d 2008-05-02 raport geologie

Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005

1

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

financier LIFE de l’Union Européenne


2

GEOLOGIE

INTRODUCTION GENERALE---------------------------------------------------

3

A/. DESCRIPTION SOMMAIRE DES TERRAINS PALEOZOIQUES AFFLEURANT DANS LA REGION DES DOUKKALA ----------- 6

I. Introduction ………………………………………………………….……….. 6II. Les affleurements d'El Jadida ……………………………………………….. 6III. Le Cambrien moyen et supérieur …………………………………………... 8IV. L'Ordovicien ………………………………………………………………. 10V. Le Silurien …………………………………………………………………... 11VI. Le Dévonien ……………………………………………………………….. 11VIII. Le Permo-Carbonifère …………………………………………………….. 15

B/. DONNEES DE SUBSURFACE SUR LE PALEOZOIQUE DES DOUKKALA ----------------------------------------------------------------- 17

C/. CONCLUSIONS ------------------------------------------------------------ 20

D/. SYNTHESE STRATIGRAPHIQUE DES FORMATIONS MESOZOIQUES DU BASSIN DES DOUKKALA ----------------- 22

I. Introduction ……………………………………………………………….…. 22II. Fm 1 – Formation des "Conglomérats, Grès et Argiles rouges" …………… 22III. Fm 2 – Formation de "calcaires Inférieurs" ………………………………. 25IV. Fm 3 – Formation des "Argiles Grises" …………………………………... 27V. Fm 4 – Formation des "Grès et Argiles rouges" …………………………….. 29VI. Fm 5 – Formation des "Marnes vertes à gypse" .…………………………… 30VII. Fm 6 – Formation des "Calcaires et Marno-alcaires supérieurs" ………… 31IIX. Fm 7 – Formation des "Marnes et Argiles du Miocène …………………... 32 1. Description des coupes ………………………………….………….… 33 1.1. Coupe de Douar El Hraimi ……………………………………... 33 1.2. Coupe de Sidi Brahim …………………………………….…… 33 2. Attribution stratigraphique …………………………………………… 33 2.1. Foraminifères planctoniques ……………………….…………… 34 2.2. Ostracodes ……………………….……………………………... 34IX. Le Plio-Quaternaire des Doukkala ………………….……………………... 35 1. Lithostratigraphie ………………………………….………….……… 35 1.1. Le Pliocène …………………………………….……………….. 35 1.2. Le Quaternaire …………………………………….…………… 37 2. Chronostratigraphie …………………………………………………... 40 3. Néotectonique ………………………………………………….……... 41

Références bibliographiques ----------------------------------------------- 43

Cartes géologiques et topographiques --------------------------------- 47

Adresses utiles ------------------------------------------------------------------ 49


3

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. Les

terrains éocènes, célèbres par leurs gisements de phosphate sont absents de cette région.

HadOuled Frej

Boulaouane

Sidi Smaïl

SidiBennour

KhémisZémamra

El Jadida

Azemmour

0 30 km

Limons quaternaires

Quaternaire marin et dunaire

Pliocène

Miocène

Crétacé

Jurassique

Permo - Trias

Ordovicien

Cambrien

Océan A

t lant i

que

Nord

D O U

K K

A L A

Oualidia SA

HE

L


4

AGE LITHOLOGIE EPAISSEUR (m)

Quaternaire limoneux Limons sablo-argileuses 10-80

Quaternaire marin et dunaire Grès, sables et calcaires coquillers 10-80 Plio-

Quaternaire Pliocène Calcaire détritique et

lumachelles ; conglomérat 10-40

Miocène Marnes sableuses ou argiles 0-20 Cénomanien Marno-calcaires jaunâtres 100-200

Hautérivien supérieur Grès, sables et argiles rouges 0-60

Hautérivien moyen Calcaires 30 Hautérivien inférieur Marnes 60 Valanginien Calcaire 5-30 Jurassique supérieur ou Crétacé inférieur

Conglomérat, Grès et argiles rouges 50-70

Jurassique supérieur Calcaires gypseux 200

Méso- Cénozoïque

Permo-Trias Argiles et Basaltes 200 Carbonifère Dévonien Silurien Paléozoïque Cambrien

Schistes, Quartzites et Dolomies

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.


5

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.


6

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 Permo-

Carbonifère.

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


7

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


8

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.


9

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


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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).


12


13

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


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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 fin-

triasique, 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 DoukkalaProfils 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.


20

Fig. 12 - Extrait du profil DA8 montrant l'allure listrique de la faille de SidiSmail, 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.


21

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 Permo-

Trias 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


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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"


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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 marno-

calcaires. 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 "


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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


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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 ("coarsening-

up").

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 230Th/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 GEOLOGIQUES COUVRANT LES DOUKKALA ET REGIONS LIMITROPHES

Cartes au 1:1 000 000

Carte géologique du Maroc.- 1:1 000 000.- [Rabat] : Ed. du Service géologique du Maroc, 1985.- 1carte en 2 coupures : en couleur- (Notes et mémoires du Service Géologique ; 260).

Cartes au 1:500 000 Carte géologique du Maroc.- 1:500 000.- Rabat : Direction de la production industrielle des mines, 1950-1959.- 1 carte en 6 coupures : en coul.- (Notes et mémoires du Service Géologique ; 70). Mazagan- 1954.

Cartes au 1:200 000. Carte géologique de la Méséta entre Mechrâ Benâbbou et Safi (Abda ; Doukkala et massif des Rehmna).- Rabat : Service géologique du Maroc, 1954.- 1 carte : en coul.- (Notes et mémoires du Service Géologique ; 84). Carte géologique de la Méséta entre Settat et Mazagan (Doukkala et Chaouîa occidentale) : feuille Settat et Oualidia.- Rabat : Service géologique du Maroc, 1954.- 1 carte : en coul.- (Notes et mémoires du Service Géologique ; 75). Carte géologique provisoire des environs de Casablanca / G. Lecointe et M.Gigout.- Rabat: Service géographique du Maroc , 1950.- 1 carte : en coul. notice.- (Notes et mémoires du service géologique ; 72).

Cartes au 1/100 000

Carte géologique d'El Jadida (édition récente)

Cartes Topographiques couvrant les Doukkala et régions limitrophes


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Cartes topographiques au 1/250 000

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

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

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

32'

9'


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ADRESSES UTILES

Direction de la Géologie, Ministère de l'Industrie, de l'Energie et des Mines, Rue Abou Marouane Essaidi, Haut Agdal, Rabat. BP 6208 Rabat-Instituts. (www.mem.gov.ma) (pour commande de cartes géologiques) Agence Nationale de la Conservation Foncière du Cadastre et de la Cartographie, Direction du Cadastre et de la Cartographie, Avenue Hassan II, Rabat. (www.acfccc.gov.ma) (pour commande de documents topographiques et photos aériennes)

d 2008-05-02 raport geologie

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