S o m m a i r e
Introduction générale : 1) But du travail……………………………………………………………p3 2) Méthodes de travail……………………………………………………p3. 3) Documents utilisés…………………………………………………….p4
I. Rappel sur l’évolution géologique et structurale des domaines Marocain ………………………………………………………………………p4 II. Présentation du secteur d’étude :……………………………….p7 1) Situation du secteur d’étude………………………………………….p7 2) Le cadre géographique et géomorphologique……………………..p8 3) Le cadre géologique …………………………………………………..p8 III. Etude du bassin Tahannawt Douar Sour :…………………p9 1) Etude lithostratigraphiques et sédimentologique…………………p11. 2) Etude Tectonique ………………………………………………………p15 3) Conclusion :……………………………………………………………..p19 IV. Etude du Bassin Asni-Imlil ………………………………………p21 1) Etude Lithostratigraphique et sédimentologique…………………p21 2) Etude Tectonique………………………………………………………p26 3) Etude Magmatique……………………………………………………p28 4) Conclusion :…………………………………………………………….p29 V. Synthèse : comparaison et discussion ……………………….p31
-1-
1) Evolution Lithostratigraphique et sédimentologique …………….p31.
2) Evolution tectonique…………………………………………………..p34
3) Histoire géologique du Haut Atlas ………………………………….p36
Conclusion générale :…………………………………………………….p40
Planches photo :…………………………………………………………………………….…..p41 Bibliographies :…………………………………………………………………………………p42
-2-
Introduction générale : 1) But de l’étude : Ce travail effectué dans le cadre de l’application des disciplines acquises, en l’occurrence la cartographie, la sédimentologie, et l’analyse structurale et tectonique. Cette étude a pour but de dresser des cartes géologiques
et
d’entreprendre
une
approche
sédimentologique
et
tectonique des différentes formations rencontrées. Cette approche nous permettra de proposer une reconstitution paléogéographique et tectonosédimentaire de deux régions étudiées. 2) Méthodes de travail : Avant de se lancer dans les travaux de terrains, l’étude a commencé par une préparation bibliographique et photo- géographique concernant le secteur d’étude. L’échantillonnage sur le terrain a servi à la description lithologique des terrains observés et à la détermination de la nature des contacts entre les différents ensembles Lithostratigraphique avant de se localiser et localiser les affleurements. Le levé des coupes accompagné de mesures des éléments planaires (stratification, schistosité, failles) et des levés de carte et de profils géologique à différentes échelles. Au laboratoire, nous sommes intéressés à la finition des cartes et des coupes géologiques, et des traitements des donnés, afin d’aboutir une synthèse finale permettant la rédaction du mémoire.
-3-
3) Documents utilisés : Feuilles topographiques au 1/50000 :
Feuille TAHANNAWT
NH-29-XXlll-1c
Feuille JBEL TOUBKAL NH-29-XXlll-1a
I. Rappel sur l’évolution géologique et structurale des domaines Marocain : En se referant aux travaux de Michard (1970) (Introduction à la géologie du Maroc) on peut dire que ce pays présente une stratigraphie complète où toutes les époques géologiques sont représentées. Le Maroc est caractérisé par trois domaines visibles partout, chaque domaine est défini par sa morphologie, sa lithologie, ses structures, son age et son style de déformation. Ces trois domaines définis en fonction de la localisation et de l’importance des effets des orogenèses les plus récentes. On distingue du nord vers le sud ; le domaine Rifain, et le domaine Meseto-atlasique et en fin le domaine Anti-atlasique et son prolongement saharien. Domaine Rifain C’est un arc montagneux au nord du Maroc, bordant la méditerranée, il est constitué par un noyau essentiellement cristallophyllien paléozoïque autour
duquel
sont
disposés
concentriquement
des
formations
carbonatées et schisteux-gréseuses du mésozoïque et du tertiaire. Le Rif est plissé et structuré par la phase proximale alpine, il se caractérise essentiellement par des nappes de charriages. Domaine Meseto-atlasique :
-4-
Ce domaine constitue une vaste étendue, limitée par l’océan atlantique à l’ouest, le Rif au nord, la frontière maroco-algérie et l’anti atlasique au sud. Morphologiquement, il est constitué par un ensemble de chaînes de montagnes, de plateaux et de plaines. On y distingue deux grandes unités structurales : −
Chaînes plissées :
C’est le domaine de montagne et de hautes montagnes, formé de terrains d’age plus récent mésozoïque et cénozoïque à quaternaire, reposant sur un substratum constitué par le matériel de la chaîne hercynienne, ces terrains sont affectés par l’orogenèse alpine. −
Les plateaux et les plaines (Meseta) :
Cet ensemble regroupe les plateaux et les plaines du Maroc central et ceux du Maroc oriental, formé de terrains d’age paléozoïque plissés et métamorphisé au cours de l’orogenèse hercynienne avec la mise en place d’un magmatisme bimodale de la même époque. Il est peu déformé par l’orogenèse alpine. Le matériel hercynien affleure dans un certain nombre de massifs, mais il est souvent caché par une couverture alpine tabulaire. Deux grandes régions sont à distinguer : Meseta oriental : (oranaise) situé entre le Rif le moyen atlas, le haut atlas et ouverte sur l’Algérie. Elle est représentée par des boutonnières paléozoïques isolées au milieu de la couverture post-paléozoïque à caractère tabulaire. Cet ensemble est caractérisé par un plissement général
d’age
anté-visien
et
par
métamorphique importante.
