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Revue Geologues Numro Spcial Maroc 194 Sept 2017

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0 Géologues Couv.194
26/09/2017 9:55
Page 1
Géologues n°194 (03 • septembre 2017)
Numéro 194 - septembre 2017 - 20 € - ISSN 0016.7916 - Trimestriel
REVUE OFFICIELLE DE LA SOCIÉTÉ GÉOLOGIQUE DE FRANCE
Géosciences appliquées
Cliché : H. Ouanaimi.
REVUE OFFICIELLE DE LA SOCIÉTÉ GÉOLOGIQUE DE FRANCE
Haut Atlas de Marrakech, à 10 km au NO du col de Tizi n’Tichka. Cliché : H. Ouanaimi.
Le Maroc, paradis des géologues
0 Géologues Couv.194
26/09/2017 9:55
Page 2
Éditorial
Géologues
directeur de publication :
Sylvain CHARBONNIER
rédacteur en chef :
Marc BLAIZOT
chargé de missions :
Gérard SUSTRAC
comité de rédaction :
• section géologie de l’ingénieur
Marc BRISEBARRE
Marianne CHAHINE
Denis FABRE
• section eau
Jean-Pierre FAILLAT
Anthony LE BEUX
Lahcen ZOUHRI
• section géophysique
Antoine BOUVIER
Christian HERISSON
Jean-Marc MIEHE
• section substances minérales
Michel JÉBRAK
Christian POLAK
Véronique TOURNIS
• section énergie
Jean-Jacques JARRIGE
Alain MASCLE
Valérie VÉDRENNE
• section enseignement et recherche
Christian BECK
Roselyne FRIEDENBERG
Didier NECTOUX
Cyril SCHAMPER
mise en page et couverture :
COM’IN - 45000 ORLEANS
Géologues est la revue officielle de la
Société Géologique de France.
Géosciences Appliquées.
Association loi de 1901, fondée en 1830
et reconnue d’utilité publique par
Ordonnance du Roi du 3 avril 1832.
siège social :
77, rue Claude Bernard - 75005 PARIS
Téléphone : 01 43 31 77 35
Télécopie : 01 45 35 79 10
E mail : [email protected]
Site Internet : www.geosoc.fr
Imprimé en France par
CHEVILLON IMPRIMEUR
89101 SENS
Commission paritaire
CPPAP n°0120G82626
Tirage : 700 exemplaires
Dépôt légal à parution
Marc Blaizot 1 ,
Rédacteur en chef
de « Géologues »
Michel Jebrak 2 ,
Membre de la section
Substances minérales de « Géologues »
’est unanimement et avec enthousiasme que le comité de rédaction a décidé de
lancer ce numéro spécial intitulé « Le Maroc, paradis des géologues », reprenant le
principe des numéros régionaux sur lequel “Géologues” avait beaucoup misé, il y
a 5 à 10 ans,à la grande satisfaction de ses lecteurs qui y font toujours référence. Nous avons
« seulement » étendu le concept de région à un pays tout entier englobant du même
coup, beaucoup de provinces géologiques, du Maroc méditerranéen au Maroc africain en
passant par le Maroc atlantique et le Maroc alpin et intégrant aussi de facto, à travers cet
exemple particulièrement pédagogique, toute l’histoire géologique de la Planète, du
Précambrien au Quaternaire.
S’inscrire, à travers ce numéro « national », dans une si longue période de temps et dans un si
vaste et si varié territoire, c’était aussi permettre à tout géologue, dans tous ses domaines
de prédilection, de se mobiliser, soit pour être rédacteur didactique, soit pour être lecteur
avisé. Car au-delà de l’immense intérêt de la géologie marocaine, cela a été la raison de
cette escapade hors de France : diffuser plus largement la revue en étendant son lectorat au
public francophone international et faire participer une nouvelle communauté de rédacteurs,
marocains pour l’essentiel.
Que nos collègues qui ont répondu si tôt et si profondément présents, en particulier André
Michard, cheville ouvrière de ce numéro, soient ici remerciés : sans leur implication depuis
plus d’un an, ce numéro n’aurait pas pu naître et n’aurait pas bénéficié de tous leurs résultats et découvertes récentes, qui en font, croyons-nous, tout son attrait. Nos collègues
marocains ont démontré la variété de leurs compétences et leur enthousiasme. On verra
en effet, à travers tous ces articles, que tant la géologie fondamentale que la géologie
appliquée trouvent au Maroc un champ de réflexions et d’actions privilégié et que, surtout,
elles se nourrissent l’une l’autre. C’est particulièrement le cas des recherches fondamentales
et des réalisations industrielles innombrables dont on trouvera des exemples tant en
aménagements qu’en hydrogéologie, qui se sont multipliés ces 20 dernières années, dans
un pays à la croissance quasi ininterrompue.
Un peu partout, la géologie régionale a profité des données acquises et des interprétations
réalisées dans les géosciences appliquées : qu’on songe à l’ensemble des bassins sédimentaires français dont la connaissance a été amplifiée et parfois révolutionnée par
l’exploration pétrolière et minière et les avancées majeures qu’elles ont permises en
géologie fondamentale, géophysique, géochimie, cartographie ou modélisations dont le
dernier numéro de Géologues s‘est fait largement l’écho. Le prochain pas en avant, pour
le bassin de Paris, sera bien sûr, l’intégration des données acquises dans le cadre du
projet du Grand Paris, qui seront mises, grâce à l’action de la SGF et au soutien bienveillant
de la Société du Grand Paris, à la disposition des universitaires.
Ce numéro veut ainsi participer pleinement à cette relation forte, indispensable entre
géologie fondamentale et géologie appliquée, pierre angulaire de la SGF renouvelée et
renforcée depuis sa fusion avec l’UFG. Il nous semble d’ailleurs, que c’est pour la revue
“Géologues”, une option stratégique dont nous aurons, à travers l’enquête que nous
allons lancer auprès de vous, fin 2017, l’occasion de reparler et de débattre.
Puisse ce nouveau numéro spécial « Maroc », fruit de cette coopération internationale
entre tous les géologues quelle que soit leur discipline, être une première brique et fasse
des émules pour d’autres numéros « nationaux » dans les années qui viennent ! Bonne
lecture ! Bon voyage !
C
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1. Courriel : [email protected]
2. Courriel : [email protected]
Première de couverture : La série crétacée du flanc sud du synclinal d’Aït Attab (Haut Atlas central).
Voir l’article de Charrière et Haddoumi, dans ce volume (cliché A. Charrière).
Géologues n°194
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4
géologie fondamentale :
état des connaissances
et résultats récents
68 hydrogéologie
Les grandes régions géologiques du Maroc ;
diversité et soulèvement d’ensemble .......................................................... 4
Apports de la géologie du Maroc à la gestion et la planification
de ses ressources en eau souterraine ........................................................ 68
André Michard, Omar Saddiqi, Yves Missenard,
Mostafa Oukassou, Jocelyn Barbarand
Omar Fassi Fihri
Rif externe : comment comprendre
et expliquer le chaos apparent ? .................................................................. 13
Évaluation du potentiel des ressources en eau souterraine
d’un bassin hydrogéologique d’extension régionale.
Cas du bassin du Sebou (Maroc) .................................................................. 73
Dominique Frizon de Lamotte, Mohamed Najib Zaghloul, Faouziya
Haissen, Geoffroy Mohn, Remi Leprêtre, Oriol Gimeno-Vives,
Achraf Atouabat, Mohamed El Mourabet, Anass Abassi
Mohamed Sinan, Abdessadek Chtaini, J. Filali Jaouad
Déformation active du Rif : GPS, sismicité et géologie
montrent l’expulsion d’un coin crustal sud-occidental ........................ 16
Fouad Amraoui
Utilité du monitoring des forages d’exploitation d’eau
pour la rationalisation de l’irrigation agricole au Maroc ...................... 78
Ahmed Chalouan, Jesus Galindo-Zaldivar, Antonio J. Gil,
Kaoutar Bargach
Apport des outils isotopiques à la compréhension
du fonctionnement des aquifères marocains et à la quantification
de leurs ressources - Cas du Bassin de Sebou .......................................... 83
La Meseta, un terrain vagabond ou la marge fragmentée
de l’Anti-Atlas ? ............................................................................ 19
Soumaya Sefrioui, Omar fassi Fihri et Hamid Marah
Christian Hoepffner, Hassan Ouanaimi et André Michard
La tectonique de l’Atlas : âge et modalités .............................................. 24
Hassan Ibouh et Driss Chafiki
Dater les couches rouges continentales
pour définir la géodynamique atlasique .................................................. 29
André Charrière et Hamid Haddoumi
Le Précambrien à la bordure nord du craton ouest-africain
(Anti-Atlas et Haut Atlas, Maroc) ................................................................ 33
Abderrahmane Soulaimani, Kevin Hefferan
Dorsale Reguibat et Massif des Oulad Dlim,
l’avancée des connaissances ........................................................................ 37
Pilar Montero, Fernando Bea, Faouziya Haissen, José Francisco
Molina-Palma, Francisco González-Lodeiro, Abdellah Mouttaqi,
Abdellatif Errami
87 aménagements
et géotechnique
Activités néotectoniques et mouvements de terrain
dans le Prérif (Secteur de l'autoroute Fès-Taza, Nord Maroc) .............. 87
Hassan Tabbyaoui, Benoît Deffontaines, Fatima El Hammichi,
Abdel-Ali Chaouni et Samuel Magalhaes
Étude de l’érosion pluviale des talus autoroutiers au Maroc
et proposition d’un système de protection par arcades bétonnées :
application aux sections Tanger-Port Tanger Med et Fès-Taza .......... 93
Amal Chehlafi, Azzouz Kchikach et Abdelkrim Derradji
La construction des barrages et la politique de mobilisation
des eaux de surface au Maroc .................................................................. 100
Khalid El Ghomari
et
47 métallogénie
substances minérales
Adaptations d’un projet de barrage en cours de construction :
l’exemple du barrage de Moulay Bouchta
en zone de flysch altéré .............................................................................. 106
Ahmed F. Chraibi et Abdelaaziz Zaki
Géodynamique et cyclicité métallogénique au Maroc ........................ 47
Dominique Gasquet et Alain Cheilletz
Les mines et la métallogénie du Maroc .................................................... 52
Michel Jébrak
Les dérangements de la série phosphatée dans le district minier
de Khouribga (Maroc) : une esquisse de leur origine et de leurs
méthodes de cartographie sous couverture quaternaire .................... 54
Nadia El Kiram, Azzouz Kchikach, Mohamed Jaffal, José Antonio
Pena, Teresa Teixido, Roger Guerin, Oussama Khadiri Yazami et
Es-Said Jourani
Les schistes bitumineux au Maroc ............................................................ 63
Laurent de Walque
112 patrimoine géologique
Patrimoine géologique marocain et développement durable :
l’exemple du Dévonien du Tafilalt, Anti-Atlas oriental ........................ 112
Ahmed El Hassani, Sarah Aboussalam, Thomas Becker,
Mohamed El Wartiti et Farah El Hassani
Les marqueurs permiens comme patrimoine géologique
à promouvoir et à protéger dans le massif hercynien
du Maroc central ............................................................................................ 118
Mohammed El Wartiti, Mohamed Zahraoui et Ahmed El Hassani
3
Géologues n°194
géologie fondamentale :
état des connaissances et résultats récents
Les grandes régions géologiques du Maroc ;
diversité et soulèvement d’ensemble
André Michard 1 , Omar Saddiqi 2 , Yves Missenard 3 , Mostafa Oukassou 4 , Jocelyn Barbarand 5 .
« Maroc, le paradis des géologues ! » Le pays est tellement étendu du nord au sud, des chaînes méditerranéennes au craton de l’Afrique occidentale, et son relief est
si accentué (n’y trouve-t-on pas le plus haut sommet non
volcanique d’Afrique, le J. Toubkal, 4167 m ?) que presque
toutes les roches de nature et d’âge variés, presque toutes
les structures s’y trouvent directement observables. Climat
favorable, végétation pas trop dense, hospitalité proverbiale des habitants, infrastructure routière et hôtelière
excellente, voici qui complète l’attrait que ce pays exerce
sur les géologues et les paléontologues du monde entier.
Last but not least, les études géologiques y ont été développées très tôt (création du premier Service des Mines et
de la Carte géologique en 1921 sous l’impulsion de
Lyautey ; publication de six cartes au 1/500 000 couvrant
le pays en 1952 au Congrès d’Alger ; cf. Missenard et al.,
2008 ; Medioni, 2011) et se sont poursuivies sans relâche.
Qui veut aborder le Maroc aujourd’hui dispose d’une carte
d’ensemble au 1/1 000 000 (1985), de
nombreuses cartes au 1/200 000 ou
au 1/100 000, de cartes thématiques
diverses (magnétiques,géochimiques,
etc.) et surtout de cartes au 1/50 000
couvrant déjà l’essentiel du pays et
dont le lever, commencé au nord dès
l’Indépendance, se poursuit encore
activement (www.mem.gov.ma). La
bibliographie géologique du Maroc,
déjà très riche, ne cesse d’augmenter du fait même de l’intérêt que le
pays présente pour les chercheurs.
Des questions stimulantes telles que
la structure des chaînes de montagne
ou les crises biologiques trouvent des
éléments de réponse dans ce pays.
Encore ne parle-t-on ici que de géologie fondamentale ! Le Maroc est
aussi un pays minier, la prospection
des hydrocarbures y est active offshore et onshore, et les problèmes
d’hydrogéologie ou de géologie appliquée y sont prégnants.
4
Quels sont les grands traits de
la géologie du Maroc ? Où aller la
découvrir de préférence ? Deux ouvrages récents répondent
à ces questions : un ouvrage collectif en anglais (Michard
et al., eds., 2008) et une série de guides géologiques en
français (Michard et al., eds., 2011). Ici, nous résumons
d’abord les grands traits de la géologie du pays, région par
région, en nous appuyant sur quelques cartes et coupes
générales. Cette introduction servira de base aux articles
suivants, qui ciblent les points acquis récemment et les
chantiers en cours d’étude dans chacune de ces régions.
Cependant, à la fin de cette introduction, nous nous arrêterons aussi sur une question fondamentale, celle des
mouvements verticaux qui ont affecté presque toutes les
régions géologiques du Maroc au cours des temps post-hercyniens,provoquant des lacunes stratigraphiques majeures
et finalement un relief très contrasté. Cette question a justifié de nombreuses recherches ces dernières années, et a
conduit à s’intéresser non seulement aux roches présentes
en surface, mais jusqu’aux anomalies du manteau.
Figure 1. Le relief du Maroc et des pays voisins au NW de l’Afrique (Michard et al.,2008). Le Rif et les Cordillères
bétiques du sud de l’Ibérie forment l’arc de Gibraltar, l’un des oroclines les plus refermés au monde.
1. Professeur émérite à l’Université de Paris-Sud, ex-directeur du Laboratoire de Géologie structurale de Strasbourg. Courriel : [email protected]
2. Professeur à l’Université Hassan II de Casablanca, Doyen de la Faculté des Sciences Aïn Chock. Courriel : [email protected]
3. Professeur à l’Université Paris-Sud, Département des Sciences de la Terre, Faculté des Sciences d’Orsay. Courriel : [email protected]
4. Professeur à l’Université Hassan II de Casablanca, Faculté des Sciences Aïn Chock. Courriel : [email protected]
5. Professeur à l’Université Paris-Sud, Département des Sciences de la Terre, Faculté des Sciences d’Orsay. Courriel : [email protected]
Géologues n°194
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
Généralités
Les domaines géologiques du Maroc se lisent dans
son relief (Fig. 1). Ils sont au nombre de cinq, du sud au
nord : le domaine saharien, correspondant au Craton
Ouest-Africain (en anglais : le WAC) ; l’Anti-Atlas et les
bassins qui le bordent localement (Sous et Ouarzazate) ;
le système des Atlas (Haut Atlas, Moyen Atlas), qui s’étend
vers l’est en Algérie et Tunisie, alors que l’Anti-Atlas est
une spécificité marocaine ; les massifs anciens du domaine de la Meseta, en partie cachés sous des plateaux et
qui forment le socle des Atlas ; le Rif, branche sud de l’Arc
de Gibraltar et extrémité occidentale des chaînes alpines
de Méditerranée occidentale. Cependant, à ces cinq
domaines majeurs, constitutifs du continent, vient s’ajouter un sixième domaine qui les prend tous en écharpe de
manière plus ou moins complexe : la marge atlantique,
dont la partie proximale est visible à terre, et qui n’est
restée une marge passive typique qu’au sud de l’Atlas.
Les domaines géologiques si visibles dans le relief du
Maroc se calquent sur autant de domaines structuraux (Fig.2).
Tout au sud, dans le craton, l’histoire tectonique commence à l’Archéen, il y a quelque 3 Ga, pour se poursuivre par
la collision paléoprotérozoïque fondatrice du craton vers
2 Ga. Ensuite, plus de trace d’orogenèse, sauf sur les bords.
Dans l’Anti-Atlas,l’histoire enregistrée débute au Paléoprotérozoïque (c’est le bord nord du craton), avant d’être marquée par le cycle orogénique panafricain qui s’étale entre
760 et 550 Ma. Plus au nord encore, mais aussi à l’ouest,
l’orogenèse hercynienne ou varisque (360-290 Ma) s’exprime fortement dans les massifs mésétiens, dans le socle
atlasique et dans les nappes des Mauritanides septentrionales (Oulad Dlim). La chaîne varisque, comme la chaîne
panafricaine avant elle,tend à se mouler sur le craton.Enfin,
le cycle orogénique alpin va faire surgir les Atlas et le Rif au
Cénozoïque (depuis ~35-40 - Ma), avec deux styles différents : une chaîne intracontinentale dans le domaine atlasique,dont les unités sont essentiellement autochtones ;une
chaîne alpinotype dans le Rif, dont tous les éléments sont
charriés sur la marge africaine,certains,les plus internes,provenant même de la marge européenne de la Téthys.
Le domaine saharien
Le domaine saharien du Maroc comporte trois parties (voir Fig. 2), d’est en ouest et du plus profond au plus
superficiel : 1) une partie orientale appartenant au Craton
Ouest-Africain, 2) une partie centrale où affleurent les
nappes des Mauritanides, charriées sur le craton, et 3) une
partie occidentale constituée des terrains d’âge CrétacéTertiaire appartenant à la marge atlantique proximale.
Le craton
Figure 2. Les domaines structuraux du Maroc et des régions voisines,
résultat d’une évolution géologique commencée il y a 3 Ga (Archéen du
Craton Ouest-Africain). Hachures: zone des Sferiat, à unités chevauchantes
archéennes découpées pendant la collision éburnéenne. FSA : Faille sudatlasique. AAMF : Accident majeur de l’Anti-Atlas ; BC : Bloc côtier ;
Jb : Jebilet ; MC : Meseta centrale ; MSZ : Suture mésorifaine ; OZZ :
Ouarzazate ; R : Rehamna ; T : Tazekka ; Ta : Tamelelt. D’après Michard et
al., 2011. Les traces 3 (A, B) à 8 localisent les coupes des figures suivantes.
Il correspond à une petite partie de la Dorsale ou
Bouclier Reguibat, montrant ici les terrains archéens du
noyau du Craton Ouest-Africain, avec des âges autour de
3 Ga. Le reste de la dorsale, affleurant en Mauritanie et en
Algérie, est fait de terrains paléoprotérozoïques soudés au
noyau archéen lors de l’orogenèse éburnéenne-birrimienne, vers 2 Ga. Les terrains archéens de la dorsale
affleurent au Maroc autour d’Aoussert (Awsard) et Tichla
(Rjimati et al., 2011). Ils comportent un large éventail de granites, migmatites et intrusions diverses, et des éléments
de ceintures de roches vertes (Tichla). Plus au sud, en Mauritanie (région du Tasiast-Tijirit-Chami), ces terrains ont
été datés récemment à 2,97 Ga pour les migmatites, à
2,96 pour les volcanites acides de la ceinture de Chami
(Key et al., 2008). La ceinture de roches vertes du Tasiast
est considérée comme charriée vers l’ouest avant 2,83 Ga
(Heron et al., 2016). Au Maroc, les roches archéennes de la
région d’Awsard-Tichla ainsi que celles des unités charriées les plus basses ont fait l’objet d’une cartographie au
1/50.000 (Rjimati et al., 2002 à 2011), puis ont été étudiées
en détail du point de vue géochimique et géochronologique, comme exposé plus loin (Montero et al., ce vol.).
Géologues n°194
5
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
Les nappes des Oulad Dlim-Adrar Souttouf
Le massif des Oulad Dlim-Adrar Souttouf permet
d’observer l’extrémité septentrionale de la chaîne des
Mauritanides, une « chaîne de montagnes » qui ne dépasse guère 400 m d’altitude, formée d’unités charriées vers
l’est sur le bord du craton. Cette chaîne au sens tectonique du terme s’allonge sur plus de 1500 km vers le sud
jusqu’au Sénégal, pour une largeur généralement voisine
de 150 km. L’empilement des unités qui la forment et leur
charriage sur le craton résultent pour une part de l’orogenèse varisque, comme le montre l’implication du Dévonien dans ses unités frontales (Fig. 3) ainsi que les mesures
K/Ar et 40Ar/39Ar de 310-290 Ma, obtenues dans les unités
internes (Villeneuve et al., 2006 ; Caby & Kiénast, 2009).
Des assemblages métamorphiques de haute pressionbasse température,attribuables à l’orogenèse varisque,ont
été mis en évidence en Mauritanie (Le Goff et al., 2001 ;
Caby & Kiénast, 2009). Cependant, cette chaîne porte
aussi témoignage d’événements néoprotérozoïques
rattachés à l’évolution de la chaîne panafricaine et révélés par la géochronologie U-Pb zircon. Montero et al. (ce
vol.) brossent l’état des lieux concernant les nappes des
Oulad Dlim,notamment la nature et l’âge de leur matériel.
Du point de vue structural, le transect des Oulad
Dlim est remarquable parce que les nappes crustales
métamorphiques se superposent directement par endroit
sur la croûte de leur avant-pays, sans interposition d’unités sédimentaires parautochtones. C’est le cas au sud, au
niveau de Tichla, tandis que vers le nord des écailles de
métaquartzites attribuables au Cambrien (Gärtner et al.,
2017) et une mince semelle siluro-dévonienne plissée
6
s’intercalent entre la première nappe de socle et les quartzites conglomératiques de l’Ordovicien supérieur, discordants sur l’Archéen (voir Fig. 3A). Ce n’est que plus au nord
encore (Dhlou, Zemmour) que la couverture du craton
s’épaississant, une chaîne plissée d’avant-pays apparaît
au front des nappes (Fig. 3B), annonçant le passage vers
l’Anti-Atlas. La réduction extrême de la couverture du craton sur le transect des Oulad Dlim s’explique d’abord par
l’érosion glaciaire ordovicienne ayant précédé le dépôt
des quartzites conglomératiques, ensuite par une subsidence particulièrement faible de la région au Paléozoïque
moyen, peut-être du fait de sa position en épaulement
de la marge de l’océan Rhéique.
La marge atlantique au sud de l’Atlas
La marge atlantique du Maroc (Hafid et al., 2008 ;
Klingelhofer et al., 2016) s’est formée suite au rifting du
Trias lors de l’ouverture de l’Atlantique Central, rifting
culminant avec les émissions basaltiques de la CAMP
(Central Atlantic Magmatic Province) vers 200 Ma. La
partie saharienne de la marge (Fig. 4) montre les dépôts
synrifts du Trias, recouverts par une plateforme carbonatée jurassique tronquée par les couches détritiques
du Crétacé inférieur, continentales dans le domaine proximal, et suivis enfin par les séries marines du Crétacé
supérieur et du Tertiaire. Au sud de l’Atlas, cette série de
marge passive est seulement déformée par la tectonique
salifère (Tari et al., 2003 ; Davison & Dailly, 2010). L’instabilité gravitaire liée aux pentes du talus détermine en
outre la déformation des couches éocènes à quaternaires
(Benabdellouahed et al., 2016).
Figure 3. Le front des nappes mauritaniennes et leur avant-pays cratonique à Aousserd (A) et Guelta Zemmour (B), d’après Michard et al. (2010). Le domaine cratonique est colorié, les nappes et les terrains paléozoïques décollés sont laissés en blanc..
Géologues n°194
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
Figure 4. Coupe des séries sédimentaires de la marge atlantique à Tarfaya, dans la partie nord du bassin de Boujdour (Hafid et al., 2008).
L’Anti-Atlas
Entre l’embouchure de l’oued Dra et la hamada du
Guir à l’ouest de Béchar (voir Fig. 1), l’Anti-Atlas apparaît
comme une chaîne montagneuse trapue (750 x 150 km)
et d’altitude moyenne, modérée. Elle culmine à 3 200 m au
J. Siroua, là où elle est collée au Haut Atlas, au sud de Marrakech (voir Fig. 2). L’axe le plus surélevé de l’Anti-Atlas est
marqué par l’alignement des « boutonnières » (des massifs généralement en creux) qui font affleurer le socle précambrien métamorphique sous les terrains paléozoïques
plissés (Fig. 5). Sur le flanc nord de la chaîne, les couches
crétacées et tertiaires des deux bassins du Sous (Agadir)
et de Ouarzazate montrent un pendage nord et s’appuient
en discordance sur le Paléozoïque déformé. Ainsi l’AntiAtlas est une « poupée-gigogne » géologique : une montagne surélevée au Cénozoïque à l’instar de l’Atlas,reprenant
une ancienne chaîne hercynienne,elle-même superposée à
un domaine complexe où se trouvent les témoins de deux
cycles orogéniques précambriens, celui du Néoprotérozoïque, qui a édifié l’immense chaîne panafricaine, et celui
du Paléoprotérozoïque, qui a présidé à l’édification du craton ouest-africain.
Le résumé des connaissances actuelles sur la chaîne panafricaine de l’Anti-Atlas est présenté plus loin par
Soulaimani et al. (ce vol.). Quant à l’orogenèse varisque, elle
reste ici modérée : l’Anti-Atlas correspond à une chaîne
d’avant-pays au front des zones métamorphiques des
Mauritanides, à l’ouest, et du domaine de la Meseta, au
nord. Cette chaîne montre un style « pachydermique »
(thick-skinned) dans la mesure où la déformation implique
son socle (voir Fig. 5). Les accidents du socle précambrien
sont réactivés au cours de l’évolution paléozoïque (Soulaimani et al., 2014), d’abord en failles normales (rifting
cambrien), puis en failles inverses décrochantes (collision
varisque), aboutissant à un canevas de plis complexes. La
complexité du plissement est d’autant plus importante
(figures d’interférence) que la direction de compression
semble tourner pendant le Carbonifère supérieur-Permien inférieur, passant de la direction NW-SE (Anti-Atlas
occidental) à la direction N-S puis NE-SW dans le Tafilalt
et l’Ougarta (Baidder et al., 2016).
Le domaine mésétien
Ce domaine se définit dans les massifs anciens où
les terrains paléozoïques sont affectés de plissements
Figure 5. Coupe du flanc sud de l’Anti-Atlas occidental, d’après Burkhard et al. (2006), modifiée in Michard et al. (2010). Localisation : Fig. 2. Abréviations :
Fig. 3, sauf PIII = ancienne désignation de l’Ediacarien supérieur discordant.
