaire stable même aperçu dans tout le flanc Nord du Haut Atlas
Marnes & argiles rouges; très “mou”;
parfois:
- conglomèrats à la base
- lentilles grèseux
coupe:
D4a
D5b
grès et
argiles
rouges,
charbon
coupes:
AG
D4
D4b
BO,SC
D3
ciC
Aptien
jmVIc
sédiments
marneux entre
les grès
discordance locale
calcaires,
marnes,
grès,
argiles,
faciès très
variès
Bathonien
Bathonien
D5a
faciès typique
de grès fluviatile;
“vrai fleuve”
bancs massifs
Bajocien
104
D5
D4c Calcaires
massifs
entre des
marnes
vertes et
jaunes
jmV
D6
TN
D5
discordance locale
jmIV
jm
Bajocien
0
Cr
Bajocien
100
200
Bathonien
Oxfordien
Formation de Guettioua
300
M
nc
1
Bajocien supérieur - Bathonien
Callovien - Oxfordien
400
jmVIIc
jmc
Malm
Formation
d’Iouaridène
discordance angulaire
M
ci
Faciès continental et “Infracénomanien”
Cib
grès & argiles
rouges
Choubert (1957)
carte géologique
du Maroc
1:500.000
jc
Jurassique continental
Cia
n5
Crétacé inférieur rouge (Infra-Aptien)
discordance cartographique
Aptien
n
Choubert & Rolley (1977)
carte géologique
d’Afourer
1:100.000
Jurassique moyen
Bajocien
2
Monbaron (1982)
carte géologique
de Beni Mellal
1:100.000
Callovien
Aptien
Hauterivien Barrèmien
Ci
Ap
Callovien
Formation
d’Aït Tafelt
700
Ap
Formation
de Jbel Sidal
800
600
Fadile (1987)
carte géologique
d’Imilchil - Khènifra Sud
1:100.000
Nomenclature adoptée pour la carte d’Aghbala
Aptien
Epaisseur
moyen
[m]
Bathonien
Tableau II.4.4 :
Comparaison de la
définition des formations dans diverses
cartes géologiques.
4.7
Conclusion
Malgré les différences lithologiques on retrouve dans toutes les coupes présentées des manifestations
de la régression de la mer jurassique vers l’est et le nord-est à partir du Bathonien (Du DRESNAY 1973).
Les analyses montrent que la Formation de Tilougguit est caractéristique du comblement d’une aire de dépôt
préexistante. Il s’agit ainsi de la continuation progressive du remplissage du sillon atlasique, développé sur
des environnements de dépôt différents, comme par exemple une plaine deltaïque dans la région de Ouaouizarth ou une plate-forme côtière plus au nord-est.
La base de la formation concernée est toujours marneuse et annonce ainsi une modification brutale
de la dynamique sédimentaire avec substitution des terrigènes aux carbonates marins sous-jacents. Après
une courte période transgressive à la base et parfois plus haut dans la série, la plus grande partie de l’enregistrement sédimentaire est dominée par un gradient granulométrique croissant témoignant d’une évolution
régressive. Dans le détail ont été relevées des variations dans le degré d’influence marine, localement faible
(coupe d’Aghbala) ou plus élevé (coupe de Takoust-Naour).
Les coupes essentiellement détritiques (coupes de Ouaouizarth, d’Aghbala) indiquent un prisme terrigène progradant vers l’est et le nord-est avec une partie sous-aquatique suivie d’une partie sub-aérienne,
dominée par des processus sédimentaires fluviatiles.
Les coupes au sein desquelles la sédimentation carbonatée demeure prédominante (coupes de
Takoust-Naour, de la Source) témoignent de l’existence d’une aire de dépôt plus distale avec des émersions
périodiques sur une plate-forme côtière, en milieu supratidal.
Au niveau structural nous avons démontré la présence d’une tectonique pendant le Callovien jusqu’au
Kimméridgien. En particulier les slumps dans la coupe d’Aghbala indiquent l’instabilité d’une plate-forme très
proximale.
De plus, on a prouvé la présence du Malm dans la suite sédimentologique du versant nord du haut
Atlas. Il ne s’agit pas d’une discordance stratigraphique (MONBARON, 1982) mais plutôt d’une évolution progressive avec localement des discordances de non-dépôt ou d’érosion.
Au cours de notre étude nous avons tout d’abord souligné la position “intermédiaire“ en milieu littoral de
la formation de Tilougguit , qui se trouve placée entre les calcaires marins de la formation de Bin El Ouidane,
et les couches fluviatiles de la formation des Grès de Guettioua sus-jacentes.
Le comblement amorcé au Lias se poursuit, et conduit à l’installation d’un milieu continental.
Ce milieu persiste pendant la fin du Jurassique et le début du Crétacé, jusqu’au Barrémien. Il se trouve
responsable de la sédimentation des couches rouges, avec:
• la formation des Grès de Guettioua, qui s’est déposée dans un système fluviatile méandriforme, sur une plaine deltaïque, dont les apports terrigènes viennent de l’ouest.
• la formation d’Iouaridène qui traduit ensuite un milieu lagunaire et une différenciation
entre une playa et un piémont, avec des émersions périodiques. L’environnement évolue vers une plaine évaporitique. Le matériel vient également de l’ouest.
• fi nalement la formation de Jbel Sidal qui montre un milieu deltaïque et alluvial, dont
l’énergie de dépôt diminue vers le sommet. On y constate la proximité de l’océan. Les
paléocourants confirment une polarité vers l’ouest. Les apports sédimentaires viennent
donc cette fois de l’est.
Par son contenu paléontologique, la « Formation de Jbel Sidal », est donc à rapporter au Crétacé basal. A cet argument biostratigraphique s’ajoute une donnée géométrique incontournable : c’est la discordance
angulaire d’importance régionale développée à la base de cette formation, qui demande son classement dans
un système sédimentaire propre, distinct de ceux des couches rouges sous-jacentes.
105
5.
Le Crétacé non-basal (Barrémien – Maastrichtien)
5.1
Introduction
Au-dessus de la série terrigène rouge du Dogger - Malm - Crétacé basal, décrite dans le chapitre précédent, se développe de nouveau une sédimentation marine carbonatée généralement visible au sein des
synclinaux du versant nord du Haut Atlas. Les trois premiers ensembles caractérisant le Crétacé non-basal
sont relativement bien représentées et révèlent une homogénéité remarquable à l’échelle de l’ensemble de la
région atlasique. Il s’agit des successions suivantes :
- Un ensemble de marnes et de calcaires beiges à jaunâtres est souvent associé à des passées marneuses rouges à lentilles de gypse. Dans le Haut Atlas, cette première succession est connue sous le terme
de « formation d’Aït Tafelt » (SOUHEL et al., 1985) ou de « barre calcaire aptienne » (ROLLEY, 1973 et 1978).
Ces assises, qui indiquent les premiers dépôts marins dans le Crétacé (CHOUBERT & FAURE-MURET,
1960-62) sont d’une épaisseur très variable mais ne dépassent jamais 80 mètres.
La disparition soudaine des dépôts calcaires et l’apparition d’une sédimentation nettement détritique,
indique le début d’un deuxième cycle transgressif au Crétacé (Albien-Cénomanien). Deux ensembles y sont
identifiables :
- Le deuxième terme de la trilogie crétacée est dominé par une sédimentation gréseuse de couleur liede-vin. Cette dernière se compose de grès, marnes rubéfiées et évaporites admettant quelques carbonates
dans sa partie sommitale. Avec sa teinte rouge, elle domine fortement le paysage et ressemble ainsi aux couches rouges du Jurassique et du Crétacé basal. Ces dépôts essentiellement détritiques, continentaux, sont
rattachés dans le Haut Atlas au terme de « Formation de Ouaouizarth » (SOUHEL et al., 1985).
- Le troisième terme de cette trilogie montre encore une fois une sédimentation nettement marine. Il
s’agit de la « barre calcaire turonienne » (ROLLEY, 1973 et 1978), dont les gros bancs massifs de calcaires
blanchâtres attribués au Cénomanien-Turonien forment de grandes falaises facilement repérables sur le terrain. Elle est connue sous le nom de « Formation de Ben Cherrou » (ETTACHFINI 2005).
Ces dépôts sont parfois suivis deux autres successions, qui sont tronquées par l’érosion et difficilement
observables sur le terrain. Leurs épaisseurs à l’affleurement sont en général très modestes et dépassent rarement 20 mètres. Il s’agit donc d’un troisième cycle transgressif du Crétacé (Sénonien-Maastrichtien) avec
deux ensembles successifs :
- Sur les calcaires turoniens apparaissent parfois des dépôts rattachés au Sénonien (CHOUBERT
1957). Ils englobent des calcaires, des « marno-calcaires et des marnes à bivalves », parfois dolomitisés,
blancs ou beiges à jaunâtres devenant phosphatés vers le sommet.
- Les « carbonates supérieurs » représentent les derniers témoins marins mésozoïques du versant
nord du Haut Atlas. Il s’agit des calcaires et sables beiges, bruns ou jaunes, phosphatés à ossements et dents
de vertébrés marins. Parfois, on y trouve des niveaux dolomitiques à Silex. Ils sont attribués au Maastrichtien
(CHOUBERT 1957, MONBARON 1982).
Les deux dernières successions sont en général peu résistantes à l’érosion et leurs affleurements très
difficiles à repérer. Leur limite sommitale est marquée par la « molasse rose du piémont » (MONBARON
1982), des grès mollassiques rouges avec des intercalations de calcaires lacustres formant des barres.
5.2
Historique
Dans le Haut Atlas Central, Roch parla en 1939 pour la première fois du Cénomanien. Il distingua deux
groupes de carbonates dans le synclinal d’Aït Attab, qui sont séparés par une intercalation de couches rouges d’environ 100 mètres d’épaisseur (Figure II.5.1). Par la suite, CHOUBERT (1956-59) rattacha le premier
groupe carbonaté à l’Aptien. Ils prouva que les marnes et calcaires de cette succession sont intercalés dans
les couches rouges, celles de la Formation de Jbel Sidal, d’âge barrémien probable (voir chapitre 4) en bas,
et celles du Crétacé inférieur en haut.
106
Le même auteur parlera d’une « trilogie classique de l’Afrique du Nord » pour tous les dépôts susjacents. Les « grès rouges infracénomaniens » et les « marnes à gypse cénomaniennes », sont suivis par le
dernier terme de cette trilogie, les calcaires massifs et blancs de la « barre cénomano-turonienne ». CHOUBERT retrouva ces trois unités partout en Afrique du Nord, avec une constance remarquable, de l’Atlantique
jusqu’au Golfe de Gabès, en Tunisie. Dans d’autres travaux on constata leur existence dans le Haut Atlas, de
l’Atlas de Beni Mellal jusqu’à Demnate (BENZAQUEN 1963, ROLLEY 1973-78).
SOUHEL précisa la stratigraphie des marno-calcaires aptiens en rattachant leur base au Bédoulien et
leur sommet à l’Aptien supérieur et en donnant à l’ensemble le nom de « Formation d’Aït Tafelt ». Il précisa
également le contenu de la « Formation de Ouaouizarth » (SOUHEL 1985 et 1997, Souhel et al. 1986), qui
comprend toute la succession de couches rouges sus-jacentes et qui englobe ainsi les deux premiers termes
de la trilogie classique de CHOUBERT. Finalement, la « barre cénomano-turonienne » a été définie sous le
nom de la « Formation d’Aït Attab » (SOUHEL 1987).
Ces dernières années, se sont développées des recherches détaillées sur la Formation de Ouaouizarth
et sur les calcaires turoniens susjacents dans le Moyen et le Haut Atlas ainsi que sur la Haute Moulouya
(ANDREU 1991- 2002, CHARRIERE 1998-2005, ETTACHFINI 1992-2008). La limite entre le Cénomanien
et le Turonien a été trouvée avec certitude dans les calcaires supérieurs de la « Formation de Ouaouizarth »
(selon SOUHEL 1987). Ces assises carbonatées ont été groupées sous l’appellation de « Formation de Ben
Cherrou » (ETTACHFINI 2005).
Par contre, les recherches sur les dépôts post-turoniens dans le versant nord du Haut Atlas central sont
presque inexistants. Les affleurements sont très rares, souvent érodés et généralement d’une très mauvaise
qualité.
Les dépôts du Crétacé du Haut Atlas central sont classiquement sensés illustrer l’ouverture de l’Océan
Atlantique, dont les submersions conduisent à l’élaboration d’une plate-forme carbonatée ouverte vers le sudouest (par exemple CHOUBERT et FAURE-MURET 1962, SOUHEL et CANEROT 1989, SOUHEL 1997).
Des travaux récents ont cependant permis d’y reconnaître une transgression cénomanien-turonienne à dominance téthysienne, avec une ouverture en direction du nord-est (ENSSLIN 1993, CISZAK 1999, ETTACHFINI
2005).
Figure II.5.0: Terrains sédimentaires du Crétacé et du Tertiaire.
107
108
discordance
cartographique
Cénomanien
couches rouges
Cénomanien
carbonates
3
barre
Cénomano-Turonienne
non reconnu
non reconnu
non reconnu
Ouaouizarth
carbonates
Infra-Cénomanien
2
marnes à gypse
Cénomanien
Trilogie classique de l’Afrique du Nord
Iouaridène/Ouaouizarth
Dubar
(1952)
InfraCénomanien
Passée marine
dans la masse des
couches rouges
1
grès rouges
Infra-Cénomanien
Choubert et
Faure-Muret (1960-62)
non reconnu
Barrèmien prob.
Marno-calcaires
à Ammonites
Aptiennes
Sénonien
Carbonates Molasse rose
supérieurs du Piemont
rare; passées marneuses tronqués par l’érosion
200
Cénomanien sup. - Turonien
Calcaires infralittoraux
lithographiques
Sénonien
Aït Attab
Monbaron (1982) Rolley (1973, 1978)
carte geol. Afourer
carte geol. De
Rebouillat (1983)
Beni Mellal
Couches
Rouges
du Crétacé
b
marnes basiolées
à gypse et marno-calcaires
Albien-Cénomanien
a
grès rouges
briques pulvérulents
T1
Barre
Aptienne
T2
Infra-Aptien
T3
Calcaires Turoniens
T4
Callovien
membre 3
calc. & mar.
Cénomanien sup.
PO
Couches rouges Cénomano-Turoniennes
membre 2
évaporitique
Ouaouizarth
Marnes-calcaires
Aptiennes
Aptien moy.
à sup.
Souhel
(1985, 87, 97)
Form. de
Jbel Sidal
0
Bédoulien
Formation de Ouaouizarth
C
Barrèmien
50
membre 1
gréseux
PO
Turonien
PO
Formation
d’Aït Tafelt
100
Andreu,
Ettachfini
(1988-2008)
Form. de
Jbel Sidal
Cénomanien
supérieurs du Piemont
PO
b
150
Form. de Ben Cherrou
Senonien
250
Formation de Ben Cherrou
300
a
grès rouges
Epaisseur
moyen
[m]
Barrèmien
Formation d’
Aït Tafelt
Formation
d’Ait Tafelt
Nomenclature
adoptée
Form. de
Jbel Sidal
Formation
de Jbel Sidal
Roch
(1939)
Aït Attab
Membres
Figure II.5.1 : Tableau récapitulatif et coupe synthétique montrant les différentes interprétations stratigraphiques du
Crétacé non basal.
5.3
Les marno-calcaires Aptiens
5.3.1 La coupe-type de Ouaouizarth (WA)
Coordonnées :
De X=6°21’46,31’’W/Y=32°9’46,71’’N (affleurement WA1) à
X=6°21’55,55’’W/Y = 32°10’5,2’’N
Synclinal de Ouaouizarth ; sur les crêtes, avant l’entrée du village de Ouaouizarth
Généralement bien conservée mais parfois édodée au niveau des passées
gypseuses
Epaisseur :
45m
Base :
Contact direct, continu, progressif et sans discontinuité sur des bancs de grès
sous-jacents de la « formation de Jbel Sidal » ; la limite inférieure de la Formation d’Aït Tafelt est déterminée par une première intercalation évaporitique ;
Sommet :
Premier banc sableux de la Formation de Ouaouizarth
Caractéristiques :
Succession continue des assises de la Formation d’Aït Tafelt avec une épaisseur relativement grande; la même coupe fut élaborée par d’autres auteurs
(Souhel 1987 et 1996, Löwner 1997)
Il s’agit tout d’abord de marnes et de calcaires beiges à jaunâtres, associés aux passées marneuses
rouges à lentilles et bancs de gypse, qui constituent la « Formation d’Aït Tafelt » d’une épaisseur d’environ 40
mètres. Elle peut être divisée en trois membres différents.
Le membre inférieur, d’une épaisseur d’environ 10 mètres, montre une alternance de marnes vertes
sableuses bioclastiques et d’évaporites, qui laissent la place à un dépôt marno-calcaire, puis calcaire.
Faciès observés :
calcaires bioclastiques
Les calcaires, gris à verts ou jaunes, en bancs de 40 centimètres jusqu’à
un mètre, ont une base nette, tandis que leur sommet montre souvent une
lamination plane-parallèle ou ondulée. Les surfaces sont fréquemment
bioturbées et se manifestent nettement avec des traces d’érosion ou de
ravinement. On constate une augmentation de la bioturbation et de la dolomitisation vers le sommet de cette succession. Les calcaires contiennent
en général de grands bioclastes, surtout des lamellibranches (huîtres), gastéropodes et brachiopodes, qui ont une taille moyenne de 5 centimètres.
Parfois, on rencontre des structures de type “birds-eyes“. Les calcaires sont
rarement mouchetés avec des tâches blanchâtres ou jaunâtres.
Le microfaciès est dominé par des micrites bioclastiques, qui sont organisées en mudstones ou wackestones. Les bioclastes ont généralement une
grande taille, mais on constate aussi une microfaune riche en espèces. La
série admet également quelques biopelsparites ou biopelmicrites, contenant
des pellets et des bioclastes de petite taille. Elles sont fréquemment très
bien classées, et contiennent une riche microfaune, constituée de foraminifères benthiques, textulariidés et lituolidés. On reconnaît souvent le foraminifère benthique Choffatella decipiens. En outre, les coquilles d’ostracodes et
des bryozoaires sont abondantes. Il s’agit de grainstones bioclastiques.
109
5
2,5
continental
supratidal
intertidal
subtidal
marin restreint
marin ouvert
Echantillons
Détails
Structures
Lithologie
Formation
de Ouaouizarth Formations
Séquences
élémentaires
+
marin
associations
séquentielles
- +
marin
-
Membre superieur
D
W5
D
Membre intermédiaire
Formation d’Aït Tafelt
W4
W3
D
Fe
Detail 1
Fe
Membre inférieur
15
C R E T A C E
Barrémien
25
I N F E R I E U R
Aptien
Albien
45
Milieux de dépôt
W2
W1
Formation
de
Jbel Sidal
Etage
Epoque
Epaisseur
m g c
Figure II.5.2 : Coupe sédimentologique de Ouaouizarth (WA) avec interprétation des environnements de dépôt (pour la
légende, voir appendice).
110
marnes-calcaires
Ils se présentent en petit lits centimétriques et ils sont gris à beiges,
pauvres en fossiles, à structure noduleuse ou en plaquettes. Leur surface est plate, et généralement très érodée.
marnes rouges bioclastiques
Il s’agit de marnes rouges, sableuses, bioclastiques, d’une épaisseur
d’un à trois mètres.
évaporites
Gypse blanc à vert sombre ou rouge. Il se développe essentiellement
dans des marnes rouges et peut atteindre une épaisseur métrique. On observe soit une stratification plane-parallèle, soit plissée ou noduleuse. En
général, ils sont fortement érodés, et apparaissent granuleux sur le terrain.
Les successions, qui montrent d’abord des marnes à base nette, parfois ravinante, puis des marnocalcaires, et enfin des calcaires illustrent en général ce membre inférieur. Les séquences, d’échelle métrique,
présentent une évolution granocroissante (Figure II.5.3).
Le sommet du membre inférieur est formé par un banc calcaire extrêmement riche en bivalves, une lumachelle à grands bioclastes. Sa surface (non-dépôt) marque une discordance sédimentologique clairement
repérable sur le terrain.
Par la suite, le membre moyen, d’une épaisseur d’environ 12 mètres, révèle une abondance de marnes
rouges sableuses et d’évaporites stratiformes. Le contenu carbonaté de ce membre est à l’évidence réduit.
Comme dans le membre inférieur, les faciès sont organisés en séquences granocroissantes.
Faciès observés :
Le gypse est très abonLes marnes rouges sableuses bioclastiques forment des assises métridant et forme des couches ques. Elles sont souvent organisés en plaquettes.
métriques. En outre, il y
a des bancs dolomitiques
décimétriques.
évaporites
Le gypse est très abondant et forme des couches métriques. En outre,
il y a des bancs dolomitiques décimétriques.
Après une discordance d’érosion, le membre supérieur, d’une épaisseur d’environ 15 mètres, montre encore
des calcaires, des marno-calcaires, des marnes et des évaporites qui peuvent atteindre une épaisseur notable.
Faciès observés :
calcaires bioclastiques
Ces calcaires blancs, gris ou jaunes sont organisés en bancs décimétriques dont la base est nette, tandis que le sommet est souvent érodé
et parfois bioturbé.
Au microfaciès on rencontre des biosparites ou oobiosparites, organisées en grainstones. Ces derniers sont souvent situés au sommet des
bancs, où ils présentent des ooides à nucleus bioclastique correspondant surtout à des foraminifères. En général, la faune est relativement
riche en espèces et pauvre en individus.
marnes rouges bioclastiques
Vers le sommet, elles forment des assises épaisses avec une stratification plane-parallèle ou varvée.
marnes-calcaires
Même faciès que dans le membre inférieur.
évaporites
Il s’agit essentiellement de gypse stratiforme.
111
continental
supratidal
intertidal
subtidal
marin restreint
Milieux de dépôt
marin ouvert
Echantillons
Structures
Lithologie
Epaisseur
12,7
Fe
D
W2
11,5
10,3
10
W1
m g c
Figure II.5.3 : Détail de la coupe de Ouaouizarth, montrant le sommet du membre inférieur de la Formation d’ Aït Tafelt avec une séquence granocroissante.
Les bancs de calcaires bioclastiques forment des séquences stratocroissantes, qui se développent sur
une dizaine de mètres. Le sommet de ces séquences est chaque fois représenté par de larges dépôts évaporitiques dans des marnes rouges, silteuses et gréseuses.
Vers le sommet, ces sont les assises de gypse et les marnes rouges bioclastiques à stratification plane-parallèle ou varvée qui deviennent de plus en plus importantes.
Attribution stratigraphique
Dans la formation d’Aït Tafelt de la coupe WA, la macrofaune est en général mal conservée et souvent
indéterminable. Les bioclastes sont souvent de grande taille, d’un diamètre parfois supérieur à 5 centimètres,
formant rarement des lumachelles.
Surtout dans le membre inférieur on observe une faune qui est dominée par les lamellibranches, essentiellement des huîtres. On retrouve également des brachiopodes et des échinodermes, surtout des fragments d’oursins. Rarement, on peut observer des ammonites très mal conservées. Par contre, on a récolté la
faune suivante au sein de cette même unité, dans le synclinal de Ouaouizarth :
Les ammonites :
•
•
•
•
112
Roloboceras hambrovi
Roloboceras saxbyi
Tondramites (?) sp.
Douvilleiceratinae sp..
Cette association de faciès est comparable avec la « zone à forbesi » en Angleterre, qui est équivalente
de la « zone téthysienne de Weissi » du Bédoulien inférieur (ROPOLO 2008).
Les échinodermes :
• Tetragramma aff. dubium Coteau,
• Pseudodiadema cartesianum Dessor.
Les foraminifères benthiques :
• Choffatella decipiens
• Everticyclammina sp.
• Globulina sp
Cette faune ne contredit pas l’âge bédoulien inférieur ou l’intervalle bédoulien à gargasien (SOUHEL
1997).
L’absence d’une discordance entre les formations d’Aït Tafelt et de Jbel Sidal témoigne de la continuité
des séries lithostratigraphiques. En conséquence, on peut donner un âge bédoulien certain pour la base de
la série.
Interprétation
Milieu de dépôt
Le membre inférieur nous indique un changement brusque du milieu de dépôt par rapport à son homologue de la formation de Jbel Sidal. Les grés et les évaporites sont les témoins d’un environnement supratidal, lagunaire, qui caractérise une sebkha côtière classique. Par la suite, les conditions évoluent rapidement
vers un milieu marin subtidal, marqué tout d’abord par le dépôt de calcaires de haute énergie. Il s’agit surtout
de micrites bioclastiques situées dans le milieu subtidal à tranche d’eau peu profonde, avec une circulation
d’eau libre. La surface de cette unité, riche en faune néritique, comme les ostracodes et les ammonites, souligne cette interprétation. Elle marque aussi le caractère transgressif des dépôts.
Les séquences marnes-calcaires granocroissantes du membre moyen indiquent un milieu qui devient
cette fois de moins en moins marin, impliquant une évolution typique en comblement. Les calcaires présentent encore des biosparites ou oobiosparites subtidales, avec circulation d’eau constante, sur un domaine
assez agité. Les cycles régressifs contiennent des biopelsparites d’un domaine intertidal, soumis à l’influence
des marées. Les marnes rouges gréseuses, souvent en plaquettes, associées aux évaporites, sont encore le
résultat de l’installation d’une sebkha côtière.
Cette unité stratocroissante implique ainsi une évolution régressive, d’un milieu subtidal à un milieu
supratidal. Le membre moyen, marin et régressif, correspond ainsi au membre intermédiaire dans un milieu
estuarien, justifié ici par la différenciation latérale des faciès.
Les séquences du membre supérieur associant des calcaires, des marno-calcaires, des marnes et
du gypse dont les derniers faciès peuvent atteindre une épaisseur notable, sont également régressives et
montrent les mêmes aspects. Mais elles restent cette fois-ci, dans le milieu intertidal. On n’y trouve plus de
dépôts de plate-forme subtidale. Le microfaciès indique également une régression vers un milieu intertidal à
supratidal, proche du domaine émergé et soumis à l’érosion.
