#MAROC_Un_peu_de_géologie
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#MAROC_Un_peu_de_géologie

Le Maroc est situé dans la partie occidentale du continent africain. De part sa position dans une zone de transition entre le domaine méditerranéen et le craton ouest africain, il a été le siège de plusieurs cycles orogéniques (précambrien, hercynien et alpin). Ces orogenèses sont à l’origine de la configuration structurale actuelle, mise en évidence par Michard, A. (1976) et Choubert, G. (1980) et qui montre trois domaines structuraux qui sont : le domaine Rifain, le domaine Méséto-Atlasique qui contient les Mésétas occidentale et orientale plus le Haut et le Moyen Atlas et enfin le domaine Anti Atlasique.

Le Paléozoïque

Le Cambrien

Dans la partie Nord du Maroc, les formations cambriennes affleurent dans le domaine mesetien (Meseta occidentale) et au sein de quelques boutonnières paléozoïques du Haut Atlas.

L’Ordovicien

Dans  le  domaine  mesetien  et  atlasique, l’Ordovicien affleure au niveau de plusieurs localités de la Meseta occidentale (Massif Central, Rehamna, Jebilet, etc.) et dans plusieurs boutonnières des chaînes atlasiques (massif ancien du Haut Atlas, boutonnière de Bou-Dahar, massif du Tazekka, etc.). Les formations attribuées à l’Ordovicien sont prédominées par des séries détritiques (schistes, grès, quartzites, argiles microconglomératiques, shales). Par ailleurs, au niveau de la région de Rabat-Tifelt, la lacune des terrains postérieurs au Llanvirnien et la présence de manifestations magmatiques basiques à l’Arénigien-Llanvirnien constituent une particularité de la série ordovicienne dans cette région.

Le Silurien

A l’échelle du domaine mesetien, dans la partie orientale du Massif Central, les niveaux siluriens, souvent discontinus, participent en tant que semelle tectonique dans un système d’écaillage et de nappes de charriage.

Dans le Haut Atlas, le Silurien a été signalé dans la boutonnière de  Tamlelt au niveau de plusieurs localités. Il est représenté par des shales et phtanites, datés paléontologiquement du Llandovérien inférieur au Wenlockien. Par contre au niveau du massif ancien du Haut Atlas de Marrakech, le Silurien affleure localement et se présente généralement sous forme de séries déformées et laminées. Une coupe synthétique complète mais réduite, ne dépassant pas 30 m de puissance, montre des ampélites concordantes sur l’Ordovicien; aussi, existent des carbonates, rapportés au Ludlowien, et se présentant en bancs ou sous forme de nodules.

Dévonien

Dans l’Ouest de la Meseta occidentale, à environ 40 km au SSWde Rabat, les séries du Dévonien inférieur et moyen affleurent au niveau de l’Oued Cherrat. La  base  de  Dévonien  (Gédinnien), paléontologiquement  non  identifiée,  semble  être tronquée par des phénomènes tectoniques.

Dans la Meseta orientale, affleurent au niveau des boutonnières de Debdou et du Mekkam des schistes attribués au Dévonien moyen – base du Dévonien supérieur (Marhoumi et al., 1983). Les formations sont pédominée par des alternances de schistes vert-olive et de siltites, ou de grauwackes.

Par ailleurs, ces faciès monotones couplés avec une activité tectonique notable rendent très délicat aussi bien  l’établissement  d’une  coupe  lithostratigraphique complète que l’estimation des épaisseurs.

A l’échelle des chaînes atlasiques, le Dévonien affleure au niveau de quelques boutonnières notamment celles du Haut Atlas de Marrakech et de Tazekka dans le Moyen Atlas. Dans ces boutonnières, le caractère détritique des faciès de Dévonien supérieur  prédomine  (argilites,  siltites,  arénites microbréchiques,  grauwackes,  etc.)  avec,  par endroits, apparition des carbonates.

Carbonifère

Dans la Meseta nord-occidentale, les séries du Carbonifère inférieur qui occupe le bassin de Sidi-Bettache est pour l’essentiel détritiques et d’affinité marine. Ces séries carbonifères se regroupent en trois formations : Formation de l’oued Korifla, Formation de l’oued Mechraa, Formation des Bou-Rzim.

Dans la partie est du Massif Central, au niveau de la zone d’Azrou-Khenifra, les terrains carbonifères sont largement représentés. Au Tournaisien, apparaît une série détritique, constituée par des conglomérats à éléments arrondis de quartzites, de grès grauwackeux, de siltite et de grès calcareux. Cette série est discordante sur les calcaires du Givétien (Dévonien moyen). La présence de quelques brachiopodes permet d’attribuer cette série au Tournaisien supérieur.

Quant au Viséen, il présente des aspects structuraux variables. Il est, selon les lieux, en disposition autochtone ou allochtone.

