d 2008-05-02 Raport Geologie

Système de gestion d’information scientifique dans la région de Sahel-Doukkala, Maroc (SaDIN) LIFE03 TCY/MA/000050

Rapport sur la Géologie

Rédaction : El M. Ettachfini, A. Souhel, El Attari, M. Ouadia, A. M. Maanan & A. Toufiq

Date : 31/12/2005

Avec le soutien de l’instrument l’instrument financier LIFE de l’Union Européenne

Projet SADIN – – Rapport final – Décembre 2005

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GEOLOGIE INTRODUCTION GENERALE---------------------------------------------------

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A/. DESCRIPTION SOMMAIRE DES TERRAINS PALEOZOIQUES AFFLEURANT DANS LA REGION DES DOUKKALA -----------

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I. Intr Introd oduc ucti tion on ………… ……………… ………… ………… ………… ………… ………… ………… ………… ………… …….… .……… …….. .. II. Les affleurements d'El Jadida ……………………………………………….. III. Le Cambrien moyen et supérieur …………………………………………... IV. IV. L'Or L'Ordo dovi vici cien en ………… ……………… ………… ………… ………… ………… ………… ………… ………… ………… ………… …….. V. Le Silurien ………………………………………………………………… …………………………………………………………………... ... VI. Le Dévonien …………………………………………………………… ……………………………………………………………….. ….. VIII. Le Permo-Carbonifère Permo-Carbonif ère ……………………………………………………. ……………………………………………………...

6 6 8 10 11 11 15

B/. DONNEES DE SUBSURFACE SUR LE PALEOZOIQUE DES DOUKKALA -----------------------------------------------------------------

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C/. CONCLUSIONS

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D/. SYNTHESE STRATIGRAPHIQUE DES FORMATIONS MESOZOIQUES DU BASSIN DES DOUKKALA ----------------I. Intr Introd oduc ucti tion on ………… ……………… ………… ………… ………… ………… ………… ………… ………… ………… ………… …….… .….. II. Fm 1 – Formation des "Conglomérats, "Conglomérats , Grès et Argiles rouges" …………… III. Fm 2 – Formation de "calcaires Inférieurs" ………………………………. IV. Fm 3 – Formation des "Argiles Grises" …………………………………... V. Fm 4 – Formation des "Grès et Argiles rouges" …………………………….. VI. Fm 5 – Formation des "Marnes vertes à gypse" .…………………………… VII. Fm 6 – Formation des "Calcaires et Marno-alcaires Marno-alcair es supérieurs" ………… IIX. IIX. Fm 7 – Forma Formatio tion n des des "Marn "Marnes es et Argile Argiless du Miocèn Miocènee …………… …………………. ……... .. 1. Desc Descri ript ptio ion n des des coup coupes es ………… ……………… ………… ………… ………… ………. ….…… ………… …….… .… 1.1. 1.1. Coup Coupee de Doua Douarr El Hrai Hraimi mi ………… ……………… ………… ………… ………… ………… …….. .... 1.2. Coupe de Sidi Brahim …………………………………….…… 2. Attribution Attributio n stratigraphique stratigr aphique …………………………………………… 2.1. Foraminifères Foraminifè res planctoniques ……………………….…………… 2.2. Ostracodes ……………………….……………………………. ……………………….……………………………... .. IX. Le Plio-Quaternaire Plio-Quate rnaire des Doukkala ………………….…………………….. ………………….…………………….... 1. Lithostratigraphie Lithostrat igraphie ………………………………….…………. ………………………………….………….……… ……… 1.1. Le Pliocène …………………………………….………………. …………………………………….………………... 1.2. 1.2. Le Quat Quater erna nair iree ……… …………… ………… ………… ………… ………… ………. ….…… ………… ……… … 2. Chronostratigraphie Chronostrati graphie …………………………………………………. …………………………………………………... .. 3. Néot Néotec ecto toni niqu quee ……… …………… ………… ………… ………… ………… ………… ………… ………… …….… .……. …... ..

Références bibliographiques

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Cartes géologiques et topographiques topographiques Adresses utiles

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GEOLOGIE INTRODUCTION GENERALE---------------------------------------------------

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A/. DESCRIPTION SOMMAIRE DES TERRAINS PALEOZOIQUES AFFLEURANT DANS LA REGION DES DOUKKALA -----------

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I. Intr Introd oduc ucti tion on ………… ……………… ………… ………… ………… ………… ………… ………… ………… ………… …….… .……… …….. .. II. Les affleurements d'El Jadida ……………………………………………….. III. Le Cambrien moyen et supérieur …………………………………………... IV. IV. L'Or L'Ordo dovi vici cien en ………… ……………… ………… ………… ………… ………… ………… ………… ………… ………… ………… …….. V. Le Silurien ………………………………………………………………… …………………………………………………………………... ... VI. Le Dévonien …………………………………………………………… ……………………………………………………………….. ….. VIII. Le Permo-Carbonifère Permo-Carbonif ère ……………………………………………………. ……………………………………………………...

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B/. DONNEES DE SUBSURFACE SUR LE PALEOZOIQUE DES DOUKKALA -----------------------------------------------------------------

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C/. CONCLUSIONS

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D/. SYNTHESE STRATIGRAPHIQUE DES FORMATIONS MESOZOIQUES DU BASSIN DES DOUKKALA ----------------I. Intr Introd oduc ucti tion on ………… ……………… ………… ………… ………… ………… ………… ………… ………… ………… ………… …….… .….. II. Fm 1 – Formation des "Conglomérats, "Conglomérats , Grès et Argiles rouges" …………… III. Fm 2 – Formation de "calcaires Inférieurs" ………………………………. IV. Fm 3 – Formation des "Argiles Grises" …………………………………... V. Fm 4 – Formation des "Grès et Argiles rouges" …………………………….. VI. Fm 5 – Formation des "Marnes vertes à gypse" .…………………………… VII. Fm 6 – Formation des "Calcaires et Marno-alcaires Marno-alcair es supérieurs" ………… IIX. IIX. Fm 7 – Forma Formatio tion n des des "Marn "Marnes es et Argile Argiless du Miocèn Miocènee …………… …………………. ……... .. 1. Desc Descri ript ptio ion n des des coup coupes es ………… ……………… ………… ………… ………… ………. ….…… ………… …….… .… 1.1. 1.1. Coup Coupee de Doua Douarr El Hrai Hraimi mi ………… ……………… ………… ………… ………… ………… …….. .... 1.2. Coupe de Sidi Brahim …………………………………….…… 2. Attribution Attributio n stratigraphique stratigr aphique …………………………………………… 2.1. Foraminifères Foraminifè res planctoniques ……………………….…………… 2.2. Ostracodes ……………………….……………………………. ……………………….……………………………... .. IX. Le Plio-Quaternaire Plio-Quate rnaire des Doukkala ………………….…………………….. ………………….…………………….... 1. Lithostratigraphie Lithostrat igraphie ………………………………….…………. ………………………………….………….……… ……… 1.1. Le Pliocène …………………………………….………………. …………………………………….………………... 1.2. 1.2. Le Quat Quater erna nair iree ……… …………… ………… ………… ………… ………… ………. ….…… ………… ……… … 2. Chronostratigraphie Chronostrati graphie …………………………………………………. …………………………………………………... .. 3. Néot Néotec ecto toni niqu quee ……… …………… ………… ………… ………… ………… ………… ………… ………… …….… .……. …... ..


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Cartes géologiques et topographiques topographiques Adresses utiles

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INTRODUCTION GENERALE

La zone du Sahel-Doukkala comporte des séries sédimentaires allant du Paléozoïque jusqu’au Miocène, sur lesquelles on trouve des dépôts transgressifs plio-quaternaires. plio-quaternaires. Les terrains éocènes, célèbres par leurs gisements de phosphate sont absents de cette région .