-5-
une
activité
magmatique
et
−
Meseta occidentale et centrale :
Elle est localisée entre l’océan atlantique, le Rif et le Haut Atlas à l’Est et au sud. Ce domaine comprend trois zones : Les plaines et plateaux du Maroc central Les plaines côtières Les plaines périphériques. Domaine anti-atlasique et saharien : C’est un domaine lié au bouclier ouest africain au sud, il est formé par un socle protérozoïque constitué par les ensembles suivent : La partie nord de la dorsale archéenne des reguibat, datée aux 2800 millions d’années la plus ancienne du pays et qui est affecté par l’orogenèse eburnienne à 2200 millions d’année. Au nord de ce socle eburnéen, se trouve la partie mobile de la chaîne panafricaine d’age protérozoïque supérieur constituée au sud par une plateforme, Elle même relayée au nord par un bassin océanique matérialisé par la paléosuture ophiolitique de bou_azzer, au nord de cette suture et dans un contexte de subduction panafricaine s’est développé un arc volcanique avec un cortége de vulcanites et d’intrusion plutoniques calco-alcalins, Ces ensembles ont été structuré par
l’orogenèse
panafricaine. Ces formations protérozoïques sont recouvertes en discordance par des séries transgressives allant de l’infracambrien au carbonifère et qui sont déformées comme celles qu’elles recouvrent pour l’orogenèse hercynienne. Celle-ci est notamment
mieux exprimée dans la partie occidentale de
l’anti-atlas. Pour ce qui nous concerne, on s’intéresse seulement au domaine Meseto_atlasique et plus précisément la bordure Nord du Haut Atlas. (fig.1) -6-
Fig1. Schéma structurale du Maroc
II. Présentation du secteur d’étude : 1) Situation du secteur d’étude
Le secteur d’étude fait partie du Haut Atlas orienté généralement ENEWSW, et qui constitue la chaîne la plus élevée de l’Afrique du nord, avec des altitudes qui dépassent 4000m. Il est long de 800Km sur une largeur variable de 40 à 80Km selon les régions. La chaîne du haut atlas est une chaîne intra continentale liée à l’orogenèse Alpine formée par un socle précambrien et paléozoïque et une couverture Méso-Cénozoïque à quaternaire. -« Le Haut Atlas est lui-même subdivisé en quatre zones : à l'Est, le Haut Atlas Saharien (aussi appelé Haut Atlas oriental,
est étroit et
relativement peu élevé (rarement plus de 1500m alors que ses bordures sont à des altitudes comprises entre 800 et 1000 m) ; 2) Le -7-
Haut
Atlas
plus large (jusqu'à séries
120 km).
Central Le
est
socle n'y affleure pas,
le mais les
mésozoïques (essentiellement Jurassiques) y sont très bien
représentées ; 3) Le Haut Atlas de Marrakech (encore appelé « massif ancien ») présente les plus hauts sommets Nord-Africain, avec plusieurs sommets dépassant les 4000m. La couverture Méso-Cénozoique y est presque totalement absente, et les séries Précambriennes et Paléozoïques sont à l'affleurement ; 4) Enfin, le Haut Atlas occidental s'étend vers l'Ouest jusqu'à la côte Atlantique, et est recouvert par les séries du Trias au Crétacé. Ces deux derniers massifs sont parfois regroupés sous le terme « Western High Atlas » », (Yves Missenard. P51-52, 2006). Notre étude a été effectuer au Haut Atlas de Marrakech et plus précisément dans les deux régions de Tahanaout Douar Sour et AsniImlil. 2) Le cadre géographique et géomorphologique Le bassin de Tahanaout Douar Sour se situe à une 32km au sud de la ville de Marrakech, sur la route secondaire 501 menant à Taroudant. Le bassin d’Asni est localisé au sud du bassin de Douar Sour, limitée au sud par le socle précambrien. Géomorphologiquement, le bassin de Tahanaout Douar Sour, est située au niveau de la zone sub-atlasique alors que le bassin d’Asni est localisé dans la zone axiale. 3) Le cadre géologique : Le secteur étudié appartient au domaine du Haut atlas, localisé sur la bordure nord du haut atlas de Marrakech, il comprend deux bassins séparés par une ride paléozoïque. Le schéma structural illustré dans la figure (fig.2), montre les grands ensembles lithostratigraphiques de la bordure nord du Haut Atlas de Marrakech.