Toujours dans le Massif Central, au niveau de la région d’Ezzheliga, le Westphalien est présent dans le bassin de  Sidi Kassem. Dans ce dernier existe environ 1500 m de grès et de conglomérat rouge-violacé, de calcaire lacustre et des veines de charbon d’extension limitée.

Dans le Nord de Rehamna et des Jebilet , affleurent des terrains viséens  constitués  par  des  roches  sédimentaires (quartzites, argilites, calcaires récifaux, jaspes) et volcaniques (coulées volcaniques spilitiques, des sills doléritiques et des tufs). Par ailleurs au niveau de la Meseta orientale, des séries carbonifères sont discordantes sur des terrains plissés et métamorphisés du Paléozoïque inférieur et moyen. Elles affleurent dans les boutonnières de Zekkara, de Debdou, Mekkam, Jerada et aussi dans la boutonnière atlasique du Tazekka.

Dans le Rif interne, les terrains paléozoïques des Ghomarides renferment une épaisse formation turbiditique (700-800 m), dont la faune indique le Viséen supérie ur-Namurien inférieur (Chalouan, 1986).

Le Permien

Les terrains permiens ont été souvent combinés avec ceux du Trias. Ainsi, des séries rouges, souvent continentales, mal datées et intercalées entre des terrains paléozoïques plissés et des séries marines du Mésozoïque sont souvent rangées dans le Permo-Trias. Toutefois, à l’intérieur de ces niveaux rouges se distinguent, à la base, les séries permiennes de celles du Trias au sommet.

Le Permien est signalé dans plusieurs régions notamment au niveau du domaine mesetien et au sein du massif ancien du Haut Atlas. Dans le quasi totalité des affleurements, les faciès du Permien révèlent de grandes similitudes entre eux. Ils sont continentaux de couleur rouge et souvent détritique, provenant de démantèlement des reliefs hercyniens.

Les séquences élémentaires sont du type: conglomérat-grès-argiles. Lors de la mise en place des ces séries permiennes, le climat était chaud, intertropical à alternance de saisons sèches et humides. La présence de quelques fossiles au sein de ces séries indique un âge autunien.

Le Mésozoïque

La couverture post-paléozoïque, généralement tabulaire, est souvent discordante sur des  formations plissées anté-mésozoïques.  A l’échelle de l’Anti-Atlas, les affleurements des terrains de la couverture,  d’extension  géographique  limitée,  aff l e u r e n t notamment au sein des bassins côtiers atlantiques, dans la marge nord de la chaîne anti-atlasique et parfois au niveau des Hamadas. Au niveau de la plaine côtière occidentale (bassin de Tarfaya-Laayoun), les formations de la couverture mésozoïque sont principalement décrites à la faveur des travaux de sondage dans le cadre de la recherche des hydrocarbures. En général, la genèse de ces bassins côtiers est due à des mouvements de subsidence engendrés par une tectonique de blocs basculés (ensemble d’hémigrabens), en relation avec le rifting de l’océan Atlantique. Les effets de cette subsidence se traduisent par des séries mésozoïques très épaisses notamment en sub-surface, comme les cas du bassin de Laayoun où ces séries atteignent plus de 10 km.

Par ailleurs, au niveau des domaines atlasique, mesetien et rifain, les séries mésozoïques sont largement représentées à l’affleurement. Les principales coupes de ces séries seront décrites, séparément, pour chaque période de l’Ere secondaire.

Le Trias

Au Maroc, le socle hercynien est généralement recouvert en discordance majeure par des séries détritiques rouges. Ces dernières, souvent azoïques, sont généralement attribuées au Permo-Trias. Par ailleurs, hormis le Rif interne, le Trias marocain présente souvent l’association de trois termes: 1) série détritique et argilo-salifère à la base; 2) série basaltique ou doléritique intermédiaire; 3) et série argilosalifère au sommet. Les principaux affleurements de roches triasiques sont signalées dans le domaine atlasique et mesetien.

Au niveau du Haut Atlas occidental, dans le couloir d’Argana, le Permo-Trias constitue une série de 2500 à 6000 m d’épaisseur (Tixeront, 1973).  De même, dans le Haut Atlas central, la série triasique est souvent épaisse.

Concernant le Trias du Moyen Atlas, il débute par des niveaux gréseux, surmontés par des siltites et des évaporites. Ces faciès sont associés avec des roches magmatiques basiques principalement des basaltes. Les basaltes triasiques, connus dans plusieurs endroits, sont épais de un à quelques centaines de mètres. Ils sont généralement très altérés, de couleur gris-vert caractéristique et constitués par des coulées superposées. Ce sont, le plus souvent, des basaltes tholéiitiques issus d’un volcanisme fissural, lié au début de l’ouverture de l’Atlantique dans un contexte général en  distension, généralisée en particulier au cours du Trias supérieur.