Nord

Limons quaternaires Quaternaire marin et dunaire

Azemmour

El Jadida

Pliocène Miocène Crétacé Jurassique Permo - Trias Ordovicien Cambrien

e u q t i n a l t A n a L é E c H O Oualidia

0

A S

Had Ouled Frej Boulaouane

A L A K K Khémis U Sidi Zémamra O Bennour D Sidi Smaïl

30 km


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AGE

LITHOLOGIE

EPAISSEUR (m)

Quaternaire Quaternair e limoneux

PlioQuaternaire

MésoCénozoïque

Paléozoïque

Limons sablo-argileuses sablo-argile uses 10-80 Grès, sables et calcaires 10-80 Quaternaire marin et dunaire coquillers Calcaire détritique et 10-40 Pliocène lumachelles lumachelles ; conglomérat 0-20 Miocène Marnes sableuses ou argiles 100-200 Cénomanien Marno-calcaires Marno-calcaires jaunâtres Grès, sables et argiles 0-60 Hautérivien supérieur rouges 30 Hautérivien moyen Calcaires Hautérivien inférieur Marnes 60 5-30 Valanginien Calcaire Jurassique supérieur ou Conglomérat, Conglomérat, Grès et argiles 50-70 Crétacé inférieur rouges 200 Jurassique supérieur Calcaires gypseux 200 Permo-Trias Argiles et Basaltes Carbonifère Dévonien Schistes, Quartzites et Dolomies Silurien Cambrien

Le Paléozoïque Le Paléozoïque affleure dans la vallée de l'Oued Oum Er Rbia et dans les Jbilet occidentaux sous forme de schistes et de grès cambriens et très probablement aussi ordoviciens. A l’exception du pointement cambrien d'El Jadida, partout ailleurs, il est masqué par des dépôts postérieurs plus récents.

Le Méso-Cénozoïque : Le Permo-Trias affleure dans la vallée de l’Oued Oum Er Bia (entre Talmest et Sidi Saïd Mâachou). Il est représenté par des dépôts d'argiles et pélites rouges avec des coulées basaltiques. A M’Tal, ces formations sont associées à des conglomérats rouges carbonifères. Son substratum hercynienne plissé et déformé est constitué d’une lithologie très variée (grès, quartzites, schistes, calcaires, rhyolites et dolomies) appartenant au Cambrien, Ordovicien, Silurien et au Dévonien. Cet ensemble est par ailleurs décrit dans plusieurs forages réalidés dans la région des Doukkala.


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Le Jurassique n'est présent qu'au Sud des Doukkala, ses dépôts sont constitués des calcaires et des marno-calcaires jaunâtres à lits argileux contenant de nombreux bancs de gypse (Ferré et Ruhard, 1975).

Le Crétacé est par contre extrêmement important dans la région et constitue le substratum presque continu de terrains plio-quaternaires. Le Cénomanien, composé de marnes calcaires et de grès, s’étale sur toute la région entre le Cap d’El Jadida et l’embouchure de l’Oued d’Oum Rbia.

Le Miocène est décrit au niveau d’un petit pointement au Cap d’El Jadida (Gigout, 1965). Il est aussi signalé vers l’intérieur des Doukkala par Khatmi (1999). De manière générale, il est très érodé et est constitué de marne jaune, de sable et parfois des argiles rouges ou brunes avec une base un peu conglomératique.

Le Plio-Quaternaire : Le Pliocène est formé par des calcaires gréseux. Ces sédiments marins consolidés, qui ont été repris en dunes dont les crêtes émergent encore des "limons" quatrenaires, constituent l’essentiel de la zone du Sahel.

Le Quaternaire est constitué de trois groupes de formations : des formations littorales constituant les grands alignements de crêtes et des sillons parallèles ou sub-parallèles au rivage actuel, des terrasses fluvialtiles longeant l’oued Oum Errabia et des colluvions de comblement à l’intérieur de la plaine.

Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005

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A/ DESCRIPTION SOMMAIRE DES TERRAINS PALEOZOÏQUES AFFLEURANT DANS LA REGION DE DOUKKALA (Entre l'Oualidia et la vallée de l'Oued Oum Rbia)

I. Introduction Dans la région des Doukkala les terrains paléozoïques affleurent au niveau du cap d'El Jadida et le long de la basse vallée de l'Oued Oum Rbia, à la limite Est de la région d'étude (fig. 1). La succession stratigraphique est dominée par les terrains du Paléozoïque inférieur (Cambro-Ordovicien) qui reposent sur un substratum précambrien probable (rhyolites et tufs d’El Jadida). L’extension de ces terrains primaires vers l’W et le SW, sous la couverture secondaire et tertiaire de la plaine de Doukkala, a été identifiée par plusieurs puits de sondage. On y reconnaît le Cambrien, l'Ordovicien, le Siluro-Dévonien et le PermoCarbonifère.

II - LES AFFLEUREMENTS D’EL JADIDA : (le Cambrien inférieur et le Précambrien terminal probable)

A l’emplacement de la ville d’El Jadida, en bordure de l'Atlantique (fig. 1 et 2), sous une barre de calcaires cénomaniens discordante, affleurent des terrains faiblement plissés, qui représentent les terrains les plus anciens de la série paléozoïque. On y reconnaît deux Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005

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formations lithostratigraphiques: Une formation volcanique (rhyolites, bréches et tufs) sur laquelle repose une formation de dolomies massives d'âge probablement Cambrien inférieur. Ces terrains offrent de remarquables analogies de faciès avec les terrains cambriens et infracambriens de l’Anti-Atlas et du Maroc central. Leur base est constituée par des laves rhyolitiques et des tufs volcaniques à éléments trachy-andésitiques.

Les rhyolites présentent les caractéristiques géochimiques d’une série calco-alcaline, riche en potassium, de type « arc insulaire » ou « marge continentale ». Ces roches, qui Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005

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constituent un paléorelief sur lequel transgresse une formation essentiellement dolomitique, représentent le substratum de la couverture paléozoïque. Il pourrait être attribué au Protérozoïque terminal (PIII) par comparaison avec l’Anti-Atlas et le Maroc central où des rhyolites et des andésites sont connues dans la même position stratigraphique sous les calcaires du Cambrien inférieur. On remarque en plus que le plissement subméridien qui affecte ces terrains correspond dans tout le Môle côtier à l’épisode principal de la déformation hercynienne, ce qui confirme un âge paléozoïque à ces affleurements.

III - Le Cambrien moyen et supérieur Dans la région de Doukkala, le Cambrien moyen constitue, a lui seul, la majorité des terrains paléozoïques connus à l'affleurement ou par sondage. Ces terrains affleurent largement le long de la basse vallée de L'Oued Oum Rbia où ils ont été étudiés par plusieurs auteurs (Gigout, 1951, Michard, 1976; Corsini, 1989; El Attari, 2001). Ils sont représentés par des faciès relativement uniformes, subdivisés en trois formations (fig.3): (Formation I ) : schistes argileux feuilletés ou “ schistes à Paradoxides ” verdâtres et de grauwackes, avec localement des intercalations volcaniques et volcano-détritiques, (Form. II). formée de grès et quartzites nommés “ quartzites d’El Hank (par comparaison avec les quartzites d'El Hank de Casablanca) du Cambrien moyen terminal, (Form. III) constituée de niveaux pélitiques où ont été récoltés des espèces du Cambrien supérieur, à Sidi Saïd Maachou (Corsini, 1988) et à Imfout (El Attari, 2001). L'épaisseur de la série cambrienne varie du Nord au Sud, elle est de 1900 à 2000 m à Sidi Saïd Maachou et de 4000 m environ à Imfout. La base de cette série n'affleure pas. On note également que les données de subsurface (Bernardin, 1987) montrent, sous la couverture secondaire et tertiaire de Doukkala, des épaisseurs plus importantes pour le Cambrien, allant de 3000 m à 7000 m. Il s'agit ici d'un bassin relativement profond, structuré en horsts et grabens subméridiens.

Le volcanisme cambrien : Le volcan de Sidi Saïd Mâachou Les schistes verts acadiens (formation des schistes à Paradoxides) au Nord de Sidi Saïd Mâachou sont recoupés par un réseau de dykes alimentant plusieurs sills et coulées basaltiques (Fig. 3). On y trouve également un important complexe volcano-sédimentaire interstratifié. Plusieurs travaux ont été effectués sur ces roches volcaniques (Gigout, 1956; El Attari, 1997-1999-2001); ils ont pu préciser l'aspect pétrographique, structurale et géochimique de ces roches.