-8-
III. Etude du bassin Tahannawt douar sour : Dans cette zone en distingue deux ensembles lithostratigraphiques caractérisent la bordure nord du Haut Atlas de Marrakech, un substratum carbonifère et une couverture méso-cénozoique, et selon la carte géologique réalisée dans cette région(fig3), différentes formations ont été distingué.
-9-
: Faille Fig.3 : Carte gĂŠologique du bassin TAHNAWT Douar Sour au 1/15000
- 10 -
1)
Etude Lithostratigraphique et sédimentologique :
Les deux ensembles lithostratigraphiques caractérisant cette partie sont en relations, soit par un contact stratigraphique, ou soit un contact anormal par faille, la vue panoramique ci dessous illustre les différentes formations
de
la
région
Douar
Sour
(fig.4) :
Fig.4: vue panoramique illustre les différents formations géologique de Douar sour
−
Le Substratum :
Il est d’age Viséen supérieur daté grâce à un gisement fossilifère (encrines et spiniféres) à Moulay Brahim par (Brive et L.Gentil .1904).à l’ouest il est constitué par une formation organisée en alternance de grés et de péllites, surmonté par le trias en discordance angulaire majeure. Cette série est épaisse de 1500m environ. Elle est globalement monoclinale à pendage vers le Nord (fig.5). Il comporte une partie basale formée par un dépôt conglomératique, et une partie intermédiaire caractérisée par des turbidites, et un dépôt carbonaté. Au sommet, il comporte des bancs gréseux noyés dans un dépôt calcaire. Les études antérieures faites sur cette partie (EDDEBBI. 1989), montrent l’existence de trois formations présentées dans la figure suivante (fig.6) :
- 11 -
EDDEBBI 1989
6
Au niveau du pont sur l’oued Rheraia on note l’existence de deux faciès un plus claire (calcaire), et l’autre sombre essentiellement formé du grés à stratification orientée N 180° et de faible pendage avec la présence d’une discordance
intraformationnelle
(fig.7),
sur
les
bancs
calcaires
on
mentionne la présence des plis synsédimentaires (slymps) ; ce qui explique l’existence d’une pente sous marine. Au niveau de Moulay Brahim, on note la présence des grés quartzitiques et de conglomérat avec des anneaux de crinoïdes (fig.8).
- 12 -
−
La couverture :
Du bas vers le haut on distingue deux grandes formations : Formation Triasique. Formation Pos-Triasique. a-Formation Triasique : 1/ TRIAS : IL correspond à une série détritique rouge d’une épaisseur qui dépasse 160m, elle montre un pendage généralement vers l’Est, formée de la base au sommet par : des conglomérats polygéniques et hétérométriques emballé dans une matrice argileuse fine, et parfois on trouve du paléosol. Une formation constituée par une série silteuse avec intercalation des bancs gréseux-silteux, ces derniers présentent des figures sédimentaires tels que les litages obliques, des rides du courant (fig.9) ce qui confirme un milieu de dépôt continental. Cette formation triasique est essentiellement formée du grés qui est très réduit et des siltes. 2/ les formations pos-Triasiques (fig.10) : a/ Lias : Il est d’une épaisseur de 15m environ, avec un pendage globalement de 25° vers le Nord. Cette formation caractérisée par deux séquences de diminution de profondeur : La première séquence comporte des calcaires gréseux suivi par une alternance des calcaires et marnes, et enfin une alternance des calcaires et calcaires marneux de couleur verdâtre. La seconde séquence est caractérisée par des calcaires gréseux fossilifères avec des petites couches calcaires et marnes qui sont dominant - 13 -
1O
Selon (Amrhar, 1989)
vers le bas, au sommet de cette série on trouve des quartz bipyramidaux (fig.11), renseigne sur un milieu vadeuse caractérisé par la rencontre des eaux douces et eaux salines. 3/jurassique moyen- crétacé inférieur : C’est une formation rougeâtre de 60 à 80m de puissance à pendage généralement vers le nord composée d’une alternance de gypse et siltes avec des barres lenticulaires constituent de grés avec une alternance silteuse et argileuse. Il existe aussi des graviers de quartz et du microconglomérat et des dépôts chenalisés, le milieu de dépôt de cette formation est un bassin épicontinental riche en apports fluviatiles, au niveau de cette série on trouve des stratifications entrecroisées (fig.12). 4/ Eocène :
- 14 -