En résumé, la formation d’Aït Tafelt comprend tout d’abord une unité transgressive, en milieu continental à subtidal. Par la suite, les deux unités sus-jacentes, indiquent deux cycles régressifs, précédant l’installation d’un environnement supratidal.
Cette formation présente ainsi une évolution typique, à partir de l’installation d’une aire de dépôt marine
jusqu’à son comblement final.
113
5.3.2 La coupe-type de Naour-Twarirt (NT)
Coordonnées :
De X=5°52’30,11’’W/Y=32°57,67’’N (affleurement 44) à X=5°52’8,11’’W/
Y=32°31’11,8’’N (sommet de la colline)
Zawyat Ech Cheïkh (1/50.000)
Synclinal de Naour ; en face de la maison forestière et au Nord de la vallée
d’Aghbalou-n-Tissal, qui rejoint, après environ 6 km, la route d’El Ksiba –
Aghbala à Naour, La partie supérieure de la coupe se trouve directement à
la base de la colline blanchâtre (altitude 2042 mètres) bien visible en arrièreplan du village de Naour
Continuité et fraîcheur des affleurements; les assises sont orientées N160°,
avec un pendage d’environ 20° vers le NE
Epaisseur :
85 m
Base :
En discordance angulaire sur les calcaires oolithiques du Bajocien : marnes
gris-verdâtres du Barrémien (Formation de Jbel Sidal)
Sommet :
Calcaires Turoniens de la Formation de Ben Cherrou (sommet de la colline)
Caractéristiques :
Cette coupe offre à l’affleurement une suite complète et continue des formations d’Aït Tafelt, de Ouaouizarth et de Ben Cherrou.
Lithostratigraphie et biostratigraphie
Les dernières assises du Dogger calcaire constituent le substrat d’une surface ferruginisée et bioturbée, sur laquelle reposent des marnes grisâtres à verdâtres, par l’intermédiaire d’une discordance cartographique et angulaire (angle d’environ 10° à 20°). Les marnes, plus ou moins plastiques et peu gréseuses,
sont riches en bioclastes, notamment en ostracodes, crinoïdes, huîtres, radioles d’oursins, et en débris de
brachiopodes et parfois d’ammonites. En retrouve également des foraminifères benthiques. On a pu y distinguer le lituolidé Choffatella decipiens (échantillons 22/1 –4, 22/6, NT4). Elles forment une couche d’environ
4,5 mètres d’épaisseur et peuvent être interprétées comme caractérisant la formation de Jbel Sidal, ici extrêmement réduite.
Les premières assises carbonatées constituent la base de la Formation d’Aït Tafelt, qui repose sans
discordance sur les marnes sous-jacentes. Sur une épaisseur d’environ 27 mètres, elle montre une succession très variable et un aspect versicolore sur le terrain. On peut y distinguer trois membres : un membre inférieur carbonaté, un membre intermédiaire de grès et marnes essentiellement rouges, et un membre supérieur
de marnes vertes, jaunes et blanchâtres et de calcaires et dolomies.
114
continental
supratidal
intertidal
subtidal
marin restreint
marin ouvert
Echantillons
teneur en sable
Structures
Lithologie
Formations
Séquences
élémentaires
+
marin
associations
séquentielles
- +
marin
-
Membre
inférieur
NT16
Membre inférieur
Membre supérieur
NT15
NT14
Membre superieur
NT13
22/11
NT12, 22/10
NT11
NT10, 22/13
NT9, 22/12
Membre
moyen
Milieux de dépôt
NT17
NT8
Membre
inférieur
Bédoulien
Etage
Epoque
Barrémien
4
Dogger
8
Bajocien
24
CRETACE
40
INFERIEUR
Aptien
Albien
Gargasien
?
NT18
22/8
NT7, 22/9
NT6, 22/7
NT5, 22/5
22/6
NT4
22/4
22/1
22/2
Form. Form.
de
de
BEO Jbel
III Sidal
80
CRETACE
SUPERIEUR
Cénomanien
Turonien
Epaisseur
NT3, 22/3
NT2
NT1
m g c
Figure II.5.4 : Coupe sédimentologique de Naour-Twarirt (NT) avec interprétation des environnements de dépôt (pour
la légende, voir appendice).
Le membre inférieur montre des marnes surmontées progressivement par des marno-calcaires grisâtres à rougeâtres, qui sont à leur tour entrecoupés par des plaquettes centimétriques de calcaires rouges
et suivis par des calcaires gris-rouge à jaunâtres, oolithiques. Ce membre essentiellement carbonaté a une
épaisseur d’environ 5 mètres et forme une dalle facilement repérable sur le terrain.
115
Faciès observés :
calcaires oolithiques bioclastiques
Il s’agit essentiellement de calcaires gris-rouge à jaunâtre, oolithiques,
qui sont organisés en bancs décimétriques avec des surfaces ondulées
et une stratification interne horizontale ou oblique. En lame mince ils
montrent un faciès d’oobiosparite à bivalves, organisé en rudstone. Les
pores résultant de la dissolution sont toujours remplis par de la calcite
et on remarque une forte recristallisation. Les enveloppes ferruginisées autour des éléments sont très caractéristiques. Ces carbonates
sont riches en microfossiles et débris de fossiles, parmi lesquels on
a distingué des foraminifères benthiques. En outre on y trouve des
dasycladacées, des lamellibranches et des gastéropodes. Leur surface
ferruginisée, bien marquée sur le terrain, montre une forte bioturbation
et une véritable lumachelle avec une condensation importante en fossiles (échantillons 22/5, NT5).
Parfois, les calcaires oolithiques forment des bancs centimétriques
jaune-ocre avec une faune très riche et variable de lamellibranches, de
crinoides et de polypiers. En lame mince, on reconnaît un wackestone
légèrement bioclastique avec des ooides, dont la matrice est dominée
par la biosparite. On y remarque une forte dolomitisation avec des encroûtements de fer et de manganèse autour des ooides. Ces derniers
y sont cependant relativement rares. Les composants essentiellement
carbonatés sont très brisés. Toutefois on y trouve des ostracodes, des
crinoides et des radioles d’oursins (échantillons 22/9, NT7).
Le dernier banc de calcaire oolithique se révèle particulièrement riche
en fossiles. Les lames minces montrent soit des wackestones soit des
mudstones toujours biomicritiques à bivalves. La texture est marquée
par une recristallisation, des pores de dissolution et par l’abondance de
croûtes ferruginisées et manganésifères. La microfaune est dominée
par des lamellibranches et des gastéropodes. Les ooides sont englobés par des croûtes ferruginisées. Mais on y trouve également des
bryozoaires, des miliolidés, des ostracodes, des radioles d’oursins et
des pellets. La surface de ce banc calcaire est fortement bioturbée et
ferruginisée (échantillon NT8).
Les marnes apparaissent en couches centimétriques à décimétriques.
Elles sont sableuses et deviennent souvent plus fines vers le sommet
de chaque cycle. On y trouve intercalées des lentilles de silts. Ces derniers forment des lentilles d’une hauteur centimétrique et d’une extension latérale décimétrique. Ils sont rouges, fins et massifs.
marnes rouges à jaune
bioclastiques
Les marnes sont plus ou moins plastiques avec un contenu en sable,
qui devient de plus en plus important vers leur sommet. Elles affleurent
sur une épaisseur centimétriques à métrique (jusqu’à 2 m). Très riches
en faune, elles contiennent des ostracodes, des bryozoaires, des lamellibranches, des gastéropodes et des crinoïdes.
Les faciès du membre inférieur sont organisés en trois successions, commençant avec les marnes rouges jusqu’aux bancs des calcaires bioclastiques. Les bancs calcaires deviennent de moins en moins épais,
jusqu’à la troisième succession où ils ont seulement une épaisseur de quelques centimètres. Leur sommet
montre toujours une surface discordante, bioturbée et ferruginisée, toujours avec une surface de condensation. On constate une augmentation de l’apport gréseux vers le sommet de chaque succession et du membre
entier.
Le membre moyen présente un changement brut de faciès est montre une sédimentation surtout détritique sur une épaisseur d’environ 7 mètres.
116
Faciès observés :
bancs gréseux
Il s’agit de bancs de grès décimétriques, granocroissants. La roche
contient en général des grains fins à moyens, parfois grossiers jusqu’à
2000µ avec un fort apport en Quartz. La surface est souvent onduleuse
et toujours nette. Ces assises sont azoïques. Au sommet, on observe
parfois des microconglomérats d’épaisseur centimétrique.
argiles rouges azoïques
Les argiles rouges sont plastiques et très fines, formant des assises
décimétriques à métriques.
marnes gris-vert
Il s’agit des marnes compactes, disposées en assises décimétriques
comprenant parfois un grand apport en sable, avec une dominance
en Quartz. Toutefois, on y observe une faune de gastéropodes et de
lamellibranches, surtout dans les assises sommitales.
Les faciès de ce membre sont toujours organisés en séquences granocroissantes, avec, en bas, des
argiles ou marnes évoluant progressivement vers des bancs gréseux. On remarque une augmentation granulométrique vers le sommet. Ce membre est caractérisé par l’absence de toute faune. Uniquement le sommet
du membre moyen révèle quelques gastéropodes et lamellibranches dans les marnes gris-vert.
Le membre supérieur, d’une épaisseur d’environ 15 mètres, marque le retour à une succession de
marnes, de calcaires et de dolomies.
Faciès observés :
calcaires oolithiques bioclastiques
Il s’agit de calcaires gris à base nette, massifs et noduleux. Leur
surface est fortement bioturbée et ferruginisée et parfois on constate
une forte concentration en fossiles, conférant à la roche l’aspect d’une
véritable lumachelle. Vers le sommet ils deviennent de plus en plus
oolithiques. Leur microfaciès est caractérisé par des biomicrites à
petits débris formant des wackestones et des packstones. La faune se
compose essentiellement de débris remaniés. Les pores, abondants,
correspondent à des « fractures pores », « channel pores » ou « burrow pores ». A part des radioles d’oursins fréquents on a pu distinguer
des dasycladacées et des foraminifères benthiques. Ces derniers sont
toujours ferruginisés et remaniés (échantillons 22/13, NT10).
dolomies karstifiées
Ces carbonates forment des bancs décimétriques fortement dolomitisés et karstifiés de couleur jaune. Ils présentent une base nette et
sont souvent bioturbés en surface. Le microfaciès est très pauvre en
fossiles et forme des dismicrites et des mudstones. Quelques débris
fortement dolomitisés y sont visibles. Dans une lame mince on a pu
distinguer quelques pollens (échantillons 22/10, NT11).
marnes jaunes
Ce sont des marnes plus ou moins plastiques d’une couleur jaunâtre,
verdâtre puis blanchâtre, sans faune visible. Vers le sommet du membre supérieur, les assises considérées deviennent versicolores.
argiles rouges
Ces argiles sont très plastiques et ne contiennent aucune faune visible.
Les calcaires oolithiques recouvrent avec une surface d’érosion et de ravinement les marnes vertes du
membre inférieur et forment une dalle facilement réparable sur le terrain. Par la suite, les argiles, marnes puis
dolomies s’organisent en une succession englobant quatre séquences stratodécroissantes, qui montrent,
chacune, une surface bioturbée au sommet des dolomies.
117
Les marnes gris-vert de la base de la coupe sont très riches en microfaune et un échantillonnage détaillé a fourni des ostracodes offrant une datation exacte (voir Tableau III.7.1).
Taxa
Ostracoda
Cytherella sp.
Cytherelloidea indét.
Cytherella indét.
Polycope sp.
Antepaijenborchella sp.
Antepaijenborchella amsataensis Andreu, 1991
Centrocythere sp.
Perissocytheridea sp.
Fabanella sp.
Asciocythere sp.
Reticulocosta gr. Tarfayanensis
22/2
2
2
90
4
10
22/1
2
1
100
1
affleurements
Coupe NT
22/4
NT4
NT17
2
1
35
15
3
10
20
formation attribuée
Jbel Sidal
Ben Cherrou
âge attribué
Barrémien (-Bédoulien)
Cénomanien sup.
milieu de dépôt
marin restreint
marin
Tableau II.5.1 : ostracodes permettant une datation des échantillons productifs dans la coupe de Naour-Twarirt (NT)
(déterminations de B. ANDREU, communication orale).
La présence en nombre de Antepaijenborchella amsataensis indique l’âge barrémien-bédoulien et permet le regroupement de ces assises marneuses dans la Formation de Jbel Sidal. Cette microfaune d’ostracodes est également connue dans le bassin d’Agadir et d’Essaouira (ANDREU 1991), dans le Moyen Atlas
(ANDREU 1988, CHARRIERE 1992, CISZAK 1999), le Haut Atlas Central (HADDOUMI 2002, CHARRIERE
2005) et le Haut Atlas oriental (HADDOUMI 1998 et 2008).
Les échantillons, récoltés dans la formation d’Aït Tafelt n’ont pas fourni une macrofaune utilisable pour
une datation. Mais suite à la superposition sans discordance des calcaires sur les marnes du Bédoulien, on
peut admettre l’âge aptien, ce qui est aussi souligné par la suite lithologique de cette série. Il s’agit donc clairement de la Formation d’Aït Tafelt.
Le membre inférieur est très riche en macro- et microfaune et contient notamment des lamellibranches, gastéropodes et crinoïdes, des radioles d’oursins, des polypiers, dasycladacées, bryozoaires et ostracodes. On y trouve
également des foraminifères benthiques, comme des miliolidés et notamment le lituolidé (échantillons 22/5, NT5)
• Choffatella decipiens .
Le membre supérieur de la Formation d’Aït Tafelt de cette coupe révèle les espèces suivantes (échantillons 22/13, NT10):
Les dasycladacées:
• Cylindroporella sp
• Actinoporella sp
• Acicularia sp.,
Les foraminifères :
• Choffatella decipiens
• Everticyclammina sp
• Nautiloculina oolithica
118
Ces espèces ainsi que les ostracodes relevés dans les assises supérieures (échantillon NT17, voir Tableau III.7.1) confirment un âge cénomanien-turonien et son appartenance à la Formation de Ben Cherrou.
Interprétation
Milieu de dépôt
Les marnes vertes du Barrémien de la Formation de Jbel Sidal, qui forment la base des dépôts crétacés dans cette coupe, sont les premiers témoins de la récurrence marine, après un hiatus sédimentaire ou de
non-dépôt depuis le Bajocien supérieur.
La faune souligne le milieu marin de ces assises. Il y a, par exemple, l’Ostracode Polycope sp. (échantillon 22/1), qui signale des conditions sédimentaires dans un environnement marin restreint. Le genre Antepaijenborchella indique également un milieu marin restreint, saumâtre, avec une salinité modérée (mésohalin
à polyhalin à 5-30‰). La faune en foraminifères benthiques (Choffatela decipiens, échantillons 22/1, 22/2,
N4) souligne cette interprétation. Il s’agit donc de milieux saumâtres très proximaux, dont la tranche d’eaux
reste très fine.
Le membre inférieur de la Formation d’Aït Tafelt illustre la poursuite de l’évolution vers un milieu nettement marin. Les bancs calcaires montrent souvent des débris de faune et des ooides et indiquent ainsi un
milieu à très haute énergie. On peut les interprèter comme des tempestites déposées dans des chenaux, sur
une plate-forme médiolittorale, ce que nous montrent aussi la stratification des calcaires et l’augmentation de
la dolomitisation vers le sommet de chaque séquence. Il s’agit certainement d’une dolomitisation précoce,
intervenant pendant les courtes périodes d’émersion. Les lames minces (échantillons 22/5, N4, N5, N7, N8)
confirment cette interprétation. Les derniers bancs contiennent souvent des ooides englobées dans des encroûtements jaunes, parfois rouges de fer et de manganèse.
Les dépôts du membre inférieur témoignent donc d’une vaste transgression marine, qui oscille entre un
milieu supralittoral très proximal et un milieu infralittoral, établi sur une plate-forme restreinte.
Par la suite, on constate une nette discordance sur les derniers dépôts carbonatés par le membre
moyen. La lithologie change brutalement, avec développement de deux cycles gréseux qui indiquent une
régression brusque conduisant à un milieu continental après une émersion générale du terrain. Ces deux
séquences témoignent d’un environnement fluviatile distal « en tresse » ou estuarien.
Le membre supérieur comporte une grande séquence régressive stratodécroissante de 5° ordre. Elle
est organisée en alternances du type « coarsening upward ».
Les calcaires montrent d’abord un faciès à débris remaniés de haute énergie. Les packstones et wackestones indiquent un milieu confiné sur une plate-forme restreinte (échantillons 22/13, N10). On y retrouve
des plages dolomitisées (photo ), un fait caractéristique d’une épirogénèse précoce. La faune décrite atteste,
par la présence de la photosynthèse, un éclairage modeste.
On interprète donc la lithologique des premières assises calcaires en évoquant un milieu littoral très
proche de la côte, sur une plate-forme restreinte.
Les couches calcaires fortement dolomitisées qui viennent au-dessus, témoignent d’un dispositif environnemental encore plus restreint. Le microfaciès (échantillons 22/10, N11) est essentiellement organisé en
mudstones dismicrites extrêmement pauvres en faune. Les pollens soulignent un milieu intertidal à supratidal
très proximal, souvent émergé.
Les dépôts carbonatés de cette unité montrent donc une sédimentation marine établie sur les terrains
du Dogger. On interprète la colonne sédimentologique en évoquant un environnement littoral au sein duquel
la plate-forme interne et la barrière externe de la plate-forme ouverte sont absents. L’épaisseur remarquable
pour cette succession traduit une forte ouverture du terrain sur une plate-forme littorale avec de nombreuses
variations verticales, courant sur un dispositif de rampe plus ou moins instable.
119
Le membre inférieur transgressif de cette coupe, attribué à la Formation d’Aït Tafelt, peut être directement rattaché au membre inférieur de la coupe de Ouaouizarth dont l’évolution transgressive est comparable.
Cependant, les dépôts de la coupe de Naour-Tawrirt sont plus marins à la base (absence des évaporites).
Le microfaciès du membre supérieur de la coupe précédente peut être également directement comparé à celui du membre supérieur de la coupe de Ouaouizarth. On y constate donc aussi une régression vers
un milieu intertidal à supratidal, toujours proche de l’émersion et de l’érosion.
5.3.3 La coupe de Naour (N)
Coordonnées :
Y=32°28’39,45’’ (affleurement 343)
Synclinal de Naour ; entrée ouest du village de Naour à côté de la route
principale de Takoust-Naour (1744m)
Partie basale : très accessible, bien conservée ;
Epaisseur :
250m
Base :
Bancs calcaires massifs et dolomitisés de la « barre à rhynchonelles » et
Formation de Tilougguit de la coupe de Naour (figure II.4.11)
Sommet :
premier banc sableux de la Formation de Ouaouizarth
Caractéristiques :
Cette coupe est la prolongation de la coupe de Naour (figure II.4.11. Elle montre une succession complète avec les Formations d’Iouaridéne, d’Aït Tafelt et
de Ben Cherrou. La Formation de Guettioua est absente. Cette coupe a été
déjà lévée par d’autres auteurs (SOUHEL 1987, FADILE 1987).
La coupe de Naour (N) montre la formation d’Aït Tafelt en légère discordance angulaire sur les dépôts
silteux, argileux ou marneux de la formation sous-jacente d’Iouaridène. Elle montre une série d’une épaisseur
de 6,5 mètres (voir Figure II.5.5). Malgré cette grande différence en puissance par rapport à la coupe-type,
on y retrouve les mêmes membres.
Dans le membre inférieur (voir Figure II.5.6) à la base, les marnes rouges à lentilles de gypse et les
marnes brunes fossilifères bioclastiques avec des lituolidés et ostracodes témoignent d’une séquence transgressive avec l’installation d’une plate-forme infralittorale.
120
20
10
60
?
Membre moyen
Membre
sup.
Membre inférieur
Formation
d’Aït Tafelt
D
Fe
Fe
Fe
Fe
Fe
Fe
détail
3
D
coupe de Naour - base (N), figure III.6.11, détails 1,2
Membre inférieur
?
Membre inférieur
100
Oxfordien
CRETACE INF.
Aptien Albien
Milieux de dépôt
continental
supratidal
intertidal
subtidal
marin restreint
marin ouvert
Echantillons
Détails
Structures
Lithologie
Form. de
Ben Formations
Cherrou
CRETACE SUP. Epoque
Cénom. Turonien Etage
Formation
de Ouaouizarth
?
Formation
de Bin El
Ouidane III
MALM
Barrémien ?
200
D O G G E R
Bath. Callovien
Epaisseur
N17
N13-16
287/1
N10-12
N9
N8
N7
N4-6
N3
N2
287/2
N1
m g c
Figure II.5.5 : Coupe sédimentologique de Naour (N) avec interprétation des environnements de dépôt (pour la légende, voir appendice).
121
Les calcaires gris bioclastiques puis dolomitiques et pauvres en faune du membre moyen montrent une
dalle et indiquent ainsi une séquence régressive évoluant d’un milieu infralittoral ouvert à un milieu de sebkha
côtière.
166
165
continental
supratidal
intertidal
subtidal
marin restreint
marin ouvert
Echantillons
Structures
Lithologie
Membre
moyen
Membre
superieur
Form. de
Ouaouizarth Formations
D
N17
Membre inférieur
170
174
Milieux de dépôt
D
Formation
d’Iouaridène
Epaisseur
Le membre supérieur, présente, à la base, des calcaires oolithiques à microfaune réduite puis des
marnes rouges à passées de dolomie et de gypse et marque une évolution régressive, allant d’un domaine
médiolittoral vers un domaine supralittoral.
m g c
Figure II.5.6 : Détail 3 de la coupe de Naour, montrant la totalité de la Formation d’Aït Tafelt, réduite en épaisseur.
5.4
Le cycle transgressif de l’Albien-Cénomanien
Après la première récurrence marine du Crétacé (formations de Jbel Sidal et d’Aït Tafelt) et le comblement de l’espace sédimentaire, un autre cycle transgressif puis régressif se développe avec une succession
tout d’abord détritique (formation de Ouaouizarth) puis carbonatée (formation de Ben Cherrou).
5.4.1 . La coupe-type de Ouaouizarth (WA)
122
Coordonnées :
De X=6°21’46,31’’W/Y=32°9’46,71’’N (affleurement WA1) à
X=6°21’55,55’’W/Y = 32°10’5,2’’N.
Ouaouizarth (1/50.000).
synclinal de Ouaouizarth ; sur les crêtes, avant l’entrée du village.
Les évaporites et argiles du membre supérieur de la Formation de Ouaouizarth
sont souvent érodées et mal conservées ; les couches carbonatées montrent de
bonnes conditions d’affleurement.
Epaisseur :
250m
Base :
Continuation de la coupe WA (Figure II.5.2) ; Formation d’Aït Tafelt à la base,
suivie d’une discordance puis de la succession détritique de la Formation de
Ouaouizarth.
Sommet :
Dalle calcaire de la Formation de Ben Cherrou
Caractéristiques :
Succession continue des assises de la Formation de Ouaouizarth avec son
sommet carbonaté (SOUHEL 1987), ou avec la base de la Formation de Ben
Cherrou (ETTACHFINI 2005).
Nous rattachons deux membres - les grès rouges pulvérulents à la base et les évaporites au sommet
- à la formation de Ouaouizarth (voir Figure II.5.7). Le village de Ouaouizarth, construit au-dessus de cette formation, a donné son nom à cette unité lithostratigraphique (SOUHEL 1995). Au centre du synclinal qui affecte
ici la série crétacée nord-atlasique, son épaisseur peut être estimée à environ 200 mètres.
Les premières assises des marno-calcaires sus-jacents, attribuées à la formation de Ben Cherrou (ETTACHFINI 2005), sont bien datés du Cénomanien supérieur (ROLLEY 1978, RAHHALI 1979, SAINTMARC & RAHHALI 1982, SOUHEL 1997).
Le membre inférieur de la formation de Ouaouizarth (voir Figure II.5.7) repose en discordance sur une
surface d’érosion établie au-dessus de la dernière couche des marnes rouges sableuses bioclastiques de la
formation d’Aït Tafelt. Cette limite est souvent largement érodée est masquée par des éboulis. Cette formation
montre une alternance de grés durcis relativement bien visibles sur le terrain et de silts, marnes et argiles
rouges. Azoïque, elle présente une puissance d’environ 70 mètres.
Succession continue des assises de la Formation de Ouaouizarth avec son sommet carbonaté (SOUHEL 1987), ou avec la base de la Formation de Ben Cherrou (ETTACHFINI 2005).
123
20
10
124
Membre inférieur
?
Fe
Fe
Fe
Detail 2
Membre superieur
C R E T A C E
Membre
inférieur
Milieux de dépôt
continental
supratidal
intertidal
subtidal
marin restreint
marin ouvert
Détails
Structures
Lithologie
Formation de
Ben Cherrou Formations
S U P E R I E U R Epoque
Cénomanien Turonien Etage
?
Formation
d’
Aït Tafelt
60
Aptien
100
I N F E R I E U R
200
C R E T A C E
Albien
Epaisseur
Séquences
élémentaires
+
marin
associations
séquentielles
- +
marin
-
Fe
Fe D
Fe
Fe
Fe
?
Fe
m g c
Figure II.5.7 : Sommet de la coupe sédimentologique de Ouaouizarth (WA) avec interprétation des environnements de
dépôt (pour la légende, voir appendice).
Faciès observés :
Grès rouges pulvérulents
Grès rouge brique, pulvérulents, disposés en bancs centimétriques
à métriques, alternant avec des marnes rouges ; Ils sont azoïques,
très bien classés, avec une base parfois ravinante et un sommet net ;
Leur structure interne montre parfois une lamination soit oblique, soit
varvée. A la base on observe rarement des conglomérats polygéniques
avec des clastes inférieurs à 5 centimètres.
Silts rouges
Silts azoïques, très bien classés, homogènes avec une base nette
et un sommet légèrement ondulé, parfois ferrugineux, surtout vers le
sommet du membre inférieur ; structure interne parfois en lamination
plane-parallèle, varvée ou oblique.