Géologues n°194
7
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
de la Meseta occidentale ou la zone de
faille du Tazekka, 2) l’étalement des
phases de compression syn-métamorphiques avec une phase précoce dans le
bloc Sehoul (granite à 367 Ma ;Tahiri et al.,
2010) et dans la Meseta orientale, avant
la transgression du Dinantien (Hoepffner et al., 2006 ; Michard et al., 2010), 3)
l’importance du magmatisme synorogénique, avec un magmatisme gabbroïque précoce, dévono-dinantien, et
un magmatisme granitique syn- à posttectonique. Les plus vieux terrains à
l’affleurement sont d’âge Ediacarien
supérieur. La présence d’une croûte
précambrienne ancienne de type gondFigure 6. A : Coupe schématique de l’orogène mésétien (Hoepffner et al., 2006). B : Coupe générale de wanien est attestée par l’âge des zircons
la chaîne varisque marocaine replaçant la coupe A dans son cadre général à la fin du Paléozoïque
(Michard et al., 2010). TFZ : Zone de faille du Tazekka, coïncidant avec la zone de racine des nappes, hérités (2000 Ma, 700 Ma), ramenés
charriées vers l’ouest. Abréviations stratigraphiques usuelles en anglais. S1, S2 : clivage schisteux par diverses roches magmatiques (e.g.,
éovarisque/varisque.
Dostal et al., 2005), bien que cette
croûte ancienne ait été profondément
intenses synmétamorphiques et recoupés par de vastes
rajeunie pendant les phases de subduction et de collision
intrusions granitiques. Il appartient à la chaîne varisque
varisque.
ou hercynienne qui s’allongeait d’Europe en Afrique
La chaîne mésétienne arasée au Permien constitue
occidentale après la collision Laurussia-Gondwana. Les
en
règle
générale le socle du système des Atlas. Le Massif
terrains primaires les plus jeunes sont ceux des fossés
ancien
du
Haut Atlas occidental, le massif du Tazekka, les
permiens volcano-détritiques, liés à des
décrochements tardi-hercyniens. Ce socle
paléozoïque forme des massifs (Massif
central, Rehamna, Jebilet, Bloc côtier ; voir
Fig. 2) entourés par les couches discordantes des bassins triasiques ou des plateaux crétacés-tertiaires (dont le fameux
Plateau des Phosphates entre le Massif
central et les Rehamna), ou encore des
bassins miocènes (celui de Fès-Meknès
au nord,du Tadla et de Marrakech au sud).
Le même socle varisque se retrouve en
massifs dispersés dans le domaine atlasique, où ce sont des dépôts triasiques et
jurassiques qui le recouvrent. En interpolant les données d’un massif à l’autre, il
est possible de proposer une coupe de
l’orogène mésétien (Fig. 6A), et de replacer celle-ci dans l’ensemble de la chaîne
varisque marocaine (Fig. 6B).
8
Le contraste est frappant avec la
chaîne plissée d’avant-pays de l’Anti-Atlas
(voir Fig. 5). On note en particulier : 1) le
découpage de l’orogène par des failles
majeures comme la Zone de cisaillement
Géologues n°194
Figure 7. Coupes du Haut Atlas central (A) et de l’Atlas de Marrakech (B), respectivement d’après
Michard et al. (2011) et Missenard et al. (2007). C : Coupe du rift triasique sur le transect oriental de
l’Atlas de Marrakech vers la transition Trias-Lias (200 Ma), d’après El Arabi (2007), in Frizon de Lamotte
et al. (2008). I-V : succession des séquences continentales du Permien (I) et du Trias (II-V). En vert : trapps
basaltiques et dykes de la CAMP.
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
horsts du Moyen Atlas nord-oriental, le massif de Midelt,
le nord du Tamelelt dans l’Atlas oriental appartiennent
au socle mésétien. En revanche, le socle du Haut Atlas de
Marrakech présente une géologie de type anti-atlasique,
sans empreinte métamorphique varisque : c’est le « promontoire de l’Ouzellarh » où se trouve le J. Toubkal. Une
faille varisque majeure le sépare de l’orogène mésétien, la
Faille sud-mésétienne (SMF), qui inclut à l’ouest la faille du
Tizi n’Test mais se poursuit vers l’est jusqu’en Algérie. Les
relations paléogéographiques entre Meseta et Anti-Atlas
ont été récemment éclairées par les études stratigraphiques et structurales, comme l’exposent plus loin Ouanaimi et Hoepffner (ce vol.).
Les couches de houille du Carbonifère supérieur
ont été exploitées dans la Meseta orientale (Jerada),
et les minéralisations sulfurées liées au magmatisme
de la Meseta occidentale ont un intérêt économique
important. Cependant, la chaîne varisque marocaine dans
son ensemble offre bien des sujets d’étude de géologie
fondamentale, qu’il s’agisse de l’interprétation de la culmination métamorphique des Rehamna et des Jebilet
(Wernert et al., 2016 ; Delchini et al., 2016), des corrélations avec la chaîne varisque d’Europe et de la tectonique
des plaques associée à cette orogenèse (Kroner, 2016).
Le système des Atlas
Tazekka, où s’enracinent les nappes varisques, et de la
zone faillée de Meseta occidentale.
L’organisation des montagnes atlasiques est marquée par la prédominance de failles longitudinales, héritées des failles normales du rift correspondant. Ces failles
normales découpaient des blocs allongés et plus ou moins
basculés transversalement. Ce découpage va guider en
partie la répartition des plis atlasiques, caractérisés par des
anticlinaux aigus entre de larges synclinaux à fond plat
(Fig. 7). Le rifting triasique s’est trouvé réactivé au Lias,
avec une reprise du volcanisme associé. Le remplissage
marin du rift se poursuit jusqu’au Jurassique moyen, avec
des dépôts plus épais et en général plus profonds dans l’axe
du bassin. Dans le même temps, le sel triasique sousjacent commence à fluer et à s’organiser en diapirs au-dessus des failles. Une régression s’installe au Jurassique
moyen, enregistrée par le dépôt de couches rouges. Cellesci sont célèbres par leur restes et empreintes de dinosaures. Les dépôts rouges se poursuivent jusqu’au Crétacé inférieur. L’érosion de l’Atlas de Marrakech commence
dès cette époque et alimente en partie ces dépôts rouges.
Dans la même période se déclenche un magmatisme,
tant intrusif que volcanique, de nature gabbroïque à tendance alcaline, associé à des syénites. Il traduit l’extension crustale et la remontée de l’asthénosphère (Frizon
de Lamotte et al., 2009).
Les Atlas (Haut Atlas et Moyen Atlas, voir Fig. 2)
La transgression majeure du début du Crétacé
sont des chaînes intra-continentales d’âge alpin résultant
supérieur a probablement recouvert toute la chaîne.
de l’inversion de rifts d’âge triasico-jurassique (Frizon de
L’émersion va se faire vers la fin de cette période et les
Lamotte et al., 2000, 2008 ; Teixell et al., 2007 ; Domènefailles vont commencer à s’inverser quand la convergench et al., 2015). Ces rifts assuraient une connexion entre le
ce Afrique-Europe s’enclenchera (80 Ma). De nouveaux
rift de l’Atlantique central et la Néo-Téthys, concurremdépôts rouges apparaissent au début du Tertiaire. Charrière
ment au rift passant plus au nord et rattachant l’Atlantique
et Haddoumi (ce vol.) reviennent sur les méthodes de
naissant à la Téthys alpine. Contrairement à leurs voisins
datation de ces divers dépôts rouges et sur leur signifidu nord, les rifts atlasiques ont avorté au Jurassique supécation géodynamique.
rieur, sans aller jusqu’à l’ouverture océanique. Les rifts
atlasiques se sont ouverts dans la chaîne
mésétienne érodée et effondrée, à
l’instar du rift atlantique s’ouvrant sur
les ruines de la chaîne appalachiennehercynienne, en réutilisant en failles
normales nombre de failles inverses ou
de décrochements anciens. C’est ce qui
explique que le plan des chaînes atlasiques se calque sur celui de l’orogène
mésétien. Ainsi, la Faille sud-atlasique
suit à peu près le même trajet que la
Faille sud-mésétienne, c’est une structu- Figure 8. Coupe schématique du Rif et du sud du bassin d’Alboran, d’après Chalouan et al., 2008,
re héritée typique. De même, la direction modifié. Localisation : voir Fig. 2. Abréviations : B., Beni ; C, Crétacé ; J, Jurassique inférieur-moyen ;
LCKE, Crétacé inférieur de Ketama ; LMM, Miocène inférieur-moyen ; MM, Miocène moyen ; MSZ :
NE-SW du Moyen Atlas correspond à suture mésorifaine ; Pd, Prédorsalien ; T, Trias ; Tg, Unité de Tanger ; UM, Miocène supérieur (1, Tortol’orientation de la zone de faille du nien anté-nappe ; 2, Tortonien-Messinien-Pliocène post-nappe) ; UJ-C, Jurassique supérieur-Crétacé.
Géologues n°194
9
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
Le raccourcissement transversal des Atlas s’accentue au Miocène, entraînant le chevauchement du Haut
Atlas et du Moyen Atlas sur leurs bordures respectives
(voir Fig. 7A). La géométrie des failles inverses dans le socle
est encore mal connue,faute de profil de sismique réflexion.
Cependant, le massif ancien du Haut Atlas occidental révèle un découpage du Paléozoïque en blocs imbriqués, délimités par des failles inverses en replats et rampes (Fekkak
et al., soumis). Le raccourcissement n’excède sans doute
pas 15 à 25% de la largeur initiale du bassin, ce qui pose le
problème de l’altitude considérable de cette chaîne presque
sans racine. Ce point est discuté à la fin du présent article,
tandis qu’une discussion de la tectonique atlasique est
proposée plus loin par Ibouh et Chafiki. (ce vol.).
Le Rif
La Meseta marocaine occidentale et les plateaux
du Moyen Atlas tabulaire s’enfoncent vers le nord sous
les sédiments mio-plio-quaternaires du sillon sud-rifain
(voir Fig. 2). À partir de là, la géologie change du tout au
tout, on entre dans le domaine rifain, chaîne alpine typique
où toutes les unités rocheuses sont déplacées peu ou prou
vers le sud ou le sud-ouest par-dessus la bordure de
l’Afrique nord-occidentale. Les lignes qui suivent résument la synthèse récente proposée par Chalouan et al.
(2008), sauf mention particulière.
Les petites montagnes qui apparaissent d’abord
au nord de Fès et Meknès appartiennent encore à l’avantpays de la chaîne (Fig. 8). Ce sont les Rides prérifaines,
dalles de roches jurassico-crétacées décollées du socle sur
les évaporites triasiques. Cette tectonique de serrage au
front du Rif est très récente et a contribué à fermer au
cours du Messinien le sillon sud-rifain qui était l’une
des voies de communication entre la Méditerranée et
l’Atlantique. Ceci a provoqué la crise salifère de la Méditerranée jusqu’à ce que s’ouvre en grand le détroit de
Gibraltar au Pliocène (e.g. Achalhi et al., 2016).
10
Au-dessus de la série parautochtone des Rides, la
première nappe rencontrée est la nappe prérifaine, faite
de marnes crétacées à Miocène supérieur ayant glissé par
gravité vers l’avant-fosse du sillon sud-rifain, au cours du
Miocène supérieur. Les masses d’évaporites y sont fréquentes (diapirisme crétacé à miocène). Cette nappe a
transporté avec elle une autre nappe, dite d’Ouezzane,
d’origine plus interne (Intrarif). Un alignement de reliefs
rocheux (carbonates jurassico-crétacés) appelés « sofs »
marque la limite du Prérif interne. Dans ces unités, comme dans celles qui suivent vers l’intérieur et appartiennent
au Mésorif (nomenclature héritée de Suter, 1980), on peut
reconnaître les éléments de la marge passive proximale de
l’Afrique, au sud de la Téthys liguro-maghrébienne. Les
Géologues n°194
séries y sont de plus en plus pélagiques vers le nord jusqu’au Crétacé supérieur-Eocène, puis se terminent par
des sédiments détritiques miocènes.
Or, par-dessus le Miocène mésorifain qui affleure
en fenêtres anticlinales,s’observe la « nappe des Senhadja »
hétéroclite, qui inclut aussi bien des unités de couverture calcaire que des écailles à affinités ophiolitiques :
serpentinites (Beni Malek), gabbros, diabases, avec leur
couverture d’ophicalcite, de brèches et de sables ophiolitiques, de calcaires à clastes ophiolitiques et de radiolarites
(Michard et al., 1992, 2007, 2014 ; Benzaggagh et al., 2014).
C’est la suture mésorifaine, qui peut se suivre en Algérie
au moins jusqu’en Oranais (voir Fig. 2). Cette suture est
interprétée comme issue de la marge distale africaine, de
type hyper-étirée, avec exhumation du manteau, intrusion et exhumation de gabbros, et présence d’allochtones
continentaux (Senhadja, Intrarif). L’article de D. Frizon de
Lamotte et al. (ce vol.) montre tout l’intérêt de cette zone
en terme de géodynamique.
La suture mésorifaine n’est pas la seule suture du
Rif, il y a aussi celle que marquent les Flyschs maghrébins,
au nord de l’Intrarif. Ces flyschs sont des séries sédimentaires de mer profonde dont l’âge va du Crétacé inférieur
au Miocène inférieur. Aujourd’hui, ils sont disposés en
nappes au-dessus des unités intrarifaines, mais sont interprétées comme issues d’un bassin océanique étroit entre le
domaine de la marge hyper-étirée mésorifaine au sud et
le domaine d’Alboran au nord, rattaché à la marge ibérique sud-est. La suture des Flyschs ne montre que
quelques écailles de basaltes en coussins dans le Rif, mais
les ophiolites font leur apparition en Algérie au sud de la
Petite Kabylie, avant de se développer considérablement
en Calabre, dans une situation tectonique équivalente.
Au-delà de la suture des Flyschs, se développe le
domaine d’Alboran. Marge passive de la plaque ibérique du
Jurassique à l’Eocène, c’est aujourd’hui un empilement de
nappes, affecté par un métamorphisme alpin de haut
degré dans les unités les plus profondes. Ce domaine forme aussi la croûte étirée du bassin méditerranéen d’Alboran et réapparaît dans les Cordillères bétiques. Les nappes
qui le constituent sont semblables au sud et au nord du bassin, incluant de haut en bas, i) la Dorsale calcaire où sont
empilées les unités de couverture de la paléomarge, ii) les
Ghomarides-Malaguides, ensemble de nappes à matériel
paléozoïque affecté par l’orogenèse varisque, et iii) les Sebtides-Alpujarrides, incluant un matériel crustal ayant subi
également l’orogenèse varisque, et un matériel mantélique formant les massifs de péridotites des Beni Bousera
dans le Rif et de Ronda dans les Bétiques. Le métamorphisme alpin affecte essentiellement les Sebtides, avec un
pic thermique vers 20 Ma, précédant de peu l’effondre-
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
ment du cœur de la chaîne, l’ouverture du bassin d’Alboran et le développement du volcanisme andésitique.
L’interprétation géodynamique de cet arc de Gibraltar si
resserré alimente de nombreuses controverses et des études
incessantes (e.g. Mazzoli & Martin-Algarra, 2014 ; Frasca et
al., 2015). Les mouvements récents qui affectent cette
région et y provoquent de fréquents séismes font l’objet de
la contribution de Chalouan et al. (ce vol.).
Les mouvements verticaux du Maroc
et son relief actuel
Les enseignements de la thermochronologie bassetempérature
Nous avons souligné au début de cet article l’altitude particulièrement importante du relief marocain par
rapport au reste de l’Afrique du Nord (voir figure 1). La thermochronologie basse température (essentiellement par
la méthode des traces de fission sur apatite) permet de
préciser l’évolution du relief depuis le début du Secondaire,
offrant ainsi un éclairage nouveau sur les lacunes sédimentaires qui caractérisent la Meseta et l’Atlas de Marrakech (la « Dorsale de la Meseta occidentale », en anglais
« West Moroccan Arch ». On découvre une succession de
périodes de surrection et de périodes de subsidence durant
le Méso-Cénozoïque, y compris pour les massifs anciens,
traditionnellement considérés comme « stables » depuis
l’orogenèse varisque (Leprêtre et al., 2015).
Le démantèlement de la chaîne varisque s’achève
au Permien. Dans le contexte de la fragmentation de la
Pangée, les séries détritiques du Trias, les trapps basaltiques du Trias-Lias et les carbonates du Lias ont vraisemblablement recouvert tout le domaine atlaso-mésétien. De fait, l’inversion des données de traces de fission
sur apatite dans les massifs mésétiens montre qu’ils ont
été recouverts par des couches dont l’épaisseur a pu
atteindre 1,5 à 3 km avant la discordance du Jurassique
supérieur et/ou du Crétacé inférieur, suivant les lieux (Ghorbal et al., 2008 ; Saddiqi et al., 2009). L’image ancienne
« d’îles paléozoïques » émergeant au milieu des mers épicontinentales du Lias, est aujourd’hui caduque ; elle doit
être remplacée par celle d’une dorsale émergée au Jurassique supérieur-Crétacé inférieur. La question reste posée
pour le Haut Atlas de Marrakech, à la croisée des rifts Atlasique et Atlantique. Il semble n’avoir pas été recouvert de
sédiments avant le Trias supérieur (Domènech et al., 2015),
et les séries jurassiques, qui s’amincissent à son pied, ne
s’y sont jamais déposées. Dans les domaines voisins, affectés par l’extension (Haut Atlas Occidental, Haut Atlas Central, Moyen Atlas), ce sont des séries pluri-kilométriques
qui s’accumulent au Mésozoïque, et qui sont préservées
malgré l’inversion cénozoïque. Il en est de même dans les
bassins périphériques, comme le bassin d’Essaouira, ou
le long de la marge passive Atlantique.
Plus au Sud, l’Anti-Atlas subit dans le même temps
une phase d’exhumation lente mais persistante (Ruiz et
al., 2011 ; Oukassou et al., 2013 ; Sehrt et al., 2017). Cette
phase d’exhumation, qui va se poursuivre jusqu’au Crétacé inférieur, est à l’origine de l’érosion de plusieurs kilomètres de couverture paléozoïque. Les séries triasico-liasiques n’ont jamais recouvert ce domaine. Enfin, le
domaine saharien partage une histoire commune avec
l’Anti-Atlas pour cette période, puisque les données de
thermochronologie basse température indiquent là encore une exhumation lente mais persistante pendant le Trias
et le Jurassique inférieur (Leprêtre et al., 2013).
Une étape de cette histoire est particulièrement
intrigante : celle qui va du Jurassique supérieur au Crétacé inférieur et voit une grande partie du Maroc affectée par
une érosion majeure. Les sédiments triasico-liasiques de
la Meseta occidentale sont alors totalement érodés. L’érosion atteint aussi 1 à 2 km dans l’Anti-Atlas. Le bouclier
Reguibat subit 3 à 4 km d’érosion à l’ouest, et 1 à 1.5 km à
l’est. Les produits d’érosion viennent alimenter de vastes
deltas sur la marge passive atlantique, au niveau de
Boujdour et de Tarfaya. Cet épisode d’érosion qui suit, à
plusieurs dizaines de millions d’années de distance, les
riftings atlantiques et téthysiens, reste une énigme. Il
s’agit probablement d’un phénomène de très grande longueur d’onde, peut-être associé à la dynamique du manteau. La fin en est marquée par l’arrivée de la mer cénomano-turonienne sur l’ensemble du domaine,à l’exception
de la partie sud de la dorsale Reguibat. À la fin du Crétacé supérieur, les prémices des déformations alpines se
font sentir, enregistrés par des discordances locales dans
les Atlas (Frizon de Lamotte et al., 2008, fig. 4.20). De plus,
la totalité de la dorsale Reguibat est de nouveau livrée à
l’érosion, tout comme, probablement, l’Anti-Atlas. Ces
deux domaines forment ainsi des antiformes d’échelle
lithosphérique, plis de grande longueur d’onde associés à
la convergence Afrique-Europe. Cette convergence aboutit à un premier épisode d’inversion des bassins atlasiques
au cours de l’Eocène moyen-supérieur: c’est la phase atlasique, bien connue en Algérie et en Tunisie grâce aux données de sub-surface et à un enregistrement sédimentaire continu. Au Maroc, les données de sub-surface sont
parcellaires, et l’enregistrement sédimentaire dans les
bassins est incomplet. Il faut alors utiliser, outre les traces
de fission sur apatite, des thermochronomètres ayant des
températures de fermeture différentes (méthode U-Th/He
sur apatite), pour mettre en évidence cette phase de déformation (Leprêtre et al., 2015).
Géologues n°194
11
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
deux phases volcaniques, l’une au Miocène, entre 14,6 et
5,5 Ma, l’autre au Quaternaire, entre 1,8 et 0,5 Ma. Les
néphélinites sont ici plus rares et forment les plus
anciennes coulées, suivies par des laves moins alcalines
(basaltes subalcalins dominants). Les caractères géochimiques de ces laves sont compatibles avec l’idée d’un
panache asthénosphérique mis en place sous les Canaries
et le Maroc atlaso-mésétien à partir de l’Eocène (des intrusions sont datées de cet âge dans l’Atlas central-oriental)
et qui aurait provoqué l’érosion thermique de la base de
la lithosphère, suivant une « ligne chaude du Maroc »
allant du Siroua à Oujda.
Figure 9. Topographie de la limite lithosphère-asthénosphère sous le Maroc
et les domaines adjacents, modèle basé sur l’anomalie du géoïde (Fullea
Urchulutegui et al., 2007). La zone de lithosphère amincie concerne
l’Anti-Atlas au Sud, le Haut Atlas Central, le Moyen Atlas, et semble se
poursuivre au Nord en mer d’Alboran.
L’anomalie chaude de la lithosphère marocaine
Au cours de l’Oligocène et du Miocène, tout le Maroc
au sud du Rif est caractérisé par un soulèvement qui en
fait une terre émergée. Les chaînes atlasiques s’érigent et
les molasses syntectoniques viennent alimenter des
bassins internes ou périphériques continentaux. Le serrage se poursuit au cours du Pliocène et du Quaternaire,
déformant les premières molasses. Cependant, le raccourcissement des Atlas reste faible, de l’ordre de 15 % à
l’Ouest et de 25 % à l’Est, valeurs insuffisantes pour justifier, par simple isostasie, l’altitude considérable qu’atteignent ces chaînes. D’où l’idée que ce soulèvement soit en
partie contrôlé par des processus profonds, comme le suggérait déjà Louis Gentil en 1901 (cf. Missenard et al., 2008).
12
L’existence d’un volcanisme Miocène à Quaternaire d’affinité alcaline relativement abondant dans l’AntiAtlas, le Haut Atlas Central, le Moyen Atlas, la Meseta centrale et orientale (plateau du Rekkame) et le Rif oriental
est l’indice que des processus profonds, mantelliques, ont
été à l’œuvre sous la croûte continentale marocaine (cf.
Maury, in Frizon de Lamotte et al., 2008, p. 183-188). Le volcanisme est daté de 10,8 à 2,7 Ma dans le Siroua, entre les
bassins de Ouarzazate et du Souss, avec des éruptions
trachytiques, rhyolitiques, des dômes de phonolites. Les
néphélinites et autres laves alcalines du Saghro sont de
même âge. Les volcans sont plus jeunes dans le Maroc
central (2,8-0,3 Ma autour d’Oulmès), avec le même type
de roches alcalines. Dans le Moyen Atlas on reconnaît
Géologues n°194
Or, l’amincissement lithosphérique invoqué se trouve bien confirmé par les études géophysiques. Dès 1996,
Seber et al. ont montré, en s’appuyant sur des données de
télésismique, que la lithosphère marocaine est particulièrement chaude. Au milieu des années 2000, la confirmation d’une lithosphère atypique est donnée par Missenard et al. (2006) et Fullea Urchulutegi et al. (2007).
L’amincissement de la lithosphère (Fig. 9) est caractérisé
par : 1) une limite lithosphère-asthénosphère remontant
à 70 km localement, 2) une géométrie allongée, depuis
l’Anti-Atlas occidental jusqu’au Rif oriental, 3) une indépendance vis-à-vis des structures crustales, 4) un magmatisme à l’aplomb du secteur aminci, mis en place en
deux phases distinctes, l’une à l’Eocène, l’autre au PlioQuaternaire, sans qu’une migration dans l’espace de ce
magmatisme puisse clairement être identifiée, et enfin 5)
un soulèvement de la croûte de l’ordre de 1000 m, qui
s’ajoute à la topographie générée par l’épaississement
crustal dans le Haut Atlas et le Moyen Atlas.
Il apparaît impossible de relier cet amincissement
lithosphérique à un phénomène de rifting, car il n’y a
aucun indice d’extension en surface. Un processus de type
panache, évoqué plus haut, est également délicat à envisager étant donné la géométrie allongée (1000 km par
100 km) de la structure et la présence de deux épisodes distincts de magmatisme. Difficile enfin d’envisager un phénomène de délamination (Bezada et al., 2013), qui nécessiterait un sur-épaississement crustal, sur-épaississement
qui n’existe pas dans le domaine atlasique et encore moins
dans l’Anti-Atlas, étant donné les faibles taux de raccourcissement et le faible épaississement crustal associé. Plusieurs équipes se sont attachées à essayer de contraindre
les processus à l’origine de cette structure si particulière.
Par exemple, Missenard et Cadoux (2012), évoquent une
convection en bordure du craton de l’Ouest Africain, mais
on est encore loin d’une solution claire.
NB. Bibliographie reportée pour l’ensemble des
articles du chapitre géologie fondamentale en page 42.
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
Rif externe : comment comprendre et expliquer le chaos apparent ?
Dominique Frizon de Lamotte 1 , Mohamed Najib Zaghloul 2 , Faouziya Haissen 3 , Geoffroy Mohn 4 ,
Remi Leprêtre 5 , Oriol Gimeno-Vives 6 , Achraf Atouabat 6 , Mohamed El Mourabet 6 , Anass Abassi 6 .
La région rifaine est la plus septentrionale du Maroc. C’est aussi la plus
complexe (Fig. 1). Du point de vue géologique, on y distingue des zones internes
dont l’origine est lointaine, européenne
en fait, une « zone des flyschs » issue de
la branche maghrébine de la Téthys (celle qui connectait autrefois l’Atlantique
et la Téthys Alpine) (Zaghloul, 2002) et
des zones externes issues de l’ancienne
marge africaine de cette Téthys maghFigure 2. Coupe simplifiée des zones externes du Rif (localisation : voir Fig. 1). La partie sud de la courébine (voir figure 8 dans Michard et al., pe est interprétée d’après des données de subsurface. La partie nord est extrapolée à partir des cartes
ce vol.,). Disons les choses comme elles géologiques et de nos observations de terrain. Source : travail inédit des auteurs.
sont : ces zones externes sont souvent
petites écailles de calcaires jurassiques situées au nord de
monotones et, au premier abord, un peu déprimantes.
Fès et qui appartiennent en fait à l’Avant-pays, le Prérif est
C’est pourtant elles qui vont nous intéresser ici !
constitué de collines peu élevées blanchâtres et poussié7
Depuis les travaux de Gabriel Suter , on distingue
reuses. L’acharnement des micropaléontologistes a perdu sud au nord trois grands domaines structuraux époumis d’y reconnaître des terrains allant du Crétacé Supésant l’arcature de la chaîne : le Prérif, le Mésorif et l’Intrarieur au Miocène formant un prisme d’accrétion (la « nappe
rif (e.g.Suter,1980 ;Frizon de Lamotte et al.,2004 ;Chalouan
prérifaine » des auteurs) reposant sur le Miocène supéet al., 2008). Si l’on excepte les rides prérifaines, jolies
rieur de l’Avant-pays (Fig. 2 et Fig. 3). Nous
préférons cette dénomination de prisme
d’accrétion à celle, parfois utilisée, d’olistostrome. En effet, malgré sa complexité
de détail, il existe une cohérence tectonique certaine dans le Prérif.Comme dans
tous les prismes, on y observe des chevauchements mais aussi des failles normales. Le jeu combiné de ces deux types
de structures permet de maintenir l’angle
critique garant de sa stabilité. Dans le Prérif, la géométrie est encore compliquée
par l’extrusion d’évaporites du Trias, sous
forme de diapirs, ou bien soulignant des
contacts tectoniques. Ces « extrusions »
emportent avec elles, comme il est classique, des « blocs » variés dont des éléments du socle. L’origine de ces diapirs
est à chercher sous le prisme, dans l’autochtone ou parautochtone dont la
Figure 1. Carte structurale simplifiée du Rif. La carte, modifiée d’après Suter (1980), présente les grands
couverture mésozoïque (étonnamment
domaines structuraux avec quelques détails pour les zones externes. Source : d’après Chalouan et al.,
fine) plonge régulièrement vers le nord
2008, redessiné et modifié.