Au niveau de la bordure du Moyen Atlas et du Plateau Central apparaît, sur une épaisseur d’environ 100-200 m, la trilogie classique du Trias. Les formations  triasiques  s’accumulent  généralement  au niveau de quelques bassins subsidents.  Toutefois, cette  trilogie  montre  des  variantes  au  sein  de quelques bassins, comme celui de Boufekrane (Sud de Meknès) où s’accumulent d’importants dépôts salifères du Trias. Il en est de même dans le synclinal triasique de Khemisset où d’importantes réserves en potasse sont emmagasinées.

A l’échelle du domaine rifain, la nature du matériel triasique des zones externes est très différente de celle des zones internes. Toutefois, dans les zones intermédiaires à flyschs le Trias est absent.

Le Jurassique

A l’échelle du domaine atlasique et mesetien, une transgression issue de la Téthys au Jurassique inférieur, permet l’instauration de conditions marines franches à cette époque. Cette transgression est bloquée à l’ouest par les terrains émergés du Bloc ancien du Haut Atlas et de la

Pour le Meseta occidentale Les faciès jurassiques du Haut Atlas sont prédominés par des carbonates, des alternances calcaréo-marneuses et des marnes. Néanmoins, les séries de l’axe de la chaîne Haut Atlasique sont différentes de celles des zones bordières.

Haut Atlas apparaissent des sédiments du bassin généralement épais, formés principalement par des carbonates et des marnes.  Dans le Haut Atlas occidental, le Lias est essentiellement dolomitique, le Dogger est représenté par des sédiments régressifs de couleur rouge, formés par des conglomérats, grès et argiles

Pour  le Moyen Atlas,  l’évolution  sédimentologique du Jurassique inférieur et moyen, excepté le Jurassique supérieur, est globalement comparable à celle du Haut Atlas. Toutefois, les séries du Lias et du Dogger au niveau du Causse Moyen Atlasique sont différentes de celles de l’axe de la même chaîne.  Au niveau du Causse Moyen Atlasique, les terrains du Lias inférieur et moyen sont principalement des  carbonates.

Crétacé

Durant le Crétacé inférieur, seuls les territoires les plus orientaux et les plus occidentaux du Maroc sont reconquis par la mer, jusqu’au Cénomanien inférieur.

En revanche, les territoires occidentaux du Maroc subissent au cours du Crétacé inférieur l’influence de la transgression atlantique. Dans le Haut Atlas occidental, les formations du Crétacé inférieur sont nettement  marines  en  relation  avec  l’évolution  de l’Atlantique. Ces formations débutent par des niveaux marno-calcaires et gréseux du Berriasien, et puis des dépôts  calcaréo-marneux  du  Valanginien.  Quant  à l’Hauterivien, il présente des variations latérales de faciès avec présence, à l’ouest, d’épaisses séries marneuses transgressives et, à l’est, des calcaires gréseux.

Au niveau de quelques bassins côtiers (bassins de Safi, d’Agadir-Essaouira, de Laayoun-Tarfaya, etc.), l’extension de la transgression atlantique se limite à quelques golfes près de la marge côtière.

Ainsi, dans la région de Safi, les séries crétacées surmontent des formations marines du Jurassique.

De même, dans le bassin d’Agadir-Essaouira, la série stratigraphique montre des séries grèso-carbonatées et marneuses du Berriasien (formation de A rgoud-Guadar),  et  des  marnes  vertes  du Valanginien inférieur (formation de Sidi Lhoussine).

Ces  séries  marno-calcaires  associées  avec  des niveaux gréseux sont plus épaisses à l’ouest qu’à l’est. Dans les formations détritiques, le matériel remanié vient pour une large part de la plate-forme saharienne ; mais on trouve aussi des éléments datés du Jurassique. Ce phénomène indique que certaines parties de l’Atlas sont soumises à l’érosion, suite à l’effet de l’orogenèse névadienne d’âge jurassico-crétacé, engendrant notamment des plissements et des phénomènes magmatiques (Michard, 1976).

Ailleurs, dans les autres régions du Maroc (excepté le Rif), le Crétacé inférieur est généralement lacuneux.

Quant au Crétacé supérieur, il se caractérise par une  importante  sédimentation  d’origine  chimique (carbonates)  et  des  phénomènes  de  pénéplanation.

Après la phase orogénique jurassico-crétacée, la meré-envahit l’essentiel des domaines atlasique et mesetien au cours de Cénomanien et s’étale largement sur le  domaine  pré-saharien.  C’est  au  Cénomano-Turonien que l’extension marine est maximale établissant, pour la première fois au Maroc, la communication entre les eaux atlantiques et mésogéennes.