Agiles rouges
Argiles rouges très homogènes, plastiques formant des assises très
monotones.
continental
supratidal
intertidal
subtidal
marin ouvert
marin restreint
Milieux de dépôt
Structures
Lithologie
Epaisseur
Dans les premiers 40 mètres de ce membre, les faciès sont organisés en successions granodécroissantes avec parfois des niveaux conglomératiques polygéniques à la base et des intercalations de passées
argileuses. Le sommet à son tour est dominé par des séquences granocroissantes (voir figure II.5.8), comportant des marnes rouges, qui passent progressivement à des grès et des silts jaunâtres et friables, dont la
surface est ferrugineuse.
97,0
Fe
95,0
93,0
Fe
92,5
m g c
Figure II.5.8 : Détail 2 de la coupe de Ouaouizarth, montrant une partie du sommet du membre inférieur de la formation de Ouaouizarth.
125
Avec environ 120 mètres d’épaisseur, le membre supérieur, très développé, admet des intercalations
évaporitiques caractéristiques. Il s’agit d’une succession très monotone offrant peu de variations de faciès.
Faciès observés :
Argiles bariolées
Argiles de teinte rouge, occupant la plus grande partie de l’unité; évaporites souvent interstratifiées, notamment du gypse, soit dispersé à
l’intérieur des assises argileuses, soit en petite couches lenticulaires.
Parfois, on y observe quelques lamellibranches et échinodermes ou
rarement des dents et vertèbres de poissons.
Gypse
Lentilles métriques intercalées dans les argiles rouges bariolées ; leur
base et leur sommet se passent progressivement à des argiles rouges.
Dolomies jaunes à grises
Carbonates organisés en bancs décimétriques à métriques, montrant
à leur surface des nodules ferrugineux ; Ils sont très durs, sans faune
visible et n’affleurent qu’au sommet de la Formation de Ouaouizarth.
La formation de Ben Cherrou
Le membre inférieur de la formation de Ben Cherrou présente des dépôts calcaires et marneux sur
une épaisseur d’environ 10 mètres. Il s’agit d’une évolution sédimentaire graduelle et continue, partant des
assises détritiques puis évaporitiques de la formation de Ouaouizarth. Une discordance basale y est absente.
Néanmoins, on y trouve des surfaces d’érosion ferrugineuses à l’intérieur de ce membre, formant des discordances locales. La limite supérieure de ce membre présente des argiles violacées, surmontées par les
premiers bancs crayeux de la suite de la formation.
Faciès observés :
Calcaires bioclastiques
Calcaires bioclastiques indurés ; il s’agit essentiellement de biomicrites,
organisées en packstones ou wackestones et coiffées par des surfaces
ferrugineuses ; parfois stratification interne ; riche en foraminifères benthiques, en gastéropodes, bivalves et ostracodes ; quelques ammonites.
Calcaires marneux
Calcaires marneux blanchâtres ou grisâtres, riches en bivalves ; organisés en bancs centimétriques à métriques.
Marnes
Riches en foraminifères benthiques et en ostracodes ; quelques ammonites y ont été signalées.
Ce membre est caractérisé par des séquences granocroissantes, montrant d’abord des marnes, puis
des calcaires marneux et enfin des calcaires bioclastiques indurés.
En raison de sa pauvreté en faune, la formation de Ouaouizarth est difficile à dater. Grâce à leur position stratigraphique au-dessous du membre inférieur de la Formation de Ben Cherrou, les deux unités qui la
caractérisent sont situées dans l’intervalle allant de l’Albien supérieur au Cénomanien moyen. Ce membre
sus-jacent est en effet daté du Cénomanien supérieur à Turonien inférieur avec certitude (ROLLEY 1973 &
1978). Cette datation a été prouvée par la récolte des ammonites suivantes: Acantoceratida sp., Vascoceratida sp..
En outre, les foraminifères benthiques ci-après, sont connus dans le Cénomanien sommital (RAHHALI
1979, SAINT-MARC & RAHHALI 1982): Cuneolina pavonia, Pseudolituonella reicheli Marie, Dicyclina sp.,
Spirocyclina atlasica.
126
Le même résultat a été fourni par des ostracodes (ANDREU 1991).
Dans le synclinal de Ouaouizarth, sur la montagne de Ben Cherrou, une faune très riche à confirmé la
limite Cénomanien-Turonien au sein du membre inférieur de la Formation de Ben Cherrou. Il s’agit des formes
suivantes (ETTACHFINI 2005) :
Foraminifères benthiques :
• Pseudorhapydionina laurinensis
• Trocholina gr.
• Trocholina arabica
• Frondicularia sp., discorbidae, miliolidae
Foraminifères planctoniques
• Rotalipora aff. cushmani
• Anaticinella sp.
• Guembelitria cretacea
• Guembelitria cenomana
• Heterohelix moremani,
• Heterohelix globulosa
• Hedbergella delrioensis
• Hedbergella simplex
• Asterohedbergella asterospinosa
• Whiteinella aprica
• Whiteinella archaeocretacea
Ostracodes
• Reticulocosta gr. tarfayaensis
Inocérames
• Mytiloides (?) gr. hercynicus
• Inoceramus labiatoidiformis
• Mytiloides cf. kossmati.
Interprétation
Milieu de dépôt
La base du premier membre de la formation de Ouaouizarth, est illustrée par la présence de chenaux
fluviatiles en tresse, sur une plaine alluviale. Ce fait est matérialisé dans les grès rouges, par les séquences
granodécroissantes et la stratification typique.
Le deuxième membre confirme une sédimentation évaporitique, soumise à un processus essentiellement chimique. Elle se situe sur une plate-forme supratidale, en milieu lagunaire.
Par la suite, la base de la formation de Ben Cherrou est fortement influencée par la transgression du
Cénomanien supérieur ou du Turonien inférieur. Les séquences granocroissantes indiquent une ouverture du
domaine sur une plate-forme intertidale. En effet, les calcaires bioclastiques, surtout des biomicrites, déposés
sous forme du SMF 9 dans la zone de faciès n° 8, soulignent l’existence d’un environnement littoral.
Les surfaces ferrugineuses sont typiques d’un hiatus sédimentaire. Les argiles sus-jacentes, se retrouvent ainsi en milieu supratidal. Par la suite, un changement se manifeste d’une manière très soudaine, les
calcaires crayeux illustrant le développement d’un domaine marin subtidal.
127
5.4.2 La coupe de Naour-Twarirt (NT)
La continuation de la coupe de Naour-Twarirt montre les mêmes caractéristiques que la coupe précédente (voir figure II.5.4). Sur une discordance d’érosion, on observe également un membre inférieur détritique
rouge et argilo-gréseux et un membre supérieur évaporitique. Seule l’épaisseur de ces assises - environ 26
mètres - est nettement inférieure à celle de leurs homologues de la coupe-type de Ouaouizarth.
Par la suite, le membre inférieur de la formation de Ben Cherrou présente une alternance de marnes,
de calcaires et de dolomies.
La Formation de Ouaouizarth
Le membre inférieur de la formation de Ouaouizarth s’étend sur une épaisseur d’environ 12 mètres
et repose en discordance sur une surface d’érosion ferrugineuse coiffant le dernier banc marno-calcaire de
la Formation d’Aït Tafelt.
Il s’agit d’un ensemble de 4 mètres d’argiles rouges parfois gréseuses, suivi par un banc de 2 mètres
de grès rouges, fins. Par la suite on remarque un autre cycle d’argiles rouges gréseuses surmontées par des
grès en bancs décimétriques et des petits lits microconglomératiques, à surface souvent ferrugineuse.
Le membre supérieur, d’une épaisseur d’environ 14 mètres, contient quatre mètres d’argiles rouges à
la base, qui passent progressivement aux couches gypsifères. Le gypse est organisé en lits centimétriques à
décimétriques, intercalés dans des argiles rouges gypsifères, décimétriques à métriques. Vers le sommet, les
intercalations deviennent plus marneuses et verdâtres et elles ne contiennent plus de gypse.
La base du membre inférieur de la formation de Ben Cherrou est représentée par la première couche
calcaire. Par la suite, il s’agit d’une alternance de bancs de calcaires massifs, jaunâtres à blanchâtres et fortement dolomitisés, qui remplace progressivement les marnes du membre intermédiaire. Les calcaires sont
organisés en bancs décimétriques, parfois noduleux, à surface légèrement ondulée et plus ou moins phosphatée. Vers le sommet, en constate une décroissance de l’épaisseur des bancs. En lame mince il s’agit de
wackestones à pelsparites très pauvres en clastes et en faune (échantillon N14).
Les calcaires alternent avec des marnes verdâtres à blanchâtres, azoïques (échantillon N15).
Le membre inférieur est surmonté par des calcaires blancs massifs, crayeux, à grands lamellibranches,
surtout à Inocérames, qui marquent un contraste important dans le paysage et qui constituent le corps prédominant de la Formation de Ben Cherrou.
Les calcaires du membre inférieur de la formation de Ben Cherrou contiennent une faune de foraminifères planctoniques, qui reste néanmoins très rare, avec, en particulier (échantillon N14) :
• Hedebergella sp
(detérmination J. CANEROT, Université Paul Sabatier, Toulouse).
Le sommet de la coupe est daté avec certitude de Cénomanien supérieur au moins et correspond ainsi
à la « barre turonienne » (ROLLEY, 1973). On y a trouvé l’ostracode
(detérmination et datation par B. ANDREU, Université Paul Sabatier, Toulouse).
128
Entre la base et le sommet de la coupe de Naour-Tawrirt on n’a rencontré ni faune ni flore susceptibles
de nous donner l’âge à cet ensemble. En raison de leur position intermédiaire dans la série stratigraphiquement datée, on rapporte les assises correspondantes à l’intervalle Albien – Cénomanien.
Malgré une faune légèrement différente, la stratigraphie nous indique le même âge que dans la coupe
précédente et nous permet des les corréler.
Interprétation
Milieu de dépôt
Après la première manifestation d’une pulsion marine, les argiles, grès et évaporites de la formation
de Ouaouizarth indiquent un retour à un milieu de sédimentation détritique, continentale. Dans l’ensemble de
cette succession on constate une transgression constante et progressive qui évolue lentement mais sûrement
d’un milieu continental à la base, vers un milieu infralittoral restreint puis marin ouvert au sommet. Cette unité,
qui est relativement peu épaisse, traduit un cycle distinctement transgressif, dans un environnement où la
sédimentation demeure restreinte, comme dans des environnements actuels d’estuaires et de vastes plaines
évaporitiques.
Dans le membre inférieur de la formation de Ouaouizarth, on distingue deux cycles d’argiles et de
grès, dont chacun présente une augmentation graduelle de la granulomètrie (« coarsening upward ») et
ensuite une surface ferruginisée. Par comparaison avec le dépôt sus-jacent, on interprète cette succession
comme continentale à estuarienne, car l’absence de chenaux typiques d’une « stratification fluviatile » est
incontestable. Il s’agit donc d’un milieu transitoire vers un environnement marin supratidal.
En comparaison, cette coupe montre un dépôt moins franchement continental que le milieu fluviatile en
tresse frangé d’une plaine alluviale reconnu dans le membre correspondant de la coupe de Ouaouizarth.
Les argiles rouges gypsifères et les intercalations de gypse du membre supérieur de la formation de
Ouaouizarth montrent des cycles monotones. Ces cycles essentiellement chimiques témoignent donc d’un
milieu supralittoral, où de vastes plaines de type Sebhka se sont mises en place. Mais l’influence marine est
déjà présente, manifestée par les dépôts verts de plus en plus marneux. En fait, la sebhka côtière fut périodiquement inondée par une mer ouverte.
Le membre inférieur de la formation de Ben Cherrou est constitué d’une séquence stratodécroissante
de marnes et calcaires dolomitiques. Il s’agit d’une séquence distinctement transgressive, qui indique une
évolution de la région vers une plate-forme infralittorale restreinte puis ouverte. Les lames minces (échantillon
N15) confirment cette interprétation en montrant des pelsparites à rare faune de foraminifères planctoniques.
Ici, les milieux sont tout à fait comparables à ceux de la coupe de Ouaouizarth.
5.4.3 La coupe de Tihouna (TH)
Coordonnées :
De X=5°39’55,63’’W/Y=32°33’47,68’’N (affleurement 14) à
X=5°39’52,58’’W/Y = 32°33’53,33’’N.
Al Qbab (1/50.000).
Synclinal d’Aghbala; dans la vallée de l’Oued Tiyawna au Nord d’Aghbala ;
juste au Nord du village Tihouna Aït Widir.
La base est très érodée et ne laisse voir que les argiles et des marnes ; les
calcaires sus-jacents sont très bien conservés.
Epaisseur :
25m
129
Base :
Bancs calcaires oolithiques de la formation de Bin El Ouidane II, Bajocien,
puis 2 mètres d’argiles rouges, suivis par 1 mètre de marnes verdâtres, surmonté par la formation de Ben Cherrou.
Sommet :
Conglomérats du tertiaire.
Caractéristiques :
Formation de Ben Cherrou complète, limitée par des marnes verdâtres à sa
base et des conglomérats tertiaires à son sommet.
La base de la coupe est composée par des bancs calcaires oolithiques d’épaisseur décimétrique à
métrique, contenant un récif d’une épaisseur métrique. Grace aux lithofaciès et à la faune observée, surtout
des brachiopodes, nous rapprochons ces assises de la formation de Bin El Ouidane II du Bajocien. Sur une
discordance angulaire et sédimentaire, qui représente un hiatus important, on observe 2 mètres d’argiles rouges. Ces assises sont azoïques et aucun indice ne permet une datation. En tenant compte de leur situation
lithostratigraphique, nous proposons qu’il s’agisse des dépôts des couches rouges, ici extrêmement réduites,
soit par non dépôt, soit par l’érosion. Des marnes verdâtres d’une épaisseur d’environ un mètre s’y superposent en discordance angulaire. On y trouve en intercalation du gypse, dispersé en plaquettes fines. Les
marnes sont, elles aussi difficiles à caler dans la succession stratigraphique, mais grâce à l’occurrence du
gypse et en raison de leur position, nous rattachons ces dépôts à la formation de Ouaouizarth. Ces marnes
évoluent progressivement vers des marnes calcaires datées du Cénomanien supérieur à Turonien, ce qui
justifie l’interprétation stratigraphique proposée.
Les marno-calcaires sus-jacents font incontestablement partie de la formation de Ben Cherrou. Ces
assises blanches dessinent de grandes falaises bien repérables sur le terrain. Cette unité, d’une épaisseur
d’environ 23 mètres, peut être divisée en 6 membres.
Le membre 1 de la formation de Ben Cherrou s’étale sur une épaisseur d’environ 3 mètres et contient
des dépôts carbonatés avec au moins deux niveaux de condensation.
Faciès observés :
Calcaires bioclastiques
130
Calcaires massifs et durs d’une couleur blanchâtre à grisâtre, formant des
bancs centimétriques à décimétriques ; leurs surfaces sont souvent nettes,
rarement légèrement ondulées ; à l’intérieur il y a plusieurs surfaces ferrugineuses bioturbées, onduleuses, à condensation de faune .
Le microfaciés est dominé par des biomicrites, avec des bioclastes souvent mal classés. Ils sont organisés soit en wackestones, soit en packstones (échantillons TH2, TH3) ; la faune est composée de foraminifères
pélagiques, d’ostracodes, de pélécypodes, de brachiopodes, de gastéropodes, de piquants d’oursins, de crinoïdes et de débris et traces d’ammonites indéterminables.
continental
supratidal
intertidal
subtidal
marin restreint
marin ouvert
Echantillons
Structures
Lithologie
Milieux de dépôt
Séquences
élémentaires
+
marin
associations
séquentielles
- +
marin
-
TH15
6
Conglomérats
Formations
Tertiaire
Etage
Epoque
Epaisseur
TH20
TH17
TH16
TH14
4
20
Turonien moyen
5
TH19
TH18
Fe
2
1
3
TH11
TH10
TH9
Fe
TH8
TH7
TH6
2
TH12
TH5
Fe
1
6
TH13
Fe
TH4
TH3
TH2
TH1
Couches Fm.
Rouges Oua.
(?)
(?)
10
CRETACE
DOGGER
Baj. Bath. ? Cénomanien sup. Turonien inf.
SUPERIEUR
Fe
D
D
Formation
de Bin El
Ouidane II
m g c
Figure II.5.9 : Coupe sédimentologique de Tihouna (TH) avec interprétation des environnements de dépôt (pour la légende, voir appendice).
131
Calcaires marneux
Calcaires marneux blancs, organisés en plaquettes, avec des surfaces
très ondulées et peu fossilifères; ils se présentent assises centimétriques ; on y distingue 2 microfaciès : (1) des micrites à Hedbergella
organisées en mudstones ou wackestones, avec des bioclastes dispersés, essentiellement des foraminifères planctoniques, des bivalves,
des bryozoaïre et des échinodermes ; (2) des pelsparites ou dismicrites
formant des mudstones sparitiques ; très pauvres en faune, elles révèlent quelques bivalves récristallisés et des foraminifères benthiques.
Marnes
Marnes blanchâtres, très carbonatées, parfois associées à des marnocalcaires, pauvres en faune, organisées en couches décimétriques ;
aspect très induré.
Les faciès sont organisés en trois cycles granocroissants montrant des marnes, des marno-calcaires
puis des calcaires.
Le membre 2 de la formation de Ben Cherrou, d’une épaisseur d’environ 5 mètres, est dominé par des
calcaires et des marno-calcaires en plaquettes.
Faciès observés
Calcaires à lamellibranches Calcaires grisâtres à jaunâtres, massifs, parfois crayeux, a grands lamellibranches (surtout des inocérames) d’une taille supérieur à 5cm ; leur base
est nette tandis que leur sommet est souvent ondulé ; ils sont déposés en
couches centimétriques à métriques avec parfois des plaquettes millimétriques à centimétriques à l’intérieur ; leur structure montre parfois une
lamination plane-parallèle ou en convolute ; en microfaciès, il s’agit d’une
micrite ou dismicrite, de type mudstone ou wackestone (échantillon TH6) ;
la microfaune est pauvre ; néanmoins on y trouve des foraminifères planctoniques, notamment Hedbergella sp. et Whitinella sp.
Calcaires marneux en
plaquettes
Calcaires marneux blanchâtres à brunâtres, en plaquettes centimétriques ;
Marnes
Marnes blanchâtres, pauvre en faune ; aspect très rigides.
Le membre 3 de la formation de Ben Cherrou a une épaisseur d’environ 4,5 mètres et montre des
bancs de calcaires blancs, formant des grandes falaises sur le terrain. Les faciès sont disposés en cycles
granocroissants décimétriques à métriques, comprenant des marnes, des calcaires marneux, puis des calcaires blancs.
Faciès observés :
132
Calcaires blancs
Calcaires blanchâtres à grisâtres, très massifs, parfois marneux ; ils
forment des bancs centimétriques à décimétriques à base nette et
sommet ondulé, parfois érosif ; vers le sommet on observe de plus en
plus des surfaces ferrugineuses et un aspect noduleux. Les grands
lamellibranches (inocérames) abondent; on y trouve également des
traces d’ammonites de petite taille.
Le microfaciès est dominé par des micrites et biomicrites à foraminifères planctoniques (échantillons TH10, Th11) ; il s’agit de mudstones.
Calcaires marneux en
plaquettes
Calcaires marneux blanchâtres à grisâtres, organisés en bancs centimétriques à décimétriques, légèrement noduleux; la macrofaune révèle
des inocérames ; la lamination plan-parallèle est fréquente.
Marnes
Marnes blanchâtres, pauvres en faune ; aspect très induré.
Le membre 4 de la formation de Ben Cherrou est caractérisé par des carbonates massifs à l’aspect très
noduleux, sur une épaisseur d’environ 3 mètres
Faciès observés :
Calcaires noduleux
Calcaires noduleux brun foncé, massifs, souvent marneux, organisés
en bancs centimétriques, souvent en plaquettes millimétriques à centimétriques ; parfois surfaces bioturbées et fossilifères ;
Le microfaciès montre des ostracodes, des foraminifères planctoniques, des radioles d’oursins, des débris de lamellibranches, des brachiopodes, des gastéropdes , des crionïdes et des bryozoaires ; il s’agit
de biomicrites à foraminifères planctoniques classés en mudstones ou
wackestones (échantillons TH14, TH16) ou parfois aussi en packstone
ou floatstone ; ces derniers montrent parfois des surfaces de remaniement en lame mince (échantillon TH17).
Le membre 5 de la formation de Ben Cherrou a une épaisseur d’environ 3,5 mètres et il est facilement
réparable à cause de son aspect bréchique.
Faciès observés :
Calcaires bréchiques
Calcaires grisâtres, massifs à l’aspect conglomératique ou béchique,
noduleux, organisés en bancs décimétriques à métriques ; en lame
mince il s’agit d’une micrite ou biomicrite à ostracodes avec très peu de
faune ; il s’agit d’un mudstone typique (échantillons TH18, TH19).
Finalement, le membre 6 de la formation de Ben Cherrou a une épaisseur d’environ 2 mètres avec une
alternance de marnes et de calcaires bréchiques en cycles granodécroissants. Ce membre est coiffé par des
gros bancs de conglomérats tertiaires.
Faciès observés :
Calcaires bréchiques
Mêmes faciès que dans le membre 5 ; pauvres en faune (surtout des
foraminifères planctoniques et quelques ostracodes, des radioles
d’oursins et des débris des bivalves) ; micrites et dismicrites de texture
mudstone (échantillon TH15)
Marnes
Marnes blanchâtres, grisâtres et verdâtres, pauvres en faune ;
Les argiles rouges et les marnes légèrement gypsifères superposées aux calcaires bajociens ne
contiennent ni faune, ni flore. La base de la coupe a été donc datée par sa situation lithostratigraphique.
Un échantillonnage pris dans le membre 1 de la formation de Ben Cherrou a fourni quelques foraminifères utilisables pour une datation (échantillons TH2, TH3, TH4):
•
•
•
•
Hedebergella sp
Pseudolituonella sp.
Pseudolituonella reicheli
Hedbergella gr. Reicheli
133
Cette faune indique un âge Turonien inférieur plutôt que Cénomanien supérieur (detérmination de J.
CANEROT, Université Paul Sabatier, Toulouse). Par conséquent, on peut placer la limite Cénomanien-Turonien à l’intérieur de ce membre, au-dessous de l’échantillon TH4.
Le membre 3 de la formation de Ben Cherrou est daté paléontologiquement du Cénomanien supérieur
ou du Turonien inférieur (voir Tableau II.5.2). A cause de la datation des assises basales au Turonien inférieur,
on peut accorder à ce membre un âge Turonien inférieur à moyen.
Taxa
Ostracoda
Reticulocosta gr. tarfayaensis
Ostracode orné indét.
formation
âge
milieu de dépôt
affleurements
Coupe TH
TH7
TH9
TH12
20
50
1
Ben Cherrou
Cénomanien sup. au moins
marin ouvert - circalittoral
Tableau II.5.2 : ostracodes permettant une datation des échantillons productifs dans la coupe de Tihouna (TH) (détermination B. ANDREU, Université Paul Sabatier, Toulouse communication orale).
Interprétation
Milieu de dépôt
Après une longue période de non-dépôt ou d’érosion se manifestent les premiers témoins d’un retour
à un milieu marin, matérialisé par les marnes vertes basales et leurs intercalations évaporitiques, qui témoignent de l’installation d’un environnement supratidal. Par la suite, les 6 membres de la formation de Ben
Cherrou indiquent un milieu nettement marin, qui évolue rapidement d’un milieu médiolittoral vers un milieu
infralittoral propice au développement de faunes pélagiques.
Le membre 1 de la formation de Ben Cherrou indique à sa base un environnement médiolittoral à infralittoral ouvert souligné par la présence des pelsparites, qui peuvent être attribuées au type SMF 17. Cette
interprétation est soutenue par la richesse en macrofossiles. Vers le sommet, la présence des micrites à
foraminifères planctoniques, notamment à Hedbergella, indique un milieu plus profond. On peut déjà attribuer
les lames minces à des mudstones pélagiques d’un type SMF 3 de la plate forme externe.
Les membres 2 et 3 de la formation de Ben Cherrou sont dominés par des mudstones à foraminifères
pélagiques. Néanmois, le membre 2 contient aussi des wackestones bioclastiques à texture micritique, rattachés au type SMF 9. On peut y admettre un milieu moins profond, sur la plate-forme interne. Mais ce membre
évolue à son tour rapidement vers un milieu marin ouvert.
Finalement, les mudstones pélagiques du membre 3 marquent la présence d’un milieu marin ouvert. De
plus, le foraminifère Reticulocosta gr. tarfayaensis est typique d’environnements circalittoraux ; quant aux inocérames, ils indiquent la partie du littoral la plus profonde, mal éclairée, proche du rebord du plateau continental.
Ici, apparaît la période d’inondation maximale, dans un milieu de marge externe de plate-forme.
Les calcaires du membre 4 de la formation de Ben Cherrou sont légèrement moins marins. Les packstones et floatstones témoignent en particulier, soit d’un milieu de bordure récifale (type SMF 4), soit d’une
micro-brèche à l’intérieur d’une matrice micritique (type SMF 5). Les deux faciès sont caractéristiques d’un
environnement de plate-forme externe, proche du rebord séparant cette plate-forme du bassin profond.
134
Les membres 5 et 6 sont également caractérisés par des mudstones à foraminifères pélagiques, des biomicrites qu’il faut rattacher au type SMF 3. Il y donc maintien du milieu marin ouvert sur la plate-forme externe.
La bréchification des bancs calcaires est postérieure à la sédimentation et indique un changement
rapide de l’épaisseur de la tranche d’eau, soit par tectonique et soulèvement du terrain, soit par effet de l’eustatisme. Nous interprétons ce faciès comme « pseudo-brèche » , les calcaires étant brèchifiés in situ, sans
déplacement notable (FREYTET & PLAZIAT 1982). Ils se forment dans des conditions arides, au-dessus du
niveau d’eau. La fluctuation entre des inondations occasionnelles et un dessèchement cause un fractionnement du sédiment carbonaté. Le processus conduit à l’élaboration de composants arrondis ou anguleux,
encastrés dans une matrice micritique, sans transport mécanique, avec des fentes verticales et horizontales.
