I. Généralités
Depuis le début rifting de l’atlantique central (Permien-Trias inferieur), la zone comprise entre le craton africain et la chaine hercynienne (Meseta) a était intensément fracturée par les accidents tectoniques tardi-hercyniens, au cours de jurassique cette zone de faiblesse remobilisée (lias moyen-lias supérieur) ceci se traduit par l’individualisation de plusieurs bassins intraplaque de forme losangique. L’évolution tectono-sédimentaire des bassins atlasiques au cours de jurassique, peut être décrite en termes de stabilité, mobilité, comblement et sénescence. (B.FEDAN, 1988)
Au cours de crétacé supérieur commence la structuration des chaines intraplaque (Moyen et Haut Atlas) accompagnée d’une sédimentation molassique au niveau des bordures de la chaine (sédimentation synorogénique). (B.FEDAN, 1988)
1) Les domaines géologiques du Maroc :
Le Maroc est situé dans la partie Nord occidentale de l’Afrique, il comprend trois domaine structuraux (A. Michard, 1976); qui sont du Sud au Nord : le domaine Anti-Atlasique et Saharien, le domaine Meseto-Atlasique et le domaine Rifain. (Figure 1).
a) Le domaine anti-atlasique et saharien
Ce domaine est le plus méridional, il est limité au Nord par l’accident sud atlasique (A.S.A) et se prolonge vers les régions sahariennes au Sud. Il est constitué de boutonnières protérozoïques avec une couverture paléozoïque peu ou pas déformée par l’orogenèse hercynienne, restée relativement stables durant l’histoire atlasique. Il renferme la chaîne anti-atlasique affectée par l'orogenèse panafricaine (680-570 Ma) (M. Leblanc et al. 1980) et son prolongement méridional saharien qui fait partie du bouclier Ouest africain.
b) Le domaine Meseto-atlasique
Ce domaine est limité au sud par l’accident sud atlasique au pied méridional du Haut Atlas, et au Nord par les nappes de charriage rifaines les plus externes. Dans ce domaine on peut différencier deux ensembles majeurs : Les mesetas (meseta occidentale et meseta orientale) et les chaînes atlasiques (Haut et Moyen Atlas) qui sont des chaînes intracontinentales à relief élevé, dont les formations méso-cénozoïques sont affectées par l’orogenèse atlasique.
c) Le domaine rifain
C’est la partie Septentrionale du Maroc, il se prolonge vers le Nord par les chaînes bétiques, vers l’Est par les chaînes telliennes et kabyles, limité à l’Ouest par l’océan Atlantique, et au Sud par le domaine atlasique. Le domaine rifain est caractérisé par les nappes de charriage de l’orogenèse alpine d’âge Tertiaire.
Ces domaines ont été structurés par quatre principales orogenèses :
- les orogenèses, éburnéenne et panafricaine qui affectent les terrains précambriens dans l’Anti-Atlas et le Sahara ;
- l’orogenèse hercynienne qui affecte les terrains paléozoïques dans l’Anti-Atlas, le Haut Atlas et la Meseta ;
- l’orogenèse atlasique (alpine) qui affecte les terrains méso-cénozoïques dans le Rif et les Atlas.
Figure 1:Domaines structuraux du Maroc (A. Pique 1994)
2) Les grandes subdivisions structurales de Haut Atlas :
Le Haut Atlas est limité au nord par les plaines du Haouz et de Tadla, le Moyen Atlas et par les vallées de la Haute et de la Moyen Moulouya. Au sud bordé par la plaine de Souss et le sillon sud atlasique (Figure 2). Cette chaine orienté du WSW vers l’ENE.
v Le Haut Atlas occidentale : limitée a l’Est par l’océan atlantique et a l’Ouest par le couloir triassique d’Argana..
v Le Haut Atlas de Marrakech (Massif ancien) : située entre le couloir d’Argana et Tizi n’tichka, il se compose par des terrains granitique d’age paléozoique, et par des coulées de laves d’age Précambriens
v Le Haut Atlas central : située entre Tizi n’tichka et Tizi n’Talghamt.