Il est d’une épaisseur de 20m. Sa limite inférieure est le jurassique moyen crétacé inférieur, il est orienté N120° avec un pendage légèrement de 20° vers le nord, il est constitué par des barres calcaires phosphatées à nodules de silex et des structures stromatolitiques. Cette formation est déposée dans un milieu marin peu profond résultant d’une transgression marine. 5/Mio-Pliocéne : Cette formation est épaisse de 400m, constitué de grés et de conglomérat polygénique et hétérométrique, ce sont des molasses qui représentent des dépôts continentaux produits par l’érosion de la chaîne atlasique. Le MioPliocéne repose soit par une surface ravinente sur les formations sousjacentes ou soit par une discordance cartographique (fig.13). 6/ le Quaternaire : Le paysage de Douar Sour est une dépression intramontagne de forme triangulaire au centre de laquelle s’étendent des replats cultivés à des altitudes différents (NAHID. 1990). La vallée de la Rhéraia dans le bassin de Douar Sour est dissymétrique, les replats étant mieux développés rive droite, elle s’agit d’un étagement de terrasses et cones de déjection. 2) Etude Tectonique : Le bassin de Douar Sour se caractérise par une structuration complexe et spécifique, soit au niveau de la série de viséen supérieur, soit au niveau de la couverture secondaire et tertiaire (fig.14). a/ Dans le substratum carbonifère : A l’échelle cartographique, on note la présence d’une faille de « Tasaksout » de direction nord 75° et un pendage de 75°N. Elle sépare au sud de Douar sour la série Viséen plissée et la série Triasique (fig.15).
- 15 -
Au niveau du pont de l’oued Rehraia, on a mentionné la présence d’une faille inverse orientée N90° à mouvement dextre et un plis anticlinal avec un axe fortement plongé vers l’Est associé au décrochement de la faille de Jbel khlout. Et on trouve des failles normales syn-sédimentaires sur les calcaires et une schistosité de fracture. On distingue aussi dans le substratum des microstructures telles que les slymps liés au glissement synsédimentaire parallèle à la stratification, les bancs gréseux sont déformés, boudinés et parfois réduits en forme de galet (fig.16), et au niveau du pont de Rheraia sur les bancs gréseux on note la présence des fentes d’extensions asymétrique à différents échelles et de direction généralement N110° avec un remplissage secondaire de la calcite, barytine et quartz (fig.17). La stratification de cette série gréseuse est globalement orientée N115° avec
un
faible
pendage,
Les
fentes
observées
sont
généralement
perpendiculaires à la stratification, ce qui confirme probablement l’effet de surcharge des blocs sur jacentes.
- 16 -
LEGENDE : 1:visien, 2 :Trias, 3 :Basale finitriasique ,4 :Lias, 5:Dogger, 6 :Apto-Albien, 7 :InfraCenomanien, 8 :Cénomano-Turonien, 9 :Sénonien, 10 :Eocén, 11 : miopliocéne. Fig.14. : carte lithologique du bassin TAHANAWT Douar Sour,Moulay Brahim - 17 -
L’interprétation des microstructures observés sur cette série du Viséen supérieur lié à une instabilité tectonique au cours de sa sédimentation (phase distension intravisienne synsédimentaire), la phase compressive postviséenne supérieur donne des plissement avec la schistosité de fracture. b/ dans la couverture secondaire et tertiaire : Dans cette période deux phases ont distinguée : -Phase syntriasique : Elle a affectée les terrains triasiques. Elle se manifeste par la présence de plusieurs familles de failles normales de géométrie et de dimensions variables, les plus importantes de ces failles correspondent à des failles normales synsédimentaire orientés N70°associée à des failles de même direction de petite dimension. -Phase post-triasique : Elle est représentée par une famille de failles inverses orientées N130°. Cette famille de failles donne une direction moyenne de raccourcissement NE-SW, compatible avec la direction de raccourcissement révélée par une étude microtectonique sur les formations post-Triasique et plus précisément sur les calcaires Eocène de Douar Sour. Selon les études faites par AMRHAR
(1989),
ces
calcaires
ont
enregistré
deux
phases
de
raccourcissements : N20°-N30° et N120°- N130°, ces deux épisodes sont post Eocène. L’analyse des rapports entre les microstructures des deux phases, permet de placer la phase N30° antérieur à la phase N120° (AMRHAR M.1989).
- 18 -
3) Conclusion : On peut résumé les événements lithostratigraphiques et tectoniques du bassin de Tahanaout Douar Sour selon la coupe géologique suivante (fig.18) et le tableau ci-dessous (fig.19): Les coupes géologique : (voir la carte fig.3).