Un autre indice pour cette interprétation génétique est la légère dolomitisation de ces carbonates.
Ce processus peut être lié à un environnement supratidal, dans une plaine côtière.
5.4.4 La coupe de Moulay Yacoub (MY)
Coordonnées :
De X=5°35’24,48’’W/Y=32°36’30,73’’N à X=5°35’45,59’’W/Y = 32°36’21,31’’N
Al Qbab (1/50.000)
La base est située directement à la sortie au Sud-Ouest de la ville de Moulay
Yacoub, 15km au NNE d’Aghbala et 10km NE de Tihouna (coupe TH)
La base et le sommet sont très bien conservés ; au milieu de la coupe se développent un large cône d’éboulis masquant des marnes très érodées. Coupe
continue, sans influence de la tectonique tertiaire ;
Epaisseur :
168m
Base :
Marnes rouges sur le Lias indéterminé, puis dépôts carbonatés de la formation d’Aït Tafelt ;
Sommet :
Carbonates de la formation de Ben Cherrou ;
Caractéristiques :
Dépôts carbonatés sur des « couches rouges » extrêmement réduites ; la
coupe a été établie en collaboration, a été récemment publiée (ETTACHFINI
2008).
Description
A la base de cette coupe, les calcaires conglomératiques forment de grandes dalles très mal classées,
avec des clastes arrondis et un grand apport en quartz. Ces éléments, d’une taille inférieure à 20 centimètres,
consistent en grès, calcaires et calcaires à Silex du Lias inférieur, qui flottent dans une matrice gréseuse carbonatée rouge à jaunâtre. On peut donc proposer un âge liasique pour ces assises basales.
Par la suite, on observe une série essentiellement carbonatée, qui a déjà été décrite et qui a été interprétée comme Formation de Midelt à la base et Formation d’Amghourzif au sommet (ETTACHFINI 2008).
Sur la seule carte géologique existante de la région d’Aghbala, cette coupe touche la formation d’Aït Tafelt, la
formation de Ouaouizarth, la formation de Ben Cherrou et le Sénonien (FADILE 1987). Par comparaison avec
les autres coupes, cette dernière interprétation stratigraphique nous paraît plus adaptée.
Au dessus d’un accident régional se développent, sur une épaisseur de deux mètres, des grès et silts
jaunâtres, lités et très fins, organisés en plaquettes centimétriques, suivis par un banc décimétrique des
dolomites rougeâtres pulvérulentes et noduleuses. Ces assises azoïques sont surmontées par des marnes
rouges, également azoïques. Grâce á la situation lithologiques et en comparaison avec la coupes de Tihouna
(TH), on peut classer ces strates comme « couches rouges » extrêmement réduites.
135
continental
supratidal
intertidal
subtidal
marin restreint
marin ouvert
Echantillons
Structures
Lithologie
D
Calcaires
Formations
sup. (?)
MY26
MY25
MY24
MY23
MY22
PC12
MY21
PC11
PC10
MY20
PC10
D
MY18
MY17
MY16
MY14
MY13
MY12
PC9
MY11
PC9
MY10
Sénonien (?) Etage
Albo-Cénomanien
?
MY9
MY/PC 8
PC7
?
PC8
MY7
PC6
?
Couches
Rouges Form. d’Aït Tafelt
(?)
Aptien
INFERIEUR
CRETACE
Milieux de dépôt
?
Bath. ?
6
(?)
12
?
DOG.
36
?
Cénomanien Sup.
90
72
?
Turonien
Epoque
CRETACE
150
SUPERIEUR
Epaisseur
LIAS
D?
Mn
MY6
PC4
PC5
MY5
MY4
++
Mn
PC3
Mn
MY3
PC2
D
D
MY2
PC4
MY1
m g c
Figure II.5.10 : Coupe sédimentologique de Moulay Yacoub (MY) avec interprétation des environnements de dépôt
(pour la légende, voir appendice).
La formation d’Aït Tafelt
Après une surface d’érosion et une discordance, on observe une succession carbonatée, dolomitique
et gréseuse, d’une épaisseur d’environ 23 mètres, rapportée à la formation d’Aït Tafelt. Aucun indice stratigra-
136
phique n’a pu être trouvé, mais la lithologie des dépôts ainsi que leur position lithostratigraphique permettent
cette interprétation, qui a été déjà publiée sur la seule carte géologique existante (FADILE 1987).
Faciès observés :
Dolomies pulvérulentes
Dolomies pulvérulentes blanches, plus ou moins gréseuses, riches en
tâches de manganèse ; organisées en bancs décimétriques à métriques ; litage parfois oblique ; le microfaciès est dominé par les dolomicrosparites fines à quartz de petite taille ;
Marnes
Marnes silteuses, terrigènes, rougeâtres, parfois avec quelques passées verdâtres ; souvent très indurées ;
Le microfaciès montre des Grapestones (échantillon PC4) ; il s’agit des
péloides ou grumeaux (lumps) et rarement des bioclastes consolidés
par une calcite microcristalline ; les grains sont micritisés et angulaires,
indiquant un transport avec remaniement ;
Silts
Silts rouges consolidés, de plus en plus durs vers le sommet ;
Les dépôts des ces sédiments indiquent un milieu marin restreint en zone littorale (FZ 8). Les Grapestones confirment cette interprétation et montrent qu’il s’agit d’une aire de dépôt très proche de la ligne de côte,
placée sous l’influence des vagues et du continent voisin.
La formation de Ouaouizarth
Au-dessus d’une discordance probable s’exposent, sur une épaisseur d’environ 79 mètres, des marnes, souvent masquées par des éboulis et rattachées à la formation de Ouaouizarth (FADILE 1987, observations sur le terrain). Seulement trois affleurements permettent une description lithologique.
Faciès observés :
Calcaire dolomitique
Calcaire dolomitique blanc et massif au centre de cette formation, formant
un banc d’une épaisseur de 30 centimètres ; Le microfaciès indique une biomicrite avec une faune en pélécypodes, huitres, brachiopodes, foraminifères
benthiques, qui est très mal classée ; on y observe un grand taux en débris
fauniques et des bioturbations contenant des pellets (échantillon PC8).
Marnes gypsifères
Marnes jaunes à Quartz de petite taille, parfois verdâtres ; surtout à la
base de cette formation ; marnes parfois rouges, marmorisées ; on y
observe des serpulidés, des coquilles fragmentaires des lamellibranches et des lituolidés indéterminables (échantillon MY7).
Marnes fossilifères
Marnes jaunes fossilifères, parfois verdâtres ou blanchâtres ; surtout
vers le sommet de cette formation ; le microfaciès révèle des foraminifères benthiques ou planctoniques, des lituolidés indéterminables et
des ostracodes (échantillons MY9, 10, 11) .
Cette formation, dont une grande partie ne fournit pas d’information, révèle un milieu peu profond à la base,
évoluant progressivement vers un milieu plus profond. Le floatstone représente la partie inférieure d’un lagon restreint, sur la partie proximale de la plate-forme interne (type SMF 9, FZ 7). Par la suite, la faune indique un environnement de plus en plus marin et ouvert. Les indices stratigraphiques ne permettent pas une datation exacte.
137
La formation de Ben Cherrou forme des falaises qui dominent la vallée à l’Ouest du village de Moulay
Yacoub. Comme dans les coupes précédentes, il s’agit d’une série de bancs calcaires blanchâtres, souvent
très fossilifères, typiquement avec des inocérames. Ici, elle est épaisse de 42 mètres. Un découpage lithologique de cette coupe en cinq membres (F,1,2,3,4) a été déjà établi (ETTACHFINI 2008).
Faciès observés :
Calcaire bioclastiques
Calcaires blancs, très fossilifères, déposés en bancs centimétriques à
décimétriques; parfois crayeux ; il y a une forte dominance des mudstones ou des wackestones à foraminifères planctoniques ; la microfaune
montre, à côte des spicules d’éponges et des microfilaments, surtout
des ossicules d’ophiures, des bryozoaires, des lamellibranches et des
débris phosphatés (échantillons MY12-16, PC9).
Calcaires à inocérames
Calcaires blancs et massifs, plus grossiers, formant des bancs plus
épais, métriques ; extrêmement bioclastiques, ils contiennent des grands
lamellibranches et d’autres macrofaunes ; il s’agit souvent de biomicrites
disposées en packstones avec une microfaune riche en foraminifères
benthiques très diversifiés : miliolidés, textulariidés et rotaliidés. Les foraminifères planctoniques y sont moins diversifiés ; de plus, on observe
des gastéropodes, des échinodermes et des serpules. Vers le sommet,
ces calcaires deviennent bioturbés (échantillons MY17, 18, 22, 23).
Calcaires dolomitiques
Dolomies et calcaires dolomitiques blancs, massifs et parfois lités ;
organisés en bancs décimétriques, parfois fracturés et brisés.
Calcaires marneux
Calcaires marneux blanchâtres, très fins, organisés en plaquettes
millimétriques ;
Les faciès carbonatés sont organisés en cycles métriques granocroissants, dont les bancs centimétriques à décimétriques deviennent de plus en plus calcareux, durs et épais. Ces cycles se terminent souvent
avec un banc épais de calcaires à inocérames. Vers le sommet de la formation de Ben Cherrou, ces dépôts
deviennent de plus en plus importants.
Une discordance érosive à l’inférieur de la série (membre 1) peut être corrélée avec la discordance
dans le membre 1 de la coupe TH.
Au niveau stratigraphique, c’est surtout la base de cette formation, qui a fourni des informations. Le
membre F a révélé la faune suivante (échantillons MY12-16, ETTACHFINI 2008) :
Foraminifères benthiques
Milioidés
• Pseudorhapydionina laurinensis
• Pseudorhapydionina dubia
• Scandonea pumila
• Nummoloculina regularis
• Ammodiscidae
Textulariidés :
• Cuneolina gr. Pavonia
• Pseudocyclammina rugosa
• Spirocyclina atlasica
• Nezzazatidae
Rotaliidés :
• Rotalia mesogeensis
• Discorbidae:
138
Foraminifères planctoniques
(Globigerinidés) :
• Hedbergella sp.
• Whiteinella sp.
• Guembelitria sp.
• Asterohedbergella asterospinosa
Algues calcaires :
• Ethelia alba
• Heteroporella lepina
• Neomeris sp.
• Permocalculus cf. irenae.
Le membre 1 a révélé la faune suivante (échantillons MY17, 18, ETTACHFINI 2008) :
Foraminifères planctoniques (Globigerinidés) :
•
•
•
•
•
•
•
•
•
Heterohelix moremani
Heterohelix globulosa
Hedbergella simplex
Hedbergella delrioensis
Hedbergella planispira
Whiteinella archaeocretacea
Whiteinella aprica
Whiteinella brittonensis
Dicarinella hagni
Ostracodes :
La faune décelée a permis une datation du Cénomanien Supérieur – Turonien. On peut situer la limite
Cénomanien-Turonien sur le sommet du membre F de la formation (ETTACHFINI 2008).
Cette formation traduit ainsi un cycle transgressif, puis régressif. On note tout d’abord la dominance des packstones et wackestones (type SMF 10, FZ 7) évoquant un milieu plus ou moins infralittoral, évoluant vers un milieu
marin ouvert, indiqué par des mudstones pélagiques à foraminifères planctoniques (type SMF 3, FZ 2), typiques d’un
environnement marin ouvert. Vers le sommet, la composante dolomitique devient ensuite de plus en plus importante.
On constate également un apport croissant en terrigènes (grès). Il s’agit d’une régression vers un domaine marin
restreint, qui est aussi soulignée par l’augmentation du nombre et de l’importance des surfaces bioturbées.
Le sommet de la coupe
Les couches sommitales de la coupe ne permettent pas une datation et un classement stratigraphique
précis. En raison de leur situation lithostratigraphique et conformément à des travaux antérieurs (FADILE
1987), on les interprète comme des marnes et marno-calcaires appartenant au Sénonien.
Faciès observés :
Dolomies
Dolomies gréseuses, souvent litées, organisées en bancs décimétriques.
Calcaires à algues
Calcaires jaunâtres à brunâtres, massifs et indurés ; la macrofaune
contient des algues ainsi que des bioclastes de grandes taille.
Marnes
Marnes gréseuses jaunâtres, sans macrofaune.
L’apport important en matériel gréseux et la dominance des dolomies indique une récurrence d’un milieu plus restreint sur une plate-forme interne ou côtière.
139
cIII
CT
Tu
cII
AC
Ac
cI
Ap
Ap
c3-4
cS
Eocène
inf.
Maestr.
Eocène
ei-m
ei-c
Sénonien
Se
Choubert (1957)
carte géologique
du Maroc
1:500.000
csM
Crétacé supérieur
Se
e1-5
Maestrichtien
Molasse rose
du piémont
Eocène
cIV
Choubert & Rolley (1977)
carte géologique
d’Afourer
1:100.000
Sénonien
Ma
Eocène
Ma
e
Sénonien
t1
Turonien
e
Monbaron (1982)
carte géologique
de Beni Mellal
1:100.000
Maestrichtien
Fadile (1987)
carte géologique
d’Imilchil - Khènifra Sud
1:100.000
Cénomanien-Albien
supérieur du piémont
300
Nomenclature adoptée pour la carte d’Aghbala
Sénonien
Epaisseur
moyen
[m]
Extension latérale
Formation
de Ben Cherrou
5.5
nc
Tableau II.5.3 : Comparaison de la définition des formation dans des divers cartes géologiques.
Turonien
Cénomanien
CénomanoTuronien
Albo-Cénomanien
cM
ci
Crétacé
inférieur.
jmVIIIc
n5
CT
ciC
Infracénoman.
Cr
Callov.
Ci
Callov.
discordance cartographique
Formation
de Jbel Sidal
n6-c1
Aptien
n
Aptien
Cénomano-Turonien
c1-2
InfraAptien
0
Aptien
Aptien
Formation
d’Aït Tafelt
100
200
III. Evolution géodynamique
141
1.
Introduction
La collision du Gondwana avec la Laurentia, des cratons baltiques et de plusieurs autres microcontinents a conduit à la création du supercontinent Pangée, entouré par l’océan pacifique (Panthalassa) et ce,
pendant le Paléozoïque supérieur. Cette évolution est suivie par un nouveau cycle de Wilson. C’est sa dislocation au Trias inférieur à supérieur, avec des épisodes extensifs, qui crée des bassins au sein d’un rift intracontinental, à la limite nord-ouest de la plaque africaine. Ces bassins évoluent par la suite du mode de rifting
au mode de drifting avec mouvement relatif de l’Afrique vers l’est, suivi d’inversion tectonique, remplissage
des bassins et finalement soulèvement de toute la région atlasique.
Cette situation générale donne le cadre du développement de la chaîne intracontinentale atlasique. Les
relations entre déformation tectonique et sédimentation syn et postrift ont été un thème principal et récurent
dans les recherches régionales à la fois sur les plans de la lithologie, de la stratigraphie, de la pétrographie, de
la tectonique, voire de la cartographie régionale (DU DRESNAY, 1975 ; COUSMINER & MANSPEIZER, 1976
; 1984 ; BEAUCHAMP, 1988, 1996 ; MANSPEIZER, 1978 ; LORENZ, 1988 ; SOUHEL, 1989, 2000 ; PIQUE,
1998 ; HAFID, 2000 ; CANEROT, 2002 ; HADDOUMI, 2002 ; LAVILLE, 2002 ; ELLOUZ, 2003 ; BRUNET, 2003
; ARBOLAYA, 2003 ; CHARRIERE, 2009).
Dans toutes les recherches antérieures, il semble évident, que l’évolution du système atlasique soit
dirigée par trois événements tectoniques majeurs distincts. Il s’agit d’abord de deux processus extensifs : premièrement, l’ouverture de l’océan téthysien, à partir du Trias supérieur et la formation de sa marge sud, avec
une orientation structurale généralement est-ouest. Deuxièmement, le début du rifting de l’Atlantique central
à partir du Trias (HUON et al. 1993), avec une direction nord-est – sud-ouest des structures tectoniques (LAVILLE & PIQUE, 1991 ; CHARRIERE, 1996 ; POISSON et al., 1998).
Ces deux orientations, est-ouest de la Téthys et nord-est – sud-ouest de l’Atlantique ont joué un rôle
essentiel et reflètent la structuration du Haut et du Moyen Atlas marocains. Il est frappant, que la direction
téthysienne soit celle du Moyen Atlas, tandis que le Haut Atlas s’oriente, lui, selon la direction atlantique.
Un troisième événement principal marque la convergence des plaques africaine et ibérique, initiant
l’inversion tectonique des bassins intracontinentaux atlasiques. C’est le début de l’orogénèse alpine dès le
Crétacé supérieur, avec des premières structures compressives en Algérie (BOUDJEMA, 1987).
Dans la région atlasique du Maroc, ce dernier événement a laissé apparaître les deux grands bassins
inversés, le système atlasique (Haut Atlas, Moyen Atlas) et les bassins actuels. Ces derniers intègrent la Meseta
marocaine qui apparaît composée de deux vastes unités tabulaires séparées par le Moyen et le Haut Atlas. Il s’agit
de la Meseta occidentale (bassins actuels d’Essaouira, de Tadla, et de Doukkala), dont le bassin de Tadla figure
sur la carte de Ouaouizarth, et de la Meseta orientale (bassins de Missour, Hauts Plateaux) ainsi que de bassins
intramontagneux, dont la Haute Moulouya qui apparait sur la carte d’Aghbala. On y trouve des affleurements soit
du socle paléozoïque très déformé, soit des alluvions tertiaires ou quaternaires. Dans la Meseta orientale on reconnaît ainsi des méga-blocs plus ou moins rigides à subsidence très faible ou nulle pendant le Mésozoïque, et
également une très faible réactivation des accidents en failles inverses pendant la compression alpine.
En revanche, le système atlasique comporte des bassins à remplissage syn- et postrift, du Trias au
Tertiaire, qui sont inversés ultérieurement. Leur position géographique correspond plus ou moins avec la situation actuelle du Haut et du Moyen Atlas (SOUHEL, 1997 ; ELLOUZ, 2003).
Bien que l’évolution de la chaîne intramontagneuse en rifting depuis le Trias est incontestable, il y a
encore des incertitudes dans le détail. Jusqu’à maintenant, le début de la phase compressive ainsi que le rôle
des « couches rouges » suscitent encore des discussions, en révélant les questions suivantes :
• quand et comment s’est faite la différenciation entre Haut et Moyen Atlas ?
• quelles sont les relations sédimentaires, paléogéographiques et structurales entre ces
deux chaînons montagneux et quel est le rôle de la Haute Moulouya ?
• quelle est la relation entre socle et couverture mésozoïque et tertiaire ?
• à quel moment se manifeste la première phase compressive ?
• quelle est la signification des différents cortèges caractérisant les « couches rouges » ?
142
Parmi ces questions, les « couches rouges » jurassiques apparaissent comme formations sédimentaires clés pour la compréhension du système atlasique. Un essai de datation des « couches rouges » plus
ou moins azoïques paraissait donc crucial.
Les manifestations sédimentaires, stratigraphiques et structurales, étudiées au cours de ce travail,
nous conduisent à proposer une évolution géodynamique en cinq stades successifs, du Trias à l’Actuel.
1.
Le stade du rifting précoce
2.
Le comblement du sillon atlasique et les plate-formes carbonatées jurassiques
3.
La sénescence du bassin au Jurassique supérieur
4.
L’influence atlantique et les plate-formes du Crétacé
5.
La chaîne actuelle
Cette évolution implique l’individualisation de bassins à subsidence différentielle, séparés en horsts et
grabens, avec des accidents jouant parfois en décrochements dextres jusqu’au Jurassique moyen. Par la suite, le domaine haut-atlasique est soumis à un mouvement de décrochement sénestre d’orientation est-ouest,
et comporte ainsi de nombreux “blocs basculés“ décakilométriques, qui sont dans leur majorité basculés vers
l’ouest, le nord-ouest ou le sud-ouest (SOUHEL 1987 et 1993). Le régime, de polarité téthysienne, passe de
la distension à la transtension jusqu’au comblement du bassin au Jurassique supérieur.
Ultérieurement, le Crétacé présente une polarité atlantique dominante. Finalement, à partir du Crétacé
terminal et surtout au Tertiaire, les anciennes failles sont reprises en compression pendant la phase principale, formant la chaîne actuelle de l’Atlas.
143
2.
Le stade du rifting précoce
Au nord du terrain d’étude, nous avons observé des « couches rouges permo-triasiques » détritiques,
dont la base a été datée pour leur totalité du Permien inférieur, probablement même du Stéphanien (LE
MARREC, 1985). Ces argiles, évaporites, silts, grés auxquels s’associent des coulées basaltiques, affleurent
surtout autour des anticlinaux et synclinaux jurassico-crétacés et y forment des dépôts parfois très épais.
Pour le Permien, qui n’est pas visible sur l’ensemble de la région à l’exception des petits vestiges centimétriques surmontés par des failles inverses dans la région d’Aghbala. On interprète ce dispositif comme lié à
une phase tectonique „tardi-hercyniens“ (ARTHAUD & MATTE 1977) affectant la lithosphère par un système
de décrochements. Cette structuration influence profondément la géométrie et la répartition des futurs bassins mésozoïques (DE SITTER 1956, DU DRESNAY 1975, MATTAUER et al. 1977, LAVILLE 1981, LAVILLE
& PETIT 1984). La phase tardive de l’orogenèse hercynienne se manifeste par des détritiques grossiers, des
conglomérats, des grès, et des silts, qui sont déposées sur le flysch carbonifère appartenant à l’orogène hercynien. Leur épaisseur varie d’environ 1000 mètres dans le domaine atlasique, jusqu’à 3000 mètres dans le
domaine de la marge continentale (LAVILLE & PIQUE 1991, LE ROY 1993), plus à l’ouest. Dans les Mésétas
adjacentes, ce faciès gréseux n’est pas connu.
Après une discordance régionale majeure, post-hercynienne, d’âge carnien inférieur (LAVILLE, 2004),
on constate un changement brusque de faciès.
Cette discordance du Trias supérieur annonce donc un rifting précoce d’amplitude modérée (LAVILLE
et al., 1991 ; LAVILLE & PIQUE 1992; BEAUCHAMP et al., 1996 & 1999; PIQUE et al., 1998) dans le domaine
atlasique, qui est typique d’une phase structurale embryonnaire. Ce rift a été initialisé par la dislocation du supercontinent Pangée. Il est entendu depuis des années 1980, que ces mouvements en extension on réactivé
des structures hercyniennes (ANDO et al 1984, De BOER & CLIFFORD 1988, HUTCHINSON & KLITGORD,
1988, LAVILLE & PETIT, 1984 ; FROITZHEIM, 1988 ; LAVILLE, 1995) dans un régime régionalement en
distension suivant la direction nord-nord-ouest - sud-sud-est (MEDINA, 1991). L’extension est donc oblique
par rapport à l’orientation des structures hercyniennes déformées (LAVILLE, 1977 ; MATTAUER et al., 1977
; LAVILLE, 1981, 1985).
Celle-ci provoque la première individualisation de nombreux bassins étroits, orientés nord-est - sudouest (HEYMAN 1989), sur la marge nord du craton africain (MICHARD 1976).
Chacun de ces bassins est soumis à une distension pure, et limité soit par des failles normales de direction nord-est - sud-ouest, qui sont relativement raides avec une inclinaison d’environ 60-70°, soit par des
failles de transfert d’orientation Est-Ouest inclinées d’environ 70°, parfois accompagnées de composantes
latérales (LAVILLE & PETIT 1984).
Leur remplissage contient des épisodes détritiques rouges fins et évaporitiques, qui sont associés à
des laves basiques, surtout tholéiitiques, de la Formation d’Aït Aadel d’âge norien. En ce qui concerne l’environnement, il s’agit donc soit de lagunes (SALVAN 1984), soit de sebkhas côtières (PERESTMAN 1985).
Les basaltes, qui atteignent une épaisseur de 500 mètres, indiquent l’existence de failles profondes et
d’une tectonique synsédimentaire en horsts et grabens (LAVILLE & PETIT, 1984). C’est encore la preuve de
l’activation d’accidents liés au rifting dans les bassins triasiques (HURON 1993) du domaine atlantique central
(MANSPEIZER 1978).
Une augmentation du gradient thermique régional a été observé, définissable grâce au métamorphisme statique synrift, contemporain de la sédimentation (LAVILLE & PIQUÈ 1993, LAVILLE et al., 2004). Cela
confirme aussi la subsidence initiale des rifts.
Il est donc évident, que ces structures en distension sont liées à la rupture continentale du craton
Afrique-Laurentia et à la séparation de l’Afrique et de L’Amérique du Nord (ZIEGLER, 1994). Ce craton a été
ceinturé par l’océan pacifique et l’appendice de la Téthys.
144
Le rifting triasico-liasique marque les premiers stades d’ouverture de l’Océan Atlantique Central (DEWEY
et al. 1973, KANES et al. 1973), qui a réactivé les fractures hercyniennes en décrochements sénestres, montrant un contrôle structural sur la sédimentation. L’amincissement de la croûte continentale forme des bassins
subsidents et étroits, préfigurant les limites de la future chaîne atlasique (LAVILLE 1985, STUDER 1987).
Globalement, il s’agit de la marge transformante nord-africaine, mégazone cisaillée, dont la limite méridionale est marquée par la zone faillée de Tizi n’Test, séparant le domaine atlasique en distension au Nord,
du domaine anti-atlasique au Sud. Sa limite septentrionale est en général masquée par les unités allochtones
du Rif et on propose son prolongement occidental dans la faille de Terre-Neuve (OLIVET 1978, SICHLER et
al. 1980).
Entre ces deux failles majeures, la zone faillée de Tizi n’Test et la faille de Terre-Neuve, le rift de l’Atlantique central en phase embryonnaire, est séparé du rift intercontinental atlasique par le domaine mésétien,
une zone émergée dès le Carnien.
Finalement, au Trias supérieur, le rifting s’estompe dans le domaine atlasique, et le dôme thermique
faiblit. Reste la subsidence, qui établit la création d’un espace disponible avec installation d’une plate-forme
carbonatée (BOUCHOUATA & LAVILLE 1994). Grâce au maximum thermique, on a daté l’avortement du rift
atlasique du Carnien et du Norien (210 - 220 Ma).