1. Professeur de géologie à l’université de Cergy-Pontoise, France. Courriel : [email protected]
2. Professeur de géologie à Université Abdelmalek Essaadi, Faculté des Sciences et Techniques, Tanger, Maroc. Courriel : [email protected]
3. Professeur de pétrographie à Université Hassan II de Casablanca, Faculté des Sciences Ben M’sik, Casablanca, Maroc. Courriel : [email protected]
4. Maître-de-Conférences à l’université de Cergy-Pontoise, France. Courriel : [email protected]
5. Post-doctorant à l’université de Cergy-Pontoise, France. Courriel : [email protected]
6. Doctorant à l’université de Cergy-Pontoise (OGV), à l’université Abdelmalek Essaadi (AA, AA) et à Université Sultan Moulay Slimane (Beni Mellal) (MEM).
7. Gabriel Suter, de nationalité suisse, a fait toute sa carrière au Service Géologique du Maroc où il avait en charge la coordination des travaux rifains. Il
a très peu publié hormis une œuvre cartographique magnifique (de très nombreuses feuilles à 1/50 000 du Rif externe). Il est l’auteur, en 1980, d’une
carte géologique et d’une carte structurale du Rif, toutes les deux à 1/500 000 accompagnées de chartes stratigraphiques pour toutes les unités ainsi que
de coupes structurales. Ces deux documents, d’une qualité graphique exceptionnelle, constituent une base de travail indispensable et aussi un outil
culturel pour le voyageur curieux. Suite à un don de sa famille, les archives personnelles de Gabriel Suter sont actuellement conservées à la Bibliothèque
Universitaire de l’Université de Cergy-Pontoise. Un travail d’archivage est en cours pour permettre la consultation par les personnes intéressées.
13
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
y reviendra.L’unité de Ketama,au sens strict,ne dépasse pas,
vers le haut, le Cénomanien-Turonien. Son complément
stratigraphique se retrouve,d’une part dans l’unité de Tanger-Loukkos qui la prolonge vers l’ouest et le nord-ouest
et d’autre part,dans les nappes rifaines supérieures (Aknoul,
Tsoul,Ouezzane) et dans le prisme prérifain lui-même.Ainsi,
l’Intrarif comporte des unités apparemment enracinées
(Ketama) et des unités détachées de leur substratum initial.
Celles-ci ont glissé vers l’avant de la chaîne et sont désormais intégrées dans le prisme frontal.
Figure 3. Panorama du front de la chaîne rifaine à l’ouest de Taza (Massif
de Tazzeka). Cliché : D. Frizon de Lamotte.
jusqu’aux limites du Mésorif. Ainsi,hormis cette couverture
méso-cénozoïque peu épaisse et peu déformée,le Prérif est
entièrement allochtone. Les faciès de bassin des séries sédimentaires allochtones témoignent d’une origine lointaine,
intra-rifaine et pro parte méso-rifaine.
Sautons donc provisoirement le Mésorif et attaquons l’Intrarif. Celui-ci forme l’ossature de la haute chaîne, la ligne de crêtes séparant les versants méditerranéen
et atlantique. Ici dominent les teintes sombres des roches
schisto-gréseuses du Jurassique supérieur et du Néocomien. Au centre se trouve l’Unité de Ketama et ses grands
plis couchés à vergence sud-ouest.L’unité de Ketama est bordée à l’est par l’accident du Nekor, un vaste décrochement
sénestre d’orientation NW-SE qui forme la limite du bloc du
Rif Central tiré vers l’ouest par la délamination de son manteau sub-continental (voir Chalouan et al.,ce vol.).Sur le terrain,l’accident du Nekor est souligné par une méga-brèche
à matrice gypseuse (Trias) contenant des blocs de nature
variée mais où abondent des marbres et des roches plutoniques basiques telles que gabbros et diabases (Fig. 4). On
14
Comme indiqué ci-dessus, l’Intrarif est constitué
aux dépens d’un bassin profond montrant des faciès pélagiques du Jurassique supérieur jusqu’au Miocène. La nature au moins partiellement océanique de ce bassin est
démontrée par la présence de serpentinites à sa base
(Massif des Beni Malek ;Michard et al., 1992, 2007). L’un des
enjeux des travaux en cours est de comprendre les modalités et l’âge de mise en place de ces roches mantelliques
serpentinisées ainsi que les connexions paléogéographiques avec le bassin des flyschs, situé plus au nord et qui
est supposé, lui aussi partiellement océanique.
Entre le Prérif et l’Intrarif s’intercale le Mésorif,autrefois dénommé « zone des fenêtres » (Marçais, 1936). Cette
dénomination ancienne est juste, il s’agit essentiellement
d’imbrications complexes apparaissant en fenêtre sous
diverses unités, dont les nappes supérieures (c’est dans ces
régions que les premières nappes de charriage ont été identifiées dans le Rif : voir Missenard et al., 2008). Cependant,
le message initial a été brouillé par l’identification de
« nappes » (Senhaja,Bou Haddoud) qui ressemblent davantage à des écailles découpant les fenêtres qu’à des éléments
d’origine lointaine comme les nappes supérieures. Dans le
détail,le Mésorif expose un Miocène inférieur à moyen très
épais reposant en discordance sur des terrains du Jurassique.Le Crétacé et les terrains cénozoïques anté-miocènes
Figure 4. Panorama illustrant les rapports structuraux entre les unités de Ketama,Temsamane et Aknoul le long de l’oued Nekor. Cliché : D. Frizon de Lamotte.
Géologues n°194
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
sont peu représentés. En ce sens le Mésorif constitue un
jalon entre l’autochtone ou parautochtone prérifain et le
bassin intrarifain. Si le Jurassique supérieur (le « ferrysch »)
apparaît relativement organisé, en revanche le Jurassique
inférieur et moyen,associé à tout un cortège de roches magmatiques (gabbros,diorites…),présente un aspect chaotique,
comme si les carbonates et les roches associées étaient
emballés dans le « ferrysch » (Fig. 5). Cette impression a
conduit certains auteurs à considérer qu’il s’agissait d’un
« mélange » ou d’une « unité chaotique », interprété comme un faciès latéral de la « nappe prérifaine ». Selon cette
conception, les « blocs » constituant ce mélange seraient
d’origine intrarifaine et auraient glissé par gravité dans une
vaste avant-fosse connectée au bassin flexural frontal.
Cependant, le cortège des serpentinites, gabbros,
basaltes et brèches gabbroïques avec leur couverture propre,
peu à peu reconnu dans la « nappe des Senhaja », a été
identifié comme provenant d’un fond océanique d’âge Jurassique supérieur, bordant vers le nord la marge africaine
(Benzaggagh et al.,2014 ;Michard et al.,2014).Ce serait la trace d’une « suture mésorifaine » qui s’étendrait au moins
jusqu’en Oranie.Notre intuition,justifiant le travail en cours,
est que l’aspect chaotique de cette zone de suture mésorifaine et de la « nappe des Senhaja » résulte surtout de dislocations héritées de la période de rifting (Lias-Dogger) et
moins de l’épisode d’inversion (Miocène). Cette dernière
contribue néanmoins à la complexité puisqu’elle s’accompagne du développement de bassins « supra-prisme » du
Miocène supérieur en contexte extensif (voir Fig. 2).
Nous nous intéressons en particulier à reconstruire les relations initiales entre les gabbros et la plate-forme
carbonatée du Lias-Dogger et à identifier les différents
types de brèches apparues au cours de l’évolution géodynamique. Il faut aussi comprendre la signification des gabbros eux-mêmes et là,une multitude de questions se posent.
S’agit-il bien de gabbros océaniques ? Quel est leur encaissant ? Quel est leur âge précis ? Nous signalions plus haut
la présence de marbres dans la méga-brèche du Nekor.
Ces marbres sont attribués au Jurassique inférieur et moyen
et montrent localement des plissements très intenses et
des cisaillements à vergence nord. Habituellement, on
considère que leur métamorphisme est lié au souscharriage de l’unité des Temsamane (la plus interne du
Mésorif) sous l’unité de Ketama. Des âges géochronologiques et des calibrations (métamorphisme de pression
intermédiaire) attestent cette histoire cénozoïque. N’estil pas envisageable néanmoins qu’une part du métamorphisme soit, comme dans les Pyrénées, héritée de la période de rifting et donc contemporaine de l’amincissement
extrême qui a dû précéder la mise en place des gabbros ?
Comme on le voit, de nombreux facteurs liés aux
particularités du rifting jurassique mais aussi aux modalités de mise en place du prisme d’accrétion cénozoïque
contribuent à donner du Rif externe (et du Mésorif en
particulier), l’image d’un incompréhensible chaos. Pour
sortir de ce désordre, nous mettons en œuvre une cartographie fine (1/10 000) de quelques secteurs-clés et
l’acquisition de nouvelles données pétrographiques,
géochimiques et géochronologiques.
Ce programme de recherche s’inscrit dans le cadre du
projet « Orogen » (INSU, BRGM, Total). Nous souhaitons
remercier chaleureusement André Michard qui est à l’origine
de la formation de notre groupe de travail, constitué pour
poursuivre et développer les travaux qu’il avait initiés.
15
Figure 5. Panorama montrant l’aspect chaotique du Mésorif dans la région de Kef el Ghar. Cliché : D. Frizon de Lamotte.
Géologues n°194
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
Déformation active du Rif : GPS, sismicité et géologie montrent
l’expulsion d’un coin crustal sud-occidental
Ahmed Chalouan 1 , Jesus Galindo-Zaldivar 2 , Antonio J. Gil 3 , Kaoutar Bargach 4 .
La convergence Afrique (Plaque nubienne)-Europe se poursuit actuellement suivant une direction NNWSSE, avec une vitesse proche de 4 mm/an sur le transect
bético-rifain, d’après les modèles géotectoniques globaux
(Nocquet et Calais, 2004 ; Nocquet, 2012). Or le Rif et la mer
d’Alboran font partie de la zone de déformation diffuse qui
accommode cette convergence de plaques (Meghraoui
et Pondrelli, 2012). Nous présentons ci-dessous les conclusions les plus saillantes de travaux auxquels nous avons
participé sur la déformation de la croûte rifaine (Chalouan
et al., 2006 ; Chabli et al., 2014 ; Galindo-Zaldivar et al.,
2015), dans le cadre très particulier de la déformation de
l’arc de Gibraltar(Gil et al., 2014 ; Mancilla et al., 2012 ;
Bezada et al., 2013 ; Van Hinsbergen et al., 2014 ; Thurner
et al., 2014 ; Van der Woerd et al., 2014 ; Mancilla et al.,
2015 ; Diaz et al., 2016).
16
Le cadre structural
L’arc de Gibraltar, l’un des oroclines les plus resserrés au monde, est situé sur la zone de sismicité diffuse
qui marque la frontière entre les plaques Eurasie et Afrique
(Fig. 1A). La croûte continentale et tout le manteau supérieur de cette région montrent une complexité qui résulte de la genèse même de l’orocline par subduction de la
croûte océanique téthysienne sous la marge européenne.
Le recul de la plaque plongeante depuis 30 Ma et l’ouverture arrière-arc corrélative ont entrainé l’ouverture des
bassins méditerranéens et la formation de deux arcs, celui
de Gibraltar à l’ouest et l’arc calabrais à l’est. Les méthodes
de tomographie sismique ont permis,depuis une décennie,
de montrer la présence d’un panneau (slab) de lithosphère
mantélique plongeant sous ces deux arcs (Fig. 1B et 1C), le
reste de la lithosphère subduite,déchiré le long des marges
continentales, se trouvant enfoui vers 600 km de pro-
Figure 1. Le cadre régional à l’échelle crustale. A : Carte sismo-tectonique de la zone de limite diffuse de plaques entre Europe et Afrique dans le secteur de l’arc
de Gibraltar (extrait de Meghraoui et Pondrelli, 2012). B : Tomographie ondes P de la Méditerranée occidentale, section horizontale à 200 km de profondeur
(Spakman et Wortel, 2004). C :Tomographie ondes S de l’arc de Gibraltar, vue en 3D, montrant un slab « en cuillère » plongeant vers le nord sous le Rif, vers le
sud, sous les Bétiques occidentales, et vers l’est dans sa partie profonde (Palomeras et al., 2014). D : Modèle de la croûte continentale rifaine selon un profil
O-E (trace rouge sur la carte 1A), d’après les données gravimétriques et altimétriques (Gil et al., 2014). La faille du Nekor se situe dans la zone de changement
rapide d’épaisseur.
1. Professeur à l’Université Mohammed V de Rabat, Département des Sciences de la Terre, Faculté des Sciences. Courriel : [email protected]
2. Professeur à l’Université de Granada, IACT (CSIC), Espagne. Courriel : [email protected]
3. Professeur à l’Université de Jaen, Departamento de Ingenieria Cartografica, Geodesia y Fotogrametria, Espagne. Courriel : [email protected]
4. Professeur à l’Université Sidi Mohamed Ben Abdellah de Fès, Département de Géologie, Faculté polydisciplinaire de Taza. Courriel : [email protected]
Géologues n°194
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
fondeur (Spakman et Wortel, 2004). Dans l’arc de Gibraltar, des foyers sismiques profonds sont localisés dans le
slab jusque vers 600 km de profondeur. Les raffinements
les plus récents de la tomographie sismique révèlent la
géométrie complexe de ce slab (Fig. 1C), et montrent qu’il
est encore attaché à la lithosphère africaine sous le Rif
central (Palomeras et al.,2014). Sur la base des données gravimétriques, on a montré que la croûte rifaine est nettement plus épaisse sous le Rif central et occidental que
sous le Rif oriental, où la croûte inférieure semble avoir disparu par délamination de la lithosphère (Fig. 1D).
L’étude à laquelle nous avons participé (Bargach
et al., 2004 ; Chalouan et al., 2006 ; Chabli et al., 2014 ;
Chalouan et al., 2014 ; Galindo-Zaldivar et al., 2015) et que
nous résumons ici, utilise deux autres approches, à savoir
les données GPS et les données structurales de terrain.
La région concernée couvre trois domaines structuraux
du Rif (Fig. 2A) : la zone frontale méridionale constituée du
Prérif et des Rides prérifaines ; le bassin d’avant-fosse du
Saïss-Gharb, sillon ou couloir sud-rifain ouvert à la fin du
Miocène moyen (fin Serravallien), entre la chaîne du Rif et
le domaine atlaso-mésétien, et enfin l’avant-pays atlasomésétien (Meseta marocaine, Moyen Atlas).
Les mesures GPS
Elles ont été effectuées entre 2007 et 2012 à partir de six stations de mesures GPS installées au nord, à
l’intérieur et au sud du bassin du Saïss (Fig. 2A). Le traitement informatique des mesures GPS (logiciel Bernese 5.0
et NEVE) a donné un champ de vitesse GPS précis avec
un intervalle de confiance à 95%. Les mesures montrent
d’abord, par rapport à la plaque Afrique fixe (Fig. 2B), un
déplacement général vers le SSW, commun à toute la zone
étudiée, c’est-à-dire les Rides prérifaines et le Prérif qui
Figure 2. L’expulsion du coin crustal du Rif central, établie par les mesures GPS et la géologie. A : réseau local de stations GPS avec leur déplacement par rapport à l’Afrique. B : Déplacements déduits des mesures GPS. C: Exemple de données géologiques : le plissement renversé du Jbel Trhatt sur les conglomérats
plio-quaternaires du bassin du Saïss. D : Interprétation d’ensemble: l’échappement du coin crustal rifain vers le SW.
Géologues n°194
17
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
les chevauchent, le bassin du Saïss et le Moyen-Atlas tabulaire ; ce déplacement est en moyenne de l’ordre de 2
mm/an. Nos mesures montrent en outre des mouvements
relatifs entre des sites qui se déplacent beaucoup plus
vite que d’autres, comme celui de Jbel Trhatt (point 3100)
par rapport à celui du jbel Zalarh et à ceux du centre du
Bassin du Saïss (points 3300 et 3400), ou ceux du Moyen
Atlas (sites 3500 et 3600) par rapport à ces derniers.Ce sont
des déplacements convergents entre certains points et des
déplacements divergents entre d’autres points.
L’interprétation géologique
Le déplacement commun implique l’existence
d’une faille majeure de décrochement à l’est de tout ce bâti.
Cette faille correspond vraisemblablement à l’Accident
nord-moyen-atlasique (ANMA)-Kert (Chalouan et al.,
2006). La partie méridionale de cet accident, l’ANMA,
orienté NE-SW, a joué en décrochement sénestre durant
les derniers stades de la structuration des Atlas, au PlioQuaternaire. Sa partie septentrionale, située entre Taza
et l’embouchure de l’oued Kert, longe les parties orientales du Saïss et du Rif. Cette rampe latérale entre les deux
chaînes de montagnes, le Rif et le Moyen-Atlas, est d’envergure crustale, voire lithosphérique. Elle est parallèle à
la « ligne chaude du Maroc » (Frizon de Lamotte et al.,
2008) qui traverse en direction NE-SW tout le Maroc et la
mer d’Alboran (zone volcanique trans-Alboran ; Andeweg
et Cloething, 2001), caractérisée par un volcanisme alcalin d’âge miocène et plio-quaternaire et par une activité
sismique importante (Missenard et al., 2006, 2008). Dans
la région considérée, cette faille décrochante sépare deux
domaines aux croûtes continentales différentes, l’une à
l’ouest (Rif central) à croûte épaisse (35 à 50 km) et l’autre
à l’est (Maroc oriental) à croûte relativement mince, de
22-33 km (Mancilla et al., 2012 ; Mancilla et Diaz, 2015 ; Gil
et al., 2014 ; Diaz et al., 2016).
Le déplacement relatif convergent entre les stations
du Jbel Trhatt et le centre du Bassin de Saïss avec une vitesse de 2 mm/an se trouve confirmé par beaucoup d’indices
tectoniques tels que le pli dissymétrique du jbel Trhatt qui
renverse la série conglomératique plio-quaternaire du bassin du Saïss (voir Fig. 2C), la faille inverse de Skhinat-Sidi
Harazem (Bargach, 2011 ; Chalouan et al., 2014) longue de
plus de 10km,orientée parallèlement au front sud-rifain,et
affectant des formations du Quaternaire moyen (Tensiftien). Le déplacement oblique du jbel Trhatt vers le SW est
dû au jeu transpressif sénestre des accidents délimitant
au sud, le Rif externe et les Rides prérifaines.
18
Quant au mouvement relatif divergent entre le
Jbel Trhatt et le Jbel Zalarh, qui s’éloignent l’un de l’autre
Géologues n°194
à une vitesse de l’ordre de 4 mm/an, il correspond au rejet
sénestre de 5 km de l’accident N30 du Bled Msika (Chalouan et al., 2014). D’autres mouvements relatifs divergents ont été mis en évidence à l’intérieur du bassin du
Saïss, dus à des failles normales et/ou décrochantes comme les failles d’El Hajeb, du Tizi n’Tretten, de Bhalil, etc.
(Charrière et al., 2011).
Ainsi, le coulissement sénestre des Rides prérifaines et du Rif externe par rapport au bassin du Saïss est
à attribuer à l’expulsion de tout le Rif central vers l’WSW
(Chalouan et al., 2006). Cette expulsion du « coin crustal »
du Rif central (voir Fig. 2D) se fait par l’effet combiné des
jeux des failles rifaines disposées en éventail (faille du
Nekor-Tissa et accident Nord-Moyen atlasique - Kert,
sénestres et orientés NE-SW ; faille de Jebha-Arbaoua à
rejeu récent dextre, orientée WSW-ENE ; Chalouan et al.,
2006 ; Benmakhlouf et al., 2012). Il se rattache à la fois à
la compression entre les plaques Eurasie et Afrique et au
retrait (« roll-back ») du slab africain subduit sous le détroit
de Gibraltar (Bezada et al., 2013 ; Gil et al., 2014). L’effet de
cette expulsion s’est fait sentir, entre le Miocène supérieur et l’Actuel, jusque dans les parties occidentales du Rif
et même dans l’avant-pays mésétien. Ainsi, dans la région
d’Arbaoua, des failles inverses NW-SE, des décrochements
et des galets striés ont été relevés dans les formations
villafrachiennes (Elkhdar, 2017). Dans la Meseta côtière,
entre Rabat et Casablanca, plusieurs générations de failles
décrochantes et de diaclases ont été observées dans les différentes formations marines et éoliennes quaternaires
(Chabli et al., 2014). Le traitement de ces données a permis
de mettre en évidence trois épisodes tectoniques compressifs s’échelonnant entre le Quaternaire moyen et le
Quaternaire supérieur. Chacun de ces épisodes est caractérisé par des contraintes différentes : le premier, par des
directions de compression horizontale WNW-ESE et ENEWSW ; le second, par un couple de directions de raccourcissement orientées NNW-SSE et NE-SW, et le dernier par
un raccourcissement orienté uniquement NNE-SSW.
En conclusion, les données GPS combinées aux
données structurales géologiques démontrent que le front
sud du Rif et son avant-pays mésétien sont soumis (depuis
le Pliocène et jusqu’à l’Actuel) à un déplacement vers le SW,
dans le cadre de la convergence Afrique-Eurasie, ellemême dirigée NNW-SSE. On remarque que cet effet de
compression-expulsion d’un coin crustal au SW se produit
précisément dans la zone où la croûte rifaine est la plus
épaisse et où le slab téthysien résiduel est encore attaché à celle-ci (voir Fig. 1).
Travail effectué dans le cadre du projet européen
IRSES-MEDYNA.
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
La Meseta, un terrain vagabond ou la marge fragmentée de l’Anti-Atlas ?
Christian Hoepffner 1 , Hassan Ouanaimi 2 et André Michard 3 .
Par « Meseta » ou « domaine mésétien », les géologues du Maroc désignent les terrains paléozoïques sévèrement déformés et granitisés avant le Trias (voir Michard
et al., ce volume, Figs. 2 et 6). Ils affleurent dans la Meseta marocaine (Massif central, Bloc côtier Rehamna, Jebilet),
dans le Moyen Atlas (Tazekka, Jerada) et plus à l’est (boutonnières de Midelt et du Rekkame, dans la Meseta orientale), et enfin dans le Haut Atlas (massif ancien du Haut
Atlas occidental, Mougueur et Tamlelt dans le Haut Atlas
oriental). C’est typiquement un segment de la chaîne hercynienne ou varisque. En cela, le domaine mésétien
contraste avec celui de l’Anti-Atlas, dont la série paléozoïque est faiblement déformée. Le domaine mésétien
ou, en bref, « la Meseta » est venue s’écraser contre
l’Anti-Atlas, au cours du Carbonifère supérieur, lors de l’orogenèse varisque. Depuis, tout est resté à peu près en l’état.
Certes, il y a eu une tentative de rifting au
Trias-Lias, avortée au Jurassique moyen,
puis recollage des morceaux au Crétacé
supérieur-Tertiaire, d’où est sorti le Haut
Atlas,mais les déplacements relatifs n’ont
pas excédé quelques dizaines de kilomètres le long de la Faille sud-atlasique
(FSA). En revanche, quid des positions réciproques de la Meseta et de l’Anti-Atlas
pendant le Paléozoïque ? Les avis, quand
ils s’expriment, divergent sur ce point de
manière bien peu satisfaisante !
De nombreux spécialistes de la
chaîne hercynienne limitent leur étude à
la partie européenne de celle-ci, en ne
dépassant pas vers le sud le Portugal et
l’Espagne. Ces auteurs ne discutent pas
de la Meseta. Cependant, dans les figures
qui proposent leur vision des temps
paléozoïques, l’Afrique du NW peut inclure la Meseta dans sa position actuelle,
simplement séparée de l’Anti-Atlas par
la FSA (Linnemann et al., 2008, 2014 ;
Kroner et al., 2016), ou bien être tronquée
au ras du Craton Ouest-Africain
(« West African Craton », WAC), comme
si la Meseta devait constituer un des
nombreux fragments cadomiens ou
avaloniens détachés du Gondwana,
à l’instar d’Iberia (Nance et al., 2012 ; Franke et al., 2017).
En revanche, Von Raumer et Stampfli (2008) discutent précisément du problème. Pour eux, la Meseta se
sépare de l’Anti-Atlas au cours du Paléozoïque inférieur et
moyen et finit par se trouver à environ 1 000 km de distance vers le SW (coordonnées actuelles), au Dévonien
moyen-supérieur, de l’autre côté d’un bras océanique
paléotéthysien. En cela, ils s’opposent à la position la plus
anciennement adoptée par les « géologues marocains »,
qui favorisent une proximité constante des deux domaines
et envisagent la Meseta anté-varisque comme une sorte
de marge étirée, fragmentée, de l’Anti-Atlas (Hollard et
Schaer, 1973 ; Michard, 1976 ; Piqué et Michard, 1989 ;
Hoepffner et al., 2005, 2006 ; Michard et al., 2008, 2010).
Pour les équipes ibéro-marocaines qui ont analysé en
détail les relations entre les segments ibériques et
Figure 1. Les domaines varisques de l’Anti-Atlas et du promontoire de l’Ouzellarh (logs A, A’), de la
Meseta au sens strict (log B), du bloc des Sehoul (log C) et de la zone de transition dite Zone Sud-Meseta (logs D, E). Les chiffres cerclés 1 à 5 renvoient aux périodes géodynamiques décrites dans le texte.
Carte simplifiée d’après Michard et al., 2010.
1. Professeur honoraire à la Faculté des Sciences de l’Université Mohamed V, Rabat, Maroc. Courriel : [email protected]
2. Professeur à l’École Normale Supérieure, LGE, Université Caddi Ayyad, Marrakech. Courriel : [email protected]
3. Professeur émérite, Université Paris-Sud, Faculté des Sciences d’Orsay, France. Courriel : [email protected]
Géologues n°194
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géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
marocains de la chaîne varisque (Simancas et al., 2005,
2009), la Meseta est restée africaine de bout en bout au
Paléozoïque, à l’exception du bloc des Sehoul au nord de
Rabat (Fig. 1). Notre ambition est ici de donner quelques
arguments, les uns classiques, d’autres récents, pour guider le lecteur entre ces thèses contradictoires.
en Meseta. Elles permettent de mieux retracer l’évolution
géodynamique à la marge nord du WAC, entre le rifting du
supercontinent Rodinia et la collision pangéenne. Ce que
l’on reconstitue, c’est en somme l’histoire d’un couple qui
se sépare d’abord, pour mieux se retrouver ensuite. Nous
pouvons y distinguer cinq périodes.