v Le Haut Atlas oriental : il se développe à l’Est de Titi n’Talghamt
Figure 2: Localisation de domaine atlasique marocain, (a) Situation du Maroc dans l’Afrique ; (b) carte structurale du Maghreb montre le domaine atlasique (modifié par Frizon de Lamotte et al., 2009)
3) Les grandes subdivisions structurales de Moyen Atlas :
C’est la zone comprise entre la Meseta occidental et la Meseta oriental, bordé au nord par le domaine Rifain et au sud par le Haut atlas, il est subdivisé en deux domaines structuraux dont l’histoire géologique est différents l’un par apport à l’autre : le Moyen Atlas tabulaire (le Causse) et le Moyen Atlas plissé (MAP). La limite structurale qui sépare MAP et le Causse est l’Accident Nord Moyen Atlasique (ANMA), (Figure 3)
a) Le Causse moyen atlasique :
Il est formé par ensemble des plateaux étagés, constitué de carbonates Liasique (Lias inferieur et moyen), surmontée par des coulées volcaniques d’âge Quaternaire.
b) Le Moyen atlas plissé :
Le Moyen Atlas est caractérisé par des dépôts méso-cénozoïques et structuré généralement en rides anticlinales, séparés par des larges synclinaux correspondant à des zones d’accumulation sédimentaires. Les rides orientées : NE SW, N-S, E-W, NW-SE
Figure 3:Schéma structural du Moyen Atlas
II. Evolution paléogéographique des bassins atlasiques durant le Mésozoïque :
Figure 4:Evolution paléogéographique des bassins atlasiques durant le Mésozoïque
1) Extension triasique :
Au Trias le domaine Atlasique est caractérisé par la réactivation des accidents tectoniques tardi-hercyniens liées à un épisode précoce du rifting de l’Atlantique central, ceci se traduit par la formation des bassins d’effondrement c’est à dire des grabens et des demi grabens , qui vont constituer la future chaîne atlasique (Figure4).
Figure 5:Les bassins triasiques du Maroc
Ces bassins subsidents vont être comblés par une série détritique grossière déposée en discordance majeure sur le socle paléozoïque. Elle est constitué à la base par : des conglomérats, grès et des arkoses, et au sommet une série argilo-salifère où s’intercale des basaltes doléritique.
a) Les facies détritiques grossiers de base
Ils sont constitués de conglomérats, de grès et d’arkose, qu’on trouve dans tout le domaine atlasique ; ils sont particulièrement développés dans le HA de Marrakech et dans le MA au Nord de Midelt (région de Kerrouchène) (Figure 4)
Figure 6: Dépôts détritiques du Trias supérieur
b) Les argiles rouges
Les argiles rouges ou les argilites salifères se seraient déposées dans un milieu marin peu profond, plus au moins confiné (plaine d’inondation : (LAADILA, 1996), (SAADI, 1996), compartimenté par des failles (Figure 5) et (Figure 6).
Figure 7:Vue panoramique du paysage d’Itto
Figure 8:Coupe géologique au niveau du Panorama d'ITTO
La couleur rouge de ces argilites, elle est soit d’origine diagénétique (SAADI, 1996) ou due au climat (période de rhexistasie).
c) Les basaltes de la CAMP
Les basaltes à affinité tholéitique de la Province magmatique de l’Atlantique central (en anglais, CAMP) affleurent souvent au cœur des rides anticlinales dans l’axe des chaînes du Haut et du Moyen Atlas . Ils apparaissent aussi dans le Haut Atlas de Marrakech, le Massif ancien occidental et le couloir d’Argana, sous forme de coulées interstratifiées entre les évaporites du Trias (Figure 6) et les calcaires du Lias (Ibouh et al., 2002 ; Youbi et al., 2003).
2) Le passage Trias-Lias
La sédimentation argilo-salifères du Trias supérieur est surmonté par concordant les carbonatés de plate-forme peu profond d’âge Sinémurien moyen (SABAOUI et al, 2009). Dans le causse d’El Hajeb le passage entre les argiles gypsifères et les carbonates peut se faire par des marnes jaunes ou bleues associés à des calcaires argileux peu épais ; comme elles peuvent être ravinées, localement dans la région de la Haute Moulouya (Boumia …) par les niveaux à Hésperitique du Carixien (SAADI, 2012).
Les premiers termes carbonatés néritiques sont des calcaires dolomitiques intertidaux à supratidale, qui traduisent une remonté eustatique lors de la transgression liasique d’obédiance téthysienne, qui a recouvert le domaine atlasique dès le Trias sup.