Sur toute la bordure nord du Haut Atlas central, les faciès des « couches rouges permo-triasiques » ne
montrent pas une grande variation de part à l’autre du Haut et du Moyen Atlas. Il n’y avait donc pas de séparation entre les deux système, et en particulier pas de zone haute dans la région intermédiaire de la Haute
Moulouya.
145
3.
Le comblement du sillon atlasique et les plate-formes carbonatées jurassiques
Les calcaires et dolomies du Lias scellent le rift triasque (LAVILLE et al., 1995). En fait, on constate
une forte et brusque élévation du niveau de la mer par la transgression marine téthysienne, dès le Lias basal.
Le résultat est la mise en place de deux plates-formes successives, une au Lias, l’autre au Dogger, qui sont
stratigraphiquement séparées par une régression régionale au Toarcien.
Au Lias basal, dès l’Hettangien et au Sinémurien, se développe une plate-forme carbonatée sur un
régime en subsidence accentuée. La région correspond à la bordure occidentale du golfe atlasique, avec
une polarité téthysienne. L’influence de la tectonique synsédimentaire reste faible et l’eustatisme joue un rôle
relativement important;
Pour le Lias, on a distingué un domaine de plate-forme interne d’un domaine de plate-forme externe,
et un environnement de bassin.
Il s’agit de la dislocation de la plate-forme à partir du Sinémurien, qui indique un ralentissement du
régime en distension, et un passage progressif vers un régime transtensif. Il s’agit du début de la période de
subsidence différentielle où la tectonique joue un rôle important, déterminant la formation d’une mosaïque de
blocs décakilométriques, qui provoque l’apparition de failles régionales synsédimentaires, des épaisseurs et
des facies très variés. L’eustatisme y est peu important.
Cette différenciation du terrain devient de moins en moins importante au cours du temps et pendant
le Toarcien supérieur et l’Aalénien inférieur, la formation d’Azilal traduit une harmonisation des dépôts. Cette
formation marque la fin du rifting liasique, qui englobe le rifting précoce du Lias inférieur, le rifting vrai du Lias
moyen, et le rifting paroxysmal du Lias supérieur, et annonce ainsi la fin de la première plate-forme carbonatée jurassique dans cette région.
Le rifting paroxysmal au cours du Lias terminal représente l’arrêt de la dislocation de la plate-forme,
l’amortissement des failles synsédimentaires, et la création d’une gouttière centrale mobile complexe, à polarité téthysienne. La tectonique devient moins importante, le régime est en transtension sénestre et le comblement de l’aire de dépôt s’amorce.
Par la suite, à partir de la première intercalation terrigène du Toarcien et de l’Aalénien, l’évolution des
faciès montre des dépôts relativement homogènes, les différences étant limitées aux épaisseurs.
Le Dogger est dominé par l’accumulation de bancs calcaires épais à très épais du groupe de Bin
El Ouidane, essentiellement déposés sur une plate-forme interne, puis des “couches rouges“, terrigènes, qui
se développent jusqu’au Crétacé inférieur. Ici, on a constaté que la base de la formation de Bin El Ouidane
III du Bajocien supérieur montre une ouverture maximale du bassin durant le Dogger, installant un milieu
suptidal profond. Dès lors, le régime est en forte régression, et provoque ainsi le comblement définitif du sillon
atlasique, à polarité téthysienne, allant vers un environnement nettement continental.
3.1
Plate-forme liasique
Une vaste transgression probablement hettangienne sur les dépôts terrigènes, puis évaporitiques du
Trias, traduit l’installation d’une première large plate-forme carbonatée marine d’extension régionale. Dans ce
secteur, c’est la formation d’Aït Ras, qui représente les premiers niveaux marins, avec une sédimentation
encore relativement homogène. L’ensemble de la série se compose essentiellement de carbonates, déposés
dans un milieu supratidal à subtidal supérieur. On a montré que cette formation est commandée par des cycles transgressifs, avec des dépôts de plaine côtière à la base, parfois soumis à l’érosion. Ici, les structures
en “tipi“ et les fentes de dessiccation sont la preuve de la validité de cette hypothèse. Par la suite, on passe
par des milieux intertidaux, puis subtidaux supérieurs vers le sommet.
Dans la région de Ouaouizarth, l’épaisseur de la formation d’Aït Ras diminue vers le nord-ouest et
l’ouest. On peut donc considérer, qu’on se trouve ici près de la bordure occidentale du sillon atlasique, associée à un bras de mer de la Téthys. Il s’agit ainsi d’une plate-forme plus ou moins profonde en voie d’enfoncement par subsidence.
146
A partir du Sinémurien inférieur des carbonates très épais se mettent en place. Dès lors, les dépôts se
révèlent beaucoup plus diversifiés, montrant des grandes différences en épaisseur et faciès. Dans les deux
régions cartographiées, on constate la séparation entre un bassin marin distal vers l’est et le sud, et une plateforme littorale à l’ouest et au nord. La limite entre le bassin et la plate-forme forme la zone faillée d’AghbalaAfourer de direction N70°. Le couloir de décrochements d’Aghbala a donc engendré des failles normales avec
une faible composante décrochante.
3.1.1 Domaine de la plate-forme
Au nord et nord-ouest de cette zone de faiblesse structurale, il y a une plate-forme subtidale à supratidale, à dominance littorale, qui se met en place. Les calcaires et dolomies très massifs, d’une épaisseur
considérable, de la formation d’Aït Bou Oulli sont organisés en cycles transgressifs à la base de la série.
Les biomicrites abondantes illustrent les dépôts les plus profonds de ce terme. Vers le sommet, on constate
une dolomitisation progressive, des niveaux karstifiés et des remaniements, qui indiquent un milieu plutôt
régressif, parfois soumis à des érosions. Ces dépôts nous amènent progressivement à un milieu supratidal.
La formation de Jbel Rat, d’âge Sinémurien supérieur, marque la première baisse importante de la
tranche d’eau au sein du domaine atlasique (DU DRESNAY, 1976). Le cycle régressif atteint ici son maximum.
Ces sont les structures en tipi des stromatolites, indicateurs d’un environnement intertidal, qui atteignent une
épaisseur importante et qui marquent une discontinuité sub-aérienne avec émersion de la partie nord-ouest
du terrain.
L’absence totale de terrigènes dans la formation de Jbel Rat, témoigne de l’éloignement du milieu continental et de la large extension de la plate-forme carbonatée au cours de cette période.
On peut y voir l’indice de l’individualisation d’un bassin plus diversifié, et de la manifestation d’une
subsidence différentielle.
Par la suite, au Carixien moyen et au Domérien inférieur, la formation d’Aganane, se compose de
dépôts de comblement, en régime régressif. La sédimentation de cette formation est caractérisée par des
carbonates biodétritiques et une faune très diversifiée à la base, dont les chenaux de marée sont la preuve
de la proximité de seuils. En revanche, au sommet, on a trouvé des micrites ou dismicrites à bird-eyes, qui
indiquent une aire de dépôt périodiquement desséchée.
Cette formation se caractérise donc par un milieu subtidal à la base, et intertidal à supratidal au sommet, avec des remplissages de chenaux intertidaux et des séquences métriques régressives. Ce régime régressif nous amène donc à un environnement de type Sebkha, qui est périodiquement émergé. Il s’agit d’une
plate-forme lagunaire, peu ou pas agitée, avec des petites intercalations transgressives, qui deviennent de
moins en moins importantes vers le sommet.
La grande discordance du Toarcien indique un arrêt de la sédimentation sur le domaine de la plateforme. Tout ce dernier ensemble est ainsi émergé et soumis à l’érosion à partir du Domérien supérieur.
3.1.2 Domaine du bassin
Le domaine du bassin au sud-est montre une plate-forme liasique soumise à la subsidence, devenant
de plus en plus profonde. La formation de Jbel Taguendouft montre ici essentiellement des micrites bioturbées, qui déterminent un milieu marin plus ou moins ouvert, au-dessous du niveau de la base de vagues.
Les slumps, les turbidites et les glissements sous-marins associés à des calcaires à silex et des successions
marno-calcaires à céphalopodes, caractéristiques d’une mer profonde, soulignent le caractère marin profond
sur cette plate-forme externe, qui présente une évolution globalement transgressive. Le domaine de bassin
a recueilli tous les apports érodés sur la plate-forme, de sorte qu’on y découvre les mêmes faunes dans des
environnements turbiditiques.
Pendant la période régressive sur la plate-forme (formation de Jbel Rat) la formation de Jbel Taguendouft illustre la persistance d’un milieu marin franc, avec même un approfondissement des aires de dépôt, et
une sédimentation puissante.
147
Par la suite, la formation de Tamadout comporte des dépôts d’un milieu de talus à la transition de
la pente proximale à la pente distale. L’abondance des calcaires microbréchiques et des dépôts hémipélagiques, indique un milieu marin ouvert sur la plate-forme externe. On y a reconnu un faciès allodapique et une
faune pélagique avec des ammonites et des bélemnites. La sédimentation dans ce domaine devient de plus
en plus fine et finalement on a retrouvé des mudstones, caractéristiques d’une circulation d’eau restreinte
dans un bassin profond. On a ainsi démontré la tendance transgressive de la formation, jusqu’au milieu d’un
bassin profond.
Il faut donc évoquer un abaissement maximal au Domérien terminal, traduisant le développement de la
transgression, et l’approfondissement de l’aire de dépôt. Les turbidites, qui caractérisent ce terme, indiquent
la marge de la plate-forme externe.
Le sommet de la formation de Tamadout montre des sédiments détritiques silteux, et souligne ainsi un
petit cycle régressif, qui amène à la formation d’Amezraï.
3.1.3 Mesetas
Pendant cette période, les Mesetas étaient émergées. Au plus tard à partir du Sinémurien, la Haute
Moulouya a constitué un bloc rigide et stable, sans subsidence remarquable, qui a dominé localement la
paléogéographie. Elle a représenté un obstacle pour l’infiltration marine de la mer téthysienne à l’est et au
sud-est. Le terrain du Moyen Atlas était donc une « branche » de la Téthys avec un couloir de communication
étroit avec le Haut Atlas.
Au sud-ouest, la plaine de Tadla présente également une limite paléogéographique, une zone émergée
déjà à partir du Trias supérieur, avec des inondations épisodiques, prouvées par des sondages sur la plaine.
Ici, les dépôts dans le rift atlasique montrent plutôt une situation sur la bordure de l’aire de sédimentation marine, à l’extrémité ouest du bassin, en position de „cul-de-sac“ sur la Meseta, avec un biseau à son approche.
3.1.4 Développement tectonique
La grande épaisseur des couches carbonatées des formations d’Aït Bou Oulli et de Jbel Taguendouft
et la continuation relative des faciès, indiquent la poursuite du régime en distension pure et de la subsidence
d’ensemble, qui devient maximale au Sinémurien supérieur. C’est à cet époque, où l’extension des sédiments
carbonatés commence à préfigurer les limites du bassin atlasique. La tectonique synsédimentaire est peu
importante à cette époque. Sur le terrain, les failles qui ont joué au Sinémurien sont très rares. Il s’agit plutôt
d’une lente subsidence de l’ensemble conduisant à l’approfondissement progressif des milieux de dépôt et
à la mise en place des deux domaines différents, la plate-forme et le bassin avec un affaissement beaucoup
plus important.
Malgré cela, une subsidence différentielle du bassin se prépare. Déjà au Sinémurien supérieur, le sillon
atlasique présente une nette séparation entre une plate-forme de milieu essentiellement intertidal au nord et
à l’ouest et un bassin profond, dont le talus est très abrupt avec une énergie importante, qui est liée à cette
pente.
Pendant cette époque, le régime tectonique du système atlasique est en forte distension, un résultat
de la continuation de l’ouverture atlantique, provoquant des structures subsidentes à l’intérieur du continent.
L’amincissement du socle est généralement estimé entre 20 et 30% (MATTAUER, TAPPONIER & PROUST,
1977).
Le Pliensbachien (formations d’Aganane, de la partie supérieure de Jbel Taguendouft, et de Tamadout) indique une différentiation importante des faciès et de l’aire de dépôt, de sorte, qu’il faut évoquer
un ralentissement du régime en distension, et un passage progressif vers un régime transtensif. Ce stade
comporte le début des mouvements de subsidence différentielle, qui conduisent à la formation des rides
diapiriques au centre du bassin vers l’est et le sud-est, impliquant les évaporites du Trias (BOUCHOUATA,
1994 ; LAVILLE, 1994).
148
Pendant le Carixien moyen et le Domérien inférieur, les structures tectoniques les plus importantes se manifestent le long du couloir de failles d’Aghbala-Afourer d’orientation nord-est – sud-ouest, séparant
le bassin de la plate-forme au nord et à l’ouest. Au même moment, l’activité tectonique de l’accident NordAtlasique, orienté N70, devient évidente.
Toutes ces structures jouent essentiellement en failles normales, provoquant, cette fois-ci, un effondrement au nord et une nouvelle régression sur la plate-forme
La tectonique induit ainsi un jeu important de blocs crustaux décakilométriques, active des failles régionales synsédimentaires et s’accompagne, comme on l’a montré ci-dessus, de dépôts très diversifiés. La
structure est ainsi celle d’une mosaïque de blocs inclinés vers l’ouest et le nord-ouest, dans lesquels les accidents à jeu normal, déterminent la formation de fosses subsidentes et de horsts intermédiaires exhaussés
au sein desquels s’individualisent de très importantes variations d’épaisseur et de faciès, faciles à suivre sur
le terrain. Il s’agit de failles synsédimentaires qui, en raison des variations d’épaisseur induites, sont bien
visibles.
Le régime en failles normales, avec une faible composante en décrochement dextre, qu’on a observé
dans la région d’Aghbala, a donc créé des petits bassins et microbassins sur les plate-formes jurassiques,
avec une sédimentation syntectonique.
En résumé, après l’installation d’une plate-forme marine à l’Hettangien et au Sinémurien, se développe un régime en distension accentué. Le golfe atlasique est nourri par des apports d’origine téthysienne,
avec une différentiation des dépôts au Sinémurien supérieur. L’approfondissement du bassin est essentiellement contrôlé par la forte subsidence du domaine atlasique, qui reste ainsi plus importante que la sédimentation. Par contre, l’influence eustatique reste modérée.
Les fosses sont limitées par des failles synsédimentaires à composante normale. La contrainte maximale joue selon la verticale.
Le domaine atlasique devient ainsi un bras de mer relié à la Tethys (DU DRESNAY, 1979), à proximité
de l’Océan Atlantique. D’autre part, il n’y a aucune communication directe avec le sillon atlantique, et à l’époque, tout le bassin du Haut Atlas reste bordé par deux domaines émergés, la Meseta au Nord, et le craton
saharien au Sud. Ces deux domaines sont caractérisés par l’absence de reliefs, et rarement soumis à des
transgressions marines.
A partir du Carixien, un talus très abrupt sépare le bassin au sud et à l’est, et la plate-forme au nord
et à l’ouest, plus ou moins le long du couloir de failles d’Aghbala-Afourer.
Cet époque indique un changement tectonique et sédimentologique important dans le sillon du Haut
Atlas, avec élaboration des bordures et de rides internes (PIQUE, 1994). Globalement, on constate le début
d’un mouvement de translation vers l’est de la plaque nord-africaine (LAVILLE & PIQUE, 1993), provoquant
d’abord dans ce secteur une augmentation rapide de la subsidence du Sinémurien supérieur jusqu’au Domérien. Par la suite, le ralentissement de ce mouvement entraine le comblement de l’espace disponible pour la
sédimentation durant le Domérien terminal et le Toarcien. La polarité reste encore téthysienne avec un apport
sédimentaire vers l’est et le sud-est.
Il s’agit du stade de rifting vrai ou classique (FEDAN, 1985), pendant la phase de passage du régime
distensif au régime transtensif. Les accidents jouent en transtension avec une direction est - ouest dominante,
donc une orientation téthysienne.
La base du Toarcien correspond à un épisode de déstabilisation générale du fond marin à l’échelle
atlasique (DU DRESNAY, 1975) avec l’exondation du domaine de plate-forme au nord, tandis qu’au sud on
observe la continuation des dépôts franchement marins
3.2
Le comblement du bassin liasique
149
Dès le Toarcien, le sillon atlasique est en voie de comblement, avec un changement important des
dépôts, essentiellement marqué par le passage d’une sédimentation carbonatée à une sédimentation terrigène.
3.2.1 Domaine de la plate-forme
Les régions à l’ouest et au nord du couloir de failles d’Aghbala-Afourer présentent un arrêt de la sédimentation carbonatée. Dans ce domaine, le terrain montre une lacune d’observation, autrement dit une
discordance sur toute la plate-forme, qui se trouve émergée, et parfois soumise à l’érosion.
Ainsi, pendant le Toarcien, les dépôts de la formation d’Aganane subissent soit une érosion à l’air libre,
soit une diagenèse, qui provoque dolomitisation, bréchification et karstification, et parfois des érosions locales, phénomènes qui sont tous très bien visibles sur le terrain.
Il faut donc considérer, que ce domaine forme l’avant-pays du bassin méridional, dont les limites sont
extrêmement abruptes, ménageant le passage d’un milieu littoral, à émersions fréquentes, à un milieu marin
ouvert. Cette limite correspond à une faille normale synsédimentaire le long de la zone faillée d’Aghabal-Afourer, occupant un talus raide.
3.2.2 Domaine du bassin
Les données, rassemblées sur le terrain, nous conduisent à la proposition d’une baisse importante du
niveau de la mer, à l’échelle régionale. En même temps, on constate à l’est et au sud une grande accumulation de sédiments franchement marins. Ce dernier domaine est donc commandé par un taux de subsidence,
qui est largement supérieur à la diminution du plan d’eau. L’aire de dépôt continue à s’agrandir, et dans ce
domaine, la tectonique joue le rôle principal.
C’est ici que la formation d’Amezraï présente encore un petit épisode du bassin marin profond, qui
continue à s’abaisser, souligné par des faciès carbonatés très variés. On a vu que la première partie se dépose encore en régime transgressif, souligné par des intrasparites, sédimentées en milieu profond. Une autre
preuve est fournie par la présence d’ammonites, de bélemnites et de foraminifères planctoniques abondants,
organismes de milieu pélagique. L’apport abondant de silts, organisés en lentilles, indique également un environnement marin ouvert.
Il s’agit donc d’un milieu marin franc sur une plate-forme distale, avec une sédimentation encore très
importante. Il faut ainsi évoquer la continuation de la forte subsidence du bassin dans ce domaine, avec une
transgression maximale au Toarcien moyen.
En revanche, les parties sommitales de cette formation, montrent des rides de courants, des litages
obliques, des turbidites siliciclastiques et une sédimentation extrêmement variée et diversifiée. Les complexes terrigènes deviennent de plus en plus importants. On a entre autres reconnu des barres de sable de la
marge de la plate-forme restreinte. La sédimentation est encore plus variée que lors du dépôt des couches
sous-jacentes
Ici, le régime passe donc en régression, et évolue vers un milieu plutôt littoral au sommet. Par conséquent, on suit une évolution d’une plate-forme externe marine ouverte et très profonde vers une plate-forme
interne à milieu intertidal.
Vers le sommet de la formation d’Amezraï, ce dispositif s’amortit. Le régime régressif confirme le début
d’un comblement, et finalement la fin de la période de forte subsidence.
3.2.3 Homogénéisation du terrain du Dogger basal
Par la suite, les conditions de la sédimentation évoluent d’une manière relativement homogène dans
l’ensemble du secteur étudié. Ce dernier fait se traduit par le dépôt des marnes chocolat de la formation
d’Azilal d’âge aalénien, qui recouvrent non seulement le domaine de la plate-forme, mais aussi le domaine
150
du bassin. Ici et là se développent des cycles régressifs en milieu intertidal à continental, admettant des épisodes d’émersion de plus en plus nombreux vers le sommet.
Le domaine du bassin montre ici vers la base de la série un milieu littoral, plus profond que son homologue de la plate-forme contemporaine. Cette partie basale du premier domaine se couvre tout d’abord de
marnes silteuses, de grès et de calcaires dolomitisés caractéristiques d’un environnement intertidal sur une
plate-forme interne. Les bréchifications soulignent l’aspect regréssif de la sédimentation.
Dans la partie sommitale de cette formation, on a observé des paléosols, des grès et des conglomérats
à dragées de quartz de milieu peu profond, supratidal à continental. En outre, on a souvent noté des émersions épisodiques.
Les plate-formes sont affectées par une reprise de la sédimentation. Les dépôts de grès dolomitiques
indiquent un milieu terrigène, littoral. Les paléosols et les grès silteux à dragées de quartz sont commandés
par un environnement continental fluviatile. En outre, les émersions épisodiques sont soulignées par des sols
bien conservés. Toutes ces informations nous amènent vers des conditions sédimentaires plutôt terrigènes
dans un milieu continental à supratidal.
Il s’agit du même faciès que celui qui a été reconnu dans la partie sommitale du domaine de bassin,
marqué à la fin de l’épisode par un homogénisation des environnements de dépôt sur toute la région étudiée.
Après une forte subsidence jusqu’au Toarcien moyen, l’activité tectonique s’amortit, et l’effondrement
devient faible. Finalement, on ne constate que du comblement dans le bassin et sur la plate-forme. L’aire de
dépôt diminue progressivement, et les différents domaines perdent leurs individualités.
Cette évolution faciologique et bathymétrique traduit donc le rejeu synsédimentaire de la grande zone
faillée d’Aghbala-Afourer au cours du Toarcien, et par la suite son amortissement au Toarcien terminal.
On pourrait considérer que ce dispositif est le résultat de rides diapiriques, en général allongées selon
la direction Nord-Est - Sud-Ouest, qui sont en voie de soulèvement (BOUCHOUATA, 1994). Ces rides ont
provoqué des synclinaux, et avec eux, des aires de dépôt disponibles pour la sédimentation. Ce fait pourrait
indiquer la reprise de la distension.
A l’échelle atlasique, il s’agit du stade du rifting paroxysmal, qui commande la création d’une gouttière centrale mobile complexe (SOUHEL et al., 1993). Elle est ouverte au nord-est, traduisant une polarité
tethysienne affirmée. Le Toarcien terminal présente globalement l’arrêt de la dislocation de la plate-forme et
l’amortissement des failles synsédimentaires.
Le passage du Lias supérieur au Dogger est caractérisé par le stade d’effondrement culminant du sillon
haut-atlasique. Par la suite, la tectonique s’amortit, tandis que le comblement de l’aire de dépôt se poursuit. Il
s’agit d’un régime en transtension, dont la polarité téthysienne est maintenue.
3.3
Plate-forme du Dogger
Après la régression régionale, il y a une récurrence marine entre l’Aalénien supérieur et le Bajocien, qui
crée la deuxième plate-forme jurassique dans le sillon atlasique.
C’est tout d’abord le groupe de Bin El Ouidane, qui indique encore des inondations venues de l’océan
téthysien, suivi par plusieurs cycles transgressifs et régressifs. Au début, la formation de Bin El Ouidane I
nous a montré des bancs calcaires épais et des passées marneuses avec peu de variations sur une plateforme carbonatée. Sa base, formée de lits calcaires très fins, confirme une ouverture marine rapide sur la plus
grande partie de notre terrain. En revanche, les bancs épais stratocroissants du sommet, avec des niveaux
stromatolithiques, sont nettement regressifs. La série se compose ainsi d’un épisode transgressif en milieu
supratidal et intertidal puis subtidal, et d’un épisode regressif conduisant de nouveau au milieu intertidal.
151
Par la suite, on a distingué la formation de Bin El Ouidane II, qui présente la deuxième transgression
rapide au sein de ce groupe. Cette tendance transgressive conduit à un environnement marin plus ou moins
ouvert sur une plate-forme externe, manifesté par des marno-calcaires et des petits lits calcaires organisés
en mudstones ou wackestones, avec des intercalations de microbrèches, et une abondance des organismes
allochtones. Ensuite se développe une séquence franchement régressive indiquant une plate-forme plus
restreinte. Puis, au sommet, apparaissent de nombreuses surfaces à rhynchonelles. Il s’agit de niveaux de
condensation extrèmement fossilifères, monospécifiques, qui marquent de nouveau une ouverture marine.
Cette courte phase présente l’inondation maximale dans notre terrain au Bajocien supérieur. On a constaté,
que le changement s’effectue en général progressivement.
La formation de Bin El Ouidane III indique finalement le début du comblement définitif de l’éspace
disponible pour la sédimentation. Après une courte transgression amenant un milieu subtidal à la base, cette
formation se présente en séquences stratocroissantes et régressives. La forte production carbonatée forme
des bancs épais à très épais, très bioturbés, au sein desquels les marnes disparaissent progressivement vers
le sommet. On a observé des oolithes biodétritiques, constituant des barres calcaires plus ou moins profondes en milieu intertidal, des bréchifications, une dolomitisation, une férruginisation, et des niveaux de fonds
durcis, qui indiquent des émersions périodiques à la fin de cette série.
Sur le terrain, on a en effet constaté peu de variations de faciès mais de profondes modifications
d’épaisseur au sein du groupe de Bin El Ouidane, commandées par la tectonique synsédimentaire. Dans
le synclinal d’Aghbala on observe très bien des structures plissées anté-bathoniennes, fossilisées par des
couches postérieures. On peut donc présumer que la zone faillée d’Aghbala-Afourer, qui a créé des demigrabens de direction N110°-N120° au Lias, a provoqué des mouvements compressifs entre le Bajocien et le
Bathonien. Cette compression a créé de l’espace disponible pour la sédimentation des calcaires.
Au niveau atlasique, il s’agit donc de la création des dépôcentres grâce à des dispositifs « en-échelon
», qui regroupent des structures tectoniques transtensives comportant des failles normales et des failles
compressives.
152
4.
La sénescence du bassin au Jurassique supérieur
Après une reprise de la fracturation, induisant une accélération de la subsidence, la tectonique transtensive perd de plus en plus son influence.