Du nouveau pour le socle
Le rifting cambrien
Voici un argument récent, tiré de datations U-Pb sur
zircon. On connaissait depuis longtemps la présence de
rhyolites probablement néoprotérozoïques (semblables à
celles de l’Ediacarien supérieur de l’Anti-Atlas) sous le
Cambrien de la Meseta occidentale à El Jadida, dans les
Rehamna et dans le Massif central (voir figure 1), mais
cela ne disait rien sur le socle plus profond. La présence de
granite d’âge 600 Ma a été reconnu dans la zone faillée
Rabat-Tiflet (Tahiri et al., 2010), et tout dernièrement à
Goaïda, au cœur de la Meseta centrale (Ouabid et al., 2017).
Dans cette dernière localité, des granodiorites à 625±10 et
des granites à 552±10 Ma ont également été datés. Un
granite à 625 Ma est également connu à Wirgane, dans le
massif ancien du Haut Atlas occidental (Eddif et al., 2007).
Ainsi, tout le cortège des granites édiacariens de l’AntiAtlas est présent dans le socle mésétien.
Il est enregistré par les deux domaines, suggérant
qu’ils sont alors contigus, et marqué aussi bien par les
dépôts que par le volcanisme associé. Celui-ci est précoce
et généralement tholéiitique à l’ouest, plus tardif et alcalin à l’est (voir figure 1, logs A, A’, B). Le rifting progresse du
Cambrien inférieur au Cambrien moyen-Furongien et de
l’ouest vers l’est au nord du WAC. Mais attention, on n’a
aucune preuve de l’existence de serpentinites exhumées par
ce rifting entre les deux domaines ! Les galets de lherzolite cités par Pouclet et al. (2007) dans les calcaires cambriens de l’Ounein à l’ouest de l’Ouzellarh (voir figure 1, log
A’) peuvent provenir de la suture panafricaine voisine.
Un premier indice de la présence d’un socle éburnéen
et d’éléments de la chaîne panafricaine du Cryogénien sous
la Meseta, a été fourni par la présence de zircons datés à
700 Ma et 2 Ga dans des xénolithes remontés par les filons
de lamprophyres permiens des Jebilet (Dostal et al., 2005).
Plus frappant que ces données de « sondage naturel », des
métarhyolites à l’affleurement sous le Cambrien des Rehamna centraux viennent d’être datées à 2 Ga (Pereira et al.,
2015). C’est le premier affleurement de socle de type antiatlasique, et plus largement gondwanien, découvert en
domaine mésétien. A noter qu’il surgit dans la Zone de
Cisaillement de la Meseta Occidentale (ZCMO), cette
cicatrice remarquable entre Bloc Côtier et Meseta centrale. Ainsi, il est encore trop tôt pour généraliser cette indication,si importante soit-elle,à tout le domaine mésétien.
On ignore également si une couverture post-éburnéenne
d’âge Paléoprotérozoïque supérieur (1,7 Ga) est présente
ici comme dans l’Anti-Atlas (Soulaimani, ce vol.).
De nouvelles données stratigraphiques
20
On a relevé depuis longtemps les parentés et les
oppositions qui caractérisent la stratigraphie paléozoïque
des domaines considérés (Hoepffner et al., 2005 ; Michard
et al., 2008). Les données récemment obtenues (Fig. 1)
concernent surtout la géochimie des roches magmatiques
cambriennes et la présence d’une émersion ordovicienne
Géologues n°194
La marge étirée de l’Ordovicien,
proximale dans l’Anti-Atlas, distale en Meseta
Une tectonique extensive en blocs basculés rend
compte de la présence irrégulière du Furongien et de la discordance du Trémadocien dans les deux domaines (voir
figure 1, logs A, B). On vient de montrer (Ouanaimi et al.,
2016) la présence d’un système de fossés remplis de
couches rouges d’âge Floien en domaine mésétien et sudmésétien (voir figure 1, logs A’, B, D-E). La Meseta marocaine
est alors semblable à la Meseta ibérique et au Massif
Armoricain ; les apports détritiques y arrivent plutôt de l’est
(ceinture magmatique nord-gondwanienne de l’Ordovicien
inférieur) tandis que ceux de l’Anti-Atlas viennent du sud
(plateforme saharienne).
Cependant, après le Floien, les mêmes dépôts silto-gréseux caractérisent les deux domaines : ils forment
une seule et immense plateforme sableuse pendant
quelque 25 Ma ! On ne les distingue qu’à l’Hirnantien, où
des dépôts glacio-marins caractérisent la Meseta tandis
que des moraines et des planchers glaciaires subaériens
se développent dans l’Anti-Atlas. La bordure extrême de
cette plateforme s’annonce seulement dans la zone RabatTiflet,entre Meseta ss.str. et Bloc des Sehoul,par la présence
de coulées basaltiques sous-marines, datées de l’Ordovicien moyen (voir figure 1, log B).
Eustatisme et équilibration thermique du Silurien
au Lochkovien
Le Silurien débute dans les deux domaines par une
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
transgression glacio-eustatique (« black shales » à
Graptolites). Un bassin d’équilibration thermique peu
subsident (lacunes fréquentes) va fonctionner ensuite
jusqu’au Lochkovien, se comblant de silts et de shales, les
carbonates apparaissant au Silurien supérieur. La Meseta
se distingue de l’Anti-Atlas par la présence, à sa marge
occidentale (Bloc côtier) d’un magmatisme basique
(basaltes alcalins intraplaques) d’âge Silurien supérieur
(log B). Cependant, un volcan sous-marin est aussi connu
dans l’Anti-Atlas oriental au Lochkovien (log A), atténuant
ainsi les différences entre les deux domaines.
Les prémices de l’orogenèse varisque
C’est probablement l’époque où les deux domaines
se distinguent le mieux. Le domaine de l’Anti-Atlas au
Dévonien inférieur et moyen est caractérisé par le passage graduel d’un bassin surtout détritique, à subsidence
tectonique à l’ouest (bassin des Richs), à un bassin carbonaté et moins subsident à l’est (Anti-Atlas oriental),où il est
bien connu par ses mud mounds. Au Dévonien supérieur,
la tectonique extensive migre dans l’Anti-Atlas oriental où
un système de blocs basculés multidirectionnels définit
des rides surélevées et des bassins subsidents à sédimentation détritique et dépôts de pente (debris flows). Suite à
ces mouvements de blocs,le Fammenien est discordant sur
le Frasnien supérieur. En fait, l’Anti-Atlas partage en cela le
sort de toute la bordure nord-gondwanienne de l’Afrique du
Nord à l’Arabie (Frizon de Lamotte et al., 2013).
La dislocation de la plateforme est plus importante
dans la Meseta qui,elle,appartient au domaine orogénique
varisque (Fig.2).En Meseta occidentale (Bloc côtier et ZCMO)
et dans le Haut Atlas occidental, le Dévonien inférieurmoyen à faciès « Vieux grès rouges » (conglomérats, grès,
pélites) est discordant jusque sur le Cambrien et l’Ordovicien (voir figure 1, log B, à gauche). Une plate-forme carbonatée lui succède, sur laquelle le Famennien est transgressif et discordant. Plus à l’Est en Meseta centrale et
orientale et dans la zone Sud-mésétienne (voir figure 1,
log A, à droite et logs D-E), des calcaires à cherts et des
turbidites distales caractérisent au contraire un bassin
profond à la même époque.Cette paléogéographie suggère
un contexte tectonique extensif ou transtensif jusqu’au
Dévonien moyen-supérieur.
En revanche, une première phase de plissement
se fait sentir dans l’est du domaine mésétien durant le
Famennien-Tournaisien. Cette phase éovarisque est attestée par la discordance du Viséen moyen-supérieur sur les
séries plissées de l’est du Massif central et de la Meseta
orientale (voir figure 1, log B, à droite ; voir aussi Michard
et al.,ce vol., fig. 6). On peut y voir l’effet, sur l’ancienne marge gondwanienne distale, de la subduction liée à la fermeture de l’océan Rhéique, fermeture qui débute alors
(voir figure 2). La dislocation de la marge proximale (AntiAtlas) correspond alors à une extension dans le domaine
avant-arc, attribuable à la convexion asthénosphérique.
Dans le Bloc des Sehoul, la datation à 367 Ma du
granite de Rabat (Tahiri et al.,2010),intrusif dans les schistes
cambriens, montre que la structuration de ce bloc longtemps considérée comme calédonienne,est à rapporter en
partie à cet évènement éovarisque. Le Bloc des Sehoul se
rapprochera de la Meseta au début du Carbonifère le long
de la Zone de faille Rabat-Tiflet (ZFRT, voir figure 1, log C)
De la subduction à la collision varisque
La déformation liée à la convergence LaurussiaGondwana va se développer suivant un rythme et des
modalités très différentes entre les trois régions suivantes :
l’Est de la Meseta, l’Ouest du même domaine et enfin le
domaine de l’Anti-Atlas.
Figure 2. Carte paléogéographique globale du Dévonien supérieur (Frizon
de Lamotte et al., 2013, et références citées). La région entourée d’un
tireté rouge au nord du Gondwana est affectée par la dislocation extensive dès le Dévonien moyen, tandis que plus au nord-ouest se développent
les prémices de l’orogenèse varisque, à la marge de l’océan Rhéique qui se
referme. NGC : Newfoundland-Gibraltar transfert zone.
Dans l’Est de la Meseta, les plis « éovarisques »
sont recouverts d’abord par des calcaires puis par des
séries silicoclastiques. La sédimentation marine peu profonde devient lagunaire puis continentale au Westphalien
supérieur. Un magmatisme calco-alcalin orogénique se
développe du Viséen supérieur au Namurien avec des
laves (andésites, rhyolites, ignimbrites) et des granites
datés à 335-330 Ma. Il n’y a pas de plissement jusqu’au
Westphalien supérieur-Stéphanien inférieur dans ce qui
apparait comme un arc magmatique relativement rigide
(Fig. 3). Enfin, intervient un plissement dit néo-varisque à
grande longueur d’onde (bassin houiller de Jerada). À l’in-
Géologues n°194
21
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
verse, dans l’Ouest de la Meseta, des bassins se creusent
du Famennien au Serpukhovien, d’abord dans la zone des
Nappes, au front de l’arc oriental, puis en Meseta centrale
et occidentale.Les dépocentres sont limités par des couloirs
de déformation de direction NE et ENE, soulignés par des
dépôts chaotiques (debris flows, olistostromes) passant
aux dépôts silicoclastiques de bassin. Un magmatisme
gabbroïque est associé à ce contexte extensif/transtensif
depuis le Famenno-Tournaisien jusqu’au Viséen supérieur
(log B, à gauche). Il est de nature alcaline-transitionnelle
et tholéiitique, traduisant un amincissement crustal qui
n’atteint pas l’océanisation. On peut y voir un bassin
avant-arc au-dessus de la subduction rhéique.
Plissement, écaillage, mise en place de nappes en
partie synsédimentaires se succèdent bientôt dans ce
sous-domaine mésétien occidental, schistosité et métamorphisme se développant dans les unités profondes. Le
métamorphisme atteint le faciès amphibolite à staurotide et disthène dans les Rehamna, où le pic de pression
est daté > 300 Ma (âge 206Pb/238U sur monazite), tandis
que le pic de température est daté vers 276 Ma (Wernert
et al., 2016). C’est la phase varisque paroxysmale dans ces
régions. Des granophyres se mettent en place dès 330 Ma
dans les Jebilet, accompagnant les gabbros, mais les intrusions granitiques sont essentiellement datées entre 300
et 270 Ma : elles s’étalent longuement du Stéphanien à la
fin du Permien inférieur (Autunien ; log B). C’est une
époque de sédimentation continentale grossière, dans
des bassins sur décrochements en régime transtensif dans
un contexte post-collisionnel. Un volcanisme rhyolitique
et andésitique calco-alcalin à alcalin accompagne l’accumulation détritique dans les bassins mésétiens, mais non
dans le bassin d’Abadla, au sud de Béchar, prolongement
du domaine anti-atlasique en Algérie.
À noter que dans cette reconstitution, la suture
rhéique est localisée à l’ouest de la Meseta occidentale,
cachée sous les eaux de l’Atlantique. Elle n’est observable
22
que plus au nord, dans la chaîne varisque hispanoportugaise mais ceci est une autre histoire, du reste fort
discutée (Pérez-Cáceres et al., 2017). Pas de nappe de charriage, de métamorphisme ni de granite varisque dans le
domaine de l’Anti-Atlas. Les séries paléozoïques ne montrent qu’un plissement flexural accompagné de failles de
décollement ou de décrochement, au-dessus d’un socle
faillé (thick-skinned tectonics par inversion des paléofailles
normales). La schistosité n’apparait que tout à l’ouest,
dans le prolongement des Mauritanides (voir Michard et
al., ce vol., Figs. 2 et 5). La déformation et l’émersion consécutive se développent entre le Namurien, à l’Ouest et le
Permien inférieur, à l’Est (Sebti et al., 2009 ; Baidder et al.,
2016). L’Anti-Atlas est une chaîne plissée d’avant-pays pour
l’orogène mésétien comme pour les Mauritanides.
Ainsi, les données nouvelles sur la stratigraphie
paléozoïque comme les données (encore trop ponctuelles)
sur les zircons du socle mésétien plaident, i) pour une
continuité initiale, et ii) pour une contiguïté permanente
au cours du Paléozoïque entre Meseta et Anti-Atlas. La
Meseta est restée gondwanienne malgré les atteintes du
rifting cambrien, qui n’a réussi l’ouverture de l’océan
Rhéique qu’à l’ouest de la Meseta. Examinons encore deux
types de données pour achever d’asseoir cette conclusion.
Structure de la limite Meseta-Anti-Atlas
Le fort contraste de structuration varisque entre
Anti-Atlas et Meseta suppose un découplage entre les
deux domaines pendant l’orogenèse. Il s’est réalisé par le
fonctionnement d’une zone faillée, la Zone Sud-Meseta
(ZSM), limitée au nord par la Faille Sud-Meseta (FSM) et au
sud par un front mésétien montrant localement des chevauchements vers le sud (e.g.,Tineghir voir figure 1, log D).
Le Haut Atlas est superposé à la zone faillée varisque depuis
l’Atlas de Marrakech jusqu’au Tamlelt à l’Est, ce qui ne facilite pas l’étude de la déformation paléozoïque ! Large dans
le Tamlelt, la ZSM s’étrangle peu à peu vers l’ouest. Dans le
Massif ancien du Haut Atlas occidental,
elle se résume à la célèbre Faille du Tizi
n’Test (FTT) que soulignent des pincées
de Trias rouge, liées à ses rejeux alpins.
Les structures synmétamorphiques subméridiennes du domaine mésétien,intrudées par divers granites (Azegour, Tichka), s’interrompent abruptement et
obliquement sur la FTT, suggérant un jeu
décrochant dextre important, pendant
l’orogenèse varisque.
Figure 3. Une interprétation du contexte géodynamique de l’orogène mésétien au Carbonifère inférieur (coupe WNW-ESE en coordonnées actuelles), d’après Michard et al., 2010,modifié. Le bloc des Sehoul
est figuré dans une position antérieure au jeu décrochant de la ZRFT (voir texte).
Géologues n°194
En allant vers l’Est,la FSM éclate en
plusieurs branches dans le promontoire
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
anti-atlasique de l’Ouzellarh, sorte de poinçon à armature précambrienne sur lequel le Viséen supérieur vient transgresser (voir figure 1 log A’). On aurait là une portion de la
bordure sud du bassin carbonifère de la Meseta occidentale, inversée pendant la collision varisque. À l’Est du poinçon, les boutonnières d’Aït Tamlil et Skoura montrent assez
bien le passage entre les domaines mésétien et anti-atlasique : les nappes mésétiennes d’Aït Tamlil se mettent en
place dans le bassin carbonifère dont les dépôts reposent
sur des séries antéviséennes autochtones discordantes
sur le socle précambrien de l’Anti-Atlas (voir figure 1, log D).
On aurait donc là, avant la collision varisque, le schéma
simple d’un bassin d’avant-pays en contact avec sa marge
sud. À Tineghir, la compression sub-méridienne donne des
systèmes de plis E-O et des chevauchements vers le Sud
impliquant les terrains anté-viséens et carbonifères. Plus
à l’Est encore, dans le Tamlelt, n’affleurent que des terrains
anté-viséens (voir figure 1, log E). La partie la plus au nord
du Tamlelt se rattache au domaine de la Meseta orientale, tandis que le reste correspond à la bordure déformée de
l’Anti-Atlas, affectée par des plis écaillés à vergence sud et
des décrochements ductiles dextres E-O. De récentes investigations dans la boutonnière du Mougueur (Soulaimani
et al.,2016) ont mis en évidence le même type de structures
écaillées vers le sud et décrochantes dextres.
Les embarras du paléomagnétisme
Pour éclairer le problème de la mobilité possible de
la Meseta, on a bien sûr songé au paléomagnétisme.
L’étude de laves cambriennes et ordoviciennes avaient
conduit Feinberg et al. (1990) à proposer l’existence d’un
océan de plusieurs centaines de kilomètres entre AntiAtlas et Meseta, océan qui se serait résorbé durant le
Dévonien. Ces résultats ont cependant été réfutés par des
études plus récentes (Khattach et al., 1995). Des imprécisions sur l’âge des laves ont aussi conduit à des interprétations erronées, comme par exemple le modèle d’un
espace océanique au Dévonien basé sur l’étude de roches
basiques qui se sont révélées jurassiques (Salmon et al.,
1987). Il faut enfin souligner l’importance de la réaimantation permienne qui complique, voire empêche l’interprétation des mesures faites sur les roches plus anciennes.
Aucune étude paléomagnétique ne permet actuellement
d’argumenter le modèle d’une Paléotéthys entre la Meseta et l’Anti-Atlas.
Pour conclure
Les avancées récentes des recherches en Meseta
marocaine n’ont fait que renforcer l’argumentaire, déjà
conséquent, en faveur de la continuité essentielle entre ce
domaine et celui de l’Anti-Atlas : tous deux représentent
la marge nord de la plateforme saharienne du Cambrien
au Carbonifère inférieur, marge proximale dans l’AntiAtlas, marge distale en Meseta. Seul le Bloc des Sehoul,
qu’on associe souvent au terrain Meguma de NouvelleEcosse, a pu appartenir à un terrain séparé de la Meseta
s.s., par un couloir océanique (une ramification de l’Océan
Rhéique) de l’Ordovicien au Dévonien moyen.
23
Géologues n°194
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
La tectonique de l’Atlas : âge et modalités
Hassan Ibouh et Driss Chafiki 1 .
Le Domaine atlasique ou Système des Atlas est un
vaste domaine de chaînes intracontinentales et de hauts
plateaux qui occupe l’essentiel du Maghreb depuis l’Atlantique jusqu’à la Tunisie. Il est particulièrement élevé et
large dans sa partie marocaine, où il est limité au sud par
la Faille ou Front sud-atlasique, qui le sépare de l’Anti-Atlas
et du craton ouest-africain,et au nord par le front de la chaîne rifaine (Fig.1).On s’accorde pour voir dans les chaînes atlasiques du Maroc – Haut Atlas et Moyen Atlas – le résultat
de l’inversion d’un système de rifts triasico-liasiques apparus sur la bordure de la plaque Afrique, en deçà de la marge sud-téthysienne (cf. Michard et al., ce vol.). Mais quand
donc a commencé l’inversion de ces rifts ? Les variations
spectaculaires des séries sédimentaires sont-elles liées au
basculement des blocs de socle, à la dynamique du manteau, ou au diapirisme ? Quelle est l’ampleur du serrage ?
C’est ce type de questions que nous évoquons ici.
L’enregistrement
sédimentaire
La série sédimentaire atlasique
est aujourd’hui bien connue grâce aux
travaux des pionniers (e.g., Moret, 1931 ;
Choubert et Faure-Mouret, 1960-62 ; Du
Dresnay, 1979) et aux nombreux travaux
récents (voir Frizon de Lamotte et al.,
2008, et les références citées ci-après).
Une étude plus complète nécessiterait
de décrire séparément le Haut Atlas occidental, tributaire du rifting atlantique,
et le domaine Haut Atlas central-oriental
et Moyen Atlas, tributaire du rifting téthysien. On considèrera plus particulièrement ici ce dernier domaine.
24
Figure 1. A : Carte géologique schématique du domaine atlasique marocain extraite de la carte
structurale du Maroc 1/2 000 000, d’après Saadi (1982). La partie offshore du Haut Atlas atlantique
est complétée d’après Benabdellouahed et al., (2017). Légende. 1 : Socle paléozoïque ; 2 : Basaltes et argiles
roses du Trias ; 3 : Jurassique plissé, 4 : Jurassique tabulaire ; 5 : synclinaux à remplissage de couches
rouges du Jurassique et Crétacé ; 6 : Crétacé ; 7 ; Tertiaire ; 8 : Faille, 9 : Massif carbonatite de Tamazert ; 10 : Roches volcaniques néogènes ; 11 : Principaux appareils volcaniques néogène et quaternaires ; 12 : Rides diapiriques à coeur gabroïque dans le Haut Atlas central. B : Coupe crustale du
domaine atlasique d’après Ayarza et al. (2014), modifié. Localisation : voir (A). C : Coupe structurale
du Haut Atlas central d’après Michard et al. (2011), modifié.
Dans le Moyen Atlas et le Haut
Atlas centro-oriental, la série synrift débute par des dépôts détritiques rougeâtres
à niveaux évaporitiques d’âge triasique,
sur lesquels reposent les basaltes de la
CAMP2 puis les carbonates de la plateforme liasique post-rift (Fig. 2). La dislocation de celle-ci, à la fin du Lias moyen,
entraine l’amorce d’un dispositif en rides
et dépocentres. La sédimentation se poursuit avec les marnes détritiques toarciennes qui scellent le dispositif préétabli, les calci-turbidites aaléniennes et les
carbonates de la plateforme bajocienne
à récifs coralliens. Durant le Bajocien
supérieur-Bathonien, la sédimentation
change drastiquement : c’est l’époque des
« Couches rouges », épaisse série détritique continentale à traces de dinosaures
1. Professeurs à la Faculté des Sciences et Techniques, université Cadi Ayyad, Marrakech, Maroc. Courriel : [email protected]
2. Central Atlantic Magmatic Province (Trias supérieur-Lias inférieur).
Géologues n°194
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
(Charrière et Haddoumi, ce vol.). Ces couches rouges sont
localement discordantes sur certains plis, qui ont été interprétés à tort comme résultant d’une compression jurassique, alors qu’il s’agit de structures liées au diapirisme des
couches argilo-salifères du Trias (voir plus loin). La série ne
redevient marine qu’à l’Aptien. Les dépôts du Crétacé supérieur-Eocène sont surtout préservés sur les bordures de l’Atlas tandis qu’ils sont érodés dans l’axe de la chaîne. Les
argiles rouges et les calcaires blancs de la Formation de Tasraft discordants sur une des rides anticlinales de la région
d’Imilchil ont été longtemps rangés dans le Jurassique et
le Crétacé supérieur, alors qu’il s’agit de Paléocène supérieur-Eocène inférieur (Charrière et al., 2009 ; Charrière
et Haddoumi, ce vol.), ce qui change du tout au tout leur
signification tectonique ! On y reviendra.
Les dépôts cénozoïques débutent localement par
les couches continentales discordantes qu’on vient de
citer (Paléocène-Eocène inférieur). Sur les bordures de la
chaîne, ils se poursuivent par les dépôts carbonatés et
phosphatés de l’Eocène inférieur et moyen et s’achèvent
par des molasses continentales discordantes de l’Eocène
supérieur, de l’Oligocène (?) et du Mio-Pliocène. Ces dernières sont localisées essentiellement dans les bassins
qui bordent le Haut et le Moyen Atlas (voir Fig. 1) mais
sont parfois préservées dans la chaîne elle-même (Fig. 3).
Le bassin du Haouz de Marrakech peut être regardé comme un bassin molassique transporté avec le socle des
Jebilet. En effet, ces « petites montagnes » (leur nom en
arabe) sont bordées au nord par une faille inverse néogène.
Celle-ci se prolonge en mer où elle limite la partie déformée de la marge atlantique (voir Fig. 1A).
Le Haut Atlas occidental se singularise sur plusieurs
points par rapport au Haut Atlas central. Dans sa partie la
plus élevée (Massif ancien),le Trias et le Lias sont le plus souvent érodés, et le Jurassique n’est représenté que par une
série rouge à évaporites, discordante sur le socle paléozoïque. La série se poursuit par les dépôts continentaux
du Crétacé inférieur, suivis à leur tour de couches marines
carbonatées ou argileuses sur lesquelles le Paléocène est
localement discordant. Cependant, près de l’Atlantique
(ancienne marge passive proximale), les dépôts continentaux jurassico-crétacés sont absents et la sédimentation
marine est continue. Les rides diapiriques qu’on y observe
sont dépourvues d’intrusions gabbroïques, contrairement
à ce qui s’observe dans le Haut Atlas central.
Les évènements magmatiques
Trois périodes géodynamiques majeures se trouvent enregistrées par la mise en place de roches magmatiques dans le domaine atlasique.
Figure 2. Colonne stratigraphique de l’Atlas téthysien, d’après Michard et
al. (2011), modifiée et complétée.
Géologues n°194
25
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
15 km de profondeur (Zayane et al., 2002). Les datations KAr donnent deux groupes d’âges (175-155 Ma et 135-110
Ma). Les coulées associées sont datées stratigraphiquement du Callovien et du Barrémien (Haddoumi et al.,2010).
Les données géochimiques (Bensalah et al., 2013) montrent que les coulées du Jurassique supérieur (séquence B1)
ont une affinité modérément alcaline, tandis que celles
du Crétacé (séquence B2) sont transitionnelles. L’ensemble
de ce magmatisme est lié à la période d’émersion enregistrée par les Couches rouges. On y voit un phénomène
de bombement thermique du domaine atlasique marocain
sous l’influence d’une convection asthénosphérique, dans
un contexte anorogénique (Frizon de Lamotte et al., 2009).
Figure 3. Le « Rocher Cathédrale » (Roch, 1939) expose des conglomérats du
Mio-Pliocène discordants sur la série jurassique du flanc nord-ouest de la
ride de Tazoult dans le Haut Atlas central (la discordance n’est pas visible
sur ce cliché). Cliché : H. Ibouh.
Les basaltes de la CAMP (Trias supérieurLias inférieur)
Les basaltes à affinité tholéiitique 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 et les
calcaires du Lias (Ibouh et al., 2002 ; Youbi et al., 2003).
L’événement CAMP est daté pour l’essentiel à 201±1 Ma
avec une récurrence à ~195 Ma (Marzoli et al., 1999 ; Davies
et al., 2017). Des sills et dykes de dolérites, contemporains
ou légèrement antérieurs, s’observent surtout dans le
socle mésétien (Jebilet) et anti-atlasique. Ce magmatisme
est l’expression de la rupture de la croûte continentale
pangéenne durant le rifting atlasique et néo-téthysien.
Les intrusions gabbroïques et les coulées
basaltiques alcalines (Jurassique moyenCrétacé inférieur)
26
Ces intrusions se rencontrent en masses importantes au cœur des rides anticlinales diapiriques du Haut
Atlas central-oriental,mais aussi en dykes recoupant les synclinaux voisins. Les intrusions les plus massives montrent
trois unités pétrographiques (Armando, 1999 ; Lhachmi et
al. 2001 ; Zayane et al. 2002) : une unité basique (troctolites
et gabbros), une unité intermédiaire (diorite et diorite
quartzique) et une unité différenciée (syénites et syénites
quartziques). Ces roches à affinité alcaline à transitionnelle résultent d’une différenciation par cristallisation
fractionnée dans une chambre magmatique située à 10-
Géologues n°194
Le magmatisme alcalin synorogénique
(Éocène à Quaternaire)
Ce magmatisme alcalin récent vient interférer avec
l’orogenèse atlasique et reflète l’activité d’un panache mantélique. Sa manifestation la plus ancienne, d’âge éocène,
s’observe à Tamazert,au bord nord du Haut Atlas central,et
dans le nord des Hauts Plateaux (Rekkame). Le massif de
Tamazert abrite les plus grandes occurrences de carbonatites
en Afrique du Nord. Outre ces roches, le massif se compose
de roches ultramafiques sous-saturées et de syénites alcalines et peralcalines (Bouabdellah et al., 2010). Selon ces
auteurs, les carbonatites et roches sous-saturées de Tamazert proviennent de la délamination de la lithosphère souscontinentale en réponse à la collision Afrique-Europe.