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Voici les principales caractéristiques de ces roches : 1 - La nature des différents faciès volcaniques (coulées-sills-dykes) est de type basalte doléritique;


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2 - Le liquide magmatique arrivait par des dykes et s'épanchait au fond d'une mer peu profonde. Les coulées sont accompagnées d'intercalations de calcaires fossilifères, d'âge Cambrien moyen; 3 - Les dykes d'alimentation sont orientés ENE, parfois NNE ou E-W; 4 - A l'affleurement et à partir des dykes d'alimentation, l'extension des coulées ainsi que le volume qu'elles occupent sont plus importants vers le Sud que vers le Nord ce qui suggère une paléopente vers le Sud; 5 - L'activité volcanique cesse graduellement avant le dépôt des quartzites de la formation d'El Hank (Form.II).

IV - L’Ordovicien A l’affleurement, les terrains ordoviciens occupent la rive droite de la basse vallée de l'Oued Oum Rbia (flan Est du synclinal d'Oulad Abbou) et le cœur du synclinal d’Imfout. Ils ont fait l’objet de nombreux travaux: Gigout (1951-1956); Michard (1967); Destombes (1971); Allix (1978); Cornée et al. (1985); El Kamel (1987); El Attari (2001). D’après ces travaux, les premiers dépôts ordoviciens, transgressifs sur les terrains cambriens, correspondent à l’Arenig inférieur. Le Tremadoc, considéré comme lacunaire, n’a pas été identifié. L’Ordovicien est également reconnu par quelques forages (OYB1 et BHL1) pétroliers dans le bassin de Doukkala (Fig. 16). Ces forages atteignent l’Ordovicien inférieur; Arenig (Bernardin et al. 1988).

Durant la période de l’Arenig, les faciès sont relativement uniformes. Ils sont dominés par des argiles, des psammites bioturbées et de minces intercalations gréseuses (fig.4). Ce faciès est transgressif sur les pélites du Cambrien, parfois, par l’intermédiaire d’un niveau de grès microconglomératique, ferrugineux (cf. coupe de Sidi Saïd Mâachou, fig. 3). Au cours de Llanvirn-Llandeilo-Caradoc, la sédimentation devient relativement plus grossière. Elle se manifeste par l’intercalation plus fréquente et de plus en plus rapprochée de niveaux grèso-quartzitiques qui forment localement des barres pouvant atteindre plusieurs mètres d’épaisseur (Imfout et Oulad Abbou). Les phénomènes de slumping et les structures en boules et coussins observées à Imfout présentent des indices d’une instabilité locale du milieu de dépôt.

V - Le Silurien Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005

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Dans la région d’Oulad Abbou (Oued Targa, rive droite de l'Oued.O.Rbia) le Silurien (130 m) est daté par Graptolites, du Telychien inférieur au Pridoli supérieur. Les faciès décrits sont relativement uniformes (fig. 5); ils sont constitués par des argiles, des ampélites noires à Graptolites et à miches carbonatées et des calcaires à Crinoïdes. Ils présentent la particularité d’inclure des roches volcaniques synsédimentaires (Cornée et al., 1985; El Kamel et al., 1998), comparables à celles décrites dans les terrains siluriens de la zone de Rabat-Tiflet (El Hassani, 1991).

Pour El Kamel (1998), le caractère alcalin intra-plaque de ces roches volcaniques ainsi que les indices d’une instabilité sédimentaire (brèches, slumps, failles synsédimentaires et basculement de terrains) suggère un régime distensif guidé par des failles subméridiennes.

VI - Le Dévonien Oulad Abbou (rive droite de l'Oued O.Rbia, entre Dawrat et SS.Mâachou) Le Dévonien occupe ici le cœur d’une grande structure synclinale « synclinal de Oulad Abbou ». Plusieurs études d’ordre stratigraphique et sédimentologique ont été effectuées dans ces terrains: (Gigout, 1951-1955; Hollard, 1967; Gendrot et al., 1969; Kergomard, 1970; Elloy, 1972; Piqué, 1979; Cornée et al., 1985; Ben Frika, 1994; Ben Bouziane, 1995). Le Dévonien est représenté dans cette région par une épaisse série argilo-calcaire, transgréssive sur le Silurien, dont l’âge s’étend du Dévonien inférieur au Dévonien supérieur. Comme par ailleurs dans tout le domaine de la Méseta occidentale, le Dévonien moyen est caractérisé par l’installation et le développement de constructions récifales (fig. 6).


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Doukkala-Abda Sous les dépôts méso-cénozoîques du bassin de Doukkala-Abda, le Dévonien est connu grâce à de nombreux travaux de prospection géophysique et de nombreux forages effectués par le BRPM et l’ONAREP dont le but d’exploiter les séries détritiques du Permo-Carbonifère et celles du Dévonien moyen récifal considérées comme réservoir de pétrole. Les résultats des données recueillies lors de ces études, concernant le Dévonien, sont exposés dans les travaux de Rabaté (1976), Barbu (1977) et de Ben Bouziane (1995). La série dévonienne, épaisse de 1200 m à 1700 m, est dominée par des argiles et calcaires argileux avec un complexe récifal au Dévonien moyen( fig. 7).

Dévonien inférieur Dans les Doukkala, la sédimentation marine, de type plate forme relativement profonde, est dominée par des argilites grises noires qui se chargent progressivement en carbonates. Vers l’Est, en direction d’Oulad Abbou, il y a enrichissement en carbonates. En effet, la sédimentation est ici caractérisée par des calcaires à niveaux argileux à la base puis des marnes à niveaux calcaires au sommet. L’épaisseur de ces dépôts dans ces localités voisines est variable. Elle est de l’ordre de 400 m à l’Ouest (région de Safi), de 800 m vers le NE (Oulad Bouzid-El Barba) et de 450 m au maximum à Oulad Abbou. Ces changements de faciès et d’épaisseur du Dévonien inférieur indiquent l’existence à cet époque d’une zone relativement subsidente entre Oulad Abbou et les environs de Safi : bassin de Doukkala-Oulad Abbou.


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L'évolution de celui-ci, dans la région d’Oulad Abbou, a probablement débuté dès le Silurien supérieur comme en témoignent les coulées volcaniques intercalées dans la série silurienne d’Oulad Abbou (Cornée et al., 1985; El Kamel et al., 1998). Par contre, dans la région de Doukkala son fonctionnement a débuté dès le Silurien-Dévonien inférieur (coulées volcaniques interstratifiées dans le Dévonien inférieur (in Ben Bouziane, 1994). La tectonique distensive dévonienne dans les Doukkala semble être contrôlée par la réactivation des anciennes failles synsédimentaires cambriennes.

Dévonien moyen Dès la fin du Dévonien inférieur (Emsien supérieur) et durant tout le Dévonien moyen une tendance positive des fonds marins permet l’installation, sous un climat chaud, d’une plate forme carbonatée et récifale qui couvre la région de Doukkala-Oulad Abbou. Les variations de


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l’épaisseur de la série dévonienne moyenne et les perturbations locales de l’extension latérale des édifices récifaux sont dues a des mouvements verticaux de blocs sous l’effet d’une tectonique distensive (Barbu, 1977; Ben Bouziane, 1995). Celle-ci est probablement liée au rejeu d’anciennes failles, en particulier celles ayant joué au Cambrien et à l’Ordovicien.

Dévonien supérieur Cette période est marquée dans l’ensemble de la Méseta occidentale par une intense activité tectonique distensive qualifiée de révolution famennienne (Piqué, 1979). Dans le Môle côtier, la paléogéographie de cette période est toujours influencée par le Môle d’Imfout qui sépare deux bassins fammeniens: le bassin de Doukkala - Oulad Abbou, à l’Ouest, et le bassin de Mechrâ Ben Abbou-Foum el Mejez, à l’Est (fig. 8). Du côté de Doukkala - Oulad Abbou, on assiste à un approfondissement du bassin vers l’Ouest (région de Safi) qui se comble par des argilites noires à Goniatites (Ben Bouziane, 1995).