Le tableau des résultats :
- 19 -
Fig.19 : Tableau illustrant les différents événements du bassin Douar Sour - 20 -
IV. Etude du Bassin Asni-Imlil : Deux grands ensembles affleurent dans le bassin d’Asni-Imlil ; un socle ancien d’age précambrien à infracambrien situé au sud du bassin, et une couverture sédimentaire d’age Méso-Cénozoique à quaternaire. La relation entre les deux ensembles est parfois stratigraphique ou un contact anormal par faille. La carte géologique réalisée dans cette région (fig20), présente les formations géologiques et les structures tectoniques associées. 1) Etude Lithostratigraphique et sédimentologistes : 1-1) Le socle : -Précambrien III : Cette série est représentée par un cortége des roches volcaniques et volcano-sédimentaire. Ces roches volcaniques sont massives, de couleurs violacées et non stratifiées. Ce sont les andésite à textures microlitiques porphyriques, plus cristallisée riches en feldspath avec présence de vacuoles remplis parfois de la calcite (fig.21). Les rhéolites à textures hyaline porphyrique avec des phénocristaux et des vacuoles dû à un échappement du gaz. Dans cette zone on note aussi la présence des roches volcano-sédimentaires telles que les ignimbrites.
- 21 -
Fig.20 : carte gĂŠologique du bassin Asni au 1/20000
- 22 -
- Adoudounien : Au niveau du contact des formations précambriennes et l’Adoudounien, on note un Fillon orientée N30°, à pendage 60°N rempli de barytine marque le passage de roche volcano-sédimentaire à un faciès calcaires (fig.22). La série d’Adoudounien est formée par des roches sédimentaires sous formes de carbonates surtout ; de dolomies riches en structures laminaires stromatolitiques. Elle présente un aspect brunâtre avec un litage régulier d’origine biologique orientée N145°, et des glissements synsédimentaires (slumps).
Fig.22 : schéma du filon séparant le Précambrien et Adoudounien
1-2) la couverture : 1/Trias :
- 23 -
Il constitue le terme le plus ancien de la couverture. Il surmonte le précambrien (III) en faveur d’une discordance majeure avec une grande lacune du Paléozoïque. Il affleure sous forme de bande étroites allongée NE-SW et limitée par des failles cartographiques. Cette série est épaisse de 600m, on distingues de la base au sommet des conglomérats de base surmontés de silts rouges avec l’apparition des bancs gréseux fins rouge avec et des intercalations de dépôt de chenaux orientée N40°, et pendée 85°N. La série s’enrichit en grés et devient pratiquement gréseuse, vers le sommet la série devient silteuse riche en évaporites avant l’arrivée du basalte fini triasique qui coiffe toute la formation. Dans la partie intermédiaire du Trias (alternance grés-silts), on peut mentionner la présence des litages en mamelon et entrecroisée, et des litages obliques au niveau des grés avec des rides de courant asymétriques, et parfois on trouve à la base des bancs gréseux des fentes de dessiccations (fig.23). Au niveau de la faille de Tinitine le Trias débute par des silts à la base, ce
qui
renseigne
sur
une
mégaséquence
stratocroissante
et
granocroissante. L’étude de faciès et lithofaciés confirme que le Trias est un milieu continental. 2/ LIAS : Il est d’une épaisseur de 20m environ. Il est constitué essentiellement de silts rouges et marnes à évaporites avec des intercalations calcaires gréseuses, ces dépôts carbonatés comportes des niveaux stromatolitiques au sommet, ils
renseignent
sur la transgression liasique. Cette série
affleure uniquement dans la région de Moulay Brahim. 3/ Jurassique moyen : sur une épaisseur de 120m, il est représenté par des terrains détritiques de couleur rouge claire formés par des argiles et
- 24 -
des grés avec des niveaux silteux, argileux et des conglomérat polygéniques dont les éléments sont supérieur à 2mm, et sous une forme anguleux de nature : quartz, schistes, des andésites et des fragments du basalte fini Triasique, il s’agit d’une brèche sédimentaire. Cette série se termine par une alternance des grés et silts rouges avec la dominance
des
bancs
granocroissancement
gréseux,
ces
derniers
présentent
un
positif ce qui renseigne que ces bancs sont
renversés. De point de vue structures sédimentaires on note la présence des litages obliques et horizontaux, le milieu de dépôt de cette formation est continental fluviatil. 4/Abto- Albien : Il est représenté par deux à trois bancs calcaires gréseux de couleur jaunâtre à blanchâtre avec des alternances des calcaires marneux. Il s’étale sur une épaisseur variable de 40 à 60m. Ces bancs calcaires sont généralement orientés N35°à N40°, et un pendage varie de 50° à 60°SE, avec des fracturations orientées N70°, et un pendage de 60°NW. Dans cette série on mentionne la présence des lumachelles avec des bioturbation en (Y) à la base (fig.24), ce qui indique que le milieu de dépôt est marin peu profond. 5/ Infracénomanien : Il est constitué par des silts rouges et marnes avec des intercalations gréseuses. Cet ensemble est visible sur une épaisseur de 50 à 60m. Le milieu de dépôt de cette formation serait un bassin épicontinental. 6/Le Cénomano-Turonien :