Le magmatisme alcalin synorogénique se manifeste plus intensément du Miocène supérieur au PlioQuaternaire tout au long de la « Ligne chaude du Maroc»
qui traverse obliquement le pays du Siroua-Saghro au
Moyen Atlas puis au Rif oriental (voit fig. 1A) (Frizon de
Lamotte et al., 2008, 2009). Dans le Siroua-Saghro, les
éruptions (trachy-basaltes, trachytes, néphélinites, phonolites etc.) débutent vers 10,6 Ma et s’achèvent vers 2,7
Ma. Dans le Moyen Atlas, laves et brèches volcaniques
sont datées de 1,8 et 0,5 Ma (El Azzouzi et al., 2010 et réf.
citées). Ce magmatisme est lié spatialement à la zone à
lithosphère amincie mise en évidence par la modélisation
géophysique (Michard et al., ce vol., fig. 9), et donc au soulèvement particulier du relief marocain (Missenard et al.,
2006 ; Frizon de Lamotte et al., 2009).
La tectonique atlasique, du rifting
triasique à l’inversion cénozoïque
Le concept de rift inversé et son évolution
L’idée que l’Atlas dérive d’un rift triasique avorté,
oblique sur le rift atlantique, est ancienne (Du Dresnay,
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
1979 ;Stets et Wurster,1982).Selon ces auteurs,les failles normales du rift seraient reprises en failles inverses lors de la
compression atlasique et la couverture s’adapterait à la
géométrie des blocs faillés de socle. Ce concept de base va
peu à peu évoluer. Ainsi,Schwartz et Wigger (1988) et Warme (1988) proposent un rift symétrique limité par des failles
E-O synthétiques et antithétiques,au-dessus d’une faille de
détachement E-O à faible pendage nord émergeant le long
du Front sud atlasique. L’ouverture des bassins se ferait du
Trias au Jurassique moyen et l’inversion à partir de l’Oligocène (une date trop tardive, en fait). El Kochri et Chorowicz
(1996) proposent une extension oblique sur une faille de
transfert de direction N120 ; la distension se ferait selon
une direction ONO-ESE au Trias-Lias, devenant N-S à NNOSSE au Jurassique.Laville (1985) propose un modèle de relais
multiples sur décrochements senestres E-O en deux
périodes, au Toarcien-Bajocien, puis au Bathonien-Jurassique supérieur. Pour cet auteur, la structuration du Haut
Atlas en sous-bassins (dépocentres) et rides (anticlinaux
étroits) serait le résultat d’une compression synsédimentaire
au cours du Jurassique. On verra plus loin que ce modèle,
repris par Fedan (1988) pour le Moyen Atlas, est aujourd’hui caduc. Ibouh (2004) montre que la structuration du
bassin du Haut Atlas central se fait par extension asymétrique au Jurassique inférieur, avec une extension précoce
et intense dès le Sinémurien au sud qui se propage ensuite pour atteindre le bord nord au Carixien-Domérien.Conformément au modèle de Wernicke (1985),l’asymétrie du bassin est à mettre en relation avec une faille transcrustale à
pendage faible vers le nord.La présence d’une telle faille est
admise par Frizon de Lamotte et al. (2000) pour le Haut
Atlas occidental. Ayarza et al. (2014) figurent également
une faille à faible pendage nord sous le Haut Atlas central-
Figure 4. Discordance synsédimentaire des marno-calcaires du Bajocien sur
les calcaires liasiques, au flanc de la ride d’Ikerzi dans le Haut Atlas
central (localisation : voir Fig. 1C). Cliché et interprétation : H. Ibouh.
oriental, mais la font plonger jusqu’au Moho pour limiter
l’amorce de racine crustale suggérée par les modélisations
(voir Fig. 1B).
Interférence du diapirisme et de la tectonique
compressive
L’origine des rides et des dépocentres si typiques des
bassins du Haut Atlas centro-oriental et du Moyen Atlas a
d’abord fait l’objet de deux théories opposées. Pour les uns
(Laville,1985 ;Fedan,1988 ;Laville et al.,1992),on l’a vu,les rides
résulteraient d’une compression jurassique. Pour les autres
(Charrière,1990,2000 ;Frizon de Lamotte et al.,2000,2008),
ces zones à sédimentation réduite correspondraient aux
zones hautes des blocs basculés de socle en contexte d’extension.Ce n’est que récemment que le rôle du diapirisme a clairement été invoqué pour expliquer les rides et leurs particularités structurales (Ettaki et al., 2007 ; Michard et al., 2011 ;
Figure 5. Vue axiale oblique de la ride anticlinale de Tassent dans la cluse empruntée par la route d’Imilchil (localisation : voir Fig. 1C). C’est un mur diapirique dont le cœur chaotique a atteint la surface avant le dépôt des couches du Paléocène supérieur - ? Eocène inférieur discordantes. Celles-ci ont été ployées
en synclinal lors de l’écrasement du diapir par les compressions ultérieures.
Géologues n°194
27
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
Ibouh et al., 2011). Depuis lors, des études détaillées ont porté sur diverses structures diapiriques très typiques du Haut
Atlas (Saura et al.,2014 ;Martin-Martin et al.,2016 ;Moragas
et al., 2016), démontrant ainsi que les rides se sont développées progressivement par la mobilité des argiles et évaporites
triasiques sous l’effet de la charge des séries jurassiques susjacentes.Cette mobilité débute dès le Lias,en contexte extensionnel,comme le montre les discordances synsédimentaires
sur les flancs des coussins diapiriques (Fig. 4). Sur cette figure 4,le paléokarst sous la discordance toarcienne indique une
émersion temporaire de cette ride située en bordure sud du
bassin haut-atlasique. L’halocinèse (et/ou argilocénèse) se
poursuit jusqu’au Crétacé supérieur,période à la fin de laquelle le contexte devient compressif. Les rides les plus évoluées
se présentent comme des anticlinaux étroits de calcaires liasiques ou bajociens à la charnière le plus souvent crevée et
dont le cœur est occupé par un mélange chaotique d’argiles
roses et de basaltes triasiques, de blocs de calcaires dolomitiques liasiques et d’intrusions subvolcaniques jurassiques
(Fig. 5). On a vu plus haut que certaines rides de la région
d’Imilchil sont scellées par des couches (Formation de Tasraft)
d’âge Paléocène- ? Éocène inférieur (Charrière et al.,2009).
À noter que l’importance du diapirisme a été reconnue plus tôt dans l’Atlas occidental onshore et offshore
(Tari et al., 2003 ; Hafid, 2006 ; Hafid et al., 2008). La reconnaissance de ces phénomènes dans l’Atlas téthysien, en
s’ajoutant à la datation de la formation de Tasraft du
Paléocène- ? Éocène inférieur, a porté un coup fatal à la
théorie d’une phase de compression jurassique. Pour
autant, on ne doit pas exclure que des basculements de
blocs de socle soient aussi intervenus dans le contrôle de
la sédimentation, en particulier dans les régions où les
évaporites triasiques sont de faible épaisseur.
L’inversion : âge et modalités
L’inversion tectonique a affecté le domaine atlasique en stades successifs depuis la fin du Crétacé supérieur
28
jusqu’au Plio-Quaternaire. Ces stades de compression sont
à mettre en relation avec la cinématique de l’Atlantique sud,
le mouvement de l’Afrique vers le nord et sa collision avec
la plaque eurasiatique. La direction de compression semble
avoir évoluée entre NNE-SSO avant le Miocène et NNO-SSE
dans la période plus récente (Amrhar, 2002 ; Qarbous et al.,
2008). La phase compressive, initiée au Crétacé supérieur,
est enregistrée dans le Haut Atlas occidental par la discordance du Paléocène sur des brèches litées intercalées
dans le « Sénonien » (Fig. 6), au-dessous de la faille inverse E-O de Medinat (Froitzheim et al., 1988). Ce premier
épisode compressif est actuellement daté du Maestrichtien-Paléocène inférieur (Fekkak et al., soumis). Par la
suite,la déformation compressive va se poursuivre au cours
de trois épisodes principaux : Eocène supérieur, Miocène
inférieur-moyen, Plio-Quaternaire (El Harfi et al., 2001 ;
Frizon de Lamotte et al., 2008 ; Leprêtre et al., 2015).
Pendant la compression, ce sont d’abord les paléofailles du rift triasique qui rejouent en failles inverses ou
en décro-chevauchements suivant leur orientation. Cependant, de nouvelles failles sont également créées, comme
le montrent Domènech et al., (2015) dans la zone du Tizi
n’Test. Ces diverses failles découpent le socle en blocs qui
tendent à se chevaucher et à chevaucher leurs avant-pays
nord et sud, la chaîne étant à double déversement. La zone
axiale du Haut Atlas occidental se présente ainsi comme
un méga pop-up (Fekkak et al., soumis). Les failles inverses
montrent une géométrie où alternent rampes et replats,
ces derniers liés à des décollements dans le socle aussi
bien que dans la couverture (Missenard et al., 2007 ;
Fekkak et al., soumis). Le raccourcissement transversal du
Haut Atlas est de l’ordre de 25 % à l’est (Beauchamp et al.,
1999 ; Teixell et al., 2003), et seulement de 15 % à l’ouest
(Domènech et al.,2015 ;Fekkak et al.,soumis),ce qui explique
le faible épaississement crustal indiqué par la gravimétrie.
Ainsi, les Atlas ne seraient pas si hauts, si ce n’étaient
l’anomalie mantélique et la ligne chaude du Maroc !
Figure 6. Le célèbre synclinal déversé de Medinat, montrant les couches paléocènes ?-éocènes discordantes sur le Crétacé supérieur en éventail ouvert vers
le nord; l’ensemble est chevauché par le socle cambro-ordovicien de la zone axiale, par l’intermédiaire de la faille inverse de Medinat de direction E-W. Les
brèches synsédimentaires indiquent une activité de cette faille dès la fin du Crétacé supérieur (Froitzheim, 1988).
Géologues n°194
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
Dater les couches rouges continentales pour définir la géodynamique
atlasique
André Charrière 1 et Hamid Haddoumi 2 .
Les dépôts marins du domaine atlasique marocain ont été de bonne heure
décrits en détail, qu’il s’agisse de ceux du
Jurassique inférieur-moyen (Fig. 1) ou de
ceux du Crétacé (Aptien-Turonien) (Frizon de
Lamotte et al., 2008 et références citées).
Par contre,l’articulation entre ces deux cycles
marins est restée longtemps mal définie
compte tenu de la difficulté de datation
des couches continentales fréquemment
azoïques, les « Couches rouges jurassicocrétacées » auctoris, largement étendues
dans des cuvettes synclinales. D’autres
couches rouges discordantes sur les rides
anticlinales furent longtemps confondues
avec les premières,mais relèvent d’un cycle
paléogène. Nous montrons ici les progrès
que la datation biostratigraphique de ces
deux cycles de couches rouges a permis
de réaliser dans la compréhension de la
géodynamique atlasique.
Figure 1. Organisation du domaine atlasique marocain au Jurassique inférieur (d’après Frizon de
Lamotte et al., 2008) et localisation de la zone étudiée.
Figure 2. Carte schématique du domaine atlasique téthysien avec situation des principaux synclinaux
à « Couches rouges jurassico-crétacées » et successions stratigraphiques régionales. Les couches rouges
tertiaires près d’Imilchil sont notées par des points rouges TA, AM, TS et TSF. Source : Charrière et
Haddoumi, 2016, modifié.
Comment dater les séries
rouges continentales ?
Une première approche de la position stratigraphique de ces terrains est
possible lorsqu’il existe une intercalation
marine (littorale) qu’on peut dater par la
biostratigraphie classique basée sur des
ammonites, brachiopodes, foraminifères,
dasycladacées, etc. C’est le cas dans
quatre secteurs du domaine atlasique
téthysien (Fig. 2) : i) à la bordure septentrionale du HAC3 où une incursion marine
aptienne est historiquement connue ;
ii) dans les séries du MA4 avec deux récurrences marines datées respectivement
du Bathonien supérieur-Callovien inférieur et de l’Aptien (voir in Charrière et
Haddoumi, 2016) ; iii) dans les séries
continentales du HAO5 incluant un
épisode marin du Bathonien inférieur
(Haddoumi et al., 1998), et enfin iv) à la
bordure nord du Haut Atlas oriental
(Haddoumi et al., en prép.).
1. Enseignant-chercheur retraité de l’Université de Toulouse ; 13 Lot. Terrasses de la Figuière, 30140 Anduze, France. Courriel : [email protected]
2. Professeur à l’Université Mohammed 1er, Département de Géologie, Faculté des Sciences ; B.P. 524 ; 60 000 Oujda, Maroc.
Courriel : [email protected]
3. Haut Atlas Central.
4. Moyen Atlas.
5. Haut Atlas Oriental.
Géologues n°194
29
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
Dans les couches continentales elles-mêmes, nous
avons, pendant deux décennies, associé des études sédimentologiques à des recherches de microfossiles par lavages
et tamisages des roches meubles. Parmi ceux-ci, les ostracodes donnent généralement des indications d’âge assez
larges, mais les charophytes6 (étudiés par M. Feist et P.-O.
Mojon) sont les meilleurs marqueurs continentaux du
Mésozoïque ayant donné lieu à une échelle stratigraphique
assez précise (Riveline et al., 1996). Ces marqueurs biostratigraphiques (Photo 1) ont révélé la présence de plusieurs
étages antérieurement méconnus comme l’Oxfordien, le
Kimméridgien et surtout le Barrémien représenté dans la
plupart des sites.Une synthèse de ces acquis dans le domaine atlasique central et oriental et le Moyen Atlas vient
d’être esquissée (Charrière & Haddoumi, 2016).
Les « Couches rouges jurassico-crétacées » et la topographie dynamique
du domaine atlasique téthysien
Alors que le Haut Atlas occidental a appartenu en
permanence,durant le Méso-Cénozoïque,à la marge passive de l’Atlantique central, le reste du domaine atlasique fut
d’abord structuré par le rifting de la marge continentale sudtéthysienne (voir figure 1). Ce rifting fut particulièrement
actif au Jurassique inférieur et moyen (Ibouh and Chafiki,ce
vol.).Les « Couches rouges jurassico-crétacées » enregistrent
les étapes géodynamiques majeures postérieures au rifting.
Le Bathonien-Callovien et la fin du rift téthysien
Le bassin marin jurassique se comble de façon progressive et de nouveaux paléoenvironnements continentaux apparaissent, localement riches en bois fossiles
et ossements reptiliens. Plusieurs faciès de « couches
rouges » sont représentés (voir figure 2). Dans l’axe du
HAC, des dépôts argilo-silteux épais évoquent de vastes
marécages margino-littoraux, puis intracontinentaux,
milieux de vie des dinosauriens (Photo 2).
Sur le versant Nord du HAC, l’organisation sédimentaire des dépôts gréseux et pélitiques indique une
dynamique fluviatile méandriforme ou en tresse associée
à des écoulements vers le SE ou l’E, c’est-à-dire en direction
du bassin téthysien. Dans le HAO, il s’agit de dépôts fluvio-
30
Photo 1. Quelques charophytes à valeur de marqueurs biostratigraphiques.
Charophytes du Paléocène supérieur (région d’Imilchil) : A1, A2 : Harrisichara
tougnetensis MASSIEUX, 1977 (Thanétien) ; B1, B2 : Sphaerochara edda
SOULIÉ-MÄRSCHE (Paleocène) ; C1, C2 : Microchara vestida (ThanétienYprésien). Charophytes du Crétacé inférieur ; D1 : Atopochara trivolvis
triquetra GRAMBAST (Barrémien supérieur-Aptien inférieur) ; D2 : Globator trochiliscoides GRAMBAST. (Barrémien supérieur) ; E1 : Flabellochara
harrisi (PECK) GRAMBAST (Hauterivien-Aptien) ; E2 : Globator mutabilis
(MOJON) MOJON, (Barrémien inférieur). Charophytes du Jurassique
supérieur ; F1 : utricules de Dictyoclavator ramalhoi GRAMBAST-FESSARD
(Clavatoracées), (Kimméridgien) ; F2 : gyrogonites de Porochara kimmeridgensis (MÄDLER) MÄDLER emend. MOJON (Porocharacées) (Oxfordien?–Kimméridgien). Source : A. Charrière et al., 2011.
Photo 2. Empreinte tridactyle d’un dinosaurien théropode de grande taille
sur une dalle à rides. Bathonien- ? Callovien, au Sud d’Imilchil (noter le
remplissage de l’empreinte par le grès sus-jacent, mettant en valeur la
morphologie des doigts). Cliché : A. Charrière, inédit.
6. Plantes aquatiques d’eau douce ou saumatre dont les parois cellulaires et les gamétanges femelles peuvent être fossilisés par calcification (voir photo 1).
Géologues n°194
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
deltaïques s’écoulant également vers le domaine téthysien. Dans le MA,une lithologie diversifiée correspond à des
environnements oscillant entre ceux de plaine littorale,
de delta marin et localement de lagune évaporitique.
Du point de vue géodynamique,la période se caractérise d’abord par des dépôts syntectoniques (bassins
dissymétriques, biseaux à proximité d’axes émersifs,
discordances progressives intraformationnelles), à proximité de nombreuses rides anticlinales directionnelles ou de
décrochements transverses.Ceci a conduit plusieurs auteurs
(Jenny et al., 1981 ; Monbaron, 1982) à évoquer une « phase
tectonique médio-jurassique ». Cependant, le contexte
extensif ou transtensif des déformations médio-jurassiques
est souligné par des évènements volcaniques ou subvolcaniques (magmatisme basaltique B1), sur le versant nord
du HAC. Beaucoup d’indices d’instabilité sont attribuables
au diapirisme (Ibouh et Chafiki, ce vol.).
La même période se caractérise aussi par un soulèvement généralisé du Maroc mésétien (voir figure 1) et atlasique (à l’exception de la marge atlantique), avec basculement en direction téthysienne. La régression se fait
progressivement durant le Bathonien-Callovien inférieur,
entre le Haut Atlas, où les derniers termes marins sont
d’âge Bathonien inférieur, et le Moyen Atlas, où la dernière récurrence marine est datée du Bathonien supérieurCallovien inférieur.Une épaisse sédimentation deltaïque se
poursuit corrélativement au Callovien et au début du
Jurassique supérieur dans l’avant-pays rifain oriental.
L’originalité de cette période bathoniennecallovienne est de cumuler ainsi une sédimentation
importante, trahissant la subsidence des dépocentres
dépendant du réseau tectonique régional (failles
normales, diapirs) et correspondant aux bassins synclinaux actuels,avec un soulèvement d’ensemble du domaine
mésétien et atlasique combiné à un basculement vers le
NE. Il s’agit nécessairement d’un bouleversement de la
paléotopographie dynamique sous contrôle mantélique.
Le Jurassique supérieur et le Néocomien,
période dominée par l’érosion
L’enregistrement sédimentaire est très limité, au
cours de cette longue période d’érosion subaérienne entre
160 et 130 Ma. La sédimentation, exclusivement continentale, n’est enregistrée qu’en certains points du domaine atlasique téthysien (voir figure 2). Dans le MA et le
HAO, quelques dépressions locales en bordure de paléoreliefs pouvaient piéger temporairement des matériaux
fluviatiles ; c’est le cas des Fm Oued el Atchane (FOA) et Fm
Ksar Metlili (FKM). Dans des cuvettes du Haut Atlas central,la sédimentation est plus conséquente avec des dépôts
continentaux marécageux et lacustres d’âge oxfordien-
kimméridgien identifiés dans certains synclinaux à la base
de la Fm Iouaridène (FIO). Le domaine mésétien et atlasique marocain tout entier formait alors une voussure
émergée au sud de la zone de jonction, entre la Téthys
liguro-maghrébine et l’Atlantique central.
Le Barrémo-Aptien et la réactivation
du rift atlantique
Une reprise érosive importante initie un nouveau
cycle sédimentaire sur l’ensemble du domaine atlasique
téthysien. La nature de la sédimentation qui se développe
au cours du Barrémien et de l’Aptien traduit une évolution
paléogéographique distincte selon les secteurs (voir figure
2). Dans le MA et le HAO, l’enregistrement sédimentaire,
respectivement représenté par la Fm de Sidi Larbi (FSL) et la
Fm de Dekkar (FDK), reprend avec des dépôts conglomératiques continentaux discordants sur un substratum profondément affouillé. La sédimentation passe progressivement au cours du temps à des environnements fluviatiles,
puis fluvio-lacustres (dans le HAO) ou fluvio-marins (dans le
MA). Sur le versant nord du HAC, les dépôts de cette période sont quantitativement très importants (Haddoumi et
al., 2010). Les argiles évaporitiques de la Fm des Iouaridène
(FIO) sont associées à des influences laguno-marines témoignant du rattachement paléogéographique de la bordure
NW du HAC à la marge atlantique au Barrémien. La Fm du
Jbel Sidal (FJS) marque l’apparition d’un nouvel épandage
détritique, grossier et généralisé, durant le Barrémien.
Ainsi, une « tectonique extensive barrémienne »,
auparavant insoupçonnée en raison de l’absence d’identification de cet étage dans le MA, HAO et le HAC, s’est
manifestée dans le domaine atlasique téthysien.Les dépôts
barrémiens et aptiens sont contrôlés par le rejeu du réseau
structural régional N-S et N40° dans le MA. Dans le HAO,
ils remplissent une gouttière de direction E-W, alignée au
niveau du front nord-atlasique et alimentée par le démantèlement des reliefs atlasiques situés au Sud. Dans le HAC,
l’échelonnement des différents bassins barrémiens est
également sous contrôle tectonique. À l’intérieur d’un
bassin, on constate généralement une dissymétrie du
remplissage sédimentaire barrémien. Le matériel détritique de la FJS, constitué de conglomérats, de litharénites
et de grès calcaires, est, pour partie, alimenté par les reliefs
locaux.Au cours de cette période,le drainage des matériaux
fluviatiles s’effectue vers l’W, le NW ou le SW, c’est-à-dire
vers un exutoire atlantique (Souhel,1996),ce qui prouve une
inversion de la pente paléogéographique,ayant basculé du
secteur téthysien, au Dogger, vers le domaine atlantique,
au Barrémien. La réapparition de l’activité volcanique
(basaltes B2) dans le HAC et son synchronisme avec la
reprise érosive sont également révélateurs de la réactiva-
Géologues n°194
31
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
tion de la tectonique extensive au cours du Barrémien.
La période barrémienne se caractérise par le morcellement du domaine précédemment émergé avec la
formation de nouveaux bassins évoluant de façon distincte selon les secteurs : i) en milieu intracontinental
dans le HAO, ii) en liaison avec un nouveau golfe téthysien
dans le MA (et probablement au front nord du Haut Atlas
oriental), la sédimentation continentale barrémienne évoluant vers une sédimentation margino-littorale aptienne, iii) en liaison avec un golfe atlantique dans le HAC, la
sédimentation fluviatile, lagunaire à margino-littorale du
Barrémien, faisant place à une sédimentation franchement marine à l’Aptien.
Les « Couches rouges paléogènes »
discordantes sur les rides anticlinales
du Haut Atlas central et l’inversion
tectonique
32
sés (Fig. 3C). Les riches associations floristiques représentées ont donné un âge Thanétien (Fig. 3D). Sur la ride
voisine de Tassent, le haut de la série rouge a livré quelques
charophytes du Thanétien-Yprésien. Une étude en cours
de micromammifères provenant du site TF 33 tendrait à
indiquer (Tabuce, comm. orale) un âge éocène encore plus
récent. Quoi qu’il en soit, ces dépôts ne sont pas associés
à un cycle jurassique ou crétacé, mais au cycle sédimentaire paléocène-éocène, au cours duquel ils ont jalonné la
bordure méridionale du golfe atlantique des Phosphates
qui s’étendait largement en Meseta occidentale.
Le curieux dispositif géométrique de conservation
des couches rouges paléogènes en synclinaux perchés sur
les rides de la région d’Imilchil a été décrit sous le nom de
« Syncline-topped Anticlinal Ridges » (STARs) par Michard
et al. (2011). Leur genèse est fondamentalement tributaire du diapirisme (Ibouh et Chafiki, ce vol.).
Ainsi,les études sédimentologiques et les datations
biostratigraphiques des diverses couches rouges continentales présentes dans le domaine atlasique téthysien
ont permis de préciser le déroulement de l’histoire géodynamique de ce domaine, d’une part dans la période jurassico-crétacée, d’autre part au tout début du Tertiaire.
Dans la région d’Imilchil située dans la partie axiale du Haut Atlas (voir figure 2), la plupart des couches
rouges continentales se rencontrent dans les aires synclinales et sont associées à la régression bathonienne,
mais sur quelques sites (TAS, TS, AM, TA) certaines reposent en discordance sur des axes anticlinaux à cœur triasique emballant des masses
de calcaires liasiques et des intrusions magmatiques (Fig. 3A). Ces couches rouges fortement
discordantes ont été longtemps assimilées à
celles des synclinaux et ainsi attribuées au Jurassique moyen ou supérieur et/ou au Crétacé inférieur, les calcaires sus-jacents étant considérés
comme du Cénomanien marin. On interprétait
alors logiquement les plis anticlinaux scellés par
ces dépôts comme liés à une phase majeure
compressive ou transpressive d’âge Jurassique
supérieur (Laville et al., 1991 ; Piqué et al., 1998).
L’étude stratigraphique détaillée des Couches
rouges discordantes sur la ride de Tasraft
(Charrière et al., 2009 ; Fig. 3B) a conduit à abandonner totalement la précédente hypothèse
géodynamique. Les calcaires interstratifiés dans
la série rouge et ceux de la partie sommitale
sont en fait des dépôts lacustres avec de rares
intercalations laguno-marines, sans lien avec
les calcaires marins du Cénomanien-Turonien.
Les niveaux pélitiques et marneux échantillonnés ont livré des microfossiles exclusivement Figure 3. Couches rouges discordantes sur le cœur de la ride de Tasraft. A : Coupes de la structure et attributions stratigraphiques antérieures. B : Coupes détaillées de la série discordante. C :
continentaux, avec notamment des charophytes Position des charophytes et des ostracodes récoltés.D :Répartition stratigraphique des associations
réparties dans les différents épisodes superpo- de charophytes. (A) d’après Piqué et al., 1998 ; (B-D) d’après Charrière et al., 2009.
Géologues n°194
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
Le Précambrien à la bordure nord du craton ouest-africain
(Anti-Atlas et Haut Atlas, Maroc)
Abderrahmane Soulaimani 1 , Kevin Hefferan 2 .
Données générales
Au cours des dernières décennies,
les nombreux travaux de cartographie au
1/50 000 réalisés dans l’Anti-Atlas et les
datations U/Pb ont apporté de très importantes précisions sur les événements sédimentaires, magmatiques et tectoniques
enregistrés dans les terrains du Précambrien. Ces terrains sont particulièrement
bien exposés dans l’Anti-Atlas,où ils apparaissent en « boutonnières » (massifs
anciens souvent en creux morphologique)
sous les terrains paléozoïques (voir
Michard et al., ce volume, coupe fig. 5).