Le Jurassique moyen et supérieur est dominé à la fois par une régression générale (CHOUBERT &
FAURE-MURET, 1962 ; JENNY et al., 1981) et par des intrusions de gabbros alcalins au (HAILWOOD &
MITCHELL, 1971 ; LAVILLE & PIQUE, 1992). Les « couches rouges », avec leur grande diversité paléoenvironnementale, forment donc le troisième épisode terrigène.
Il s’agit des formations de Tilougguit, de Guettioua, et d’Iouaridène, qui témoignent d’une évolution
nettement régressive accomplissant le comblement définitif des bassins et microbassins arqués dans le sillon
atlasique, dans un milieu franchement continental. Elles fossilisent ainsi les dispositifs antérieurs jusqu’au
Bathonien compris.
Le sommet de la formation d’Iouaridène est coiffé par une discordance régionale,
La formation de Tilougguit présente une succession intermédiaire, qui annonce ce comblement définitif. On a observé des environnements de dépôt très différents, allant d’une plaine deltaïque dans la région
de Ouaouizarth jusqu’à une plate-forme côtière plus au nord-est.
Il y les dépôts à dominance détritique, fluviatiles (coupes de Ouaouizarth, d’Aghbala), qui indiquent
un prisme terrigène progradant vers l’est et le nord-est, aussi bien que des cortèges carbonatés (coupes de
Takoust-Naour, de la Source), témoignant d’un environnement plus distal avec des émersions périodiques sur
une plate-forme côtière, en milieu supratidal. En outre, nous avons distingué des paléocourants de direction
nord-ouest - sud-est, qui montrent une polarité téthysienne, déjà soulignée par des travaux antérieurs dans le
Haut Atlas (KANES et al., 1973 ; SOUHEL, 1987 et 1997) et ailleurs (DEWEY et al., 1973).
On a constaté deux particularités qui deviennent évidentes, quand on regarde toute la région atlasique,
entre Ouaouizarth et Aghbala.
Premièrement, au niveau stratigraphique, la formation de Tilougguit se situe dans l’intervalle Bajocien
supérieur - Bathonien inférieur (Souhel, 1996) ; mais nous avons aussi démontré qu’une succession intermédiaire se poursuit au Callovien et à l’Oxfordien dans le synclinal d’Aghabala. Malgré des différences de faciès
et d’âge, nous pouvons attribuer ces successions à la même formation, grâce à leur situation intermédiaire.
On a donc clairement prouvé un recul marin progressif dans le sillon atlasique, du sud-ouest vers le nord-est,
jusqu’à l’Oxfordien probable. La région d’Aghbala présente ainsi le dernier terrain jurassique de l’atlas, placé
sous influence directe de la Téthys.
La discordance stratigraphique (MONBARON, 1982) est donc localement restreinte, et il faut plutôt
évoquer une évolution progressive.
Deuxièmement, la continuation d’une tectonique pendant le Callovien jusqu’au Kimméridgien est prouvée entre autres par des slumps dans la coupe d’Aghbala, qui indiquent l’instabilité d’une plate-forme très
proximale.
En même temps, dans ce synclinal, les trois failles N110°-N120° s’amortissent et le dispositif compressif est fossilisé par la formation de Tilougguit et par les couches rouges ci-après.
Par la suite, les couches rouges à évolution nettement régressive accomplissent le comblement définitif
du sillon atlasique, établissant un milieu franchement continental. On a constaté une progradation d’un environnement continental fluviatile en direction du centre du bassin atlasique.
C’est tout d’abord la formation de Guettioua, dont les grandes épaisseurs des dépôts fluviatiles
méandriformes et leurs variations de faciès sur le terrain, impliquent une topographie irrégulière résultant
de la structuration persistante du terrain. Les bassins et microbassins arqués, comme par exemple ceux du
153
synclinal d’Aghbala, subissent encore une subsidence, tandis que les zones hautes se trouvent soumis à
l’érosion locale et assurent ainsi leur remplissage..
Dans le synclinal de Ouaouizarth, cette formation atteint une épaisseur d’environ 180 mètres sur le
flanc nord-ouest et une puissance très réduite sur le flanc sud-est, en se biseautant complètement dans cette
direction. De ce fait, on peut qualifier le flanc du nord-ouest de zone basse, plate, subsidente où de puissantes
séries se déposent. Le flanc au sud-est est commandé par une zone de bordure haute, avec des sédiments
moins épais et une érosion locale, où se développe un système fluviatile, perpendiculaire au système précédent.
Ce changement progressif vers le sud-est est le résultat du soulèvement de la ride d’Abbadine pendant
le Dogger. Ce seuil se trouve juste au sud de la carte de Ouaouizarth, et il est déjà décrit antérieurement
(MONBARON, 1981 et 1982 ; SOUHEL, 1996). Son jeu est en décrochement sénestre le long des directions
nord-est - sud-ouest et permet ainsi la reprise de l’accident de Transrift en faille normale, synsédimentaire, en
direction approximative nord-ouest - sud-est, comme dans le synclinal d’Aghbala. On a donc un dispositif où
l’accident de Jbel Abbadine est prolongé au niveau de sa terminaison nord-orientale par la faille N110°-N120°
de Transrift. Sur le terrain, ce dispositif se traduit par des discordances des couches rouges le long des failles.
Cette situation tectonique commande la mise en place des séries terrigènes et détermine le comblement du
synclinal de Ouaouizarth.
Ce dispositif se répète le long du couloir de failles d’Aghbala-Afourer. Il s’agit des mêmes failles d’orientation N110°-N120°, perpendiculaires à la zone de faille d’Aghbala-Afourer.
Le magmatisme effusif, intraplaque, souligne un stade tectonique en extension persistante, mais également les paléopentes, légèrement inclinées vers le Nord-Ouest, grâce aux directions d’écoulement bien
visibles sur le terrain.
La formation d’Iouaridène est dominée, comme on l’a vu, par des cycles nettement régressifs sur
une plaine d’inondation. Son sommet montre finalement des évaporites de type sebkha. La série lithologique
constante, avec peu de variations de faciès, implique donc un calme tectonique relatif et le début d’un confinement du sillon atlasique. L’aire de sédimentation diminue progressivement et les cuvettes et bassins arqués
résiduelles son comblés définitivement. La tectonique transtensive perd ainsi de plus en plus son influence,
et se trouve graduellement en voie de soulèvement relatif.
On peut supposer la continuation de la polarité téthysienne, malgré la rareté des indices sur le terrain.
Le sommet de cette série montre finalement un environnement continental endoréique (SOUHEL,
1997) et l’homogénéisation progressive des dépôts et de la topographie du terrain.
Cette formation présente ainsi la fin du cycle jurassique avec un aplanissement du terrain et la fossilisation des structures anté-crétacées. Son sommet a été daté du Crétacé inférieur (ANDREU, 2003)
En résumé, on a constaté que le Jurassique moyen est dominé par le comblement définitif du sillon
atlasique et le confinement des faciès et de la topographie.
Pendant cette époque, on remarque une tectonique active, qui est fortement dominée par la zone
faillée d’Aghbala-Afourer. Cette dernière a joué essentiellement en décrochement sénestre et facilité ainsi
une sédimentation dans des bassins et microbassins arqués de direction N110°-N120°. On les reconnaît dans
le synclinal d’Aghbala (faille d’Aghabala, faille de Tizi n’Nisly) aussi bien que dans la région de Ouaouizarth
(faille de Tagleft). Ces failles ont subi un composante compressive au cours du Bathonien.
A l’échelle atlasique, ce stade marque la continuation du transfert du mouvement décrochant sénestre,
déjà observé dans le Bajocien, avec une rotation du champ de contrainte vers l’ouest. Pour quelques auteurs,
les premières émersions du domaine atlasique au cours du Malm soulignent le début de l’inversion structurale
au sein du domaine atlasique considéré (LAVILLE et al, 1991, PIQUE, 1998).
154
5.
L’influence atlantique et les plate-formes du Crétacé
Après le comblement définitif des bassins et micro-bassins jurassiques, un nouveau système ce met en
place. Pendant le Crétacé. On relève trois cycles, des mégaséquences transgressives, puis régressives, qui
se mettent en place: des plates-formes à l’Aptien, au Turonien et au Sénonien, devancées par des formations
terrigènes transgressives.
Signification sédimentaire
Il y a d’abord la formation de Jbel Sidal, qui souligne ce changement brusque de sédimentation et de
structuration tectonique. Cette formation, qui a pu être attribuée au Barrémien (coupes AG, TN, N), montre
une sédimentation détritique, de type Wealdien. Elle contient des dépôts gréseux d’environnement deltaïque,
qui résultent du remaniement des formations sous-jacentes. Il s’agit des matériaux qui témoignent des formations des Grès de Guettioua et d’Iouaridène, manifestant l’existence d’une zone haute au sud et au sud-est
de la zone d’étude. Leur épaisseur modérée témoigne d’une faible subsidence, et la continuité latérale des
épaisseurs et des faciès nous indique une aire de dépôt en régime tectonique relativement stable.
Elle présente ainsi une discordance majeure pour tout le système sédimentaire atlasique. Au-dessus
de cette série, se développe de nouveau une sédimentation marine carbonatée généralement visible au sein
des synclinaux du versant nord du Haut Atlas. Les trois premiers ensembles caractérisant le Crétacé nonbasal sont relativement bien représentés et révèlent une homogénéité remarquable à l’échelle de l’ensemble
de la région atlasique. Il s’agit des successions suivantes :
- La « formation d’Aït Tafelt » (SOUHEL et al., 1985), un ensemble de marnes et de calcaires beiges
à jaunâtres est souvent associé à des passées marneuses rouges à lentilles de gypse. Ces assises ont une
épaisseur très variable mais ne dépassent jamais 80 mètres.
La disparition soudaine de ces dépôts calcaires et l’apparition d’une sédimentation nettement détritique, indique le début d’un deuxième cycle transgressif au Crétacé (Albien-Cénomanien). Deux ensembles y
sont identifiables :
- La « Formation de Ouaouizarth » (SOUHEL et al., 1985) d’une sédimentation détritique, continentale, de couleur lie-de-vin, composée de grès, marnes rubéfiées et évaporites, admettant quelques carbonates
dans sa partie sommitale.
- La « Formation de Ben Cherrou » (ETTACHFINI 2005), nettement marine, qui couvre toute la région
atlasique.
Ces dépôts sont parfois suivis de deux autres successions appartenant au Sénonien et au Maastrichtien probable, qui sont tronquées par l’érosion et difficilement observables sur le terrain. Leurs épaisseurs
à l’affleurement sont en général très modestes et dépassent rarement 20 mètres. Il s’agit donc d’un troisième
cycle transgressif du Crétacé (Sénonien-Maastrichtien) avec les deux ensembles suivants :
- Sur les calcaires turoniens apparaissent en effet parfois des dépôts rattachés au Sénonien (CHOUBERT 1957). Ils englobent des calcaires, des marno-calcaires et des marnes à bivalves, parfois dolomitisés,
blancs ou beiges à jaunâtres, devenant phosphatés vers le sommet. Les couches détritiques du Sénonien
traduisent la poursuite de l’évolution régressive, et le comblement de l’aire de dépôt. Leur extension devient
de plus en plus restreinte. Finalement, cette série conduit à un environnement typique de Sebkha sur une
plate-forme côtière, avec abondance des bancs de gypse et pauvreté en fossiles.
- Les « carbonates supérieurs » représentent les derniers témoins marins mésozoïques du versant
nord du Haut Atlas. Il s’agit des calcaires et sables beiges, bruns ou jaunes, phosphatés, à ossements et
dents de vertébrés marins. Parfois, on y trouve des niveaux dolomitiques à Silex. Ils sont attribués au Maastrichtien (CHOUBERT 1957, MONBARON 1982).
155
L’aspect des deux dernières successions révèle en général des roches très friables et les affleurements
sont très difficiles à repérer. Leur limite sommitale est marquée par la « molasse rose du piémont » (MONBARON 1982), des grès molassiques rouges avec des intercalations de barres de calcaires lacustres.
Signification tectonique
L’inversion de la polarité sédimentaire, guidée par une nouvelle géographie, conduit donc à l’installation
d’une marge atlantique au Crétacé inférieur, au sein de laquelle les influences de la Téthys restent cependant
encore évidentes. On peut donc évoquer, que l’aire disponible pour la sédimentation est en train d’augmenter. Les seuls affleurements restreints aux axes des synclinaux montrent que la tectonique joue un rôle peu
important dans ce terrain. En effet, les dépôts de cette formation sont avant tout ordonnés en réponse à
l’eustatisme.
Les dépôts du Crétacé sont d’abord caractérisés par une large extension sur toute la bordure nord du
Haut Atlas central. Surtout la deuxième mégaséquence (Formation de Ben Cherrou ) submerge aussi les
Meseta au nord et au sud. Sur la Haute Moulouya, le Turonien carbonaté se superpose souvent en contact
direct avec une discordance angulaire remarquable, sur les dépôts triasiques, soit sur les basaltes, soit sur les
argiles et les silts roses. Les deux autres mégaséquences sont restreintes uniquement au système atlasique.
Cette plate-forme carbonatée est la plus importante du Mésozoïque (DERCOURT, 2000) et s’étale jusqu’au
bassin de Zegdou au sud, dans l’Anti-Atlas, et le bassin de Tarfaya au sud-ouest. Elle a donc inondé la zone
haute des Almohades proposée (CHOUBERT & FAURE-MURET). En raison du changement progressif et de
l’absence de failles synsédimentaires, on peut présumer l’influence prépondérante de l’eustatisme.
La similarité des faciès et de leur épaisseur indique un régime de rampes stables dans une mer infra- à
supralittorale, sur la bordure nord du Haut Atlas central. Au sud de la chaîne atlasique, on a déjà proposé une
deuxième rampe subsidente, qui enregistre des sédiments silicoclastiques de faciès wealdien (CHOUBERT
& FAURE-MURET, 1962 ; CANEROT, 2002). Pour le Haut Atlas, il s’agit donc de deux rampes transgressives
légèrement subsidentes, qui sont séparées par une zone haute centrale de direction nord-est – sud-ouest
(WILSON & JORDAN, 1983, READ ; 1985 ; CANEROT, 2002). Par contre, la séparation du Haut et Moyen
Atlas n’est pas visible.
En résumant, on constate des différences remarquables avec les plates-formes jurassiques :
•
•
•
•
•
Epaisseurs beaucoup moins importantes
Faciès plus homogènes
Discordance des séries sédimentaires sur le substrat anté-crétacé
Transgression très vaste sur toutes les unités de la région atlasique
Ouverture mixte, sur l’Atlantique et sur la Téthys
Cette situation indique une extension faible et ainsi l’arrêt des mouvements divergents entre les Mesetas au nord et la plate-forme saharienne au Sud. On peut imaginer des rampes stables, soulignées par
une grande continuité sédimentaire, ouvertes vers la Téthys et l’Atlantique. De vestes aires sédimentaires
recouvrent alors les Mesetas marocaines ainsi que le craton saharien. Le Régime est donc sous contrôle
eustatique avec une influence tectonique moins importante
A partir du Crétacé supérieur, l’Afrique change sa direction relative de mouvement et elle se déplace
désormais non plus vers l’est mais bien vers le nord-est. Cette plaque se trouve ainsi désormais en lente
convergence avec la plaque Ibérie (TAPPONNIER et al., 1977).
Ce dispositif provoque le changement et l’inversion des contraintes, de sorte que la contrainte maximale joue horizontalement et perpendiculairement à la chaîne, avec une direction d’environ N170°. Les failles
normales et les accidents en transpression mésozoïques, rejouent ainsi en failles inverses, chevauchements
et plis, gardant une direction générale d’environ N 70 - 80.
156
6.
La chaîne actuelle
Pendant le Tertiaire, le système atlasique subit sa compression principale. Cette activité a provoqué
l’inversion des basins en transtension du rift jurassique. Il s’agit de l’effet de la convergence continentale entre
l’Afrique et l’Europe au Cénozoïque (CHOUBERT & FAURE-MURET, 1962 ; MATTAUER, 1977 ; SCHAER,
1987 ; JACOBSHAGEN, 1988 ; PIQUE, 1992 ; BEAUCHAMP, 1996 ; GOMEZ, 2000 ; FRIZON DE LAMOTTE,
2000 ; TEIXELL, 2003 ; ARBOLEYA, 2004).
C’est le dépôt de la molasse de piémont, qui témoigne alors d’une phase tectonique en compression
importante au Paléocène et à l’Eocène, affectant tout le domaine atlasique.
Ensuite, la grande lacune cartographique jusqu’au Miocène implique un calme relatif du mouvement de
soulèvement. C’est surtout l’érosion, qui domine cette époque.
Pendant le Néogène, apparaissent tout d’abord les conglomérats et “poudingues“ épais et largement représentés, datés du Miocène et du Pliocène : Ils sont bien caractérisés sur le versant nord de l’Atlas et se sont soit
déposés sur des plaines bordant la chaine atlasique, soit sédimentés dans des secteurs plus restreints au centre
de la chaîne, le plus souvent au coeur des synclinaux. Simultanément, on observe des carbonates lacustres sur
les hauts plateaux, très bien visibles en particulier sur la Haute Moulouya. De plus, dans la région du Moyen Atlas,
on constate un magmatisme important. Ce dispositif souligne la convergence et la compression principale au Cénozoïque, marquent finalement le fort rejeu tectonique en exhaussement. Cette convergence suit en général une
direction nord-nord-ouest – sud-sud-est (MATTAUER, 1977 ; MOREL, 1993 ; GOMEZ, 2000).
Sur le terrain, on ne trouve aucune preuve réelle de la continuation des mouvements compressifs. Mais
une tectonique quaternaire est manifestée sur le versant Sud du Haut Atlas, et surtout dans le Haut Atlas
occidental, où elle à déjà été décrite antérieurement (FEDAN, 1985 ; JACOBSHAGEN, 1992 ; PIQUE, 1994).
Des études sismiques ont également constaté une activité néotectonique réelle (COISY & FROGNEUX, 1980
; MEDINA, 1991). Enfin, les tremblements de terre abondants dans cette région du Maroc, indiquent une activité récente non négligeable.
Les zones de déformation en anticlinaux étroits et les chevauchements moins importants en relation
avec des vastes synclinaux et des plateaux tabulaires indiquent une déformation dans des conditions de la
croûte supérieure (ARBOLEYA, 2004), c’est-à-dire une tectonique cassante. Un faible métamorphisme est
existant (LAVILLE, 1994) mais reste donc très restreint.
157
Figure III.6.1: Carte géologique généralisée du Haut Atlas central présentant les structures tectoniques majeures.
La Région de Ouaouizarth
Dans l’Atlas d’Afourer, qui se situe dans les parties ouest, sud et sud-ouest de la carte, on remarque
que la couverture mésozoïque est fortement déformée en anticlinaux aigus et synclinaux plus ou moins plats
et vastes. En général, toutes ces séries jurassiques ont une direction presque est-ouest, conforme à la direction majeure du Haut Atlas Central.
Dans la partie occidentale de la carte (voir figure III.6.1) on voit bien le plissement en anticlinaux et
synclinaux, qui a affecté les formations de d’Aït Bou Oulli, d’Aganane, d’Azilal, et de Bin El Ouidane. Le Lias
forme généralement la partie septentrionale de ce domaine, tandis que le Dogger inférieur occupe la partie
méridionale. Le long du fleuve Oued El ‘Abid on retrouve cependant la formation d’Aganane et d’Azilal, grâce
à des failles normales de direction N45°.
Dans le détail, la formation d’Aït Bou Oulli chevauche vers le Nord la plaine de Tadla par l’intermédiaire
de cinq grandes écailles, déterminant un raccourcissement, qui est difficile à apprécier, mais estimé ici à 5
- 10 km de longueur. Le front du chevauchement est orienté presque est - ouest et plonge donc vers le sud.
Sur le terrain, le redoublement des chevauchements sont reconnaissables soit par la morphologie, soit par la
position des structures en tipi, qui se trouvent toujours au sommet de la formation d’Aït Bou Oulli, et dont en
a trouvé trois niveaux. L’examen des photographies aériennes a, de son côté, confirmé la présence de cinq
écailles chevauchantes. En tenant compte des redoublements liés à l’écaillage et au chevauchement d’Afourer, on peut penser que l’épaisseur de la formation de d’Aït Bou Oulli n’excède pas 500 mètres.
Les écailles elles-mêmes ont souvent une structure interne soit synclinale, soit anticlinale. Il s’agit du
résultat des mouvements du Trias sur le socle, et par conséquent déconnectées de leur substrat paléozoïque
plus profond, qui ont provoqué des structures disharmoniques dans la couverture mésozoïque. Ce fait est
commandé par la lithologie (argiles et évaporites) des sédiments triasiques.
158
Figure III.6.2: Coupe tectonique interprétative de la partie ouest de la carte géologique de Ouaouizarth, montrant
l’Atlas d’Afourer (localité et légende voir carte géologique de Ouaouizarth).
En même temps, un chevauchement vers le Sud de direction N80, situé au Nord du barrage de Bin El
Ouidane, indique une structure légèrement en fleur positive affectant toute cette première partie.
A partir de ces grandes failles inverses on a, soit des failles normales plongeant, elles aussi, vers le
sud, soit des failles normales synthétiques. Les failles normales sont souvent orientées nord-est - sud-ouest à
est - ouest. Il s’agit de failles listriques inverses et normales, contemporaines du plissement, soit synthétiques
soit antithétiques. Leurs racines se terminent au sein des formations triasiques, mais semblent héritées de
l’orogenèse hercynienne. Le socle paléozoïque est ainsi interprété comme affecté de failles rectilignes déterminant une tectonique de blocs, avec développement de horst et de grabens.
La tectonique cassante s’est poursuivie après le plissement. On peut confirmer ce fait sur le terrain à
l’aide de structures typiques montrant une fracturation dure des bancs calcaires.
La structure actuelle est donc fortement déterminée soit par une tectonique de blocs du socle paléozoïque, soit par une tectonique de couverture mésozoïque flottant sur le Trias. Elle implique ainsi une relative
Indépendance de la couverture par rapport au socle sous-jacent.
Le synclinale de Ouaouizarth
Le synclinal de Ouaouizarth, établi au sud de la carte, présente à l’affleurement les couches rouges du
Jurasique continental, et les séries du Crétacé. Sa structure vaste et plate, d’orientation nord-est - sud-ouest,
est légèrement chevauchée par l’Atlas d’Afourer à l’Ouest, et l’Atlas de Beni Mellal au Nord. Ces chevauchements sont moins importants que celui du front atlasique. Il s’agit d’un déplacement de quelques centaines
de mètres à peine.
On constate, qu’il y a une augmentation importante de dépôt le long de l’axe du pli. La puissance du
remplissage sédimentaire devient de plus en plus forte du sud-ouest vers le nord-est. Les formations du Crétacé se trouvent surtout au centre du synclinal où il apparaît en couches plus ou moins horizontales.
La compression sub-méridienne semble ainsi d’être traduite ici par un relèvement des bordures de
bassin à série mince et mobile. Les failles normales N 45° qui bordent la cuvette au nord-ouest et au sud-est
ont été ainsi réactivées en failles inverses, notamment dans la partie orientale du secteur de Ouaouizarth, où
la couverture jurassique comporte la zone d’accident d’Aghbala-Afourer, à vergence sud-est.
159
Vers l’est, le synclinale de Tagleft également allongé selon la direction nord-est - sud-ouest, montre plus
ou moins le même dispositif. Pourtant, les différentes formations sont en général relativement épaisses, et les
couches basaltiques de l’horizon b1 s’y étalent sur une grande surface.
L’Atlas de Beni Mellal
L’Atlas de Beni Mellal, qui couvre les parties est et nord de la carte géologique, s’allonge en direction
nord-est - sud-ouest, conformément à la direction majeure du Moyen Atlas. Comme on l’a remarqué dans
l’Atlas d’Afourer, le terrain liasique y est également plissé en synclinaux plats et vastes et anticlinaux aigus.
Au nord-est, la montagne de l’Jbel Ighnayne nous montre des terrains de la couverture mésozoïque,
surtout liasiques, fortement faillés avec des chevauchements majeurs vers le nord, en direction de la plaine
de Tadla, vers le sud-ouest et le sud, sur le synclinal de Ouaouizarth et vers l’est sur des séries qui font partie du synclinal de Taguelft (voir figure III.6.3). Il s’agit donc d’une grande structure en fleur positive, selon
le modèle d’une chaîne en transpression. Les chevauchements vers le nord sont dominants. Vers le sud, il
s’agit de rétrochevauchements, provoqués par ce dispositif, qui ont un taux de raccourcissement moindre et
ne forment parfois que des failles inverses.
Figure III.6.3: Coupe tectonique interprétative de la partie est de la carte géologique de Ouaouizarth, montrant l’Atlas
de Beni Mellal (localité et légende voir carte géologique de Ouaouizarth).
La Plaine de Tadla
La plaine de Tadla représente une « Meseta » typique, occupée par les séries néocrétacées, tertiaires
et quaternaires, qui est encore active comme basin sédimentaire.
Le jeu en horst et grabens de l’Atlas a produit des petits bassins à ses bordures qui ont recueilli soit
des sédiments marins du Crétacé supérieur de provenance “atlantique“, soit des molasses de la chaîne au
Cénozoïque. Ils sont chevauchés par le Lias inférieur de l’Atlas de Beni Mellal. Ces séries chevauchent elles-mêmes légèrement vers le nord-ouest sur la plaine de Tadla, provoquant morphologiquement des petites
collines vallonnées d’avant-pays.
Le socle se trouverait à environ 900 mètres de profondeur près du village de Timoulilt, juste au pied de
la haute montagne. Ce fait est déjà manifesté par des observations géosismiques (MEDINA, 1991 ; TEIXELL,
2003). Vers le Nord, en s’éloignant de l’Atlas, le socle devient de moins en moins profond et atteint une profondeur d’environ 800 mètres à l’extrémité nord de la carte géologique. On constate également une diminution de la profondeur vers l’Est.