Le domaine mesetien se trouve presque entièrement i m m e rgé,  à  l’exception  de  quelques  zones  dans  le massif central, les Rehamna, les Jebilet et d’autres boutonnières dans le Maroc oriental notamment. De même, certains blocs de domaine atlasique ont échappé à cette grande transgression.

Le Tertiaire

Entre les affleurements jurassiques de l’axe du Haut Atlas et le bassin néogène d’Ouarzazate, les séries tertiaires de la région de Toundoute présentent des dépôt détritique.

Dans le Moyen Atlas, le Néogène du bassin de Skoura, épais d’environ 200-250 m, est formé des dépôts continentaux et la couverture du Causse Moyen Atlasique est constitué par des calcaires littoraux de haute énergie, parfois récifaux (Calcaire de Bhalil),

Au niveau des bassins côtiers de la marge atlantique (Doukkala et Chaouia), le Miocène est formé par des marnes sableuses à huîtres, pectens et poissons ; ces faciès affleurent même dans la ville de Casablanca.  A Rabat, les marnes bleues de BouRegreg et celles des Sehoul sont datées du Miocène moyen (Helvétien). De même, dans la région des Sehoul, le Tortonien est représenté aussi bien par des marnes jaunâtres montrant quelquefois des galets et des graviers, que par des calcaires blanchâtres généralement gréseux.

Cycle tortonien: postérieurement à l’emplacement des nappes, la transgression du Tortonien supérieur dépose des sédiments grossiers conglomératiques à la base, devenant de plus en plus fins au sommet; ce sont les alternances marno-gréseuses du bassin de Mellila surmontées par les rhyolites et les tufs acides du Cap des Trois Fourches.

Cycle messinien: les séries messiniennes, discordantes sur celles tortoniennes, montrent de notables variations de faciès et d’épaisseur d’un bassin à l’autre et aussi au niveau du même bassin; l’activité volcanique ébauchée au Tortonien se poursuit au cour de ce cycle.

Cycle pliocène: les faciès sont des marnes plus ou moins sableuses, transgressives aussi bien sur les terrains messiniens que sur les coulées volcaniques.

Au sein de la zone des nappes de flyschs, les séries des Beni Idère, datant du Crétacé supérieur à l’Oligocène supérieur-Aquitanien, sont formées par:

1) des calcarénites granoclassées, des niveaux siliceux et des conglomérats d’âge s’échelonnant du Cénomanien¨ au Lutétien; 2) des pélites silteuses lie-de-vin  et  calcarénites  du  Lutétien  supérieur-Oligocène, et puis des flyschs de l’Oligocène supérieur; 3) et des flyschs gréso-micacés et marneux attribués à l’Oligocène supérieur-Aquitanien. De même, la Nappe numidienne forme un flysch principalement  gréseux,  attribué  à  l’Oligocène Miocène inférieur. Ce flysch numidien est constitué

par  une  alternance  de  bancs  de  grès  épais  et  de niveaux argileux réduits. Au niveau du Jebel Karaha, les grès numidiens sont surmontés par la formation d’Arhbalou représentée par un faciès siliceux de couleur claire, ayant environ 50 m d’épaisseur et dont la faune indique l’Aquitanien supérieur Burdigalien.

Dans le Rif interne, au niveau des Ghomarides s’installent sur les carbonates triasiques et liasiques des calcaires à nummulites de l’Eocène. Par la suite, la transgression oligo-miocène dépose des séries bréchiques et marneuses, discordantes sur des terrains métamorphiques des nappes internes (Feinberg et al., 1990). Ces derniers auteurs distinguent la formation de Fnidek attribuée à l’Oligocène supérieur-Aquitanien et celle de Sidi Abdeslam rangée dans l’Aquitanien probable à Burdigalien inférieur.

Au niveau de la Chaîne Calcaire, s’individualisent dans le Haouz les faciès suivants: 1) des marnes à Globigerina et des calcaires à nummulites de l’Eocène inférieur et moyen; 2) des marno-calcaires de l’Eocène supérieur; 3) et des conglomérats puis des marnes de l’Oligocène.

Le Quaternaire

Dans les bassins côtiers de la marge atlantique (Doukkala et Chaouia), le Quaternaire marin caractérise  des  cycles  glacio-eustatiques.  Après  le Pliocène moyen et supérieur se définissent quatres cycles, corrélés avec des étages méditerranéens.

Quant au Quaternaire continental, il se caractérise par une alternance, d’une part, de périodes pluviales, marquées par le remblaiement de lits de fleuves et une sédimentation sur les versants et, d’autre part, de périodes interpluviales, caractérisées par le phénomène de creusement. La succession des épisodes pluviaux et interpluviaux correspond, respectivement,  aux  époques  interglaciaires  et  glaciaires.

Source web Par : azuritecompagnie.wordpress