3) L’évolution Jurassique des bassins Atlasiques : (variation sédimentaire)
Durant le Jurassique le domaine atlasique a connue plusieurs transgressions accompagnées de Quatre phases tectoniques (Stabilité, Mobilité, Comblement, Sénescence), ceci se traduit par l’individualisation et le remplissage des bassins atlasiques.
a) Phase de stabilité : Lias inférieur-Lias moyen
Cette période est caractérisée par l’installation d'une plate-forme carbonatée tidale (calcaire dolomitique) et marquée par le développement de l’activité biologique (période biostasie) et par la différenciation des bassins atlasiques.
Ces formations carbonatées du lias inferieur et moyen généralisée à l'ensemble du domaine atlasique et séparés par une discontinuité sédimentaire :
Le Lias inférieur est caractérisé par des assises calcaro-dolomitiques massives de zone inter à supratidale.
Le Lias moyen est caractérisé par un développement récifale et une sédimentation calcaire et marno-calcaire (calcaire lités) renferme des silex.
Figure 9:Calcaire a silex, formation d'Aberdouz région de Tizi n'Talghamt
b) Phase de mobilité : Lias moyen-Lias supérieur
Le passage Lias moyen-Lias supérieur marquée par une crise tectonique en extension favorise la dislocation de la plate-forme carbonatée liasique et l'individualisation du bassin intraplaque par des structures distensives induites par des décrochements (FEDAN, 1989) ; (LA VILLE, 1985) ; (MATTAUER, M. et al.1977), organisé en rides et dépocentres.
Figure 10:Evolution en blocs basculés du causse de Guigou durant le Lias moyen
c) Phase de comblement : Lias supérieur-Dogger
i. Toarcien :
La sédimentation est essentiellement marneuse avec des intercalations carbonatées, cette période marquée par un refroidissement relatif de climat favoris les dépôts de ces marnes qui indiquent la présence d’une période de rhexistasie.
Figure 11:Calcaire riche en Ammonites, région de Tizi n’Talghamt
ii. L’Aalénien-Bajocien inferieur
Cette période est représentée par des dépôts marno- calcaires, ces calcaires micritiques connus par la présence des traces des Zoophycos (Barre d’Amane Illila) (A. Charrière, 1985)
iii. Bajocien inferieur
Le Bajocien inferieur est marquée par la transgression maximal, elle a permis le dépôt des marnes grises ou bleues (marnes de Boulemane dans le moyen Atlas et marnes de Talsint dans le haut Atlas oriental) riche en céphalopodes, brachiopodes, foraminifères…. , ces marnes permet l’envasement et l’ennoyage des rides.
Figure 12:Les marnes bajocien au niveau de membre d’Amro Oughzif, Mibladen
iv. Bajocien supérieur
Vers la fin du Bajocien inférieur, la remontée des fonds sous-marins entraine une nette diminution de la profondeur et le développement d’une plate-forme carbonatée au Bajocien supérieur).
Les marnes de Boulemane sont surmontée par des barres calcaires appelées les calcaires Corniche ou « formation de Rcifa », ce sont des calcaire caractérisés par une faune épirécifale (coraux, échinodermes, algues, lamellibranches, ammonites….)
Figure 13: Calcaire corniche, région de Tizi n'Talghamt
d) Phase de Sénescence
Au Bathonien-Callovien le comblement des bassins se poursuit par des carbonates, des détritiques silico-clastiques (termes de transition), et des évaporites, mais la sédimentation varie d’un bassin à l’autre.
Figure 14:Dépôts du Bathonien, région de Tizi n’Talghamt
4) Evolution des bassins Atlasiques au cours du Crétacé
Les bassins du Jurassique (Moyen Atlas et Haut Atlas) est comblés à la fin du Dogger accompagnée d’un retrait de la mer vers le NE, ils forment alors un haut fond en cours de structuration .Son érosion alimente en détritiques continentaux molassique les bordures de la future chaine ainsi que les dépressions intra-montagnes. (FEDAN, 1988)
Lors de la révolution atlantique, la transgression Crétacé (CHARROUD, 1990) et Paléogène recouvrent partiellement ou totalement le domaine atlasique.