VII - Le Permo-Carbonifère (Stéphano-Permien) A l’intérieur du domaine mésetien en générale, le Stéphano-Permien s'est déposé dans des « bassins » situés à la périphérie ou au cœur des boutonnières paléozoïques. Dans l’ensemble de ces bassins les dépôts montrent de grandes similitudes entre eux (Piqué, 1994) et la sédimentation est largement contrôlée par des failles hercyniennes héritées. Les faciès sont souvent détritiques rouges (conglomérats, grès et argiles) et continentaux, reposant en discordance angulaire sur les terrains anciens. Dans le bassin de Doukkala-Abda, des séries détritiques grossières rouges ont été reconnus par plusieurs forages. Ces séries sont attribuées au Permo-Carbonifère par analogie de faciès avec d'autres régions de la Méseta occidentale (Benabbou, 1992). L’épaisseur de ces dépôts varie d’un secteur à l’autre (200 m à 900 m environ); elle est en relation avec l’existence de horsts et grabens.


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Fig. 8 – Esquisse paléogéographique de la Meseta occidentale pendant le Dévonien (D’après les travaux de Piqué 1979 et 1994 ; El Kamel 1987 ; Ben Bouziane 1995)

B/ DONNEES DE SUBSURFACE SUR LE PALEOZOÏQUE DES DOUKKALA Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005

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Introduction La zone côtière de la Meseta occidentale (Entre El Jadida et Safi) a fait l'objet de plusieurs études géophysiques (sismiques et gravimétriques) réalisées dans une optique pétrolière. Les différentes interprétations disponibles portent sur la structuration du bassin de Doukkala-Abbda (socle et couverture) et sur l'évolution de sa

marge atlantique (Barbu,

1977; Ruellan, 1985; Bernardin, 1987; Bernardin et al. 1988; Le Roy, 1993 et 1997; Roussel et Bernardin, 1991; Ben Abbou, 1992; Ben Bouziane, 1995; Piqué et Laville, 1995; Labbasi, 1998 ; El Attar, 2001; ONAREP (rapports inédits)). Ces travaux montrent une évolution tectono-sédimentaire qui englobe le cycle calédono-hercynien (rift cambrien et structuration hercynienne) et post-hercynien (rifting Atlantique). Elle se poursuit jusqu'à l'actuel (escarpement d'El Jadida) en réactivant probablement les structures anciennes. Dans ce qui suit, nous essayons de discuter les éléments structuraux de la déformation hercynienne, dans la zone centrale des Doukkala, à partir de profils sismiques interprètes ou réinterprètes. Nous avons choisi les profils qui renseignent le plus sur le Paléozoïque. Ces profils donnent également une idée sur l’intensité de la fracturation fintriasique, liée au rifting atlantique.

Zone centrale des Doukkala Une carte des accidents paléozoïques a été dressée par Barbu (1976) (fig. 9) dans la région de Abda-Doukkala. Cette carte donne une idée sur l’intensité de la fracturation des terrains paléozoïques et sur la répartition paléogéographique des faciès dévoniens sous la discordance post hercynienne. Selon Barbu (1976), la fin du Dévonien est marquée par une phase tectonique dont les mouvements ont donné naissance à des zones hautes et basses. Celles-ci, constituent une surface irrégulière qui va être attaquée par une érosion intense supprimant une grande partie du Dévonien. Pour Ben Bouziane (1995) ces failles NNE-SSW ont joué dès le Dévonien en failles normales synsédimentaires sous l’effet d’une tectonique distensive reprenant les failles anciennes.

L’analyse de la carte de Barbu et les profils sismiques qui traversent ce secteur (DB6,DA5,DA8) (fig. 10) font ressortir les éléments structuraux suivants:

* La faille d’Oulad Ziane (fig. 11) à pendage Est, s’enracine jusqu’aux environs 4s (td) sur un réflecteur correspondant à la base du Cambrien (profil DB6) (le Roy, 1997). Elle se situe sur


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le flanc ouest d’une vaste structure anticlinale NNE, dont la longueur d’onde est voisine de 10 km, et montre un jeu inverse.

* Dans le compartiment situé entre la faille d’Oulad Ziane et la faille de Drabla-Sidi Smaïl sur la carte de Barbu (1976), les terrains paléozoïques sont affectés par un grand synclinal (largeur = 10 km environ) englobant localement l’ensemble du Paléozoïque (profil DB6, DA5). A cette structure synclinale se superpose une succession des plis NNE, de petite longueur d’onde et à vergence Est, qui déforment uniquement le paléozoïque moyen et supérieur. Ils sont accompagnés de failles inverses, moins profondes, à pendage vers l’Ouest. L’absence de ces plis de second ordre dans les terrains cambro-ordovicien en dessous suppose l’existence d’un niveau de décollement à la base des séries calcaires du Dévonien. L’amortissement des failles inverses (à pendage Ouest) à la base du Dévonien fait penser également à des failles normales synsédimentaires dévoniennes inversées à l’hercynien.

* Plus à l’Est, au delà de la faille de Drabla-Sidi Smaïl, les terrains dévoniens disparaissent pour n’avoir à BHL-1 que le Trias en discordance sur le Cambro-Ordovicien (fig. 13). L’absence des terrains du paléozoïque moyen et supérieur dans ce secteur est certainement en relation avec une érosion, consécutive à un soulèvement à la fin de l’orogenèse hercynienne. Le contact entre cette zone soulevée et le synclinal, précédemment décrit à l’Ouest, est assuré par la faille de Drabla-Sidi Smaïl. Celle-ci, à allure listrique et à pendage vers l’Est (fig.12), s’enracine plus profondément dans le socle paléozoïque sur un réflecteur supposé la base du cambrien (Le Roy, 1997). Elle pourrait représenter une ancienne faille inverse, comme celle d’Oulad Ziane, déterminant le soulèvement du compartiment oriental, puis réactivée en faille normale lors du rifting atlantique.


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Fig.11- Déformation hercynienne dans la zone des Doukkala Profils DB6 et DA5 (Le Roy, 1997) 1: zoom de la partie Est du profil DB6 (sP1,sP2,sP3: séquences sismiques paléozoïques; C: base du Cambrien; H: discordance post-paléozoïque) 2: coupe totale DB6 interprétée.


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Fig. 12 - Extrait du profil DA8 montrant l'allure listrique de la faille de Sidi Smail, enracinée sur un réflecteur (C) correspondant à la base du Cambrien.

Ces données structurales combinées aux données de forages et de la gravimétrie (Bernardin, 1987) ont permis de remarquer que les changements des épaisseurs des terrains cambriens (ou parfois cambro-ordoviciens) coïncident approximativement avec les principales failles triasiques et/ou hercyniennes (ex: faille de Oulad Ziane, faille de Sidi Smaïl), ce qui a suggéré que ces dernières étaient probablement déjà actives au Cambrien. Ces différentes observations (compartimentage du socle paléozoïque, variation des épaisseurs), complétée à l’Est par les données de terrains (Imfout, basse vallée de l’O. Oum Rbia), sont résumées sur une coupe synthétique E-W à travers les Doukkala (fig.13).

C/ Conclusions Après une période d’activité tectonique distensive au Cambrien et au Dévonien, les formations paléozoïques, sous la couverture secondaire, sont soumises à des déformations hercyniennes dont l’amplitude varie d’un point à l’autre. Ces déformations semblent plus affirmées dans une zone centrale, entre la faille d’Oulad Ziane et la faille de Drabla-Sidi Smaïl. Cette zone se situe à la verticale d’un axe bas au Cambrien (graben d’OBZ1 ; Bernardin et al., 1988). Elle est affectée par de grandes structures anticlinales et synclinales (largeur = 10km environ) à plan axial subvertical ou légèrement penché à l’Ouest. Les plis mineurs qui déforment uniquement le paléozoïque moyen et supérieur supposent l’existence d’un niveau de décollement à la base du Dévonien. Les failles inverses, à vergence Est, qui accompagnent ces plis semblent héritées de la paléogéographie dévonienne. Les retrovergences (déversements doubles) des structures, souvent observées dans se secteur, sont en grande partie guidées par le pendages des failles. Celles-ci semblent représenter des failles synsédimentaires, héritées de la paléogéographie cambrienne et/ou dévonienne.


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La genèse des structures à double déversement peut s’expliquer aussi par le fonctionnement de rampes émergentes d’un niveau de décollement.