- 25 -
Il est d’une puissance de 50 à 60m, composé d’une barre calcaire dolomitique orienté N100°, et pendé de 70°S. Il est constitué de Lamellibranche (Huîtres) (fig.25), et des rides de courant asymétriques de direction(E – W). Le milieu de dépôt de cette série est marin peu profond. 7/ Sénonien : Il s’agit d’un faciès détritique de 50 à 60 m de puissance, constitué essentiellement d’argile rouge et de marne à grés et à évaporites (gypse), ces caractéristiques indiquent un milieu de dépôt épicontinental. 8 /Eocène : Il affleure seulement dans la région de Moulay Brahim au sommet de plateau de KiK sous une épaisseur de 20 m, il comporte des calcaires phosphatés à nodule de silex et quartz. 9 / Le Quaternaire : L’analyse morphologique du bassin d’Asni révélé la réduction du nombre de niveaux morphologique par rapport à celui de Douar Sour et que la base de plaine cultivé constitué le niveau de remplissage majeur( NAHID 1990), il est constitué d’un ensemble de formations superficielles( cônes et terrasses) . 2) Etude Tectonique Dans le bassin d’Asni, on distingue trois grandes failles d’importance cartographique. Elles engendrent quatre comportiments allant du nord vers le sud, ces comportiments sont caractérisés par une grande lacune du Paléozoïque. Le schéma structural illustré dans la figure (fig.26) présente les grands ensembles du bassin d’Asni.
- 26 -
Fig.26 : Schéma structural des grands ensembles géologique du bassin d’Asni
La déformation dans le socle : Le précambrien est intensément fracturé avec différents types de familles de failles orientés globalement N150, N110, N40…, et à pendage légèrement varie de 60° à 75° vers le NW. Ces fractures sont occupées par des remplissages à barytine et quartz. Sur les affleurements précambriens on note la présence des plans de failles généralement orientées N10 à N30 à pendage subvertical. Ils portent des stries orientées N150°-160°. Au passage Précambrien-Adoudounien, un contact anormal séparant les deux formations, il s’agit d’une faille inverse orientée N30 à pendage 75°N.
- 27 -
Dans la partie sud du bassin, on mention la présence d’une faille inverse orienté N70° (faille TINITINE), elle sépare le précambrien du Trias (fig.27). Dans la couverture : La déformation au niveau de la couverture est essentiellement présentée par des structures associées aux failles principales syn à post-Triasique. Au niveau des dépôts Triasique on rencontre des brèches de failles, et des failles synsédimentaire organisés en mini graben, et parfois on trouve des miroirs de faille présentent des stries hydroplastiques (fig.28). Au niveau du village Tagadirt Ait Ali on remarque un contact anormal entre le précambrien et la série post-triasique, ce qui explique l’existence d’une faille inverse chevauchante. Cette dernière est à l’origine du plissement de la série post-Triasique en formant un crochant de faille sous forme d’un pli synclinal déversé vers le nord ouest, ce synclinal présente un allongement qui a la même orientation que la faille d’Ait Lahcen (NE – SW), la carte illustrée dans la figure (fig.29), montre la coupe géologique réalisé dans cette partie. 3) Etude Magmatique : Au niveau du bassin d’Asni (précisément la région de Moulay Brahim), on note la présence d’une formation basaltique fini triasique déposé en pillow lavas (fig.30), reposant en concordance sur une épaisse formation silto-gréseuse triasique et surmonté par la série Liasique à tendance carbonaté, ce volcanisme tholéitique constitue un horizon repère actuellement interprété comme la limite Trias-Lias. Selon les études de (DEUPACHTERE. 1983). On distingue dans cette série la succession de plusieurs coulées : - 28 -
La lave crustale (crust) est un basalte très altéré ou la coulée présente plusieurs vacuoles. Lava core : peu très épaisse, elle s’agit d’un basalte très massif pauvre en vacuole. Hipper lava crust : très riche en vacuole allongé. 4) Conclusion : Le socle de cette région, très déformé et affecté par plusieurs déformations. Les structures observées peuvent être rattachés à des périodes distinctes, et selon les études antérieures on peut distinguer : Une phase distensive de déformation synsédimentaire engendre des structures en graben et la mise en place d’un volcanisme tholéitique fissural à la fin du Trias (Deupachtére 1983). Une phase compressive syn. à post-miocène est représentée par l’apparition des failles inverses et des plissement qui affectent
les
terrains de la couverture. Ces failles résultent du rejeu hérité des failles hercyniennes.