Durant le Crétacé les bassins atlasiques connaissent quatre évènements paléogéographiques :
La Transgression néocomienne : Les dépôts sont des grés rouges continentaux qui se répandent à l’intérieur et à la périphérie des chaines atlasiques
La Transgression baremmo-apto-albienne : Marquée par l’installation d’une sédimentation de type plate-forme ouverte au Barrémien
La transgression cénomano-turonienne : Sédimentation marneuses à gypse avec des intercalations de calcaire argileux surmontée une barre de calcaire néritiques.
La régression sénonienne : marqué par une sédimentation de type lagunaire et continental, cette régression est due à une activité tectonique qui précède le soulèvement des chaines atlasiques.
Figure 15:Log stratigraphique synthétique du Moyen Atlas (d’après Fedan, 1989 ; modifié par F. Benjelloun, 1994)
5) Evolution paléogéographique durant le Cénozoïque (Tertiaire et Quaternaire)
L’évolution Cénozoïque des bassins atlasiques comprend les étapes suivantes :
a) Le Paléogène :
N’est connu qu’à l’Ouest du méridien de Boulmane :
- Au Paléocène se déposent des calcaires micritiques, des grès lenticulaire et des marnes gréseux.
- Eocène marin est de dépendance d’Atlantique ; il est constitué de deux faciès : les calcaires de Bekrit Timahdit (Termier H., 1936) (plateforme carbonaté) et les faciès lagunaires marneux à gypse et calcaire à silex.
- Oligocène : il correspond à un conglomérat polygénique et hétérométrique dont les éléments sont dus au remaniement de dolomies et de calcaires à silex liasiques, et de calcaires Eocène.
b) Le Néogène :
Comporte des thermes marins qui dépendent de la méditerranée :
Miocène : Dans le synclinal de Skoura, le remplissage est dissymétrique. Il est constitué de molasses, microconglomérats, grès, calcaires lenticulaires très fossilifères, marnes grises gypsifères et de calcaires ou calcaires gréseux récifal.
Mio-pliocène et Pliocène la sédimentation est constituée de molasses, détritiques grossièrs, conglomérats et formations détritiques. Cette sédimentation est parfois associée à une activité tectonique synsédimentaire, matérialisée par des failles normales et des discordances progressives.
c) Le Quaternaire :
Il est caractérisé par un volcanisme alcalin. Il correspond à des alluvions, et à des fragment de coulée résiduelle de basalte "vacuolaire" qui emballe des éléments de dolomie et de calcaire à silex liasiques, de calcaire Eocène et de conglomérat Oligocène (B.FEDAN, 1988).
Figure 16:Le Volcanisme alcalin cénozoïque, Jbel Habri région d’Ifrane
III. L’Evolution géodynamiques des bassins atlasiques
1) La phase d’extension (Permien-Trias)
L’évolution des bassins atlasiques commence
au Trias par un héritage
de
l’orogenèse hercynienne et une inversion négative des structures tectoniques.
Le jeu des accidents majeurs en failles normales ou en
décrochements extensifs, provoque la formation de bassins d’effondrement interprétés
comme étant en « pull-apart graben » sur relais distensifs de
décrochements
E-W (Laville, 1981 ; Aït Brahim, 1992) lors d’un régime transtensif N160 à
NE-SW (Petit et Laville, 1987) d’âge Trias supérieur (Laville
et Petit, 1984). Ce régime tectonique en extension est lié au stade
de rifting en Atlantique central, avec épanchements de basaltes doléritiques datés à –180 et –212 M.a
(Jacobshagen et al., 1988) et à –196,3 ± 1,2 et –210,4 ± 2,1 M.a (Feichtner et al., 1992).
Figure 17:Direction des contraintes (Trias-Lias)
2) Le regime tectonique durant le Lias
Au cours des dépôts carbonatés d’âge Lias, le régime tectonique reste le même, avec un axe extensif orienté NW-SE à NNW-SSE. Les accidents majeurs moyens et hauts atlasiques présentent alors un jeu normal pour les directions NE-SW et un jeu normal à composante décrochante senestre pour les directions ENE-WSW. Ces jeux sont responsables des variations d’épaisseur et de faciès de part et d’autres de ces failles, et une bréchification des dolomies du Lias
3) Le régime tectonique durant le Bajocien supérieur-Bathonien inférieur et moyen
Le régime tectonique est toujours caractérisé par une extension NNW-SSE
Figure 18:Direction des contraintes (Dogger)
4) Au Bathonien supérieur–callovien
Le régime tectonique correspond à un épisode extensif NE-SW,
caractérisé par des failles normales orientées N120 à N145. Ces failles délimitent des
bassins sédimentaires qui
s’approfondissent vers le NE et vers le SW.