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D/ SYNTHESE STRATIGRAPHIQUE DES FORMATIONS MESOZOIQUES DU BASSIN DES DOUKKALA I. Introduction Gigout (1951) distingue pour les terrains mésozoïques de la région des Doukkala six formations, du bas vers le haut : Fm1 : Formation des "Conglomérats, Grès et Argiles rouges", Fm 2 : Formation de "Calcaire Inférieur", Fm 3 : Formation des "Argiles grises", Fm 4 : Formation des "Grès et Argiles rouges", Fm 5 : Formation des "Marnes vertes à gypse", Fm 6 : Formation des "Calcaires et marno-calcaires supérieurs ". Fm 7 : Formation des marnes et argiles du Miocène Des précisions sur la lithostratigraphie et la description des différents faciès ont été apportées par les travaux de Khatmi, 1999. Les argumentations chronostratigraphiques sont celles avancées par Gigout 1951, alimentées parfois par des données plus récentes, principalement celles de Witam 1988, Ettachfini et al . 1998. La description de ces formations est faite à partir d’une synthèse de coupes stratigraphiques levées par Khatmi (1999) sur tout le pourtour des Doukkala (fig. 14 et 15).

II. Fm 1 - Formation des "Conglomérats, Grès et Argiles rouges" C’est une unité discordante sur le Paléozoïque ou sur le Permo-Trias.

Lithologie : faciès détritique continental bariolé dominé par des graviers et des grès.

Variations latérales (fig. 16) : dans la région de M’tal, cette Fm épaisse de 5 à 25 m, présente une alternance de grès micro-conglomératique, grès fins, de niveaux argileux de couleur lie de vin et de dolomies gréseuses. Dans la région de Dar Caïd Tounsi, cette Fm épaisse de 20 m est essentiellement conglomératique à la base, gréseuse au sommet, ce qui indiquerait une proximité des reliefs rocheux (environnement alluvial); dans la région d'Aït Talmest, elle n'est plus que de 10 m, et est constituée de dolomies et de grès fins. Les lits argilo-sableux et les conglomérats sont particulièrement développé dans la vallée de l’Oum Er-Rbia ainsi qu‘en bordure du massif paléozoïque des Rehamnas où ils atteignent 50 m d’épaisseur. Pour les faciès conglomératiques, on remarque que plus en allant vers l’Est (M’tal) et plus il y a une réduction de la taille des éléments qui le constituent.


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Dans la région de Youssoufia, cette Fm passe latéralement à la Formation du "complexe évaporitique".

Limites de la Formation : cette Fm repose directement sur les pélites rouges du PermoTrias par une discontinuité sédimentaire marquée par une pellicule ferrugineuse comme c’est le cas à M’tal et à Aïn Talmest, ou sur les bancs quartzitiques du Paléozoïque par le biais d’une discordance angulaire comme c'est le cas aux alentours de Dar Caïd Tounsi. Elle est couronnée par une discontinuité de ravinement, c’est le cas à M’tal, ou par une surface durcie et à fentes de dessication comme à Aïn Talmest.

Milieux de dépôt : l’ensemble des caractéristiques sédimentologiques témoignent de conditions de dépôt continental, de plaines alluviales parcourues par des chenaux méandriformes, au Sud (M’tal + Dar Caïd Tounsi), littorales au Nord (Aïn Talmest). Les différents faciès de la Formation des "conglomérats, grès et argiles rouges" s’agencent dans une séquence de comblement.

Stratigraphie : cette Fm est rapportée par Gigout, 1951 au Jurassique supérieur en raison de la découverte de Paracenoceras (nautile) aux environs de M’tal et de Favia sp. (ammonites) dans la région de Machâa Boumahdi. Les lamellibranches Modiola aff. carteroni , Septifer lineatus et Alectryonia sp. Sont en faveur de cette proposition. Witam, 1988 confirme cet âge (Jurassique supérieur) par corrélation avec le complexe évaporitique de la région de safi.

III. Fm 2 - Formation de "Calcaire Inférieur" Cette Fm a été désignée sous le terme de "grès jaune à Spiticeras" par Roch, 1930

Lithologie : faciès calcaires jaunes, roses et blancs. Cette Fm est souvent marneuse avec de nombreux lits intercalaires d’argiles.

Variations latérales (fig. 17) : dans la région de Youssoufia, cette Fm épaisse de 8 m environ, débute par des lits conglomératiques se poursuit par des bancs calcaréo-gréseux et/ou bioclastiques à quelques débris de lamellibranches et gastéropodes et se termine par des calcaires à structures stromatolithiques. A M’tal, et sur environ 10 m d’épaisseur, cette Fm montre une alternance de bancs de calcaires à petits gastéropodes, lamellibranches et


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Fig. 16 :Variations latérales de la Fm des "Conglomérats, Grès et Argiles rouges" dans le bassin des Doukkala foraminifères benthiques et de calcaires tendres ou marnes beiges. Les faciès conglomératiques transgressifs qui caractérisent surtout la région de Youssoufia, manquent dans la région de M’tal où ils sont remplacés par des dépôts oolithiques. Cette Fm présente des variations de faciès en allant du NNE au SSW, des calcaires lités fossilifères de haute énergie à M’tal, des faciès margino-littoraux à Dar Caïd Tounsi et des marno-calcaires bioclastiques de milieu marin infralittoral à Aïn Talmest.

Limites de la Formation : sa limite inférieure correspond à la discontinuité qui limite à son toit la Formation sous-jacente. Sa limite supérieure est un fond durci ferruginisé très peu marqué, mais riche en gastéropodes, huîtres et nautiles.

Milieux de dépôt : la séquence virtuelle qui va du pôle le plus marin vers le pôle le moins marin est constituée des faciès suivants : 1/ conglomérats ou calcaires oolithiques ; 2/ calcaires bioclastiques ; 3/ calcaires stromatolithiques ; 4/ marnes beiges. Ces faciès s’organisent en une mégaséquence de comblement dans un environnement infralittoral à médiolittoral voire supralittoral

Stratigraphie : cette Fm a été attribué au valanginien, par sa position géométrique vis à vis de la Fm sus-jacente des Argiles grises datée du Valanginien supérieur-Hautérivien inférieur (Gigout, 1951). Dans la région de Youssoufia, les gisements fossilifères cités par Gigout Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005

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1951, composés de Kilianella gr. superba, Neocomites campylotoxus, de la zone à campylotoxus, Arca sp., Trigonia sp., Perna sp., Gervillea alaeformis, Sphaera corrugata, Chlamys aff. arzierensis, Exogyra boussingaulti , E . couloni , E . tuberculifera, panopea gurgitis incite Witam 1988, à rapporter cette Fm au Valanginien inférieur sommital. Plus récemment, Ettachfini et al. 1998, attribue sur la base de calpionelles et d’ammonites un âge Berriasien terminal-Valanginien basal pour cette formation dans la région safiote.

Fig. 17 : Variations latérales de la Fm de "Calcaire Inférieur" dans le bassin des Doukkala

IV. Fm 3 - Formation des "Argiles Grises" Elle correspond aux "marnes et argiles vertes" décrites par Roch, 1930 ; c'est aussi l'équivalent latéral des "Argiles brunes" de safi. Cette Fm se développe au dessus du fond durci qui limite à son toit la Fm de "Calcaire Inférieur".

Lithologie : composé d'un paquet de marnes grises. Il s'agit d'une formation à composante terrigène.

Variations latérales (fig. 18) : dans la région de Youssoufia, ces argiles visibles sur 5 à 10 m, montrent une succession de marnes grises à boules de fer et cubes de pyrite, et des calcaires marneux et noduleux de couleur beige à ocre. Dans la région de M'tal, se développent sur 5 à 10 m, des marnes grises sableuses et azoïque, qui représentent probablement que la base de cette formation.


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Limites de la Formation : sa limite inférieure est représenté par le fond durci qui limite à son toit la Fm des "Calcaire Inférieur". Sa limite supérieure, difficilement discernable, se trouve vraisemblablement dans les éboulis de la formation sus-jacente.