On peut résumer l’ensemble des événements du bassin Asni dans le tableau suivant (fig.31):
- 29 -
Fig.31 : tableau illustrant les différents événements du bassin d’Asni - 30 -
V. Synthèse : comparaison et discussion 1) Evolution lithostratigraphique : La corrélation de deux logs lithostratigraphiques des bassins étudier (fig.32), nous permet de distinguer les éléments suivants :
Log synthétique de Tahnawt Dr. Sour
Log synthétique d’Asni
Fig. 32 : La corrélation des deux bassins étudiés
- 31 -
• La superficie d’Asni est très étendue par rapport à celle de Tahnawt Douar Sour et plus subsidente, (surtout le Trias). • Le socle est plus ancien à Asni et matérialisé par le précambrien et l’infracambrien (Adoudounien), alors que à douar Sour le substratum est présenté par le boutonnière carbonifère de foudrar et souktana. • Pour ce qui concerne la succession lithologique de la couverture deux épisodes sont à distinguer : • La couverture Triasique est plus épaisse et gréseuse à Asni coiffé par les coulées fini triasique, alors à Douar Sour est réduite et silteuse, et l’absence des basaltes sauf vers l’Est. • La couverture post-Triasique : Le Lias est le même dans les deux secteurs, sauf à l’intérieur
d’Asni,
il est en lacune. Le Jurassique moyen est un peu épais à Asni avec l’absence de la base evaporitique de Douar Sour ce qui renseigne sur une variation latérale de faciès. Pour le Crétacé supérieur est très important de point de vue puissance et nature lithologique, alors que à Douar Sour est absent. Le Mio-Pliocéne est absent à Asni et très épais à Douar Sour. Pour le Quaternaire, il affleure dans des bassins séparés par des gorges, et possède des situations morphologiques particulières le long d’Oued Rhéraia. Ce dernier porte ainsi tous au long de ces dépressions les empreintes de pulsation climatiques quaternaire, offrant un certain nombre de niveaux alluviaux étagés ou emboîtés. « Le quaternaire représenté au nombre de sept unités lithologiques à Douar Sour, se réduisent à cinq dans le bassin d’Asni, situé plus à l’amont, en associant des apports de versant à des dépôts de terrasses.
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Les formations et les dépôts présentent des caractéristiques étroitement liées dans le temps et dans l’espace » (NAHID 1989). La comparaison de la pile sédimentaire de deux bassins permet de dresser le tableau comparatif suivant : les bassins
Bassin de Douar Sour
Bassin d’Asni
Âge Précambrien III
Absent
Adoudounien
Absent
Viséen Trias
Alternance de grès et de pelite série détritique rouge, 200 m absence de basalte
Roches volcaniques et volcanosédimentaires Roches sédimentaires carbonatés. Absent 600m, série détritique avec présence de basalte finitriasique.
Lias
barres calcaires et de marnes enrichit d’évaporites, 15 à 20m
Jurassique moyen – 60 à 80m, dépôt détritique supérieur Dépôt détritique Crétacé inférieur Absent Crétacé supérieur
Sénonien Mio-Pliocène Eocène Quaternaire
Absent 120m, dépôt détritique
40 à 60m, dépôt carbonaté -Infra Cénomanien : 60m, silt à marne et des bancs de grès. -Cénomano Turonien : 50 à6 0m, barre calcaire dolomitique. Absent Faciès détritique. 400m, dépôt détritique Absent 20m, barres calcaires 20m, calcaire phosphaté. phosphatés Il est de sept niveaux Il est réduit à cinq niveaux morphologiques morphologiques Tableau comparatif des bassins étudiés
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2) L’évolution tectonique : A l’exception du socle surtout le Précambrien, la déformation est très hétérogène. Elle s’exprime mieux à proximité des failles. Alors que dans la couverture, elle s’agit d’une déformation cassante qui s’est produite dans des conditions du niveau structural supérieur à comportement fragile. Les failles les structures prédominantes, elles sont contrôlées et conditionnées par la répartition des formations sédimentaires surtout d’age Triasique. Dans le socle Précambrien, les roches volcaniques sont intensément faillées et fracturées. Dans cette partie, on distingue des failles, filons, fentes et veines avec divers remplissages. Dans l’Adoudounien la déformation est synsédimentaires, elle est conditionnée par la présence des slymps. Dans le substratum Viséen supérieur, on note la présence des slymps et des failles synsédimentaires à diverses échelles, dont certains affectant aussi la couverture. Au niveau de la couverture, et selon les études de (BENAOUISE. 1990), « la tectonique distensive syntriasique à fait rejouer en faille normales les anciens accidents hercyniens ou tardihercynien … » d’où la présence des failles synsédimentaires et des mini grabens qu’on a mentionné dans les formations Triasique de deux régions étudiés. Dans les formations post triasique, la compression atlasique a donné des basculements et des plissements à l’origine de la morphologie actuelle (BENAOUISE. 1990). Selon la coupe générale suivante ; on résume les principales structures tectoniques du secteur étudié :
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A partir de l’état actuel et selon une coupe générale de la bordure Nord du Haut Atlas de Marrakech, on déduit les stades sédimentaires de deux bassins
étudiés,
on
se
basant
sur
un
essai
de
reconstitution
paléogéographique illustré dans la figure (fig.33) :
Fig. 33 : Reconstitution paléogéographique de deux régions étudiés
3) Histoire géologique du Haut Atlas :
La chaîne du Haut Atlas présente un exemple concret d’une chaîne intracontinental qui n’est pas le résultat d’un coulissage entre deux plaque, comme le cas d’Himalaya, ou de subduction.