Figure 19:Direction des contraintes (Malm)
5) Au cours de la phase tectonique d’âge post Bathonien et Ante Barrémien
Celle-ci est due à la phase compressive NNW-SSE qui est divisée en plusieurs épisodes (Hinaje, 2004). Cette compression est responsable de la formation dans la série jurassique de plis anticlinaux et synclinaux synschisteux, des failles inverses et chevauchantes ENE-WSW, des décrochements senestres à composante inverse NE-SW et des décrochements dextres NW-SE
6) Evolution géodynamique au cours de Crétacé –tertiaire
Depuis le Crétacé supérieur, les dépôts sédimentaires dans le domaine atlasique subissent une phase de compression tectonique qui pourrait être subdivisée en deux stades :
Figure 20:Direction des contraintes (Crétacé)
v Premier stade de la compression tectonique
Du Crétacé inférieur au Crétacé supérieur, un changement de la géodynamique s’observe. Il est contrôlé par le début de l’élargissement de l’Atlantique Nord. La transgression du Crétacée de provenance Atlantique, envahit les bassins atlasiques au cours du Cénomano-turonien. Le mouvement de décrochement senestre de la faille Terre-Neuve-Gibraltar induit un mouvement décrochant des failles de direction N70 dans le Haut Atlas Central. (BREDE et al, 1992)
Dans le Moyen Atlas, les accidents majeurs ont été repris en décrochement senestre à composante inverse, synchrone avec la surrection des rides (FEDAN, 1989)
Cette période est caractérisée par un premier événement de compression tectonique E-W à ESE-WNW, (CHOTIN et al. 2000) ; (AIT BRAHIM et al. 2002)
Le premier stade de la compression a commencé à la limite Crétacé supérieur-paléocène ; car les dépôts sédimentaires d’âge Eocène reposent en discordance sur les dépôts du Crétacé de Jebel Hyane (FEDAN, 1989) ; (SABAOUI , 1998).
v Deuxième stade de la compression tectonique
Le deuxième stade de compression tectonique a commencé depuis l’Éocène supérieur suite au déplacement de la plaque africaine dans le sens anti-horaire par rapport à la plaque ibérique. Ce déplacement a induit le changement du mouvement de la faille Terre-Neuve-Gibraltar de mouvement de décrochement senestre à un mouvement chevauchant (BREDE et al, 1992). Cette phase compressive a été accompagnée par un volcanisme alcalin par (HARMAND et CANTAGREL.1984). Ils ont définir ce volcanisme dans la zone de faille d’Afourer-Arhbala ; et ils lui attribuent un âge qui s’étend de l’Éocène jusqu’à l’Oligocène.
Conclusion :
Table des figures :
Figure 1:Domaines structuraux du Maroc (A. Pique 1994)
Figure 3:Schéma structural du Moyen Atlas
Figure 4:Evolution paléogéographique des bassins atlasiques durant le Mésozoïque
Figure 5:Les bassins triasiques du Maroc
Figure 6: Dépôts détritiques du Trias supérieur
Figure 7:Vue panoramique du paysage d’Itto
Figure 8:Coupe géologique au niveau du Panorama d'ITTO
Figure 9:Calcaire a silex, formation d'Aberdouz région de Tizi n'Talghamt
Figure 10:Evolution en blocs basculés du causse de Guigou durant le Lias moyen
Figure 11:Calcaire riche en Ammonites, région de Tizi n’Talghamt
Figure 12:Les marnes bajocien au niveau de membre d’Amro Oughzif, Mibladen
Figure 13: Calcaire corniche, région de Tizi n'Talghamt
Figure 14:Dépôts du Bathonien, région de Tizi n’Talghamt
Figure 16:Le Volcanisme alcalin cénozoïque, Jbel Habri région d’Ifrane
Figure 17:Direction des contraintes (Trias-Lias)
Figure 18:Direction des contraintes (Dogger)
Figure 19:Direction des contraintes (Malm)
Figure 20:Direction des contraintes (Crétacé)
Table des references:
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