Or, ces boutonnières définissent, par les Figure 1. Carte de répartition des terrains précambriens dans l’Anti-Atlas-Ouzellarh. Source : Gasquet
terrains qu’elles font affleurer, deux et al., 2008, modifié.
domaines bien distincts, séparés l’un de
déformé de la chaîne néoprotérozoïque panafricaine. Le
l’autre, par une zone faillée précambrienne, l’Accident
long de l’accident et vers le nord-nord-est (notamment
Majeur de l’Anti-Atlas (AMAA) de direction moyenne E-O
dans le Jebel Saghro et le massif de l’Ouzellarh, promon(Fig. 1). Au sud-sud-ouest de cet accident, on trouve un
toire anti-atlasique inclus dans l’Atlas de Marrakech), on
domaine, formé essentiellement de granites et schistes
trouve le domaine mobile panafricain, avec des lambeaux
paléoprotérozoïques, recouvert d’une couverture paléode terrains cryogéniens impliqués dans une succession de
protérozoïque et de séries volcano-clastiques de l’Ediacacollages d’arcs,associés à des ophiolites néoprotérozoïques
rien supérieur. C’est l’avant-pays cratonique plus ou moins
et à des turbidites de l’Ediacarien inférieur, l’ensemble
étant recouvert par les mêmes séries de l’Ediacarien supérieur que plus au sud.
Figure 2. Répartition des âges U/Pb des différentes roches magmatiques
précambriennes dans l’Anti-Atlas et le Haut Atlas. Source : Hefferan et al.,
2014, modifié.
L’ensemble des âges U/Pb mesurés dans l’Anti-Atlas
et l’Ouzellarh montrent deux cycles magmatiques majeurs,
éburnéen (2200-1700 Ma) puis panafricain (800-500 Ma)
(Fig. 2). Les terrains archéens sont absents et le Mésoprotérozoïque uniquement représenté par des dykes basiques.
Le cycle panafricain (850-545 Ma) englobe les processus de
fragmentation du supercontinent Rodinia puis d’amalgamation du Gondwana, suivi de la dislocation de sa bordure nord. Au Maroc, on peut maintenant le subdiviser
en quatre phases distinctes (Hefferan et al., 2014) : i) l’installation de la plateforme cratonique et l’édification d’arcs
océaniques au Néoprotérozoïque inférieur (850-750 Ma) ;
ii) la phase panafricaine précoce (PAN1) (760-700 Ma) ; iii)
la phase panafricaine majeure (PAN2) (680-640 Ma) ; iv)
la phase panafricaine tardive (PAN3) (620 à 585 Ma), et
enfin v) l’édification de la chaine volcanique édiacarienne
du Groupe de Ouarzazate (580-545 Ma).
1. Professeur à l’Université Caddi Ayyad, Faculté des Sciences Semlalia, Maroc. Courriel : soulaimani @gmail.doc
2. Professeur à l’Université du Wisconsin-Stevens Point, États-Unis. Courriel : [email protected]
Géologues n°194
33
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
34
Le Paléoprotérozoïque et le cycle
Eburnéen
zites (Fig. 3) montre que le substratum éburnéen a été
exhumé et arasé dès avant la fin du Paléoprotérozoïque.
Le substratum paléoprotérozoïque de l’Anti-Atlas est
formé de roches méta-sédimentaires et méta-volcaniques
recoupées par des intrusions plutoniques éburnéennes.
Les granitoïdes les plus anciens sont calco-alcalins et modérément potassiques, mis en place vers 2180 Ma, dans un
probable contexte de subduction ;ils sont suivis de plutons
synorogéniques calco-alcalins et peralumineux à partir de
2050 Ma (Thomas et al., 2002 ; Gasquet et al., 2004 ; Blein
et al., 2014b). L’âge de certains des métasédiments dérivant de dépôts de plateforme silicoclastique distale a été
approché par celui des laves interstratifiées : 2072±8 Ma
(Walsh et al., 2002). Ces quelques âges U-Pb donnent déjà
une idée de la complexité du cycle éburnéen !
Le Mésoprotérozoïque
Après l’orogenèse éburnéenne, des dykes acides
et basiques se mettent en place aux alentours de 1760
Ma (Gasquet et al., 2004 ; Ikenne et al., 2017), annonçant
une phase d’extension liée à la dislocation de la masse
Columbia (Youbi et al., 2013). C’est sans doute dans ce
cadre que s’installent les dépôts de plateforme du Groupe de Taghdout-Lkest (GTL), longtemps considérés d’âge
néoprotérozoïque inférieur. Cette ancienne attribution,
déjà questionnée par Abati et al. (2010), est définitivement remise en cause par les âges de 1710 et 1639 Ma des
dykes basiques intrusifs respectivement dans les quartzites
d’Igherm (Ikenne et al., 2017) et de Taghdout (Aït Lhana et
al., 2016), au profit d’un âge paléoprotérozoïque supérieur. La classique discordance majeure à la base des quart-
Fracturation de la plateforme cratonique et développement d’arcs intra-océaniques (850-750 Ma).
Malgré la multiplication des datations U-Pb, l’absence totale de l’orogenèse grenvillienne se trouve confirmée dans l’Anti-Atlas. Les seules roches mésoprotérozoïques récemment reconnues sont des dykes basiques
datés sur baddeleyite à 1385-1415 Ma (El Bahat et al., 2013).
Ces dykes témoignent seulement d’un épisode de
fracturation du craton ouest-africain.
Le Néoprotérozoïque et le cycle
panafricain
Le cycle panafricain débute avec la mise en place
de filons basiques dans le socle éburnéen de l’Anti-Atlas
centre-occidental entre 850 et 885 Ma (Kouyaté et al.,
2013). Dans la boutonnière de Bou Azzer, le Groupe de
Tachdamt-Bleïda est considéré comme fait de dépôts de
plateforme du Néoprotérozoïque inférieur, prolongeant
celle du Groupe de Taghdout-Lkest (Bouougri et Saquaque,
2004). Des laves s’y intercalent, indirectement datées à 768
Ma (Clauer, 1976) et associées à des tufs datés du Tonien
(Bouougri, travaux en cours). Plus au nord (coordonnées
actuelles) et dans un espace océanique bordant le craton,
s’opère l’édification d’arcs volcaniques
intra-océaniques entre 770 et 750 Ma. À
Bou Azzer, des âges U-Pb de 760-770 Ma
sont mesurés dans les laves de l’arc magmatique Tichibanine-Ben Lgrad (Soulaimani et al., 2013), âges identiques à ceux
des plagiogranites de l’ophiolite de Tasriwine dans le Siroua (761 Ma ; Samson et
al., 2004), ou encore à ceux des protolithes des métagabbros de Tazigzaout à
Bou Azzer (752 Ma., D’Lemos et al., 2006),
de l’orthogneiss de Bou Azzer (755 Ma), et
des migmatites d’Iriri dans le Siroua,
datées à 743 Ma (Thomas et al., 2002).
Un métagabbro de l’ophiolite de Bou
Azzer a été daté par SHRIMP3 à 697±8Ma
(El Hadi et al., 2010), suggérant que les
Figure 3. La discordance du Tizi n’Tarhatine, sur la route entre Ouarzazate et Taroudant, décrite dès 1938 éléments de cette ophiolite démembrée
par Neltner, sépare les orthogneiss éburnéens de leur couverture quartzitique (Groupe de Taghdout- ont été échantillonnés par la tectonique
Lkest). Cette discordance a été le siège d’un décollement majeur, probablement pendant la collision
panafricaine : elle est devenue un contact anormal entre socle rigide et couverture plissée. Cliché et d’obduction à divers endroits d’un espace
interprétation : A. Soulemani.
océanique assez large. Notons qu’à Bou
3. Sensitive High Resolution Ion MicroProbe : outil associant microsonde ionique et spectromètre de masse utilisé pour des datations géochronologiques
U/Pb.
Géologues n°194
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
La phase panafricaine précoce
(PAN1, 770-700 Ma)
Figure 4. Le paléo-Moho néoprotérozoïque des Aït Ahmane, dans la boutonnière de Bou Azzer.
Cliché : A. Michard.
Azzer, le cisaillement basal de l’ophiolite a échantillonné
le toit du manteau lithosphérique (Fig. 4), circonstance
qui a permis le développement ultérieur des fameux gisements à cobalt, nickel, chrome, arsenic.
Les arcs insulaires intra-océaniques édifiés entre 770 et 750 Ma ont
été déformés le long de l’axe Bou-AzzerSiroua dans le faciès amphibolite de haute température, selon une cinématique
dextre dominante (D’Lemos et al., 2006).
Les orthogneiss ainsi formés ont ensuite
été recoupés par des filons de leucogranite non déformés, datés aux environs
de 700 Ma (D’Lemos et al., 2006 ; Blein
et al., 2014). Cette première phase de
déformation panafricaine correspondrait
au collage de l’arc volcanique de Tachakoucht-Bou Azzer contre la marge cratonique (Fig. 4) (Hefferan et al., 2014 ;
Triantafyllou et al. 2015).
La phase panafricaine majeure (PAN2, 560-540 Ma)
Une nouvelle accrétion d’arcs volcaniques le long
de la marge gondwanienne est responsable de la secon-
35
Figure 5. Modèle géodynamique du cycle panafricain sur le transect de la boutonnière de Bou Azzer. Source : ce travail.
Géologues n°194
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
de phase de déformation dont les structures se superposent à l’ancienne fabrique de la phase PAN1 (Triantafyllou et al., 2015). C’est une déformation à vergence
cratonique, décro-chevauchante sénestre à Bou Azzer
(Saquaque et al., 1989) et à vergence sud dans le Siroua (Triantafyllou et al., 2015), qui s’est opérée dans le faciès des
schistes verts de haute température (Bousquet et al.,
2008).
Dans la boutonnière de Bou Azzer, cette phase, responsable de l’obduction de l’ophiolite, est accompagnée
ou suivie de près par la mise en place d’intrusions syncinématiques autour de 650 Ma : Aït Ahmane, Bou Oufroukh et Tafraout à Bou Azzer (Inglis et al.,2005) et Tourtit dans
le Siroua, (Triantafyllou et al., 2015). C’est l’âge du paroxysme de la déformation synmétamorphique, alors que la
mise en place tardi-tectonique du massif de l’Ousdrat
(540 Ma) marque la fin des compressions panafricaines.
Dans le massif de Siroua, le pic du métamorphisme régional est placé à 647 Ma, âge de grenats métamorphiques
de l’ophiolite de Tasriwine (Inglis et al., 2017). La polarité
de la subduction panafricaine a longtemps été débattue
(Leblanc, 1975 ; Saquaque et al., 1989) mais un consensus
sur des subductions à plongement nord (voir Fig. 5A-C) est
maintenant établi (Soulaimani et al., 2006 ; Walsh et al.,
2012 ; Hefferan et al., 2014).
Notons qu’en dehors de la zone de suture, l’absence de terrains du Cryogénien à l’affleurement rend difficile la mise en évidence des effets de la tectonique panafricaine dans l’Anti-Atlas, où des remobilisations du
substratum éburnéen le long de zones de cisaillements
sont cependant clairement admises (Ennih et al., 2000).
De plus, les terrains du Groupe de Taghdout-Lkest sont
fortement plissés et recristallisés en faciès schistes vert de
bas degré.
La phase panafricaine tardive (PAN3, 520-580 Ma)
Le Groupe de Saghro déposé dans les massifs du
Siroua-Ouzellarh et du J. Saghro-Ougnat montre une sédimentation greywackeuse turbiditique, épaisse de plus de
8000 m et déposée au pied d’un arc andésitique (Michard
et al., 2017). Les âges relativement jeunes des zircons détritiques dans ce groupe (630 à 610 Ma ; Liégeois et al., 2006 ;
Abati et al., 2010) montrent que la formation de ces bassins est postérieure à la phase majeure panafricaine et
témoignent du développement de dépocentres au nord de
la zone de suture, en réponse au collapse de la chaîne
panafricaine. Par la suite,ces bassins sont déformés par des
plis droits synschisteux dans des conditions de métamorphisme de faible degré, puis recoupés par des grani-
36
Géologues n°194
toïdes post-tectoniques édiacariens (575 à 550 Ma). Le
long de la zone de suture, les Séries de Tiddiline et de Bou
Salda correspondent à des dépôts volcano-clastiques
déformés entre 606 Ma, âges de laves interstratifiées
dans la Série de Tiddiline, et 580 Ma, base du Groupe de
Ouarzazate (Soulaimani et al., 2013). Ces deux dernières
séries paraissent donc plus jeunes que le Groupe du Saghro, mais toutes ces formations sont affectées par les dernières compressions panafricaines entre 600 et 585 Ma
(phase cadomienne ; Michard et al., 2017).
La chaine volcanique de l’Ediacarien supérieur
(580-545 Ma)
En discordance angulaire sur les différents terrains
que nous venons de décrire, le Groupe de Ouarzazate correspond à des séries volcaniques et volcano-clastiques de
lithologie et d’épaisseur très variables (0-2 km). Ce sont les
restes d’une chaîne volcanique édifiée au cours de l’Édiacarien supérieur, à la bordure nord-ouest du craton (Thomas et al., 2002), associée à une intense activité hydrothermale à l’origine de minéralisations variées (Ag, Hg,
Cu, Pb, Zn, Au, Co, Ni, As). Le magmatisme est de nature calco-alcaline fortement potassique à shoshonitique, de type
arc volcanique (Thomas et al., 2002 ;Walsh et al., 2012). Ce
magmatisme d’arc s’atténue rapidement aux alentours de
545 Ma lors de la première transgression cambrienne. Il est
remplacé par les laves alcalines du J. Boho au Cambrien
inférieur (Ducrot et Lancelot, 1977).
Les dépôts du Groupe de Ouarzazate sont attribués aux phases tardives panafricaines dans un contexte tardi- à post orogénique globalement transtensif (Thomas et al., 2002). Son magmatisme est considéré en lien
indirect de la subduction panafricaine antérieure (Leblanc,
1975 ; Ennih et al., 2001). Les nouvelles reconstructions du
pourtour gondwanien à 580-530 Ma (Linnemann et al.,
2013) montrent l’occurrence d’une subduction vers le sud
de la Proto-Téthys, configuration qui placerait l’Anti-Atlas
dans une position arrière-arc. L’activité magmatique observée serait en lien direct avec la subduction cadomienne de
type andine à l’arrière de l’arc cadomien (voir Fig. 5D ;Walsh et al., 2012 ; Hefferan et al., 2014).
Par la suite, après la collision des blocs continentaux
avalonien et/ou cadomien avec la marge gondwanienne,
on assiste au rifting de tout ce domaine panafricain et à
l’ouverture des bassins cambriens de l’Anti-Atlas et de la
Meseta (Hoepffner et al., ce vol.). Ces rifts cambriens avorteront par la suite et l’océanisation aura lieu plus à l’ouest
au cours de l’Ordovicien inférieur (Linnemann et al., 2013).
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
Dorsale Reguibat et Massif des Oulad Dlim, l’avancée des connaissances
Pilar Montero 1 , Fernando Bea 1 , Faouziya Haissen 2 , José Francisco Molina-Palma 1 , Francisco González-Lodeiro 3 ,
Abdellah Mouttaqi 4 , Abdellatif Errami 4 .
Introduction
Le secteur étudié était nommé Sahara occidental
ou Rio de Oro sous le protectorat espagnol, qui a duré jusqu’en 1975. De cette période espagnole, marquée principalement par la découverte des mines de phosphates de
Bou-Kraa en 1945 (Alia-Medina, 1971), persistent des publications de grande qualité, dont principalement les cartes
au 1/200 000 dues à Alia-Medina et collaborateurs et la
synthèse due à Arribas (1968). Après 1975, ce secteur fut le
théâtre de conflits militaires avec un minage mal localisé rendant les expéditions de terrains extrêmement dangereuses. Le Plan national de Cartographie géologique
lancé en 1996 par le Ministère de l’Energie et des Mines
marocain et les travaux d’exploration de l’ONHYM n’ont
rouvert l’accès de ces régions aux géologues que depuis
deux décennies à peine.
Les études géologiques menées sur la Dorsale
Reguibat (Sud du Maroc) par les groupes de recherche
des universités de Grenade (Espagne) et de Casablanca
(Maroc) en collaboration avec les géologues de l’ONHYM
ont débuté en 2011. Le point de départ fut un projet financé par l’AECID (Université de Grenade) et coordonné par
deux femmes géologues, l’une espagnole et l’autre
marocaine, pour l’étude de la pétrologie, géochimie et
géochronologie des terrains de la Dorsale Reguibat. La
première expédition a ciblé les terrains archéens de la
zone Awserd-Tichla jusqu’à la frontière avec la Mauritanie
(Fig. 1). Un échantillonnage détaillé des syénites à feldspathoïdes d’Awserd fut également réalisé. À la demande et sous la supervision des géologues de l’ONHYM, les
carbonatites de Glibat Lafhouda qui affleurent au sein
du massif des Oulad Dlim, charrié sur la Dorsale (voir
Michard et al., ce vol.) furent échantillonnées.
Lors des campagnes suivantes, les recherches ont
migré depuis les terrains de la Dorsale Reguibat vers ceux
des Oulad Dlim. Les résultats de ces recherches ont été
pour la plupart publiés (Bea et al., 2013, 2014 ; Montero et
al., 2014 ; Bea et al., 2016 ; Montero et al., 2016). Nous en
résumons ici l’essentiel, en y ajoutant quelques résultats
remarquables en phase de publication.
Figure 1. Esquisse géologique de la Dorsale Reguibat et du Massif des Oulad Dlim entre la région d’Awserd-Tichla et l’océan Atlantique. Les écailles quartzitiques de Tisnigaten forment une bande étroite, non individualisée ici, entre les sédiments autochtones de la Dorsale Reguibat (unité Latitabyine-Lahwida)
et l’unité des gneiss de Bu-Lautad. Source : ce travail.
1. Departamento de Mineralogía y Petrología, Universidad de Granada, Campus Fuentenueva, 18071 Granada, Spain. Courriels : [email protected],
[email protected]es, jfmolina[email protected]
2. LGCA, Département de Géologie, Faculté des Sciences Ben Msik, Université Hassan II de Casablanca, Maroc. Courriel : [email protected]
3. Departamento de Geodinámica, Universidad de Granada, Campus Fuentenueva, 18071 Granada, Espagne. Courriel : [email protected]
4. Office National des Hydrocarbures et des Mines, 5 Avenue Moulay Hassan, Rabat, Maroc. Courriels : [email protected], [email protected]
Géologues n°194
37
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
Contexte géologique
La plus grande partie de ces régions est sans relief
et désertique, avec de rares affleurements de mauvaise
qualité. Seules font exception des zones de petites montagnes comme celles de l’Adrar Souttouf et des syénites
d’Awserd. La zone Awserd-Tichla (selon la nomenclature
de Rjimati et al.,2002) comprend la partie nord des terrains
du Tasiast-Tijirit (Dorsale Reguibat) dont le contact vers
l’ouest avec le massif des Oulad Dlim se fait par le biais
d’une bande étroite de terrains paléozoïques plissés (le
domaine Latitabyine-Lahwida) qui affleure principalement
vers le nord (Michard et al., ce volume). Les lithologies
prédominantes de cette zone sont : les gneiss TTG (Suite
d’Aghaylas), la ceinture de roches vertes (« greenstone belt
») de Tichla et les syénites à feldspathoïdes d’AwserdLechuaf. Le massif des Oulad Dlim, quant à lui, est décrit
comme une succession d’unités tectoniques mises en place durant l’orogenèse varisque : c’est le segment septentrional de la chaîne des Mauritanides (Sougy, 1969 ; Villeneuve et al., 2006, 2015 ; Michard et al., 2008,
2010 ; Rjimati et al., 2011).
Synthèse des données récentes
La Dorsale Reguibat dans la zone Awserd-Tichla
La suite d’Aghaylas est formée principalement de
tonalites et trondhjemites et en moindre quantité de granodiorites et granites (d’où le nom de suite « TTG ») affectés par une migmatisation localement très intense.Les protolithes des gneiss varient entre des tonalites à biotite+
amphibole+épidote et des granites et trondhjemites à
biotite+épidote, avec invariablement une texture hypidiomorphique. Leur géochimie se caractérise par un appauvrissement en HREE5, Nb, Ta et U, des rapports élevés de
Th/U et K/Rb, des rapports initiaux bas de Sr (87Sr/86Sr(t) de
0.7003 à 0.7030),εNd(t) positifs (+2 à +5) et des âges modèles
de Nd (TCr) entre 3,04 et 2,92 Ga. Huit échantillons ont été
datés par U-Pb sur zircon (Université de Grenade) aboutissant dans tous les cas à des discordia par perte de Pb très bien
définies,avec des âges à l’intercept supérieur entre 3,04 ± 0.01
et 2,92 ± 0.10 Ga.La concordance entre l’âge modèle et l’âge
de cristallisation indique que le principal épisode de création de la croûte dans la zone étudiée a eu lieu entre 3,1 et
3,0 Ga. La composition chimique indique qu’il ne s’agit
pas de TTG juvéniles mais plutôt du résultat de la fusion
partielle de TTG juvéniles antérieurement métamorphisées
(Montero et al., 2014).
38
Plusieurs plutons de syénites à feldspathoïdes forment le groupe d’Awserd-Lechuaf,deux dans la partie maro-
5. Heavy Rare Earth Element (Groupe de l’yttrium).
Géologues n°194
caine de la Dorsale Reguibat,d’autres en dehors du territoire
marocain. Parmi les massifs marocains, le plus grand et le
plus représentatif est celui d’Awserd, il s’agit d’un corps
intrusif qui affleure en un anneau (ring dyke) spectaculaire de 12x10 km (Rjimati et al., 2002). Le massif est intrusif
dans les gneiss TTG d’Aghaylas. Il est composé principalement de syénites à néphéline qui forment la partie externe de l’anneau et de syénites à kalsilite qui en forment la
partie interne. Des syénites saturées en silice, beaucoup
moins importantes,sont également observées dans la bordure sud-occidentale de l’intrusion. Les syénites à néphéline sont formées de feldspath potassique, néphéline, clinopyroxène, biotite et accessoirement grenat. Les syénites
à kalsilite sont formées de feldspath potassique,kalsilite et
biotite. La géochimie indique qu’il s’agit de roches intermédiaires à felsiques anormalement riches en K (K2O jusqu’à 20 wt% dans quelques syénites à kalsilite) avec des rapports initiaux de Sr et Nd très primitifs (87Sr/86Sr(t) ≈ 0.7022
±0.0003), εNd(t) ≈-1,8 Ma ±0,2 dans les syénites à kalsilite
et -3,5 Ma ±1,2 dans les syénites à néphéline et des âges
modèles de Nd (TDM) de 2,5 à 3 Ga.
Quatre échantillons ont été datés par U-Pb sur
zircons (deux syénites à néphéline et deux syénites à
kalsilite), et ces mêmes zircons ont été analysés pour les
isotopes d’oxygène. Les âges obtenus (2,46 ±0,01 Ga) sont
identiques pour les 4 échantillons, confirmant que les
deux types de syénites sont de même âge. Cet âge (2,46
±0,01 Ga) est également obtenu par Rb/Sr sur roche totale provenant de 15 échantillons appartenant aux deux
types de syénites qui se projettent ainsi sur la même
isochrone, confirmant que les deux types de roches sont
cogénétiques. Les isotopes d’oxygène sur les zircons
donnent pour les deux types de syénites des signatures
clairement mantéliques, avec ∂18O entre 4,8 et 5,5.
L’interprétation proposée pour la pétrogenèse de ces syénites à kalsilite est une refusion hydratée d’une couronne
leucitique formée en profondeur (Bea et al., 2013, 2014).
La ceinture de roches vertes de Tichla est un corps
allongé NNE-SSW de ≈ 90 km de long, large de 5 km au
nord et de 20 km au sud, encaissé dans les gneiss d’Aghaylas. Il est formé par des roches basiques et ultramafiques,
principalement des serpentinites, et par des métasédiments. Un seul échantillon a été daté par U-Pb sur zircon
donnant une population d’âge qui définit une discordia par
perte de Pb avec un âge à l’intersection supérieure de 3,02
±0,01 Ga, identique à l’âge 207Pb/206Pb des points les plus
concordants. L’âge obtenu est légèrement plus ancien que
celui des gneiss intrusifs dans la ceinture (3,01 Ga), mais
légèrement plus jeune que celui des gneiss d’Aghaylas les
plus anciens (3,03 Ga). L’âge de cette « greenstone belt »
se trouverait ainsi limité entre 3,01 et 3,03 Ga. Des
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
métavolcanites acides terminant le cycle éruptif de la
ceinture ont cependant fourni un âge U-Pb-TIMS zircon de
2,965 Ga dans des affleurements situés plus au sud (Key
et al., 2008). Les roches gabbroïques de Tichla présentent
un εNd négatif et l’âge modèle de Nd le plus ancien de
toute la région étudiée (TCR = 3,4 Ga), impliquant ainsi
l’existence d‘une croûte plus ancienne non reconnue dans
la suite d’Aghaylas (Montero et al., 2014).
Le Massif des Oulad Dlim
À l’ouest des sédiments paléozoïques autochtones
de Lititabyine-Lahwida, affleure d’abord une étroite bande d’écailles quartzitiques (formation Tisnigaten de Rjimati
et al., 2002) attribuables au Cambrien (Gärtner et al., 2017),
puis une bande large de 20 à 40 km de gneiss felsiques
(gneiss de Bu-Lautad, voir Fig. 1) avec de rares métasédiments et des couches d’amphibolites. Deux échantillons
de ces gneiss ont été datés par U-Pb sur zircon, donnant
des discordia par perte de Pb avec un âge à l’intersection
supérieure de 3,0 ±0,01 et 3,12 ±0,01 Ga, légèrement plus
ancien que celui des gneiss autochtones d’Aghaylas (Montero et al., 2014). Les gneiss de Bu-Lautad représentent
donc une unité de socle archéen à la base du massif des
Oulad Dlim. Ils sont recouverts au nord par les micaschistes
à grenat de Laglat dont les zircons détritiques les plus
jeunes ont donné un âge de 2,84 Ga (Bea et al., 2016) et qui
sont intrudés par le granite peralcalin cambrien de
Derraman. Au sud, les gneiss de Bu-Lautad sont intrudés
par les massifs à carbonatites paléoprotérozoïques de
Gleibat Lafhouda.
Le granite peralcalin de Derraman affleure à l’est du
massif des Oulad Dlim,dans la partie nord du domaine des
gneiss de Bu-Lautad (voir Fig. 1). Il s’agit de deux corps
principaux de ≈ 2 km de diamètre et de quelques corps
Photo 1. Aspect du granite de Derraman à l’affleurement. Ce granite cambrien est affecté par la foliation à pendage WNW liée à la mise en place
des nappes varisques sur la bordure du craton de l’Ouest africain. Les
critères cinématiques indiquent un cisaillement vers l’ENE (flèche noire).