Elle s’étal depuis le golf d’Agadir jusqu’à la Tunisie, Sur 700km de long à l’intérieur des frontières marocaines, orienté globalement WSWENE. Elle constitue l’élément majeur du relief marocain (fig.34).
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Structuralement, la chaîne atlasique est caractérisée par un style tectonique
essentiellement
tectonique
se
manifeste
cassant par
des
« tectonique failles
de
de
blocs ».
grande
Cette
importance
cartographique. La déformation est hétérogène ainsi on distingue des zones moins déformées et d’autres très déformées situés à la proximité de ces failles. La carte structurale de la chaîne atlasique montre l’intense découpage par un ensemble de failles,dont les plus dominante sont celle qui sont orienté parallèlement à la direction de la chaîne (ENE-WSW), (d’après
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Yves Missenard.2006), la figure ci-dessous montre les découpages de la chaîne atlasique (fig.35).
La structure actuelle du haut atlas de Marrakech est le résultat de la structuration atlasique. Elle est marquée par deux grands types de mouvements tectoniques : * des mouvements liés à l’initiation et au développement des bassins Permo-triasiques et qui se manifestent par des jeux de failles normales. * des mouvements liés au serrage atlasique et qui se manifestent par des failles inverses et des décrochements.
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Dans le secteur de notre étude, dans les deux bassins, le Précambrien suivi par le dépôt de l’Adoudounien surmonté par le dépôt de viséen mais seulement à douar Sour, le tout est affecté par l’orogenèse hercynienne puis par la structuration atlasique. Les événements tectoniques affectant la région sont globalement décrits par deux épisodes structuraux successifs : -L’ouverture des bassins triasiques. -La phase de serrage atlasique: Le première est bien marqué dans le socle viséen de Douar Sour, c’est un régime extensif décrit par les failles normales, accompagne de l’ouverture des bassins triasique.
-Le trias correspond à un étage marqué par un régime distensif, accentuée en bassin sédimentaire subsidient, en donnant l’allure des grabens et la mise en place du basalte tholéitique finitriasique. Ce régime distensif est responsable de la
mobilisation des failles
hercyniennes
surtout celle orientées Nord 70 en faille normale. Lors du serrage alpin ces failles normales ont
rejoué en failles
inverses et selon leurs
orientations avec des composants décrochant.
Les formations d’âge Mésozoïque – cénozoïque enregistrent deux directions de raccourcissements N30-N40 et N110-N160 en souligne une rotation antihoraire de la direction de raccourcissement d’âge post Eocène anté Mio-Pliocéne (Amrhar (1989).
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Le deuxième d’âge post- éocène, anté Mio-Pliocène, responsable du soulèvement
de
la
chaîne
refonctionnement des
Atlasique,
failles inverses
il
est
qui sont
interprété
par
le
d’anciennes failles
normales et qui ont rejoué en failles inverses donnant des crochants de failles et des chevauchements. Ces
failles résultent d’un contexte
compressif orienté NW-SE.
Les lignes de faiblesse ont d’une part conditionnées par la répartition des
terrains triasiques et jurassiques et d’autre part guidés par la
structuration de la chaîne lors du serrage Alpin (Amrhar 1989). « Les barres calcaires de la base de l’Eocène ont enregistré des déformations cassantes lors du serrage alpin »
(Amrhar 1989). Ce qui
explique la structure actuelle du Haut Atlas.
Conclusion générale : L’étude géologique des deux bassins a permis de mettre en évidence deux ensembles lithostratigraphiques, caractérisant la bordure nord du Haut Atlas de Marrakech. Un socle Précambrien et infracambrien à Asni, et un substratum d’age viséen supérieur à Tahnawt, coiffé tous les deux par une couverture Més-Cénozoique. L’analyse cartographique de ces deux ensembles a permis de distinguer la nature du contact entre les différentes formations. L’étude tectonique montre que la déformation est très hétérogène dans les deux socles, et s’exprime mieux à la proximité des failles. Alors qu’au niveau de la couverture, la déformation est cassante.
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