Milieux de dépôt : l’homogénéité des faciès entre des marnes grises à pyrite de milieu abrité et réducteur, et des calcaires marneux de milieu plus oxygéné et moins profond rende difficile l'interprétation de l'évolution séquentielle, cependant le milieu reste assez ouvert et fluctue entre l'environnement circalittoral et l'infralittoral.

Stratigraphie : cette Fm est attribuée par Gigout, 1951 au valanginien inférieur ou moyen sur la base d'une faune d'ammonites dans la région de Youssoufia. Selon Witam, 1988, cette formation serait d'âge Valanginien supérieur-Hautérivien inférieur par corrélation latérale avec la Formation des Argiles brunes de safi. Sur la base d’une association d’ammonites caractéristiques récoltées dans cette même région (Ettachfini et al . 1998), cette formation, appartiendrait en grande partie au Valanginien.

Fig. 18 : Fm des "Argiles Grises" dans le bassin des Doukkala

V. Fm 4 - Formation des "Grès et Argiles rouges" Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005

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Cette Fm repose directement, selon les régions, sur la Fm des "Argiles grises", sur la Fm de "Calcaire Inférieur" ou sur le socle paléozoïque.

Lithologie : c'est une unité détritique, composée d'une alternance argilo-gréseuse. Les argiles de couleur rouge sont sableuses à grains de quartz bipyramidé et sont parfois gypseuse.

Variations latérales (fig. 19) : dans la région de Youssoufia, seule les 15 derniers mètres de la formation sont visible, et représentés par une alternance de bancs gréseux massifs rouges marmorisés et des argiles rouges à teinte bariolée. A M'tal, et sur une vingtaine de mètres se développe des grès micro-conglomératiques ou grès massifs à litage entrecroisé qui alternent avec des argiles rouges.

Cette formation est lithologiquement constante. Toutefois, on note à M'tal une augmentation en nombre et en épaisseur des bancs gréseux ; plus on se dirige vers le Nord, plus la fraction argileuse s'accroît d'épaisseur au profit des niveaux gréseux.

Limites de la Formation : sa limite inférieure correspond à une surface de ravinement qui sépare des argiles grises marines, des grès et argiles rouges continentales. Sa limite supérieure, reconnue principalement en forage, est difficilement repérable en raison de la lacune de la formation sus-jacente.

Milieux de dépôt : alternance de grès rouges à stratifications entrecroisées d'environnement continental fluviatile de chenal de marées, et d'argiles rouges de plaine d'inondation. L'ensemble est agencé en mégaséquence de comblement.

Stratigraphie : en absence d'arguments biostratigraphiques fiables, Witam 1988, place la Formation des "Grès et argiles rouges" dans l'Hautérivien supérieur par analogie de faciès avec la Formation de "Talmest" connue dans le Haut Atlas occidental entre Imi N'tanout et Smimou.


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Fig. 19 : Variations latérales de la Fm des "Grès et Argiles rouges" dans le bassin des Doukkala

VI. Fm 5 - Formation des "Marnes vertes à gypse" Cette Fm a une puissance allant jusqu'à 200 m, et est reconnue principalement qu'en forage.

Lithologie : elle est constituée de marnes vertes ou bleues, avec des bancs de marnocalcaires. Le gypse tient une place importante ( 60 m). ≈

Variations latérales : en affleurements, ces marnes ne sont connues que dans la vallée de l'Oum Er-Rbia, et peut être dans la région d'El jadida où ils peuvent se confondre facilement avec les faciès de la formation sus-jacente.

Limites de la Formation : dans l'état actuel de nos connaissances, il est difficile de définir les limites de cette formation.

Milieux de dépôt : ce sont des faciès d'environnements margino-littoraux.

Stratigraphie : en absence de fossiles stratigraphiques, et vu la position géométrique de cette Fm entre les grès et argiles rouges de l'Hautérivien supérieur, et les calcaires marneux sus-jacents à Arca carinata du Cénomanien (Gigout, 1955), la Fm des "Marnes vertes à gypse" est à rapporter au Crétacé inférieur à moyen.

VII. Fm 6 - Formation des "Calcaires et Marno-calcaires supérieurs " Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005

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Cette Fm est souvent représentée en falaise qui borde l’océan atlantique. Son épaisseur pouvant atteindre 100 m. Elle repose, en fonction des localités, soit sur la Fm des "Argiles rouges supérieurs", soit sur les marnes vertes à gypse.

Lithologie : elle est composée de calcaire et de marno-calcaire de teinte jaune et/ou blanche peu fossilifère.

Variations latérales (fig. 20) : les faciès de cette Fm affleure nettement dans la bordure atlantique,

plus

précisément,

ils

constituent

les

falaises

calcaréo-dolomitique

et

lumachelliques de Sidi Bouzid et de Jorf Lasfar (région d'El Jadida) où leur épaisseur peut être estimé respectivement de 15 à 25 m. Ces faciès sont plus terrigène à M'tal (25 m) et à Aïn Talmest (( 10 m); ces faibles épaisseurs à l'affleurement sont probablement liée à une ≈

troncature de la Fm à son sommet.

On constate que les faciès les plus marins sont situés du côté NNW, cette Fm s'est déposée au sein d'une plate-forme carbonatée ouverte dans cette même direction.

Limites de la Formation : sa limite inférieure est souvent difficile à repérer en affleurement ; sa limite supérieure souvent tronqué est recouverte par des dépôts pliocènes ou quaternaires.

Milieux de dépôt : les faciès de calcaires lumachelliques, calcaires dolomitiques, dolomies bréchifiées, qui composent cette formation sont les témoins d'un milieu peu profond, très côtier qui s'étend de l'étage infralittoral restreint à supralittoral. Ces différents faciès s'agencent en une séquence carbonatée de comblement.

Stratigraphie : cette Fm est attribuée au Cénomanien par Gigout 1951 sur la base de récoltes dans la bordure atlantique. Il s'agit de coquilles de brachiopdes : Terebratula biplicata ; d'échinodermes : Hemiaster meslei et H. chauveneti ; de lamellibranches : Cyprina picteti , Rouderei percordialis, Trigonia ethra, T. azemmouri , Cardium proboscideum, Anisocardiapapieri , Pinna robinaldina, Gervillea enigma, Pecten asper , P. cretos, P . aff. dauberi , Arca diceras ; et de gastéropodes : Strombus incertus. Selon cet même auteur, il n'est pas exclue que le Turonien inférieur soit présent en continuité de la série cénomanienne d'El Jadida.


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Figure 20 : Variations latérales de la Fm des "Calcaires et Marno-calcaires supérieurs" Dans le bassin des Doukkala

IIX. Fm 7 - Formation des marnes et argiles du Miocène Gigout (1951) a porté un petit pointement de marnes situé au sud immédiat de la ville d'El Jadida en terme de Miocène sur la carte au 1/200000. Le seul argument avancé par cet auteur est l'analogie de faciès avec les terrains d'âge Miocène situés plus au Nord (Région de Casablanca). Par la suite les divers travaux réalisés dans cette région ont adopté cette attribution.

Sur les plans lithologiques et principalement paléontologiques, la caractérisation du Miocène des Doukkala revient à Khatmi et al. (1999). Celui-ci a été étudié dans le secteur de Sidi Brahim où il figure sur la carte géologique (Gigout, 1954) et dans le secteur de douar El Hraïmi où il a été découvert pour la première fois.

1. Description des coupes


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1.1. Coupe de Douar El Hraïmi Elle est située à 29 km au SSW de la ville d’El Jadida près du douar El Hraïmi, (fig. 1), au point de coordonnées Lambert (X=207.2 ; Y= 271.2). A cet endroit, la série miocène, visible sur 3 m d'épaisseur, est essentiellement marneuse. Les marnes sont vertes et compactes à la base et deviennent rosâtres et sableuses vers le sommet, avec quelques intercalations de niveaux plus gréseux rougeâtres.

Le résidu de lavage des marnes de cette coupe a livré une macrofaune composée de lamellibranches et de radioles d'oursins. La microfaune est riche, diversifiée et en bon état de conservation. Elle est constituée de Foraminifères benthiques, où les hyalins sont assez variés (Elphidiidae (Elphidium), Rotaliidae ( Ammonia), Cibicididae, Nonionidae, Miliolidae, Buliminidae et Nodosariidae), de Foraminifères planctoniques (petites globigérines) et d'ostracodes.