Cliché : A. Michard.
satellitaires mineurs de granites peralcalins à aegirine et
riébeckite. Ces roches sont affectées par une foliation
varisque à pendage ouest (Fig. 2) et critères de cisaillement à vergence vers l’est, comme dans les micaschistes
de Laglat (Michard et al., 2010). Il s’agit de granites hypersolvus avec des textures agpaitiques à grain fin à moyen,
formés par feldspath mésoperthitique, quartz, riébeckite,
aegirine et des quantités mineures de biotite. En géochimie, ils se classent comme granites de type-A1 (Eby, 1990,
1992) caractérisés par de fortes concentrations de REE et
des éléments HFS, des rapports Th/U et Nb/Ta proches
de ceux du manteau, εNd(t) = -5,2 à -6,8, très négatifs et des
âges modèles de Nd (TCR) = 1.83 Ga. Des zircons de deux
échantillons de granites de grain grossier (un de chaque
corps principal) et deux de dykes de grain fin ont été datés
par SHRIMP U-Pb. Les granites ont donné des âges de
525 et 527 ±3 Ma, un des dykes a donné le même âge
(524 ±3 Ma) alors que l’autre a donné un âge légèrement
plus jeune (517 ±3 Ma). Ces âges de cristallisation sont
considérablement plus jeunes que les âges modèles. Ceci,
ajouté aux valeurs hautement négatives de εNd(525 Ma)
laisse supposer que la source de ces roches peut résulter
de la fusion d’une source crustale ancienne.
La présence de complexes intrusifs de carbonatites est un caractère remarquable des Oulad Dlim. Deux
de ces complexes affleurent correctement et ont donc pu
être étudiés : Gleibat Lafhouda à l’est et Twihinate à l’ouest
(voir figure 1). Or ces intrusions diffèrent profondément
l’une de l’autre ! Le complexe de Gleibat Lafhouda est
intrusif dans les gneiss archéens du domaine de
Bu-Lautad. Il est formé de trois corps lenticulaires
sub-circulaires de magnésio-carbonatites avec un âge de
cristallisation U-Pb de 1,85 ±0,3 Ga, un âge modèle de Nd
(TCR) de 1,89 Ga (identique à l’âge de cristallisation) et
εNd(1.85Ga) positif entre +4,7 et +6,0 Ga. Ces carbonatites
font partie de ce que nous avons appelé la Province alcaline occidentale des Reguibat (Montero et al., 2016). Le
complexe de Twihinate, quant à lui, est formé de calciocarbonatites. Il forme une structure annulaire intrusive
dans les granites déformés de Laknouk, granites que nous
avons datés du Siluro-Dévonien (voir plus loin). L’âge U-Pb
sur zircon de ces carbonatites est de 104 ±4 Ma, avec un
âge modèle de Nd (TCR) de 450 ±5 Ma (plus ancien que
l’âge de cristallisation) et εNd(104) positif ( entre +4,5 et
+5,3 Ga ). Ce deuxième type de carbonatites appartient au
« Mid-Cretaceous Peri-Atlantic Alkaline Pulse » de Matton
et Jébrak (2009). La présence de nombreux zircons hérités
avec des populations à ≈ 420, 620, 2 050, 2 500 et
2 800 Ma implique que lors de leur ascension, les magmas
carbonatitiques ont traversé des matériaux appartenant
au craton de l’Ouest Africain.
Géologues n°194
39
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
Le complexe métamafique de l’Adrar Souttouf repose sur les gneiss de Bu-Lautad (voir Fig. 1). C’est l’un des plus
grands affleurements de roches à hypersthène connus
sur Terre. Il est composé de gabbros, gabbros-anorthosites, anorthosites et charnokites associés à des affleurements mineurs de métasédiments et gneiss granitiques,
tous métamorphisés sous le faciès amphibolite ou granulite selon les cas. Des datations LA-ICPMS U-Pb sur zircon ont donné des âges entre 605 et 635 Ma (Gärtner et
al., 2016), indiquant ainsi des protolithes panafricains. Nos
données SHRIMP U-Pb confirment ces âges, mais révèlent également que les protolithes deviennent progressivement plus jeunes vers l’ouest. Les contacts entre le
complexe mafique panafricain et les gneiss archéens de
Bu-Lautad semblent être des failles de détachement à
faible pendage. Vers l’Ouest, les matériaux de ce complexe mafique deviennent de plus en plus felsiques, dioritiques à tonalitiques avec des charnokites et enderbites
plus abondantes. En plus des datations U-Pb sur zircon, de
nombreuses analyses chimiques et isotopiques ont été
réalisées ainsi que des études minéralogiques qui ont permis d’établir les conditions thermobarométriques du
métamorphisme. Toutes ces données sont en phase de
préparation pour publication.
Des séries bimodales leucogranite-amphibolite
apparaissent vers la bordure occidentale du complexe
mafique de l’Adrar Souttouf. Elle est composée de leucogranites avec des dykes minces abondants d’amphibolites. Nos datations SHRIMP U-Pb révèlent que les leucogranites et les amphibolites sont panafricains et que leurs
âges suivent la même tendance que dans le complexe
mafique, devenant progressivement plus jeunes vers
l’ouest. Cette succession s’arrête brusquement au niveau
de la faille SSW-NNE de Tageneddest, qui la met en contact
avec des matériaux archéens non décrits jusqu’alors : les
granites de Gareg.
40
Les granites de Gareg affleurent dans la partie occidentale du massif des Oulad Dlim. Le terrain qu’ils caractérisent compte deux corps granitiques entourés de gneiss
felsiques avec des intercalations d’amphibolites. Ce terrain
est limité à l’est par la faille de Tageneddest et à l’ouest par
des zones de cisaillement qui le mettent en contact avec
des matériaux panafricains et siluro-dévoniens fortement
déformés. Les deux corps granitiques ont des dimensions
approximatives de 28x10 et 30x14 km respectivement et
consistent en monzogranites à biotite et épidote fortement foliés. La géochimie indique des roches calco-alcalines et magnésiennes avec des âges modèles de Nd (TDM)
groupés autour de 3,12 ±0,04 Ga et εNd(2.9Ga) autour de
zéro. Des zircons des deux corps granitiques, des gneiss et
des amphibolites associées ont été datés par SHRIMP U-
Géologues n°194
Pb. Les zircons des granites de Gareg indiquent des âges
de cristallisation de 2,95 Ga alors que les gneiss et amphibolites sont datés respectivement de 2,90 Ga et 2,87 Ga
(données en phase de traitement). Les traits géochimiques
et isotopiques, minéralogiques, géochronologiques et les
types de discordia dans les zircons sont similaires aux
termes granitiques de la suite d’Aghaylas, ce qui laisse
envisager l’hypothèse que les granites de Gareg et les
roches archéennes associées soient la réapparition du
craton de l’Ouest Africain vers l’Ouest. Une hypothèse
alternative est que ces terrains archéens soient la réapparition de ceux de l’unité des gneiss de Bu-Lautad de
l’autre côté d’un synclinal de nappes à matériel panafricain (Adrar Souttouf et séries bimodales).
Le granite de Laknouk et les terrains associés constituent les derniers terrains affleurant à la marge occidentale des Oulad Dlim. Ils se situent entre les terrains
archéens qu’on vient de décrire et les sédiments récents
de la marge atlantique (voir Fig. 1). C’est une série de matériaux felsiques très déformés. Parmi eux, le plus représentatif spatialement et le mieux étudié est le granite de
Laknouk, qui consiste en monzogranites à granodiorites
fortement déformés à biotite + épidote + grenat riche en
Ca. La géochimie indique des granites de type-I transitionnels aux granites type-A, avec des compositions isotopiques primitives (87Sr/86Sr(415 Ma) = 0,70465, εNd(415 Ma)
de -1,5 à -0,6) et des âges modèles de Nd (TCR) de 1,22
±0,1 Ga (Montero et al., 2016). Deux faciès avec la même
minéralogie ont été identifiés dans ces granites, un premier à grain fin dont la datation par SHRIMP U-Pb sur zircon a donné un âge de 421 ±3 Ma et un autre facies à grain
plus grossier intrusif dans le premier et daté à 410 ±2 Ma.
Des études thermobarométriques encore non publiées
ainsi que l’absence de zircons pré-magmatiques et la présence de grenat riche en Ca impliquent que les granites de
Laknouk ont cristallisé à haute pression (P >10 kbar ; Green,
1992) à partir de matériel en fusion de haute température (T > 820ºC), suggérant la probabilité qu’ils soient associés à un processus de subduction. A côté des granites de
Laknouk, d’autres matériaux de caractéristiques et âge
similaires existent à la marge occidentale du massif des
Oulad Dlim, mais sont encore en phase d’étude.
Conclusion
Les études pétrographiques, géochimiques et géochronologiques que nous réalisons,depuis 2011,ont conduit
à une vision plus claire des relations entre le craton de
l’Ouest africain et les unités charriées des Oulad Dlim.
Cependant, ces relations gardent encore une part de leur
mystère ! Les unités des Ouled Dlim forment-elles un syn-
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
clinal de nappes métamorphiques posées sur le bord
écaillé du craton, où sont-elles imbriquées systématiquement d’ouest en est ? Rappelons qu’une interprétation
structurale des Oulad Dlim en synclinal de nappes a été
privilégiée par Lécorché et al. (1991) avant d’être abandonnée par les auteurs ultérieurs au profit d’un empilement de nappes imbriquées d’ouest en est (Villeneuve et
al., 2006 ; Michard et al., 2010).
D’autres travaux utilisant les datations LA-ICP-MS6
sur zircon ont été réalisés depuis 2013 par une autre équipe de recherche (Gärtner et al., 2013, 2014 ; Villeneuve et
al., 2015 ; Gärtner et al., 2016, 2017) dans les Oulad Dlim, ce
dont on ne peut que se réjouir car les unités rocheuses à
identifier sont encore nombreuses. Discuter des interprétations proposées par cette équipe quant à l’origine de
certaines unités, considérées comme des terrains rattachés
initialement au super-continent Laurussia,serait en dehors
des limites de la présente contribution.
Remerciements : Nous remercions le Pr. André
Michard pour ses remarques et critiques constructives.
Les résultats exposés dans cet article ont été financés par
le projet de recherche national espagnol CGL2013-40785P et par le projet de la Junta de Andalucía P12.RNM.2163.
Cet article est la publication IBERSIMS N°42.
41
6. Laser Ablation-Inductively Coupled Plasma-Mass Spectrometry.
Géologues n°194
géologie fondamentale : état des connaissances et résultats récents
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métallogénie et substances minérales
Géodynamique et cyclicité métallogénique au Maroc 1
Dominique Gasquet 2 et Alain Cheilletz 3 .
Au cours des années 1980, d’ambitieux programmes d’exploration minière dans la Meseta hercynienne et l’Anti-Atlas du Maroc réalisés par les entreprises d’état (ONHYM) et les compagnies privées
marocaines (groupe Managem, CMT…) ont abouti à
d’importantes découvertes de gisements comme, en
particulier, les VHMS (« Volcanogenic Hosted Massive
Sulfide ») de Guemassa (Ajar) et des Jebilet centrales
(Draa Sfar et gisements associés). Depuis ces années, les
programmes d’exploration intense consacrés, notamment, à la recherche des métaux précieux (Au et Ag), ne
sont pas parvenus à la découverte de gisements hydrothermaux de « classe mondiale » capables de remplacer
les grandes mines marocaines connues depuis des siècles
et toujours en activité, telles que celles du Djebel AouamTighza (Pb-Zn-Ag), Imiter (Ag-Hg) ou Bou Azzer (Co-NiAs-Au-Ag).
En outre, les avancées spectaculaires réalisées
cette dernière décennie dans les techniques de datation
in situ par laser (Ar/Ar) ou par sonde ionique (U-Pb) ont permis de préciser, soit directement par datation des minéralisations, soit indirectement par datation des encaissants, magmatiques notamment, les époques les plus
favorables aux concentrations minéralisatrices. Suite à
l’importante synthèse réalisée par Barodi et al. (2002),
puis celles, entre autres, de Gasquet et Cheilletz (2009) et
de Bouabdellah et Slack (2016), il est possible de : 1) rassembler les connaissances
sur les gisements métallifères du Maroc
du Nord (sans les provinces sahariennes
du Sud en cours d’exploration), pour l’essentiel hydrothermaux, 2) présenter une
synthèse de la distribution spatio-temporelle des principaux indices et gisements et
3) proposer,par conséquent,une aide pour
la définition de guides pour les programmes d’exploration au Maroc.
Le cadre géologique
du Maroc
Figure 1. Carte simplifiée des domaines géologiques et des principaux gisements métalliques du
Maroc du Nord (sans les provinces sahariennes du Sud). (1a) Bou Azzer I (Cr-Pt), (1b) Tiouit (Au), (1c) Ouirgane (Cu,-Zn-Pb-Ag), (1d) Bleida (Cu-Au), (1e) Imiter (métaux de base), (1f) Imiter (Ag-Hg), Bou Madine Cu-Pb-Zn), Zgounder (Ag), (2) Tamlalt-Menouhou (Cu-Au), (3) Meseta occidentale (Cu-Pb-Zn), (4)
Iourirn (Au), El Hammam (F), Aouam-Tighza (W-Au-Pb), Bou-Azzer II (Co-Ni-As-Au) , (5a) Bou Azzer III
(polymétallique), (5b) Imini (Zn), (6a) Tamazert (Terres rares), (6b) MVT Touissit-Bou Dahar (Pb-Zn), (6c)
Zgounder (U). FSA : Faille Sud Atlasique, ZFAC : Zone de Faille de l’Anti-Atlas Central. Source : Gasquet
et Cheilletz (2009).
Le Maroc est situé à une triple
jonction géodynamique entre le continent africain,l’océan atlantique et la chaîne de collision alpine. La conséquence de
cette situation particulière est la présence de roches dont l’âge s’étend depuis
l’Archéen jusqu’au Cénozoïque, et de
contextes tectoniques variés depuis celui
des racines orogéniques métamorphiques jusqu’à celui des bassins sédimentaires distensifs superficiels. Les principaux domaines géologiques du Maroc
(Fig. 1) dont la révision a été réalisée pour
l’ambitieux programme national de cartographie géologique (PNCG) et pour
l’édition récente de synthèses géologiques (eg. Michard et al., 2008) sont :
1. Cet article a été rédigé d’après celui de Gasquet et Cheilletz (2009) avec l’autorisation du responsable de l’édition de la collection Edytem.
2. EDYTEM, Université de Savoie Mont Blanc, CNRS-UMR 5204, Campus Scientifique, Pôle Montagne. 73376 Le Bourget du Lac cedex, France. Courriel : [email protected]
3. École Nationale Supérieure de Géologie, Université de Lorraine, Géoressources, CNRS-UMR 7359, BP 40, 54501 Vandœuvre-lès-Nancy, France.
Géologues n°194
47
métallogénie et substances minérales
la chaîne du Rif au Nord qui s’étend le long de la Méditerranée et prolonge, au sud de la mer d’Alboran, les
cordillères bétiques alpines ;
la Meseta et le Moyen Atlas, au sud du Rif, qui sont
constitués de fragments de la chaîne hercynienne recouverts par des terrains mésozoïques et cénozoïques discordants et plissés ;
le Haut Atlas qui constitue une chaîne intracontinentale
active où la tectonique tertiaire a porté à des altitudes
de plus de 4 000 m des blocs hercyniens et précambriens préservés ;
l’Anti-Atlas au Sud qui est composé de boutonnières
protérozoïques affleurant de part et d’autre de la Zone
de Faille majeure de l’Anti-Atlas Central (voir figure 1) et
recouvertes par des formations édiacariennes (Néoprotérozoïque terminal) à paléozoïques ; dans le domaine nord-oriental, ces boutonnières sont constituées de
terrains néoprotérozoïques polydéformés pendant l’orogenèse panafricaine ; dans le domaine sud-occidental,
affleure un socle paléoprotérozoïque et néoprotérozoïque, affecté par les orogenèses éburnéenne et panafricaine (Gasquet et al., 2005). Les deux domaines ont
également subi les déformations hercyniennes bien
reconnues aujourd’hui (Burkhard et al., 2006) et le
contrecoup des événements tectoniques du cycle alpin
(Frizon de Lamotte et al. 2008).
À l’exception du Rif, ces domaines contiennent des
gisements métalliques hydrothermaux importants exploités pour certains (Imiter par exemple) depuis l’Antiquité.
Les données temporelles
Les nouvelles données géochronologiques (U-Pb,
Ar/Ar, K-Ar, U-Th-Pb, Sm-Nd, Rb-Sr, Re-Os) récemment
publiées sur les gisements miniers du Maroc (illustrés
48
Photo 1. Minéralisation Cu-Au de Tiouit (Saghro-Anti Atlas). Source :
Gasquet et Cheilletz (2009).
Géologues n°194
dans les photos 1 à 6) ont permis d’identifier six grandes
époques métallogéniques hydrothermales (ou magmatiques-hydrothermales) caractérisées par différents paramètres (Gasquet et al., 2005 ; Ikenne et al., 2017) :
Néoprotérozoïque. Les corps intrusifs dioritiques à granodioritiques associés aux gisements de Tiouit (Au) dans
l’Anti-Atlas et Ouirgane (Cu-Zn-Pb-Ag) dans le Haut Atlas
occidental, ont permis de les dater respectivement à
645 ±12 Ma et 625 ±5 Ma. En outre, l’âge du gisement de
type Sedex (« Sedimentary exhalative ») de Bleida (Cu) est
estimé à environ 600 Ma par référence à l’âge de l’encaissant volcano-sédimentaire (Mouttaqi,1997).Plusieurs
gisements de la ceinture à métaux précieux de l’Anti-Atlas
et du Haut-Atlas sont datés à 564 ±15 Ma (Zgounder,Ag),
550 ±3 Ma (Imiter, Ag-Hg) et 552 ±5 Ma (Bou Madine,
Cu - Pb-Zn) (Levresse et al., 2004 ; Gasquet et al. 2005) ;
Ordovicien supérieur. Les minéralisations de type IOCG
(« Iron Oxyde, Copper, Gold ») de Tamlalt (Cu-Au) dans le
Haut Atlas oriental, ont été datées à 449 ±8 Ma par
Pelleter et al., (2009) ; ces événements ordoviciens datés
pour la première fois au Maroc, sont toutefois bien
connus dans la chaîne varisque européenne (e.g. Valverde-Vaquero et Dunning, 2000) ;
Carbonifère inférieur. Les gisements de type VMS (« Volcanogenic Massive Sulphide ») de la Meseta occidentale
(Cu-Pb-Zn) sont datés à ca 330 Ma (Belkabir et al., 2008) ;
Carbonifère supérieur-Permien. L’important événement
magmatique tardi-varisque est caractérisé par des minéralisations hydrothermales à W-Au-Sn datées à 295-280
Ma au Djebel Aouam-Tighza dans la Meseta, alors que
dans le même gisement les minéralisations Pb-Zn-Ag
ont été datées à 254 ±16 Ma par Rossi et al., in Bouabdellah et Slack (2016). De plus, les boutonnières protérozoïques de l’Anti-Atlas contiennent deux zones de
Photo 2. Minéralisation Ag-Hg dans une brèche hydraulique (ImiterAnti-Atlas). Source : Gasquet et Cheilletz (2009).
métallogénie et substances minérales
daire se superposant à la minéralisation à Cu-Au ordovicienne (Pelleter, 2007). Enfin, l’âge le plus fiable pour
la minéralisation (II) à Co-As de Bou Azzer est de 302
±9 Ma (Oberthur et al., 2008) ;
Trias-Jurassique. L’identification d’une période métallifère liée à l’extension associée à l’ouverture de l’Atlantique Nord est en cours. Un âge de 218 ±8 Ma a été obtenu pour les phases tardives (III) de la minéralisation de
Bou Azzer (Levresse et al., 2004) ; un âge de 205 ±1 Ma
est maintenant attribué aux minéralisations en fluorite
d’El Hammam (Cheilletz et al., 2010) ;
Tertiaire. Le gisement de Terres rares de la carbonatite
de Tamazert a probablement un âge Eocène (Mourtada
et al., 1997), les minéralisations Pb-Zn de type MVT de
Bou Dahar (Haut Atlas) et de Touissit (Maroc oriental),
encaissées dans des formations jurassiques, ont peutêtre un âge fini tertiaire (mio-pliocène, Bouabdellah et
al., 2015) ; enfin un volcanisme messinien est associé à
la minéralisation en Uranium à Zgounder.
Photo 3. Veine à quartz-hématite-limonite-Au. Tamlalt (Haut Atlas
oriental). L’échantillon, carotte de forage, mesure 5 cm de large. Source :
Gasquet et Cheilletz (2009).
Photo 5. Mine de Bou Azzer (Anti-Atlas). La minéralisation à Co-Ni-As est
polyphasée. Source : Gasquet et Cheilletz (2009).
Photo 4. Minéralisation à fluorite (verte)-calcite-adulaire de El Hammam
(Meseta). Source : Gasquet et Cheilletz (2009).
cisaillement minéralisées en or et dont l’hydrothermalisme a été daté à ca. 300 Ma : Iourirn (300 ±7 Ma) et
Tamlalt Menouhou-II (293 ±7 Ma) ; cette dernière étant
caractérisée par une minéralisation d’or libre secon-
Photo 6. Exploitation des minéralisations de type MVT de Bou Dahar
(Haut Atlas). Les minéralisations sont localisées dans un niveau karstifié
du Lias. Source : Gasquet et Cheilletz (2009).
Géologues n°194
49
métallogénie et substances minérales
Le caractère cyclique
de l’hydrothermalisme
La figure 2 présente une synthèse de la distribution
des principaux événements et des mines les plus importantes du Maroc, classés dans une section lithostratigraphique de la croûte continentale s’étendant du Paléoproté-
50
rozoïque au Cénozoïque. Les principaux événements magmatiques et les contextes géodynamiques liés à ces six épisodes métallogéniques illustrent les relations entre les processus magmatiques, plutoniques ou volcaniques, et la
formation des différents gisements.Chaque épisode hydrothermal est corrélé à un événement tectono-magmatique
orogénique,les magmas et les fluides étant transférés de la
Figure 2. Colonne lithostratigraphique des formations géologiques du Maroc avec les principaux évènements magmatiques et hydrothermaux ainsi que
les gisements associés. Les nombres font référence aux gisements de la figure 1.
Géologues n°194
métallogénie et substances minérales
profondeur vers la croûte supérieure à la faveur,la plupart du
temps, de grandes zones de failles. Les mélanges de ces
fluides profonds avec des fluides superficiels ont été mis en
évidence dans plusieurs gisements (e.g. Essaraj et al. 2005).
les formations ordoviciennes peuvent contenir des minéralisations de type IOCG, comme les concentrations
aurifères mises en évidence à Tamlalt ; elles constituent
donc des cibles régionales intéressantes pour l’exploration ;
Les sources de métaux
les formations paléozoïques recouvrant les boutonnières
protérozoïques de l’Anti-Atlas, affectées par les phases
orogéniques varisques, dont le rôle est aujourd’hui bien
reconnu dans l’Anti-Atlas (Michard et al., 2008), pourraient contenir des minéralisations en métaux de base
et métaux précieux importantes ;
Les données isotopiques (Pb / Pb, Sm / Nd, Os / Re
et Rb / Sr) et des inclusions fluides sur les sources des éléments métalliques et des ligants (S, As…) dans les gisements types, conduisent, dans de nombreux cas, à des
interprétations complexes (e.g. El Ghorfi et al., 2006 ; Essaraj et al., 2005). Malgré l’identification d’une source mantellique pour la minéralisation Ag-Hg à Imiter (Levresse et
al., 2004), la plupart des autres gisements Au et Pb-Zn-Cu
associés au magmatisme, montrent une signature mixte
océanique et/ou crustale. La source mantellique de la
minéralisation Ag-Hg d’Imiter est toutefois en accord avec
la géodynamique régionale en extension pendant la transition Précambrien-Cambrien et une croûte continentale
amincie (Gasquet et al., 2005).
Un schéma global qui permet d’associer la distribution spatio-temporelle des gisements minéraux du
Maroc à deux sources différentes d’éléments, peut être
proposé : (i) soit une source juvénile de métaux provenant de sources profondes dans le cas des gisements épithermaux liés au volcanisme alcalin, (ii) soit de la re-mobilisation de métaux à partir des croûtes océanique et
continentale supérieure pour les VMS, SEDEX, ou l’or orogénique et les gisements polyphasés à Co-Ni. La source des
métaux W-Au-Sn et F nécessitera encore des compléments
d’études géochimiques fondamentales malgré les avancées récentes (Marcoux et al., 2015 ; Margoum et al., 2015)
Les gisements de type MVT dans le Maroc oriental sont
clairement liés à l’évolution des bassins sédimentaires,
encaissants de la minéralisation et à la circulation de
fluides hydrothermaux (Bouabdellah et al., 2015).
Les guides d’exploration minière
Les stratégies d’exploration minière au Maroc
doivent prendre en compte les caractéristiques des
gisements connus actuellement. Les cibles d’exploration
suivantes peuvent être proposées :
les terrains volcaniques et sédimentaires d’âge EdiacarienCambrien et le magmatisme calco-alcalin fortement
potassique à alcalin, enraciné dans la croûte inférieure
et / ou le manteau, présentent un potentiel élevé car ils
apportent avec eux dans la partie supérieure de la
croûte et depuis la profondeur, des fluides juvéniles et
des métaux ;
le magmatisme permo-triasique semble être fortement
impliqué dans la genèse de minéralisations du Maroc
central et probablement au-delà (Margoum et al., 2015) ;
les grandes structures régionales (failles, zones de cisaillement) jouant le rôle de drain pour les fluides, quel que
soit leur âge, doivent être soigneusement repérées et
étudiées dans tous les domaines structuraux du Maroc.
Références
Barodi E.B.,Watanabe Y.,Mouttaqi A.,Annich M.,2002.Méthodes
et techniques d’exploration minière et principaux gisements au
Maroc. Projet JICA/BRPM. ISBN: 9954-8128-0-6, 329p.
Bouabdellah M., Slack J.F. (Eds), 2016. Mineral deposits of North Africa. Springer-Verlag, Berlin-Heidelberg. 595 p.
Burkhard M., Caritg S., Helg U.B, Robert-Charrue C., Soulaimani A., 2006. Tectonics of the Anti-Atlas of Morocco. C. R.
Geoscience, 338, 11-24.
Frizon de Lamotte D., Leturmy P., Missenard Y., Khomsi S., Ruiz
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Morocco, Tunisia): An overview. Tectonophysics, 475, 9-28.
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la prospection minière au Maroc. Collection EDYTEM, 9, 49-56.
Gasquet D.,Levresse G.,Cheilletz A.,Azizi-Samir M.R.,Mouttaqi A.,
2005. Contribution to a geodynamic reconstruction of the AntiAtlas (Morocco) during Pan-African times with the emphasis on
inversion tectonics and metallogenic activity at the PrecambrianCambrian transition. Precambrian Research, 140, 157-182.
Ikenne M., Souhassou M., Arai S. (Eds), 2017. Magmatism, metamorphism and associated mineralization in North Africa and
related areas. Journal of African Earth Sciences (special issue),
127, 1-252.
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2008. Continental Evolution:The Geology of Morocco. Structure,
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Mouttaqi A., 1997. Hydrothermalisme et minéralisations associées en relation avec le rifting protérozoïque supérieur:
exemple du gisement de cuivre de Bleida (Anti-Atlas), Maroc.
Unpubl. Thesis, Univ. Marrakech 310 p.
Géologues n°194
51
métallogénie et substances minérales
Les mines et la métallogénie du Maroc
Michel Jébrak 1 .
Le Maroc est un pays minier. C’est d’abord l’un des
tout premiers producteurs de phosphate (26 Mt en 2015)
dans le monde, mais c’est aussi un pays où la géologie a
offert et offre toujours une très grande variété de gisements
de métaux de base, de métaux précieux et de substances
utiles. J’aimerais résumer en quelques paragraphes ma
perception de l’évolution de l’industrie minière (qui représente 10% du PIB marocain et 40 000 emplois en 2015) et
des travaux métallogéniques,hors phosphates,qui s’y sont
poursuivis avec intensité depuis le début du XXIe siècle.