160
L’interprétation géodynamique et tectonique proposée dans ce travail y suppose des formations liasiques très réduites superposées au Trias argileux et évaporitique. Ces formations carbonatées présentent une
épaisseur d’environ 50 mètres. Au-dessus il faut supposer la présence d’une discordance ou surface érodée,
et l’absence complète du Dogger. Par la suite, à partir du Crétacé inférieur, la série est continue, mais encore
très réduite. Par contre, les formations de l’Eocène et du Mio-Pliocène sont beaucoup plus épaisses, que
dans les secteurs montagneux plus méridionaux. Les dépôts pédogénétiques quaternaires peuvent être estimés d’une épaisseur d’environ 50 mètres à proximité de l’Atlas, et de plus en plus importante vers le Nord.
Région d’Aghbala
Dans la région d’Aghbala, le dispositif paléostructural est dominé par la présence de la zone de faille
majeure d’Aghbala-Afourer, qui est orientée N70° à N80°.
La zone synclinale d’Aghbala se compose de deux petits bassins situés au Nord de cette zone faillée
majeure. Ces bassins sont limités par deux failles d’orientation N110° à N120°. Il s’agit de la « Faille d’Aghbala
» à l’est et de la « Faille de Tizi n’isly » à l’Ouest. Il faut les considérer comme des failles secondaires, qui
rejoignent la fracture majeure au Sud.
Le long de ces deux failles on remarque un plissement des calcaires jurassiques, qui affecte aussi les
silex à l’intérieure de ces couches. Les axes des plis sont orientés vers N110° à N120° et les flancs sont souvent très fracturés (N200°/65°). De plus, les marnes vertes sus-jacentes sont impliquées au niveau local.
Tout ce dispositif se trouve fossilisé au-dessous de la discordance des couches rouges. En outre, on
observe la fossilisation des failles d’une direction N120° par les injections gabbroïques. Ces injections sont
liées à la zone de faille, mais ne la suivent pas strictement. De plus, les basaltes qui précèdent les carbonates
crétacés, enregistrent, eux aussi, ce système de déformation structurale.
Par ailleurs, le volcanisme est conservé par les couches rouges du Crétacé inférieur, notamment la
Formation de Jbel Sidal, qui recouvre en discordance des dépôts jurassiques différents.
Au Tertiaire, le mouvement vertical a déclenché une réactivation des structures faillées hercyniennes
héritées en produisant des petits chevauchements inverses. Les chevauchements ont ici, contrairement à la
région de Ouaouizarth, une composante latérale très faible, voire nulle. Surtout l’accident N120° d’Aghbala
présente un jeu exclusivement vertical, avec des structures tectonique (stries) très bien marquées sur les
surfaces des couches.
En résumant, on constate que l’accident majeur d’Aghbala-Afourer correspond à une zone de décrochement qui contrôle la structuration tectonique de la bordure nord du Haut Atlas central. Au Tertiaire, elle a
été activé en compression avec une forte composante décrochante. Au nord de cette zone faillée qui joue
en direction sénestre, on observe des failles d’une direction N45°, qui ont été réactivées en failles normales
distensives pendant la sédimentation des couches rouges du Dogger (formations de Tilougguit et Guettioua).
Les dernières ont été progressivement fossilisées par la Formation d’iouaridène et la formation de Jbel Sidal
du Crétacé inférieur.
En même temps, l’existence des plissements jurassiques, eux aussi fossilisés par les couches rouges
du Dogger, du Malm ou du Crétacé inférieur, est bien évidente. Les mêmes structures ont été déjà décrites
dans le secteur minier de Transrift, au nord de Ouaouizarth (SUBRA, 1972).
Au cours du Lias, la limite entre plate-forme est bassin suit plus ou moins la zone de faille d’AghbalaAfourer.
Les failles en compression, qui sont actives depuis le Tertiaire jusqu’à l’Actuel, peuvent être interprétées
comme des zones structurales en transtension durant le Jurassiques. La limite entre le Haut et le Moyen Atlas
semble ainsi uniquement le résultat de la tectonique tertiaire, qui a créé les structures actuelles de la chaîne. Au
Jurassique, les deux systèmes atlasiques appartiennent bien au même domaine structural et géodynamique.
161
Figure III.6.4: carte synthétique de la région étudiée, montrant les structures majeures et les interprétations géodynamiques proposées.
162
IV. Discussion
IV. Discussion
La discussion se concentre sur quatre questions essentielles.
163
IV. Discussion
1.
Quand et comment s’est faite la différenciation entre le Haut et le Moyen Atlas
? Quelles sont leurs relations sédimentaires, paléogéographiques et structurales ? Quel est le rôle de la Haute Moulouya ?
Le rifting régional, à partir du Trias supérieur et l’amincissement de la croûte continentale, induisent
l’accumulation de vastes dépôts de sédiments rouges détritiques et de coulées basaltiques caractéristiques
d’un fossé de type rift (BUSSON, 1974 ; BEAUCHAMP, 1983 ; LORENTZ, 1988 ; CANEROT et al., 2002 ;
ELLOUZ, 2003 ; LAVILLE, 2004 ; ARBOLEYA et al., 2004). On ne constate pas encore une différentiation du
domaine atlasique, mais plutôt une sédimentation contemporaine sur les Mesetas et sur l’Atlas.
Au Lias inférieur, la subsidence accentuée cause l’ouverture nord-est – sud-ouest du sillon atlasique
et l’envahissement d’une mer épicontinentale (DU DRESNAY, 1979 ; FEDAN, 1989), avec la première transgression marine de l’Héttangien. Ce sillon est séparé des bassins marins peu profonds à l’ouest (bassins
de Tarfaya, Agadir et Essaouira), par la zone haute des Almohades (CHOUBERT & FAURE-MURET, 1962).
Cette limite persiste pendant toute la phase d’individualisation des plates-formes jurassiques. A cette époque,
la région de la bordure atlasique constitue une zone bordière, estuarienne, de la Téthys.
Dès lors, se développent deux mégaséquences transgressives puis régressives, qui dominent l’enregistrement lithologique jusqu’au Dogger (Bathonien). Il en résulte la mise en place de deux ensembles sédimentaires caractéristiques d’environnements de plate-forme, séparés par une discordance majeure régionale
au Toarcien inférieur. Ils sont caractérisés par de grandes variations d’épaisseur et de faciès.
La première plate-forme liasique est dominée par une forte subsidence, qui s’accentue surtout au
Sinémurien supérieur. Les bassins subsidents et instables enregistrent des épaisses séries de marnes et de
calcaires parfois turbiditiques. C’est alorsi que l’on constate une différentiation d’aires plus ou moins réduites,
toujours ouvertes vers le nord-est et la Téthys. On y observe une sédimentation syntectonique sur des blocs
basculés (block tilting).
La deuxième plate-forme carbonatée du Dogger du sillon haut-atlasique montre la même sédimentation sysntectonique sur blocs basculés, cette fois-ci sous des conditions plus restreintes, en mer peu profonde, avec un grand développement de structures récifales.
Ces deux plates-formes jurassiques instables connaissent leurs homologues dans le Moyen Atlas. On
y trouve également en effet deux unités carbonatées, dont la première, liasique, monte jusqu’au Pliensbachien (CHARRIERE, 1990 ; EL ARABI, 2001). Elle est aussi soumise à une tectonique en blocs basculés. Le
milieu marin peu profond (DU DRESNAY, 1971 ; EL ARABI, 1987) indique une situation en « branche » reliant
la Téthys au sillon atlasique.
La thèse d’une zone haute centrale entre le Moyen et le Haut Atlas (WARME, 1988), justifiée par la
présence de « récifs », a été déjà réfutée (CHAFIKI, 2002). Il s’agit plutôt de constructions de type mudmound
(buildups), établies le long de failles normales ouest-sud-ouest - est-nord-est, et favorisées par la présence
de fluides chauds, montés à travers la croûte sous l’effet d’une distension notable Il n’y a cependant pas encore une dislocation nette de la plate-forme au Lias ni une individualisation du bassin moyen atlasique (entre
autres : SOUFIANI, 2002 ; LAVILLE, 2004).
La deuxième plate-forme moyen-atlasique du Dogger révèle, au Bajocien, des dépôts essentiellement
marneux où se développent des épisodes carbonatés, connus sous le vocable de « calcaires corniches ».
Ils sont suivis par une série de marno-calcaires à pholadomyes du Bajocien supérieur à Bathonien inférieur
probable (CHARRIERE, 1990 ; HADDOUMI, 2008). Il s’agit donc d’environnements marins peu profonds et
d’une évolution dynamique similaire à ceux du Haut Atlas central (CANEROT, 2002).
Les Mesetas, la plaine de Tadla et la Haute Moulouya sont émergées et forment des blocs rigides. Surtout dans la région d’Aghbala, la Haute Moulouya fonctionne comme un obstacle, qui empêche l’unification
du Haut et du Moyen Atlas et la présence d’une seule branche de la Téthys.
164
IV. Discussion
En résumant, on observe le même modèle de part et d’autre de la zone de décrochement d’AghbalaAfourer, à savoir :
•
•
•
•
forte subsidence
grande variation des faciès et des épaisseurs
ouverture vers la Téthys
sédimentation essentiellement sous le contrôle de la tectonique
Les couches rouges du Dogger marquent l’homogénéisation du domaine et le remplissage des bassins et micro-bassins jurassiques avec la récurrence de la sédimentation marine à partir de l’Ouest et en
direction de l’est.
Pendant le Crétacé, la sédimentation dans la région du Haut et du Moyen Atlas est également comparable. Les trois mégacycles transgression-régression sont soumis à l’influence d’un eustatisme dominant. Les
rampes stables ouvertes sur l’Atlantique et sur la Téthys enregistrent des dépôts homogènes d’une épaisseur
faible à moyenne. En effet, la continuité latérale et la ressemblance des faciès sont remarquables. Entre El
Qbab au nord et Ouaouizarth au sud-ouest, la lithologie et les épaisseurs sont quasiment identiques. Surtout
la deuxième plate-forme du Turonien, la plus importante au Mésozoïque, s’étend sur toute la région de la
bordure haut-atlasique, où elle autorise le dépôt de vastes épandages carbonatés.
Comme au Lias, la Haute Moulouya a fonctionné comme bloc rigide et zone haute, soumise à l’érosion ou dépourvue de tout dépôt. Encore une fois, cette zone haute a séparé géographiquement les deux
branches d’une seule mer, à l’exception du Turonien, où elle se trouve elle aussi couverte par une mer peu
profonde mais extensive.
Il est donc évident, que le Crétacé :
•
•
•
•
•
se trouve discordant et horizontal sur les sédiments sous-jacents,
enregistre et fossilise les dispositifs jurassiques
montre le changement de la polarité, avec une nouvelle influence atlantique
autorise de vastes dépôts sur les Mesetas et sur le système atlasique
montre une grande extension et la dominance du facteur eustatique.
En résumé, la limite entre Haut et le Moyen Atlas est uniquement le résultat de la tectonique tertiaire
qui a créé la structuration actuellement visible des deux chaînes. On n’a pas trouvé des hiatus majeurs avant
le plissement de ces Atlas. Surtout la zone d’articulation d’Aghbala montre, que les deux systèmes atlasiques
appartiennent au même domaine pendant le mésozoïque. C’est donc une réactivation en compression des
failles majeures avec une composante décrochante, qui a séparé les deux systèmes montagneux.
2.
Quels sont l’importance et le fonctionnement tectonique des chevauchements frontaux ? Quelle est dès lors la relation entre socle hercynien et couverture mésozoïque et tertiaire ?
On voit ainsi que le style structural de la chaîne atlasique est fortement commandé par les accidents
compressifs néogènes, hérités des anciennes failles normales jurassiques. Cette déformation révèle une l’indépendance relative de la couverture mobile plissée, fracturée et écaillée, par rapport au socle plus rigide.
En effet, les accidents du socle paléozoïque, qui assurent un découpage en blocs, horsts et grabens,
sont responsables de l’installation des bassins, formant un dispositif en relais de décrochement, dans la
couverture mésozoïque. Ici, deux fractures voisines se trouvent en relais droit et compressif ou gauche et
distensif. Ainsi se développent des dépôtcentres losangiques, qui sont limités par des rides anticlinales. Ce
dispositif, hérité, provoque ainsi des chevauchements sur rampe latérale, pendant les périodes de compression ou de transpression tertiaires.
165
IV. Discussion
SE
NW
B
B’
altitude
[m]
2000
2000
1500
1500
1000
1000
500
500
0
0
- 500
- 500
-1000
-1000
échelle:
1:25.000
COUPE
I NTE R PR ETATI V E
T3
1:50.000
Figure IV.1: Coupe tectonique interprétative de la région de la carte géologique de Ouaouizarth montrant la relation
entre socle et couverture mésozoïque.
La tectonique de blocs de socle fonctionne donc comme moteur du plissement et de la fracturation. Le
décollement probable sur le Trias de cette couverture a été favorisé par la présence supposée en subsurface
de dépôts argileux et évaporitiques du Trias supérieur.
Figure IV.2: Structures chevauchantes principales de la région de Ouaouizarth.
Cette tectonique de socle et de couverture, avec décollement probable sur le Trias, intéresse donc les
accidents chevauchants, frontaux et transverses, qui ont joué d’une manière contemporaine. On doit ainsi
considérer que les accidents frontaux traduisent le mieux la compression récente. Les structures de l’Atlas
conduisent à recouvrir progressivement et de plus en plus largement le remplissage mésozoïque et tertiaire
de la plaine de Tadla. Cette augmentation progressive du taux de raccourcissement apparaît à partir de l’articulation de Haut et de Moyen Atlas au niveau du village de Timoulilt, et se développe soit vers le nord-est,
vers Beni Mellal, soit vers l’ouest, vers Afourer, où se trouve l’amplitude maximale du raccourcissement pour
166
IV. Discussion
l’ensemble de la région étudiée. Cette dernière présente ainsi régionalement les caractéristiques d’un “bassin
flexural“ dont la mobilité est réelle, depuis le Néogène jusqu’à nos jours.
Figure IV.3: faille inverse d’Aghbala
d’une direction N120°. La composante horizontale y est nulle. Il s’agit
de l’une des failles compressive pendant le Jurassique, réactivée pendant la phase d’inversion tertiaire.
Pourtant, le rejet horizontal des chevauchements reste modeste dans la région atlasique. Le taux de
raccourcissement se présente ainsi avec une amplitude relativement faible, comprise entre 2 et 10 km.
Dans la région d’Aghbala, le raccourcissement présente une tendance à la réduction progressive, voire
à la disparition (voir figure IV.3).
3.
A quel moment se manifeste la première phase compressive ?
La première phase compressive dans le Haut et le Moyen Atlas a été toujours un sujet de discussions
intenses. Une phase inverse en compression a été déjà proposée pour le Jurassique supérieur (AMBROGGI,
1963 ; LAVILLE et al., 1991 ; LAVILLE & PIQUE, 1992), le Crétacé inférieur (BEAUCHAMP et al., 1999) ou
l’Eocène supérieur/Pléistocène à Actuel avec deux phase tectoniques majeures (FRIZON DE LAMOTTE et
al., 2000).
Il y a aussi des travaux qui soulignent une lacune des séries sédimentaires du Crétacé inférieur et
l’expliquent en faisant intervenir une position élevée du système du rift atlasique pendant cette époque. Pour
leurs auteurs, l’inversion structurale avant la transgression cénomano-turonienne et un régime tectonique en
décrochement seraient la cause de ce phénomène (ELLOUZ, 2003). Malgré tout, il est souligné que le maximum de la compression a eu lieu du Miocène à l’Actuel.
167
IV. Discussion
D’une manière générale, il y a deux modèles interprétatifs différents. Il y d’abord la théorie selon laquelle le développement structural a été guidé par des mécanismes décrochants, le long des zones fragiles
de fracturation préexistantes, accompagné d’une activité volcanique (LAVILLE 1985). Les décrochements,
avec ouverture des petits bassins de type « pull-apart » seraient la cause des structures compressives («
step-overs ») à l’échelle locale (LAVILLE, 1985, 1988 ; FEDAN, 1988 ; FEDAN et al., 1989). Il y a donc des
déformations synsédimentaires plus au moins continues durant le Mésozoïque, le long des accidents décrochants (LAVILLE, 1995 ; DUEE et al., 1977).
Une deuxième théorie implique un système en extension avec seulement des composantes insignifiantes en décrochement et une ouverture oblique du rift dans le Haut Atlas (WARME, 1988 ; EL KOCHRI &
CHOROWICZ, 1995).
Pour nous, il semble évident qu’une compression existait déjà avant le Dogger. Ce fait est illustré par
des zones de décrochement, telles que le couloir de décrochements d’Aghbala, où coexistent des failles
extensives de direction N45° et des failles en compression de direction N120°.
La période du Lias est caractérisée par l’installation de petits bassins le long de la « zone majeure
faillée d’Aghbala-Afourer » de direction N70 °. Au début du Lias moyen et au Lias supérieur nous supposons
un fonctionnement en cisaillement senestre, le long de cet accident, qui à déclenché un plissement en failles
inverses d’orientation N120° et failles normales en direction N45° (voir figure IV.4, IV.5 et IV.6). Les deux types
de failles délimitent des petits bassins rhombiques. La création de l’espace disponible pour la sédimentation
des couches rouges a été donc sous forte influence des conditions compressives à la hauteur de la zone de
faille d’Aghbala-Afourer (« wrench fault »), considérée comme moteur régional de la tectonique (voir figure
V.6).
Cette interprétation correspond bien avec la situation tectonique de la plaque africaine, qui subit un
mouvement relatif vers l’est pendant le Dogger et le Crétacé inférieur. Dans le Haut Atlas, ce mouvement
induit donc la formation de structures cisaillantes sénestres, le long de la faille majeure.
Les failles normales ainsi que les failles inverses sont surmontées par une discordance à partir du
Bathonien (au sud-ouest de la région d’étude) jusqu’au Crétacé basal (au nord-est). C’est la formation d’Iouaridène qui fossilise progressivement les structures préexistantes en partant de l’ouest, de la région de Naour
(voir figure V.7), et en allabr vers l’est, dans la région d’Aghbala (voir figure V.8). Sur le terrain, les plis liasiques sont recouverts par des grès et silts de cette formation d’âge « malm ». Pendant le Crétacé inférieur, ces
structures ne sont pas repérables.
Les basaltes sus-jacents indiquent également un régime tectonique décrochant sénestre le long la
faille majeure pendant le Dogger.
En résumant, un dispositif décrochant majeur de direction N70° est évident. Cela a provoqué l’élaboration d’un dispositif « en-échelon » avec des failles d’importance mineure, qui on joué soit en failles normales
extensives de direction N45°, soit en failles inverses de direction N120°. Plusieurs petits bassins syntectoniques liasiques le long du couloir de failles d’Aghbala-Afourer se sont alors mis enr place.
168
IV. Discussion
Figure IV.4 : détail de la carte géologique « feuille Aghbala », avec la « zone de décrochements d’Aghabal » de direction N120°.
Figure IV.5 : schéma structural simplifié de la « zone de décrochement d’Aghabal » de direction N120°, montrant les
failles jurassiques en compression (direction N120°) et en extension (direction N45°).
169
IV. Discussion
Accident
SW Aghbala-Afourer
Accident
d’Aghbala
B. Bathonien
0
Bathonien
(couches rouges continentale)
500
NE
1000 1500 m
Dogger
(calcaires)
Aghbala
Fault
Liasique supérieur
(marnes vertes et bleues)
Carbonates et dolomies liasiques
Sédiment continental du Trias
(marnes, argiles rouges,
et roches volcaniques)
Accident
AghbalaAfourer
N
3 km
Discordance
Figure IV.6: Coupe paléo-tectonique et interprétation géodynamique de l’évolution du synclinal du petit bassin
d’Aghbala, au cours du Bathonien.
Figure IV.7: Vue de la cuvette d’Aghbala avec les failles N120°, qui ont joué en failles compressives pendant le Jurassique.
Cette interprétation illustre bien la situation tectonique de la plaque africaine, qui subit un mouvement
relatif vers l’Est pendant le Dogger et le Crétacé inférieur. Ces mouvements suscitent donc des structures
cisaillantes dextres le long de la faille majeure, qui traverse le Haut Atlas.
170
IV. Discussion
Figure IV.8: faille normale jurassique de direction N45°, fossilisée par la formation d’Iouaridène sus-jacente, dans la
cuvette de Naour.
Mais ces compressions jouent seulement une importance secondaire. La phase compressive régionalement majeure, déterminant l’inversion de la chaîne atlasique, a bien eu lieu au Tertiaire, avec une phase
paroxysmale au Mio-Pliocène, matérialisée par l’apparition d’avalanches conglomératiques.
Figure IV.9: Pli jurassique de direction N120°, fossilisé par la formation d’Iouaridène, sus-jacente, au sein de la cuvette d’Aghbala.
171
IV. Discussion
4.
Quelle est la signification des différents cortèges caractérisant les « couches
rouges » ?
Comme précédemment discuté, les « couches rouges » du Dogger et du Crétacé inférieur, la troisième
intercalation terrigène pendant le Mésozoïque, enregistre le remblaiement du rift jurassique et la fossilisation
et l’homogénéisation de ces structures et bassins.
On y relève le changement du régime purement téthysien et son remplacement par un système mixte,
crétacé, influencé à la fois par l’Atlantique et la Téthys, avec une sédimentation caractérisée par l’enchaînement de cycles transgressifs-régressifs sur des rampes stables. On n’a pas trouvé de hiatus majeur mais
plutôt une sédimentation régionalement continue.
Ces couches enregistrent ainsi les premières phases compressives locales, avec la formation d’Iouaridène qui se déposent progressivement de l’ouest à l’est, sur les dépôts antérieurs.
Crétacé
inf.
La cartographique effectuée sur la région d’Aghbala a permis de reconnaître les différentes formations
des couches rouges. Cela a prouvé que le Dogger était toujours surestimé sur les cartes géologiques précédentes. Une grande partie des couches rouges sont soit attribuées au Malm (formation d’Iouaridène), soit au
Crétacé inférieur (formation de Jbel Sidal).
7
Jbel Sidal
discordance angulaire
Intermédiaire stable la même aperçu
dans tout le flanc
Nord du Haut Atlas
6
Dogger
grès; rouge; bancs cm/m
bien visibles; durs;
constitue des falaises
marnes, argiles rouges;
tâches verdâtres/blanchâtres;
très érodé; “mou”;
mais aussi:
(a) conglomérats à la
base!
(B) lentilles plus grandes;
grès
Iouaridène
5
Faciès typique de grès
fluviatile; “vrai fleuve”;
bancs massifs
4
Sédiments marneux
entre les grès
3
calcaires massifs entre
des marnes vertes
(à la base) et jaunes:
Naour
2
coupe SC
1
coupe AG
Grès de
Guettioua
Tillouguit
Figure IV.10: tableau récapitulatif des formations des couches rouges du Dogger et du Crétacé inférieur ; il s’agit du
découpage adopté pour la carte géologique.
172
IV. Discussion
Figure IV.11 : La formation de Tilougguit à forte empreinte détritique, qui emplit le synclinal d‘Aghbala. En arrière
plan la faille d‘Aghbala affectant les calcaires du Lias inférieur et moyen.
En synthétisant les résultats, on peut considérer que les points suivants caractérisent signification des
couches rouges par rapport à l’évolution de la totalité de la chaîne atlasique :
• grandes variations des épaisseurs et des faciès
• fossilisation du système jurassique au début du système du Crétacé
• enregistrement de la transition entre les plates-formes instables du Jurassique et les
rampes carbonatées du Crétacé
• enregistrement de la transition d’une polarité téthysienne vers une polarité mixte, atlantico/téthysienne
• Activité tectonique en transpression avant ou pendant le Callovien/Kimméridgien
• la formation de Tilougguit semble plus différenciée que prévu et décrit dans la littérature, à la fois verticalement et latéralement
• succession jurassique continue y compris au sein du Malm (formation d’Iouaridène),
sans discordance majeure
• La formation de Jbel Sidal représente bien le début du cycle crétacé
• Exagération de l’extension du Jurassique sur les cartes géologiques précédentes.
173
V. Conclusion
V. Conclusion
175
V. Conclusion
Nous avons présenté dans ce travail deux approches différentes. D’une part, une recherche géologique
« classique » nous a conduit à des résultats sur le développent des bassins sédimentaires sur la bordure nord
du Haut Atlas central au Mésozoïque. D’autre part, les méthodes de la géoinformatique appliquée nous ont
permis d’établir le premier système d’information géologique sur le système atlasique.
1.
Recherche géologique « classique »
On a constaté, que le système atlasique et particulièrement les deux terrains d’étude, les régions de
Ouaouizarth et d’Aghbala, se sont révélés très favorables pour une étude géologique à partir d’une analyse
lithologique, stratigraphique, et structurale de terrains s’étageant depuis le Lias inférieur jusqu’à l’Eocène. Les
formations rencontrées, étudiées sur le terrain et au laboratoire, ont montré un grand éventail de milieux de
dépôts, depuis l’environnement marin profond jusqu’au domaine continental.
Les nouvelles données lithologiques et stratigraphiques, aussi bien que les deux cartes géologiques
(feuilles Ouaouizarth et Aghbala à 1/50.000ème), démontrent que la « zone majeure de failles Aghbala-Afourer » d’orientation N70°, sépare le Haut et le Moyen Atlas et contrôle ainsi la sédimentation depuis la période
du Lias dans toute la région de la bordure nord de la chaîne. Cette zone de failles a subi un changement de
direction considérable au cours du Mésozoïque et elle est ainsi responsable des petits bassins rhombiques
qui sont, à leur tour, limités par des failles de direction N45° et N120°. Ces dernières n’ont toutefois qu’une
importance subordonnée.
La continuation évidente des coupes révélées dans les couches rouges jurassico-crétacées dans les
différents synclinaux a démontré l’absence de hiatus importants pendant cette époque. La datation de quelques pollens ainsi que des preuves lithostratigraphiques indiquent l’existence d’une sédimentation pendant
le Malm et le Crétacé inférieur.
Les formations lithologiques établies de part et d’autre de la « zone majeure des failles d’Aghbala-Afourer » ne montrent pas une grande différenciation de faciès. Le long de cette zone, entre la région de Ouaouizarth et celle d’Aghbala, on note une continuation remarquable pour la sédimentation jurassique et crétacée.