1.2. Coupe de Sidi Brahim Elle est située à 7 km au SE de la ville d’El Jadida, près du marabout de sidi Brahim (coordonnées Lambert: X= 214; Y= 295).

A cette localité, la série miocène est visible sur environ 5 m d'épaisseur (fig. 1), elle est aussi essentiellement marneuse et localement fossilifère. Ces marnes sont de couleur jaunâtre et sableuse à la base et blanchâtres et dolomitiques au sommet. Les marnes jaunâtres de la base, nous ont livré des fragments de Bryozoaires, des Foraminifères benthiques (Elphidiidae et Rotaliidae fréquents et Miliolidae et Discorbidae rares), des Foraminifères planctoniques (petites globigérines) et des ostracodes.

Ces différents groupes de micro fossiles disparaissent vers le sommet de la série et ce sont uniquement quelques genres de foraminifères benthiques qui persistent.

2. Attribution stratigraphique La présence de foraminifères et d'ostracodes dans la série miocène du bassin des Doukkala en particulier et de la Meseta côtière en général constitue une première citation. L'âge retenu pour cette unité repose sur les foraminifères planctoniques reconnues.

2.1. Foraminifères planctoniques


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Deux groupes d'association de Foraminifères planctoniques (détermination de A.Toufiq) ont été reconnus sur des formes dégagées de la série miocène de notre secteur d'étude. La première est composée de 6 espèces observées dans la coupe Douar El Hraïmi, il s'agit Globigerinoides

trilobus

trilobus (Reuss),

Globigerinoides

bisphericus Todd,

Globorotalia scitula ssp, Globoquadrina altispira altispira (Cushman et Jarvis), Globorotalia continuosa Blow et Praeorbulina glomerosa circularis Blow.

La deuxième association est formée de 5 espèces reconnues dans la coupe SidiBrahim: Globigerinoides diminutus Bolli, Globigerinoides trilbus s.l (Reuss), Globorotalia obesa Bolli, Globorotalia fohsi fohsi (Cushman et Ellisor) (un petit spécimen), Globorotalia aff. miozea Finlay.

2.2. Ostracodes

Dans la série du Miocène marin du bassin des Doukkala, l'ostracofaune (détermination de M. Kili et de B. Andreu) est très abondante, diversifiée et bien conservée surtout dans la coupe de Douar El Hraïmi (9 espèces). Deux groupes d'association d'ostracodes peuvent être distinguées:

L'association de Globorotalia aff. fohsi fohsi (Cushrnan et Elisor) avec Globorotalia aff miozea (Finlay) dans la coupe de Sidi Brahim et la disparition des espèces de la première association de la coupe de Douar El Hraïmi, concourent à attribuer les dépôts de la coupe B au Miocène moyen, précisément dans sa partie inférieure Zone à Globorotalia fohsi fohsi (Zone N10 de Blow, 1969). En conclusion, la série miocène du bassin des Doukkala s'est déposée dans l'intervalle allant de la zone N8 à la zone N10. En d'autre termes de la fin du Miocène inférieur (Burdigalien sommital) jusqu'au début du Miocène moyen.


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Figure 21: coupes du Miocène dans la région de Doukkala

IX. Le Plio-Quaternaire des Doukkala 1 - Lithostratigraphie : L'étude des formations plio-quaternaires des Doukkala, remonte aux travaux de Gentil (1918), le premier auteur qui a remarqué, sur la Méséta côtière marocaine, l’existence d’un étagement de terrasses marines du Pliocène et du Quaternaire à faunes différentes. Puis se sont succedés les travaux de Gigout (1951), Choubert et al. (1956), Beaudet (1971), Wernli (1978), Brebion (1979), Cirac (1979), Saaïdi (1979), Feddi (1989), Akil (1990), Aboumaria (1993), Ouadia (1998) et Nissoul (2003).

1.1. Le Pliocène :

Il est formé de calcaire détritique jaune, contenant des débris de coquilles. Cet étage est masqué par la couverture "limoneuse" quaternaire, mais des affleurements se situent dans la vallée de l'Oued Oum Rbia et Sahel (parallèlement au rivage actuel, jusqu'à une distance maximale de 60 km de ce rivage (Combe et al., 1975)).

Lors de la régression pliocène se sont édifiées des dunes côtières qui constituent la partie est du Sahel ; leurs crêtes émergent encore des "limons" au Nord d'une ligne Tnine Rharbia-Khémis-M'Tal-Boulaouane. Les différents faciès lithologiques décrits par Gigout (1951) sont les suivants :


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- conglomérats grossiers en masse, caractéristiques de l'ancien estuaire de l'Oued Oum Rbia près de Boulaouane. Les éléments sont de taille moyenne et de ciment calcaire peu abondant, - des calcaires détritiques, lumachelliques, jaunes et très poreux : ils représentent le faciès normal, constitué de débris de coquilles liés par un ciment de calcite et d'hydroxydes de fer, - des sables jaunes, grossiers : c'est le même faciès que précédemment, mais sans ciment, - des calcaires recristallisés, très durs avec un ciment calcaire, - des calcaires à grain fin, sans fossiles : c'est le faciès dunaire, tendre et chargé en éléments argileux ; - des marnes sableuses.

La puissance des faciès marins, connus grâce à de nombreux forages, est très régulière dans la plaine des Doukkala (20 à 40 m). Dans le Sahel, il semble que le faciès marin soit moins épais (10 m) ; les dunes par contre, prises à leur sommets, peuvent atteindre 70 m d'épaisseur au-dessus du substratum marin.

Les coupes types : La coupe de la carrière deDouar Chrouâa (entre Sidi Samaïl et El Jadida), représente la coupe la plus représentative à la fois par sa richesse en coquilles marines et par la diversité de leur nature.

Figure 22 : Vue panoramique de la coupe de Douar Chrouâa

Variations latérales : Les formations pliocènes montrent une variation discontinue à la surface. Dans plusieurs endroits, elles sont recouvertes par des dépôts quaternaires. En Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005

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outre, leur altitude varie d’une zone à une autre, ce qui peut être expliqué par l’impact de la tectonique. En effet, les formations pliocènes qui affleurent mieux sont au long de la vallée de l’Oum Rbia.

Discussion stratigraphique et âge : Les formations pliocènes, par rapport aux formations quaternaires, n’ont pas été datées par aucune méthode absolue. Cependant, toutes les datations ont été faites d’après les coquilles que contiennent ces formations (Gigout, 1951).

1.2. Le Quaternaire

- Les formations littorales : La zone littorale est caractérisée par trois niveaux marins quaternaires et des calcarénites éoliennes renfermant des paléosols (in situ ou remaniés). Au moins quatre paléosols ont été repérés dans le complexe dunaire du Jorf Lasfar (Ouadia1998). Ces paléosols, développés in situ et dont le plus ancien (paléosol 1) semble être le plus évolué, ont perdu leurs horizons supérieurs avant leur fossilisation. Dans les formations les plus complètes, les formations littorales montrent une succession de dépôts formés tout d'abord de dépôts marins de milieu intertidal ("fore shore") suivis de dépôts éoliens à grandes stratifications obliques déposés dans un milieu supratidal ("back shore") ou dunaire puis de paléosols ou de sols. Ces formations montrent des séquences régressives ("coarseningup").

La coupe type : La coupe de la carrière de Sidi Moussa à l’Est d’El Jadida (fig. 23) Variations latérales: Les formations quaternaires littorales montrent une variation discontinue à la surface. Cette discontinuité est en relation à la fois avec la paléotopographie, à l’action de l’érosion et aux taux de sédimentation variant de fonction de la nature des formations et de la dynamique sédimentaires.


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Figure 23 : Coupe lithostratigraphique d’El Hamra-Sidi Moussa

Discussion stratigraphique et âge : Elles sont datées par analogie de faciès. En effet, la référence étant les coupes datées par la méthode de déséquilibre radioactif

230

Th/234U au

Nord de la zone en question (Bir Jdid > 345 ka, Sidi Rahal (297 ka +81/-47 ka) et Dar Bou Azza 121 ka ±12 ka). Ces dates ont permis donc d’attribuer, respectivement, ces niveaux marins datés à une période antérieure au stade isotopique 9, à l’avant dernier stationnement marin qui précède le dernier interglaciaire et au dernier interglaciaire sensu stricto (Ouadia, 1998)

- Les terrasses fluviatiles : Au niveau des vallées, Ouadia (1998) a pu distinguer sept terrasses fluviatiles dans la vallée de l'Oued Oum Rbia et seulement quatre dans les autres vallées. Les terrasses fluviatiles de l'Oued Oum Rbia se distinguent nettement de celles d'autres oueds par leurs séquences qui montrent la présence de deux unités différentes (unité de base conglomératique (faciès Gm) à structures typiques de chenaux et unité du sommet fine (faciès Sh) à structures typiques de la plaine alluviale) séparées par une limite brutale.

Les coupes types : sont celles de Bouchane (fig 24).


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Figure 24 : Coupe lithostratigraphique de la terrasse T3 de l’Oued Bouchane

Variations latérales: Les Terrasses fluviatiles montrent une nette variation latérale de l’amont vers l’aval.

Discussion stratigraphique et âge : Elles sont datées par des fossiles de mammifères récoltés essentiellement dans les terrasses fluviatiles d’Oued M’Tal et d(‘Oued Grandou. En effet, il s’agit d’ossements de mammifères qui ont permis d’attribuer la terrasse T3 de ces oueds au Pléistocène supérieur.

- Les dépôts de comblement « colluvions » : Pour les dépôts de comblement, deux types de formations caractérisent la plaine des Doukkala: une inférieure représentant des colluvions à matrice relativement grossière et hétérogène "matrix supported" témoignant de dépôt en vrac et l'autre supérieure fine mise en place, essentiellement, par le vent.

Les coupes types : sont celles de Sidi Bennour et de la rive gauche d’Oued Maleh (fig. 25)


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Figure 25 : Coupe près d’Oued El Maleh

Variations latérales: Les colluvions montrent peu de variation latérale. Discussion stratigraphique et âge : Ils sont datés par des fossiles de mammifères. 2. - Chronostratigraphie : Dans la zone littorale des Doukkala, les seuls éléments de datations disponibles avant les travaux de Ouadia (1998), sont représentés par : - l'industrie préhistorique de la grotte d'El Khénzira attribuée à l'Atérien par Rhulman (1936), - la phase de fixation des dunes et le développement des sols bruns à Hélicidés, à une cinquantaine de km au Sud d'Oualidia, qui dateraient du 8470 ± 120 ans B.P. (Weisrock, 1985), - la phase de sédimentation lagunaire dans la lagune d'Oualidia qui a commencé il y a au moins 7000 ans environ (Ballouche, 1986). - la phase d'occupation humaine néolithique, attestée par la présence à Oualidia de "kjokkenmödding", qui daterait du 4680±140 BP (Carruesco, 1989).

En 1998, Ouadia a pu comparer les niveaux marins des Doukkala par rapport aux niveaux marins qu’il a datés (par la méthode de déséquilibre radioactif 230Th/234U) sur la côte des Chaouia.


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En arrière pays, Ouadia (1998) a pu apporter des précisions chronostratigraphiques grâce aux fossiles de mammifères récoltés dans les colluvions sous-jacentes à la Formation T3 de l'Oued M'Tal qui lui a permis de revoir l’âge que leur a attribué Gigout (1951). En effet, ces colluvions ont livré trois dents supérieures d' Equus L.. Ce dernier spécimen de M'Tal montre grosso-modo des détails morphologiques qui la rapproche du groupe des Asiniens. L’âge des colluvions de M’Tal est le Pléistocène supérieur. Cependant, Gigout (1951) leur a attribué l’âge "rissien". Ceci montre que l’âge de ces colluvions devrait être rajeuni. Dans ce cas, les colluvions supérieures des plaines de la région seraient d’âge postérieur et probablement holocène.

En plus, les ossements de Gazella cuvieri récoltés dans la Formation T3 de l'Oued Grandou et ceux de Bos primigenius livrés par la Formation T3 de l'Oued M'Tal ont permis aussi de revoir l'âge "rissien" attribué à la Formation T3 par Gigout (1951) et de lui attribuer l’âge du Pléistocène supérieur.

3 - Néotectonique : Au cours de leur mise en place, les formations pliocènes et quaternaires littorales ont été affectées par une néotectonique (Aboumaria, 1993 ; Aboumaria et al. 1993 et Ouadia et al. 1997).

Concernant les formations pliocènes, cette néotectonique est matérialisée par une inclinaison des formations de 10 à 25° vers NW à Mogrès et de 25° à Douar Chrouâa vers NW (pl. 4, ph. 2) et aussi par la présence de failles normales de direction N55 à Mogrès et N90 à Douar Chrouâa.

En outre, pour les formations quaternaires, cette néotectonique est matérialise à Jorf Lasfar étant donné que le complexe dunaire quaternaire, probablement pléistocène supérieur

terminal,

a

été

affecté

d'une

série

de

failles

normales

et

inverses

synsédimentaires. Celles-ci ont touché aussi bien le paléosol 1 que l'édifice dunaire consolidé le surmontant. Le rejet vertical maximum de ces failles peut atteindre 80 cm. Leur direction dominante est N20 et leur pendage varie entre 65° SE à 75° E (Aboumaria, 1993, Aboumaria et al., 1993 et Ouadia et al., 1997).

Concernant les formations fluviatiles, en plus de la faille hercynienne de Sidi Saïd Mâachou, qui a une influence locale sur la répartition des terrasses fluviatiles de l'Oued Oum


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Rbia, la présence de blocs à la base de la Formation T3, à Sidi Saïd Mâachou, témoignerait d'un apport de matériaux grossiers déclenché probablement par une activité néotectonique. La stratification horizontale observée dans la Formation T3 et le bon classement de ses sédiments font éloigner l'hypothèse de leur mise en place par une dynamique brutale et forte (Ouadia et Aberkan, 1996).

L’épaisseur importante des dépôts de comblement des plaines des Chaouia, des Doukkala et des Abda serait due à l’effet d’un affaissement par la subsidence de ces plaines (Gigout, 1951). En outre, les effondrements fréquents dans cette zone, résultant de l’impact de la karstification pourraient être accélérés par l’effet de la tectonique. Les Doukkala représente un secteur non stable au cours du Quaternaire.


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Cartes au 1/100 000 Carte géologique d'El Jadida (édition récente)

Cartes Topographiques couvrant les Doukkala et régions limitrophes Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005

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Cartes topographiques au 1/250 000

(*)

Feuille de Casablanca Feuille de Safi(*) Feuille de Youssoufia(*) (*) existe en format numérique 32'

Cartes topographiques au 1/100 000 Feuille de Al Jadida Feuille de Azemmour Feuille de Casablanca Feuille de Safi Feuille de Settat Feuille de Sidi Bennour Feuille de Sidi Smail Feuille de Walidia Feuille de Youssoufia

9'

Cartes topographiques au 1/50 000 Feuille de Casablanca Feuille de Berrchid Feuille de Settat Feuille de Ali Moumen Feuille de Wad Kibane Feuille de Jbel Kharrou Feuille de Tnine Mharra Feuille de Bir Jdid Feuille de Oulad Abbou Feuille de Oulad Said Feuille de Mechraa Ben Abbou Feuille de Skhour Rhamna Feuille de Bengrir Feuille de Sidi Borja Feuille de Sidi Said M'Achou Feuille de Boula'wane Feuille de Sebt Brikhyine Feuille de Wad Bouchane

Feuille de Azemour Feuille de Hawzia Feuille de Souk Larba't Mogress Feuille de Sidi Bennour Feuille de Mtal Feuille de Ganntour Feuille de El Jadida Feuille de Sidi Smail Feuille de Zemamra Feuille de Youssoufia Feuille de Ach-Chemaia Feuille de Walidia-Sidi Moussa Feuille de Tnine Gharbia Feuille de Jamaat Shaim Feuille de Sidi Tiji Feuille de Ras Cantin-Walidia Feuille de Safi Feuille de Sebt Gzoula


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d 2008-05-02 Raport Geologie

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