A cette époque, il n’existait pas de séparation entre Haut et Moyen Atlas. Par contre, au nord du Haut Atlas
central, la Haute Moulouya a fonctionné pendant le Lias inférieur et le Crétacé comme bloc rigide entre Haut
et Moyen Atlas, séparant ainsi deux golfes juxtaposés au sein d’une seule mer. La région d’Aghbala présente
ainsi un coin de décrochement à cette époque.
Nous avons par ailleurs pu observer deux périodes avec des mouvements compressifs.
Il s’agit d’abord de compressions locales pendant le Jurassique, orientées avec une direction N120°.
Elles sont matérialisées par des structures inversées, des anticlinaux aigus, qui se limitent aux petits bassins
rhombiques. Ces unités sont parfois coupées par l’érosion et fossilisées par la sédimentation du Bathonien/
Callovien jusqu’au Crétacé basal, marquant des discordances locales intra-jurassiques.
Ces failles à pendage fort sont suivies d’un régime tectonique en transtension en direction N70° avec
des cisaillements sénestres résultants. Leurs homologues en failles normales sont orientées en direction
N45° et jouent en même temps. Cette interprétation s’harmonise bien avec le mouvement général de la plaque africaine vers l’est. Mais globalement, ces mouvements restent très modestes et ils ne sont exprimés
qu’à l’échelle locale.
Par contre, une compression majeure et régionale n’est décelable qu’à partir du Crétacé supérieur.
C’est ici qu’apparaissent l’inversion définitive et le soulèvement de la chaîne atlasique. La molasse rose
témoigne de cette période et les conglomérats du Mio-Pliocène marquent le point culminant de ce développement.
Les dispositifs mis en place au Jurassique et au Crétacé ont donc fortement influencé le comblement
du sillon atlasique, mais également la phase compressive du Tertiaire. Ici, ces accidents, hérités du socle
paléozoïque, ont déterminé la localisation des structures du soulèvement de l’Atlas récent.
176
V. Conclusion
Finalement, les résultats d’ordres lithostratigraphique et tectonique nous ont conduit à proposer une
évolution géodynamique en cinq stades:
Stade I: Le stade du rifting précoce (Permien à Trias supérieur)
Il s’agit de la phase d’un vrai rifting, épisode extensif pur, dépôt-centre des couches rouges permo-triasiques avec une sédimentation silicoclastique syntectonique sur une croûte amincie. A la fin de cette phase, le rifting s’amorce, mais la subsidence reste active. Il
n’y avait alors aucune séparation entre le Haut et Moyen Atlas.
Stade II : Le comblement du sillon atlasique et les plate-formescarbonatées jurassiques
(Héttangien - Bajocien)
Cette phase comporte les deux plates-formes établies jusqu’au Bajocien, qui sont liées
à l’ouverture du sillon atlasique d’orientation nord-est – sud-ouest. Elle est caractérisée
par une forte subsidence, une sédimentation avec des variations importantes en faciès
et épaisseurs, et un contrôle tectonique sur la sédimentation. La tectonique en blocs
basculés suscite la création de petit bassins distincts, des micro-bassins. Dans les deux
côtés de la « zone majeure de failles Aghbala-Afourer » on retrouve le même dispositif
sédimentaire, aussi bien dans le Haut que dans le Moyen Atlas. Seulement une zone
haute, le bloc rigide et stable de la Haute Moulouya, marque parfois une barrière entre
les deux systèmes.
Il s’agit donc d’un estuaire établi en bordure de la Tethys, alimenté par une mer épicontinental.
Stade III : La sénescence du bassin au Jurassique supérieur
Le régime en décrochement sénestre s’amortit et le sillon atlasique à polarité téthysienne
est en voie de comblement définitif.
Les couches rouges jurassico-crétacé enregistrent ainsi :
• la transition d’une plate-forme instable à des rampes carbonatées
stables
• la transition d’une polarité téthysienne vers une polarité mixte, à la
fois atlantique et téthysienne
• des dispositifs en transpression
• la fin du cycle jurassique (Malm, Formation d’Iouaridène) et le début
du cycle Crétacé (Barrémien, Formation de Jbel Sidal)
Stade IV : L’influence atlantique et les plates-formes du Crétacé
Après le comblement définitif des bassins et micro-bassins jurassiques, le Crétacé est caractérisé par trois mégacycles en transgression et régression. La sédimentation sur des
rampes stables est dominée par l’eustatisme et montre des dépôts fins et homogènes.
Stade V : L’inversion de la chaine atlasique
A partir du Crétacé supérieur, notamment au Tertiaire, pendant la sédimentation de la
molasse rose et surtout pendant le Mio-Pliocène, la compression définitive réactive les
zones de faiblesse héritées du socle hercynien. Surtout les accidentes majeurs gardent
une composante décrochante. Les chevauchements restent ainsi modestes et différents
selon la région. Sur la plaine de Tadla, on peut estimer la réduction horizontale à une
valeur comprise entre 5 et 7 kilomètres, tandis que dans la région d’Aghbala, il y a une
tendance à la réduction graduelle, tendant vers l’absence de raccourcissement.
En général, le bassin intracontinental correspond approximativement avec la position topographique de la chaine atlasique actuelle.
177
V. Conclusion
En résumé, le présent travail met en relief les points principaux suivants qui vont stimuler la discussion
sur les événements sédimentologiques et tectoniques régionaux:
• La « zone majeure de failles Aghbala-Afourer » est un facteur important pour la sédimentation à partir du Lias.
• Les failles de direction N120° et N45° n’ont qu’une importance secondaire
• Il n’y a pas des hiatus majeurs pendant la sédimentation des couches rouges jurassicocrétacées.
• Il y a des mouvements locaux en transpression pendant le Dogger.
• Le plissement majeur du Haut Atlas central débute à partir du Crétacé supérieur et
culmine pendant le Mio-Pliocène.
• Une séparation tectonique entre le Haut et le Moyen Atlas n’existe qu’à partir du Tertiaire.
• Le raccourcissement de la chaîne et le taux de chevauchements on une amplitude
modeste.
• L’extension des dépôts jurassiques a été toujours fortement exagérée sur les cartes
géologiques précédentes.
2.
La géoinformatique appliqué
La réalisation d’un Système d’Information Géographique (SIG), le AtlasGIS, est une première approche
d’un outil pour saisir, gérer, manipuler, créer, visualiser et communiquer des information sur la Géologie du
Haut Atlas central et d’autres domaines signifiants
La première étape était l’élaboration d’une base de données spatiale selon les standards internationaux pour garantir l’échangeabilité, la réutilisation et ainsi la durabilité du système. Cette base de données
présente le noyau du système et elle est extensible pour des futurs projet.
La réalisation d’un Système d’Information Géographique (SIG), le AtlasGIS, est une première approche
d’un outil pour saisir, gérer, manipuler, créer, visualiser et communiquer des information sur la Géologie du
Haut Atlas central et d’autres domaines significatifs.
La première étape était l’élaboration d’une base de données spatiale selon les standards internationaux pour garantir l’échangeabilité, la réutilisation et ainsi la durabilité du système. Cette base de données
présente le noyau du système et elle est extensible pour de futurs projets.
La deuxième étape comporte la saisie des données disponibles, soit des données obtenues sur le terrain et au laboratoire, soit des données des travaux antérieurs déjà existants.
Par la suite, lors d’une troisième étape, le traitement et l’analyse des données on mené à des nouvelles
interprétations et des plus-values. Ici, la comparaison des différentes cartes géologiques et leur superposition
ont apporté un succès au niveau de la cartographie. Un de ces résultats était la reconnaissance de l’exagération des dépôts jurassiques sur les cartes géologiques précédentes
Finalement, la visualisation et l’extraction de deux cartes géologiques de la région de Ouaouizarth et
d’Aghbala à l’échelle 1 :50.000 ont été proposées, constituant une base pour l’interprétation sédimentologique et tectonique.
Associée à ce système, une base de données bibliographiques pour la littérature sur la région atlasique
a été créée. Les articles, livres, journaux et cartes ont été indexés pour gérer leur énorme quantité.
Jusqu’à maintenant, AtlasGIS est stationnaire et fonctionne sur l’ordinateur du poste de travail. Mais
grâce au développement ouvert, il peut être exploité ultérieurement.
Dans l’avenir, une prochaine étape serait de garantir l’accessibilité des données. Il serait donc souhaitable d’utiliser ce système dans des futurs projets comme base, pour créer une Infrastructure des Données
Spatiales (IDS) pour le Haut Atlas central. Un tel système, basé sur l’Internet et accessible partout et par tous,
178
V. Conclusion
pourrait aider à améliorer la situation de l’environnement et par voie de conséquence des population vivant
dans ce domaine montagneux atlasique. Il rendrait des applications possibles, qui touchent à la recherche
fondamentale, à la cartographie géologique, aux risques naturels, à l’exploitation des ressources du sol et du
sous-sol ou au tourisme.
Parmi les applications possibles figure la création d’un Géopark répondant aux besoins et aux règles
définis par l’UNESCO (LÖWE, 2007).
Figure V.2.1 Application possible pour l’AtlasGIS : collaboration avec le réseau globalisé des Gépoarks nationaux.
Pour les travaux futurs dans la région, on relève les points suivants, qui sont prioritaires et qui demanderont une considération plus précise :
• Des études détaillées le long de la « zone majeure de failles Aghbala- Afourer » qui
n’ont pas été réalisées dans le cadre du présent travail.
• L’intégration des données sismiques ou des forages dans l’AtlasGIS
• Le transfer du système sur des plates-formes utilisant à la fois les logiciels libres et les
logiciels « open source » (Free/Libre and Open Source Software, abrégée en FLOSS)
• L’élaboration d’une Infrastructure des Données Spatiales (IDS) basée sur AtlasGIS
• L’intégration de l’AtlasGIS dans des projets européens, notamment les projets sur la
cartographie géologique
• Application possible : un Geopark pour le Haut Atlas central
179
Annexe
Annexe
181
Annexe
182
Annexe
Légende
Lithologie
Structures
Dolomie
homogène
Calcaire
lamination plane-parallèle
Calcaire oolithique
lamination oblique
Calcaire récifal
lamination ondulée
Calcaire à Silex
lamination entrecroisée
Arénite
convolute
Calcaire marneux
structure en “hering bone”
Calcaire marneux
oolithique
Structure en “Tipis”
Marne calcaire
structure en “bird eyes”
Marne
structure récifale
Marne silteux
rides
Marne gréseux
fentes de dessiccation
Marne argileux
bioturbation
Marne argileux
silteux
Marne argileux
silteux
paléosol
Contenu fossilifère
Marne gypseux
Silt
Silt calcaire
Silt gréseux
Grès
riche
en fossil
très riche
en fossil
Ammonite
Bryozoaire
Bélemnite
Dacycladacée
Brachiopode
Ostracode
Gastéropode
Foraminifère
benthique
Pélécypode
Huitre
Foraminifère
planctonique
Inocérame
Pollen
Microconglomérat
Oursin
Conglomérat
Echinoderme
Bois fossilisé
Trace de
Dinosaurs
Débris d’os
de Dinosaur
Grès calcaire
Porifera
Argile
Gypse
Basalte
Contenu minéral
Fe
Fer
PO
Phosphate
Mn
Manganèse
183
Annexe
184
Annexe
Cartes géologiques
Aperçu de la carte géologique de Beni Mellal - Ouaouizarth - Afourer; carte original à l’échelle 1:50.000,
attachée soit en carte analogue (version imprimée), soit en carte digitale à format pdf (versione digitale);
185
Annexe
186
Annexe
Aperçu de la carte géologique d’Aghbala; carte original à l’échelle 1:50.000, attachée soit en carte analogue (version imprimée DIN A0), soit en carte digitale à format pdf (versione digitale);
187
Annexe
Liste des figures
Figure I.1.1 : Grandes lignes structurales du Maroc et situation des terrains étudiés...................3
Figure I.1.2 : Carte géologiques simplifiées du Haut Atlas central (selon HOLLARD, 1985).
(PROUST et al. 1977). . ......................................................................................................4
Figure I.1.3 : Image satellitaire montrant la situation des régions étudiées...................................5
Figure I.1.4 : Carte géologique simplifiée de la région d’Ouaouizarth avec les grandes lignes
structurales..........................................................................................................................7
Figure I.1.5 : Carte géologique simplifiée de la région d’Aghbala avec les grandes lignes
structurales..........................................................................................................................8
Figure I.3.1 La subdivision de la bordure Nord du Haut Atlas central en six secteurs (en cadres noirs) et les deux cartes géologiques élaborées au cours de ce travail (en cadres
blancs)...............................................................................................................................10
Figure I.3.2 La subdivision de la région de la carte géologique de Ouaouizarth en neuf secteurs...................................................................................................................................11
Figure I.3.3 : Modèle de zones des faciès et microfaciès adapté pour ce travail (d’après
Flügel 2004, Société Nationale Elf-Aquitaine 1977, Wilson 1975, Schröder 1976, et
Souquet 1989) ;.................................................................................................................13
Figure I.3.4 : Concept de l’utilisation de données pour la réalisation d’un système d’information géographique (SIG) pour la région de Ouaouizarth et d’’Aghbala. ............................15
Figure I.3.5 Découpage en cartes topographiques 1 :50.000 (nom et numéro des feuilles) de
la carte géologique d’Aghbala et de Ouaouizarth..............................................................16
Figure II.1.1: Coupe synthétique et tableau montrant les différentes formations lithologiques
et les grands cycles sédimentaires....................................................................................21
Figure II.2.1: Terrains sédimentaires du Paléozoïque et du Trias et localisation des affleurements étudiés du Trias supérieur.......................................................................................24
Figure II.2.2: Coupe synthétique et tableau montrant les différentes interprétations stratigraphiques du Trias.................................................................................................................25
Figure II.2.3 : Coupe sédimentologique interprétative des affleurements 107 à 109 ; dépôts
du Trias supérieur en contact direct avec le Jurassique carbonaté...................................26
Figure II.2.4 : Esquisse paléogéographique du Trias supérieur...................................................28
Figure II.3.1: Terrains sédimentaires du Lias inférieur à Lias moyen et Bajocien........................30
Figure II.3.2: Localisation des coupes relevées dans les dépôts liasiques et du Dogger (sur
la carte géologique de Ouaouizarth)..................................................................................31
Figure II.3.3 : formation d’Aït Ben Oulli dans la coupe du Jbel Tazerkount avec interprétation
du milieu de dépôt (pour légende voir appendice).............................................................34
Figure II.3.4 : Coupe sédimentologique et interprétatif du Col de Ghnim (Col) avec interprétation d’environnement de dépôt (pour légende voir appendice).......................................37
Figure II.3.5 : Détail A de la coupe, montrant la succession d’un cycle marnes-calcaires avec
une lamination ondulée à la base......................................................................................38
Figure II.3.6 : Détail B de la coupe, avec deux chenaux de marée extrêmement fossilifères.....38
Figure II.3.7 : Détail C de la coupe, montrant la succession typique de la partie supérieure,
avec une bréchification au sommet...................................................................................38
Figure II.3.8 : Détail D de la coupe; (échelle 1 : 10).....................................................................39
Figure II.3.9 : Détail E de la coupe; (échelle 1 : 10).....................................................................39
Figure II.3.10 : Coupe sédimentologique et interprétatif d’Asseksi avec interprétation d’environnement de dépôt (pour légende voir appendice)..........................................................41
Figure II.3.11 : Coupe sédimentologique et interprétatif du Col de Ghnim avec interprétation
d’environnement de dépôt (pour légende voir appendice).................................................47
Figure II.3.12 : Détail A de la coupe du Col de Ghnim, avec des niveaux oncholitiques et
biodétritiques, montrant une succession typique du sommet de la formation de Bin El
Ouidane I...........................................................................................................................48
Figure II.3.13 : Détail B de la coupe, montrant une séquence stratocroissante caractéristique de la formation de Bin El Ouidane II...........................................................................48
Figure II.4.1: Terrains sédimentaires des couches rouges jurassico-crétacées...........................56
188
Annexe
Figure II.4.2: Localisation des coupes relevées dans les couches rouges jurassico-crétacées (sur les cartes géologiques de Ouaouizarth et d’Aghbala)........................................57
Figure II.4.3 : Tableau synthétique, des différentes interprétations stratigraphiques des couches rouges jurassico-crétacées.......................................................................................59
Figure II.4.4 : La Fm de Tilougguit dans la coupe de Bin El Ouidane avec interprétation des
environnements de dépôt (pour légende voir appendice)..................................................61
Figure II.4.5 : Détail du membre inférieur de la Fm de Tilougguit dans la coupe BEO ; séquence granocroissante typique pour un milieu de plage..................................................63
Figure II.4.6 : Détail du membre moyen de la Fm de Tilougguit, dans la coupe BEO, montrant les lentilles silteuses ou gréseuses ravinantes à la base ; elles sont interprétées
comme des chenaux fluviatiles..........................................................................................63
Figure II.4.7 : Détail du membre supérieur de la Fm de Tilougguit dans la coupe BEO ; séquence granodécroissante typique (« fining upward »).....................................................64
Figure II.4.8 : La Fm de Tilougguit dans la coupe d’Aghbala avec interprétation du milieu de
dépôt (pour légende voir appendice).................................................................................67
Figure II.4.9 : Détail 1 du membre inférieur de la Fm Tilougguit, dans la coupe AG....................69
Figure II.4.10 : Détail 2 du membre moyen de la Fm de Tilougguit, dans la coupe AG. Noter
l’évolution des cycles stratocroissants à la base, vers des cycles stratodécroissants
au sommet.........................................................................................................................70
Figure II.4.11 : Détail 3 du membre supérieur de la Fm de Tilougguit dans la coupe AG. ..........72
Figure II.4.12 : Détail 4 du membre supérieur de la Fm de Tilougguit, dans la coupe AG ;
slump, glissement gravitaire avec abondance de bois et de couches de charbon............73
Figure II.4.13 : La Fm de Tilougguit, dans la coupe de Takoust-Naour (TN), avec interprétation des environnements de dépôt (pour légende voir appendice)....................................76
Figure II.4.14 : Détail 1 de la coupe TN, présentant la partie centrale du membre inférieur de
la Fm de Tilougguit, avec interprétation des environnements de dépôt (pour légende
voir appendice)..................................................................................................................77
Figure II.4.15 : Détail 2 au sein de la Fm de Tilougguit dans la coupe TN...................................80
Figure II.4.16 : La Fm de Tilougguit dans la coupe de la source (SC) avec interprétation des
environnements de dépôt (pour légende voir appendice)..................................................83
Figure II.4.17 : La Formation des Grès de Guettioua présentée à partir des observations faites dans les synclinaux de Ouaouizarth, d’Aghzif-Naour et d’Aghbala. ...........................85
Figure II.4.20 : Coupe détaillée de la Formation de Guettioua ; alternance typique d’argiles
et de silts , qui représente des dépôts de levées naturelles en bordure des chenaux
en périodes de crues (détail 2 de la coupe synthétique)...................................................87
Figure II.4.21 : Coupe détaillée de la Formation de Guettioua ; exemple d’une lentille verte
très fréquente dans cette formation ; des argiles silteuses sont très riches en débris
de bois et d’esquilles d’os blanchâtres (détail 1 de la coupe synthétique)........................87
Figure II.4.22 : La Formation d’Iouaridène relevée à partir des observations faites dans les
synclinaux de Ouaouizarth, d’Aghzif-Naour et d’Aghbala..................................................89
Figure II.4.23 : La Formation de Jbel Sidal, relevée à partir des observations faites dans le
synclinal de Ouaouizarth. .................................................................................................92
Figure II.4.24 : Détail du membre inférieur de la Formation de Jbel Sidal : séquence granodécroissante caractéristique..............................................................................................94
Figure II.4.25 : La Formation de Jbel Sidal dans la coupe d’Ali ou Mhally (M) avec interprétation des environnements de dépôt (pour légende voir appendice).................................95
Figure II.4.26 : Détail de la limite entre les Formations de Jbel Sidal et d’Aït Tafelt....................96
Figure II.4.27 : Modèle de dépôt avec les faciès observés dans les « couches rouges », notamment dans les Formations de Guettioua et d’Iouaridène (d’après SOUHEL, 1997)....97
Figure II.5.0: Terrains sédimentaires du Crétacé et du Tertiaire................................................107
Figure II.5.1 : Tableau récapitulatif et coupe synthétique montrant les différentes interprétations stratigraphiques du Crétacé non basal....................................................................108
Figure II.5.2 : Coupe sédimentologique de Ouaouizarth (WA) avec interprétation des environnements de dépôt (pour la légende, voir appendice).................................................110
189
Annexe
Figure II.5.3 : Détail de la coupe de Ouaouizarth, montrant le sommet du membre inférieur
de la Formation d’ Aït Tafelt avec une séquence granocroissante...................................112
Figure II.5.4 : Coupe sédimentologique de Naour-Twarirt (NT) avec interprétation des environnements de dépôt (pour la légende, voir appendice).................................................115
Figure II.5.5 : Coupe sédimentologique de Naour (N) avec interprétation des environnements de dépôt (pour la légende, voir appendice)...........................................................121
Figure II.5.6 : Détail 3 de la coupe de Naour, montrant la totalité de la Formation d’Aït Tafelt,
réduite en épaisseur.........................................................................................................122
Figure II.5.7 : Sommet de la coupe sédimentologique de Ouaouizarth (WA) avec interprétation des environnements de dépôt (pour la légende, voir appendice).............................124
Figure II.5.8 : Détail 2 de la coupe de Ouaouizarth, montrant une partie du sommet du membre inférieur de la formation de Ouaouizarth...................................................................125
Figure II.5.9 : Coupe sédimentologique de Tihouna (TH) avec interprétation des environnements de dépôt (pour la légende, voir appendice)...........................................................131
Figure II.5.10 : Coupe sédimentologique de Moulay Yacoub (MY) avec interprétation des environnements de dépôt (pour la légende, voir appendice)...............................................136
Figure III.6.1: Carte géologique généralisée du Haut Atlas central présentant les structures
tectoniques majeures.......................................................................................................158
Figure III.6.2: Coupe tectonique interprétative de la partie ouest de la carte géologique de
Ouaouizarth, montrant l’Atlas d’Afourer (localité et légende voir carte géologique de
Ouaouizarth)....................................................................................................................159
Figure III.6.3: Coupe tectonique interprétative de la partie est de la carte géologique de
Ouaouizarth, montrant l’Atlas de Beni Mellal (localité et légende voir carte géologique
de Ouaouizarth)...............................................................................................................160
Figure III.6.4: carte synthétique de la région étudiée, montrant les structures majeures et les
interprétations géodynamiques proposées......................................................................162
Figure IV.1: Coupe tectonique interprétative de la région de la carte géologique de Ouaouizarth montrant la relation entre socle et couverture mésozoïque....................................166
Figure IV.2: Structures chevauchantes principales de la région de Ouaouizarth.......................166
Figure IV.3: faille inverse d’Aghbala d’une direction N120°. La composante horizontale y est
nulle. Il s’agit de l’une des failles compressive pendant le Jurassique, réactivée pendant la phase d’inversion tertiaire....................................................................................167
Figure IV.4 : détail de la carte géologique « feuille Aghbala », avec la « zone de décrochements d’Aghabal » de direction N120°.............................................................................169
Figure IV.5 : schéma structural simplifié de la « zone de décrochement d’Aghabal » de direction N120°, montrant les failles jurassiques en compression (direction N120°) et en
extension (direction N45°)................................................................................................169
Figure IV.6: Coupe paléo-tectonique et interprétation géodynamique de l’évolution du synclinal du petit bassin d’Aghbala, au cours du Bathonien.....................................................170
Figure IV.7: Vue de la cuvette d’Aghbala avec les failles N120°, qui ont joué en failles compressives pendant le Jurassique......................................................................................170
Figure IV.8: faille normale jurassique de direction N45°, fossilisée par la formation d’Iouaridène sus-jacente, dans la cuvette de Naour....................................................................171
Figure IV.9: Pli jurassique de direction N120°, fossilisé par la formation d’Iouaridène, susjacente, au sein de la cuvette d’Aghbala.........................................................................171
Figure IV.10: tableau récapitulatif des formations des couches rouges du Dogger et du Crétacé inférieur ; il s’agit du découpage adopté pour la carte géologique...........................172
Figure IV.11 : La formation de Tilougguit à forte empreinte détritique, qui emplit le synclinal
d‘Aghbala. En arrière plan la faille d‘Aghbala affectant les calcaires du Lias inférieur
et moyen..........................................................................................................................173
Figure V.2.1 Application possible pour l’AtlasGIS : collaboration avec le réseau globalisé des
Gépoarks nationaux.........................................................................................................179
190
Annexe
Liste des tableaux
Tableau I.3.1 : Classification des types de faciès (types: « SMF ») utilisés dans ce travail
(modifié et adapté d’après FLÜGEL 2004, 1972 et WILSON 1975) ;................................14
Tableau II.2.1 : Comparaison de la nomenclature dans les différentes cartes géologiques. ......29
Tableau II.4.1 : Contenu palynologique des échantillons productifs dans les coupes
d’Aghbala (AG), de Takoust-Naour (TN), de la Source (SC) et de l’affleurement 99
dans le synclinal de Naour (déterminations de E. SCHRANK - communication orale)...100
Tableau II.4.2 : Possibilités de datation dans les différentes formations des « couches rouges »..101
Tableau II.4.3 : Contenu palynologique des échantillons productifs (298/1 et 312/1) dans les
« couches rouges » et dans la coupe de Mhally (déterminations E. SCHRANK, communication orale).............................................................................................................102
Tableau II.4.4 : Comparaison de la définition des formations dans diverses cartes géologiques.................................................................................................................................104
Tableau II.5.1 : ostracodes permettant une datation des échantillons productifs dans la coupe de Naour-Twarirt (NT) (déterminations de B. ANDREU, communication orale).........118
Tableau II.5.2 : ostracodes permettant une datation des échantillons productifs dans la coupe de Tihouna (TH) (détermination B. ANDREU, Université Paul Sabatier, Toulouse
communication orale).......................................................................................................134
Tableau II.5.3 : Comparaison de la définition des formation dans des divers cartes géologiques.................................................................................................................................140
191
Annexe
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