Sur le plan minier, le Maroc est resté un pays très
stable,avec une industrie minière libéralisée avec séparation
des rôles entre le Ministère des Mines et de l’Énergie, l’ONHYM2,l’OCP3 et le privé avec des entreprises comme MANAGEM, la grande société nationale, et CMT4, Maya G&S…
Le Ministère de l’Énergie des Mines et du développement durable du Maroc a lancé un vaste programme de cartographie du territoire en 1997, le PNCG5. Un
grand nombre de cartes géologiques, mais aussi des levés
géophysiques et géochimiques ont été produits et ont
permis le développement de nouveaux projets. Ce programme a connu un certain ralentissement depuis 2005,
et se poursuit actuellement pour compléter la couverture géologique de l’ensemble du territoire marocain. Une
nouvelle stratégie minière se développe en 2013 et une
modernisation de la loi minière, visant à attirer des investisseurs, est votée en 2015, abrogeant la vieille loi de 1951.
Étendant les produits de mines à de nouvelles substances,
cette nouvelle loi met l’accent sur le respect de l’environnement et facilite l’exploration sur des surfaces plus importantes que les anciens permis de 16 km2.
52
L’entreprise publique nationale, anciennement le
BRPM6, est devenue en 2005 l’ONHYM avec la fusion des
actifs pétroliers (Office national de recherches et d’exploitations pétrolières, ONAREP) et miniers (BRPM) de l’État. Il s’est ainsi constitué un groupe puissant, mais dont
la capitalisation relativement faible implique la recherche
de partenariats avec des entreprises privées. Le boom du
prix des matières premières dans la première décennie
2000 a conduit plusieurs compagnies juniors canadiennes
ou australiennes à s’impliquer sur des projets miniers
(Fig.1) en association avec l’ONHYM : étain dans le Maroc
Central (Achemmach), cuivre et polymétallique-or dans
l’Anti-Atlas (Ighrem, Alous, Bou Madine), etc. La mine d’argent de Zgounder a pu être réouverte par Maya Gold and
1. UQAM, UQAT, Université de Lorraine. Courriel : [email protected]
2. Office National des Hydrocarbures et des Mines.
3. Office Chérifien des Phosphates.
4. Compagnie Minière de Touissit.
5. Plan National de Cartographie Géologique.
6. Bureau de Recherches et de Participations Minières.
7. Iron, Oxyde, Copper, Gold.
8. Omnium Nord Africain.
Silver en 2014, et celle d’Oumejrane pour le cuivre, mise en
exploitation par Managem. Des projets ont été lancés
dans la partie saharienne du Maroc où des indices de type
7
IOCG et des carbonatites ont été découverts.
Le troisième pôle minier,constitué par le secteur privé, sera abordé en présentant Managem, une filière du
8
groupe ONA , devenu en 2010, un élément de la Société
nationale d’investissement (SNI), une entreprise de type
holding, composée d’actionnaires privés essentiellement
marocains. Managem exploite les mines historiques du
Maroc, découvertes par le BRPM et cédées à Managem
dans le cadre du processus de privatisations début des
années 90 : cobalt de Bou Azzer, argent d’Imiter, fluorine
d’El Hammam, métaux de base de la région de Marrakech, cuivre et argent de l’Anti-Atlas. Au cours de ces dernières années, on a assisté à l’épuisement progressif de
l’amas sulfuré volcanogène d’Hajar, le fleuron du groupe, tandis que le gisement de Draa Sfar était développé
dans les Jebilet. Dans l’Anti-Atlas, l’exploration s’est
progressivement déplacée depuis les gisements sulfurés
historiques du socle précambrien, tels Bleida, vers des
gisements de cuivre oxydé dans la couverture finiProtérozoïque, « adoudounienne », au potentiel plus
important : Tazalaght, Tirez, Jebel Lassal, etc. Leur ressemblance avec la fameuse copperbelt de Zambie-RDC a
attiré ainsi de nouveaux acteurs miniers. Des gisements
aux allures de porphyres ont aussi été reconnus, tel ceux
du district de Bou Skour. Managem a également élargi
ses ambitions à l’ensemble de l’Afrique.
Parmi les entreprises minières privées, on peut
noter la fin de la production de métaux de base dans le
Maroc Oriental (district de Touissit), et le rachat des opérations de la Compagnie Minière de Touissit par un groupe d’investissement européen.
La science métallogénique a largement suivi ces
développements miniers. Plusieurs universités sont très
actives, notamment à Marrakech, Meknès, Oujda, Rabat,
et ont permis une meilleure approche de la genèse des
minéralisations classiques du Maroc. Ce sont surtout les
travaux géochronologiques qui ont renouvelé notre compréhension (Voir l’article de Gasquet et Cheilletz dans ce
numéro). De grandes synthèses (Mouttaqi et al., 2011 ;
Bouabdellah et al., 2016) ont également permis de mieux
replacer les gisements dans leur contexte géologique et
géodynamique. Les travaux de recherche se sont pour-
métallogénie et substances minérales
suivis sur les amas sulfurés volcanogènes, en particulier
dans le district de Marrakech et sur la barytine de Bouznika, près de Casablanca. Enfin, les travaux géochimiques
sur les grands filons du Maroc Central (El Hammam,Tirghza) ont permis de préciser les conditions de mise en place de ces systèmes hydrothermaux, centrés sur des intrusions tardi-orogéniques.
Après des décennies de modèles syngénétiques,
la plupart des minéralisations encaissées dans les sédiments au Maroc sont apparues bien plus jeunes qu’on ne
le soupçonnait, et bien plus jeunes que leur encaissant.
Ainsi, le plomb-zinc de Touissit, encaissé dans le Jurassique, s’est mis en place au Miocène. De même pour Bou
Dahar. Les gisements de zinc oxydé du Jurassique et ceux
de manganèse du Crétacé du Haut Atlas ont une mise en
place polyphasée qui se poursuit actuellement… Dans le
socle de l’Anti-Atlas, de vives controverses ont opposé les
tenants d’une mise en place synvolcanique, protérozoïque,
des gisements d’argent d’Imiter, à ceux partisans de
circulation de saumures de bassin bien plus récente, d’âge
mésozoïque. À Bou Azzer, la complexité des âges reste
encore irrésolue et le mystère de leur mise en place a plutôt tendance à s’épaissir !
En conclusion, le Maroc, plus grand pays minier du
Maghreb, a connu en une quinzaine d’années, à la fois
une continuité et quelques évolutions significatives. Continuité car les gisements exploités restent dans des districts connus, à l’exception notable des gisements de cuivre
de la couverture de l’Anti-Atlas. Évolution car les travaux
d’infrastructure géologique ont permis d’ouvrir de nouveaux territoires, notamment au Sud. Mais, malgré le
potentiel géologique, il manque encore des investissements orientés vers la découverte de nouveaux gisements
majeurs qui ne manqueront pas d’être découverts dans un
pays en plein croissance économique.
Références
Bouabdellah M., Slack J.F. Eds. (2016). Mineral deposits of North Africa. Springer, 593 p.
Mouttaqi A., Rjimati E.C., Maacha L., Michard A., Soulaimani A,
et Ibouh H. (2011). Les principales mines du Maroc.Vol. 9 Nouveaux guides géologiques et miniers du Maroc. Notes et
mémoires du Service géologique, N°564, 374 p.
Avec mes remerciements à A. Mouttaqi (ONHYM) pour sa
lecture critique.
53
Figure 1. Carte des projets miniers marocains (source : ONHYM, 2016).
Géologues n°194
métallogénie et substances minérales
Les dérangements de la série phosphatée dans le district minier
de Khouribga (Maroc) : une esquisse de leur origine
et de leurs méthodes de cartographie sous couverture quaternaire
Nadia El Kiram 1 , Azzouz Kchikach 2 , Mohamed Jaffal 3 , José Antonio Pena 4 , Teresa Teixido 5 , Roger Guerin 6 ,
Oussama Khadiri Yazami 7 et Es-Said Jourani 8 .
Introduction
Le Maroc est l’un des plus grands pays producteurs
de minerai de phosphate au monde. Ses réserves sont
évaluées à 85 milliards de mètres cubes et représentent
presque les trois quarts des ressources mondiales actuellement reconnues. Le bassin sédimentaire des Ouled
Abdoun, situé au centre du Maroc (Fig. 1a), renferme la
plus grande part de ces réserves. Dans ce bassin, la série
phosphatée d’âge Maestrichien à Yprésien est formée
d’une succession régulière de couches phosphatées et
d’intercalaires stériles marno-calcaires sur plus de 50 m
d’épaisseur. Par endroits, dans plusieurs gisements en
cours d’exploitation, cette régularité n’existe plus et tous
les termes de la série phosphatée se trouvent mélangés
et transformés pour donner lieu, le plus souvent à des
corps stériles, qualifiés de dérangements, formés exclusivement de calcaires silicifiés ou de blocs de calcaires noyés
dans une matrice argilo-marneuse.
La présence des dérangements dans la série phosphatée (Fig. 1b) est à l’origine de deux problèmes majeurs.
D’une part, masqués par une couverture quaternaire, ils
empêchent un calcul précis des réserves de chaque gisement
avant le démarrage de toute exploitation, et d’autre part,
par leur nature le plus souvent dure et compacte, ils alourdissent les travaux d’exploitation. En effet, en présence
d’un dérangement, les exploitants sont obligés de serrer
la maille des forages nécessaires pour l’opération de défruitage9 du minerai et d’augmenter la quantité d’explosif, ce
qui entraîne une consommation excessive en explosif, un
ralentissement de la chaîne cinématique de l’exploitation et par conséquent une élévation du prix de revient de
l’extraction du minerai. De plus, même après les opérations
de sautage10 et de décapage, les dérangements forment
parfois des « os » dans les chantiers d’exploitation et s’opposent ainsi à la libre circulation des engins.
La cartographie et la délimitation des dérangements, sous couverture quaternaire, préoccupent les ingé-
54
nieurs miniers de l’Office Chérifien du Phosphate (OCP).
Ces connaissances a priori leur offriraient une meilleure
planification des tranchées d’exploitation, leur permettant, par exemple, de les contourner lors de l’exploitation
des couches phosphatées. Plusieurs études géophysiques
expérimentales par profils de résistivité (Kchikach
et al., 2002), sondages électromagnétiques temporels
(Kchikach et al., 2006) et par profils combinés de tomographie électrique et géoradar (El Assel et al., 2011), ont été
réalisées dans le gisement de Sidi Chennane pour tenter
de localiser les dérangements sous couverture. L’importance du paramètre « résistivité électrique » a été en partie démontrée mais la faible amplitude des anomalies et
la lourdeur des méthodes utilisées ne permettaient pas de
généraliser ces méthodes d’exploration à l’ensemble des
périmètres presque illimités des futures zones d’exploitation des phosphates. Cet article vise une analyse synthétique des résultats obtenus par les méthodes précitées et à les superposer à d’autres résultats ultérieurement
obtenus par la réalisation de profils électromagnétiques
en domaine de fréquences « EM31 » dans les mêmes parcelles expérimentales.
L’origine et les conditions géologiques d’apparition des
dérangements restent mal connues. Cet article vise donc à
faire une mise au point sur l’état des connaissances géologiques des zones dérangées et leur voisinage immédiat en
présentant les résultats récents issus d’une étude macroscopique et microscopique de ces dernières.L’existence d’une
série évaporitique intensément karstifiée au sommet du
Sénonien, sous la série phosphatée, est démontrée et illustrée. Les karsts sénoniens sont incontestablement à l’origine des dérangements ou fontis que l’on définit comme étant
des phénomènes de collapses,à l’aplomb de cavités souterraines issues de la dissolution du gypse,à la faveur de périodes
d’émersion et de rabattement du niveau piézométrique.
Une ébauche du modèle de genèse des dérangements est
enfin présentée et argumentée dans cet article.
1. Doctorante. Laboratoire L3G. Equipe de recherche « Génie Civil et Géo-Ingénierie ». UCA. Courriel : [email protected]
2. Enseignant-chercheur. Laboratoire L3G. Equipe de recherche « Génie Civil et Géo-Ingénierie ». UCA. Courriel : [email protected]
3. Enseignant-chercheur. Laboratoire Géoressources, UCA. Courriel : ja rakech.ac.ma
4. Enseignant-chercheur. Instituto Andaluz de Geofisica. Universidad de Granada. Courriel : [email protected]
5. Enseignant-chercheur. Instituto Andaluz de Geofisica. Universidad de Granada. Courriel : [email protected]
6. Enseignant-chercheur. UMR 7619 METIS. Université Pierre et Marie Curie. Paris. Courriel : [email protected]
7. Géologue Groupe OCP. Courriel : [email protected]
8. Directeur Géologie Groupe OCP. Courriel : [email protected]
9. En langage de mineur, opération consistant à extraire les couches de phosphate meuble.
10. En langage de mineur, opération consistant à réaliser un tir à l’explosif après avoir chargé les trous forés dans les intercalaires stériles. Le déblayage
des blocs résultants de ce tir permet l’accès aux couches phosphatées.
métallogénie et substances minérales
Figure 1. (a) Localisation des zones étudiées dans le bassin des Ouled Abdoun, (b) exemple d’une tranchée d’exploitation des phosphates montrant des
dérangements. Source : Kchikach et al., 2006 modifiée.
Description de la série phosphatée
et de ses zones dérangées
Les tranchées d’exploitation à ciel ouvert des phosphates offrent d’excellentes conditions d’observation
pour élaborer une description géologique précise de la
partie exploitée de la série phosphatée. L’analyse des
coupes stratigraphiques des nombreux puits de reconnaissance réalisés par le groupe OCP dans le bassin des
Ouled Abdoun, complétée par plusieurs coupes géolo-
Géologues n°194
55
métallogénie et substances minérales
giques que nous avons réalisées, permettent d’étendre la
description au soubassement de la série phosphatée, non
atteint par les travaux d’exploitation.
La série phosphatée proprement dite (Fig. 2)
débute par une formation où alternent des marnes
phosphatées et des niveaux calcaires très riches en débris
osseux, connus sous le nom de calcaires à bone-beds d’âge
maestrichtien (Noubhani et al., 1995 ; Suberbiola et al.,
2003). Elle est surmontée par des couches franchement
phosphatées, formées de phosphates meubles et de calcaires phosphatés à coprolithes et à nodules de silex d’âge
montien (Azmany et al., 1986). Cet étage est surmonté
par une alternance de bancs réguliers de calcaires marneux
et phosphatés, de niveaux de phosphates meubles à grains
grossiers,d’horizons continus de silex et,parfois,de niveaux
silto-pélitiques d’âge thanétien à yprésien (Azmany et al.,
1986). Les derniers termes de la phosphatogenèse s’intercalent dans une série formée de niveaux à silex, de
marnes et de calcaires peu phosphatés, coiffés par une
puissante barre carbonatée, riche en gastéropodes, appelée dalle à Thersitées, d’âge lutétien (Salvan, 1963). Cette
dernière a joué, par sa résistance à l’érosion, un rôle
primordial dans la protection des termes phosphatés
actuellement exploités, généralement friables.
Structuralement, la série phosphatée dans le bassin des Ouled Abdoun est peu affectée par les déformations tectoniques du Crétacé supérieur et du Cénozoïque
bien matérialisées dans la chaine atlasique à l’Est de ce bassin. Elle est grossièrement sub-tabulaire et ne montre que
quelques flexures et petites failles, particulièrement localisées dans la zone de transition latérale, entre la série
phosphatée saine et les dérangements.
56
Cette étude a porté sur l’examen géologique du
soubassement sénonien, peu étudié jusqu’à présent, de la
série phosphatée Dans les bassins intracontinentaux du
Maroc, la série sédimentaire sénonienne est couramment
constituée de dépôts d’environnement marin très peu
profond et confiné (Boujo, 1976 ; (Salvan et Farkhany, 1982 ;
Hardenbol et al., 1998). Les dépôts évaporitiques, en particulier gypseux, y sont fréquents. Ils ont été mentionnés
et décrits dans de nombreuses régions du Maroc (Charroud, 1990 ; Daoudi, 1996 ; Dogan et Özel, 2005). Dans le
bassin des Ouled Abdoun, la série sénonienne demeure
très peu étudiée, étant donné que ses couches sont
dépourvues de phosphates et donc non atteintes par les
travaux d’exploitation. Les quelques descriptions relevées
dans les puits de reconnaissance qui ont recoupé en partie cette série, se contentent de ranger les couches sénoniennes en un seul terme de marnes grumeleuses et ne
mentionnent pas la présence de gypse.
Géologues n°194
Plusieurs coupes géologiques réalisées dans le bassin des Ouled Abdoun (localisation, voir figure 1), en dehors
des zones exploitées, ont cependant permis de décrire
d’autres faciès que celui indiqué dans presque toutes les
coupes de puits de reconnaissance. En effet, plusieurs sites
étudiés montrent des évidences d’évaporites et de figures
sédimentaires et diagénétiques liées à la dissolution de sulfates (Fig. 2). Des couches de gypse saccharoide d’épaisseur
centimétrique à métrique ont été décrites pour la première fois dans le voisinage immédiat des gisements en
cours d’exploitation. Des affleurements spectaculaires de
dépôts évaporitiques sont, par exemple, situés non loin de
l’entrée de la ville d’Oued Zem et le long de la route rurale entre Sidi Daoui et Sidi Maati. Le gypse, de couleur
blanche, est finement saccharoïde et pulvérulent. Il forme
soit des bancs massifs d’épaisseur métrique, soit des
niveaux centimétriques alternant avec des lamines stromatolithiques, des dolomicrites laminées et des marnes
grises gypseuses, jusqu’à présent appelés marnes grumeleuses. Des cavités de dissolution non comblées, des
cuvettes et puits de dissolution, des structures de collapses et des figures de bréchification et de pseudomorphose identifiées attestent du caractère franchement évaporitique du Sénonien dans le district minier de Khouribga.
Dans les niveaux épais de gypse, les cavités de dissolution non comblées, de différentes dimensions, ont été fréquemment relevées (voir figure 2). De nombreuses figures
de soutirage, liées à la dissolution du gypse sénonien, ont
été observées dans les termes tendres sus-jacents de la
série phosphatée. Ces dernières concernent préférentiellement les phospharénites maestrichtiennes mais aussi les
niveaux phosphatés du Paléocène, les marnes siliceuses
de l’Yprésien-Lutétien, voire des formations superficielles
quaternaires.
À première vue, les zones dérangées de la série
phosphatée rappellent des structures de fontis issues de
l’effondrement de cavités sous-jacentes et remplies par
collapse, éboulement et soutirage des différents matériaux encaissants (Fig.3). Le remplissage est fréquemment
bréchifié et silicifié. La périphérie immédiate des zones
dérangées présente un amincissement des couches,
notamment celles d’aspect tendre. Les fontis ont un diamètre compris entre 5 et 150 mètres (Kchikach et al., 2002).
Ils traversent habituellement la totalité de la série phosphatée. Dans les endroits où la dalle à Thersitées d’âge
lutétien résiste à l’effondrement,on peut notamment identifier des faciès bruns très altérés, formés essentiellement
d’argiles à traces de racines et de galets mous témoignant
probablement d’une période d’émersion locale.
Parallèlement à la description macroscopique des
métallogénie et substances minérales
Figure 2. Description lithostratigraphique de la série phosphatée dans le bassin des Ouled Abdoun (1) formation évaporitique sénonienne montrant plusieurs
figures de dissolution du gypse (2) phospharénites (3) calcaires à bone-beds (4) marnes phosphatées (5) phosphate meuble (6) calcaires à coprolithes (7) niveau
continu et discontinu de silex (8) marnes siliceuses peu phosphatées (9) alternance de niveaux de siltites, marnes siliceuses et calcaires peu phosphatés, le
tout coiffé par la dalle à thérisités. Source : modifié, d’après les travaux de Azmany, 1979.
dérangements, une étude microscopique a été menée sur
une dizaine d’échantillons prélevés dans la partie centrale des fontis, dans la zone de transition et dans la série
phosphatée normale. Les résultats préliminaires de cette
étude permettent de mieux appréhender les processus
diagénétiques survenus au sein des fontis et montrent
un caractère polyphasé de la genèse des dérangements
(Figure 3 a,b,c). Les résultats plus élaborés de cette étude
feront prochainement l’objet d’un article scientifique,à part.
Hormis les modifications diagénétiques fines,
toujours en cours d’étude pour préciser, à l’échelle microscopique, la chronologie de formation des dérangements,
on peut déjà esquisser un modèle de formation de ces
derniers. Les dérangements sont incontestablement
Géologues n°194
57
métallogénie et substances minérales
Figure 3. Schéma illustrant le développement de fontis à l’aplomb de cavités de dissolution du gypse sénonien. Les nombreuses figures de soutirage et de
paléosols consolidées par l’étude microscopique des faciès dérangés permettent d’esquisser une évolution karstologique polyphasée des dérangements : en
haut à gauche, modèle génétique d’un dérangement ; en haut à droite, aspect superficiel et interprétation d’un dérangement. En bas : (a) différentes générations de ciments sparitique (Z1, Z2, Z3) témoin de néoformations liées à des circulations successives (polyphasées) des eaux météoriques (b) grain phosphaté corrodé et figures de dissolution (c) php : grain de phosphate dd : dédolomitisation. Source : travaux personnels des auteurs.
des fontis formés à l’aplomb de cavités endokarstiques,
développées dans le gypse sénonien sous-jacent à la faveur
d’épisodes émersifs. La circulation d’eau météorique à
travers les diaclases dans la série phosphatée a accentué
l’élargissement des cavités et donc l’effondrement des
formations encaissantes par processus gravitaires ou
collapses.
Les travaux de recherche en cours visent à placer
le processus de mise en place des dérangements dans
son contexte géologique global en répondant aux questions suivantes : quelle est la chronologie des événements
géodynamiques régionaux responsables de l’abaissement
58
Géologues n°194
du niveau marin de base favorisant ainsi la circulation
des eaux météoriques et la dissolution du gypse sénonien ? Les modifications diagénétiques rencontrées dans
les fontis sont-elles marines ou continentales ? L’existence d’une structuration tectonique parallèle aux accidents
majeurs du domaine mésetien marocain est suspectée.
Celle-ci aurait pu participer à la distribution des évaporites
par la formation d’un réseau dense de diaclases accentuant la dissolution du gypse une fois initiée. La réponse
à ces questions permettrait de tirer des enseignements sur
la distribution et la fréquence des dérangements dans la
série phosphatée.
métallogénie et substances minérales
Cartographie géophysique
des dérangements
La compréhension du mode de genèse des dérangements pourrait aider à orienter les investigations vers
les zones les plus potentiellement « dérangées » à l’échelle du gisement. Il serait irréaliste d’imaginer prédire la
distribution spatiale des dérangements à l’échelle décamétrique qui intéresse les ingénieurs miniers. Par conséquent, le recours aux méthodes géophysiques pour localiser et délimiter les dérangements sous couverture
s’impose.
Les premiers travaux géophysiques réalisés ont
consisté en des profils de trainés électriques et l’établissement d’une carte de résistivité sur une parcelle du gisement de Sidi Chennane (Kchikach et al., 2002). Une autre
parcelle de 25 hectares du même gisement a été ultérieurement couverte par 2500 Sondages Electromagnétiques Temporels (TDEM) selon une maille d’échantillonnage de 10 m x 10 m (Kchikach et al., 2006). Des profils de
Tomographie Électriques (ERT) combinés avec ceux du
Géoradar (GPR) ont été également exécutés tout près de
parements d’exploitation, montrant des dérangements
pour tester l’efficacité de ces deux méthodes (El Assel et
al., 2011). Ces études expérimentales ont certes permis de
montrer l’intérêt du paramètre « résistivité électrique » et
de définir la signature TDEM et GPR des dérangements par
rapport à la série phosphatée non dérangée mais la faible
amplitude des anomalies constatées et la lourdeur des
méthodes utilisées limitent la possibilité de les généraliser sur des étendues presque illimitées du bassin phosphaté des Ouled Abdoun.
Les méthodes électromagnétiques basse fréquence,
type EM31 et EM3411, permettent l’acquisition, sans contact
avec le sol, de données de conductivité électrique dont
les variations traduisent les hétérogénéités et les variations
de faciès du proche sous-sol. Ces techniques sont très
faciles à mettre en œuvre sur le terrain et permettent un
rendement en acquisition nettement plus élevé que les
méthodes TDEM, ERT et GPR précitées. Plusieurs kilomètres peuvent être couverts quotidiennement selon les
conditions du site. Le dispositif de mesure peut même
être monté sur chariot et tracté à une vitesse donnée.
Le système de mesure, appelé conductivimètre,
comprend un émetteur et un récepteur reliés au boitier de
contrôle situé au milieu du dispositif. L’émetteur génère un
champ électro-magnétique primaire à une fréquence
donnée. Lorsque le champ primaire rencontre dans le sol
un milieu conducteur, un champ secondaire est généré
et détecté par le récepteur. Le rapport de la composante
verticale du champ secondaire en quadrature par rapport
au champ primaire est proportionnel à la conductivité
apparente, inverse de la résistivité, exprimée en Siemens/mètre (Dubois, 2005). La profondeur d’investigation des méthodes EM31 et EM 34 dépend de la distance
entre bobines émettrice et réceptrice, de la fréquence du
champ primaire et de la conductivité du milieu étudié
(Geonics, 1979 ; McNeill, 1980 ; Nabighian, 1989 ; Hauch et
al., 2001 ; Chouteau, 2001 ; Hördt, 2008). Théoriquement,
pour un terrain moyennement conducteur, la profondeur
d’investigation est égale à 1,5 fois la distance entre bobines.
La méthode EM31 a été utilisée dans le gisement de
Sidi Chennane, sur la même parcelle de 25 hectares antérieurement couverte par les sondages TDEM. Des profils
de conductivité électrique ont été réalisés selon une maille
de 5 m x 5 m. Au total 50 km et 10 000 mesures ont été
exécutées avec le système EM31 de Geonics12 en utilisant
une fréquence de 9600 Hz. Sachant que les travaux géophysiques antérieurs ont montré que les termes de la
série phosphatée sont grossièrement moyennement
conducteurs, le système de mesure EM31 utilisé permettrait une profondeur d’investigation de l’ordre de six
mètres. Les résultats sont présentés sous forme de la carte des conductivités apparentes de la parcelle étudiée.
La carte des conductivités apparentes obtenue
(Fig. 4) montre cinq anomalies (An1 à An5) pour lesquelles
les conductivités apparentes mesurées sont les plus faibles.
Ces anomalies correspondraient donc à des zones à facies
plus résistant par rapport à son encaissant. Des valeurs de
conductivités apparentes élevées ont été mesurées dans
la partie centrale ouest de la parcelle étudiée. Elles pourraient être attribuées à des zones à teneur en eau du soussol importante. Le reste de la carte est représenté par des
valeurs moyennes de conductivités apparentes que nous
attribuons à la série phosphatée non dérangée.
Sur la figure 4, nous avons volontairement placé la
carte des conductivités apparentes obtenue par le levé
EM31 à côté de celle antérieurement établie pour la même
parcelle grâce à la réalisation des sondages TDEM. Il en ressort que les anomalies de faibles conductivités se superposent à celles de fortes résistivités repérées par la méthode TDEM. Les résultats des deux méthodes utilisées se
corroborent donc parfaitement. Ils ont aussi été contrôlés
par des sondages mécaniques qui ont confirmé l’existence de dérangements à l’aplomb des anomalies susmentionnées.
59
11. Les méthodes géophysiques électromagnétiques basse fréquence en champ proche, type EM31 ou EM34, permettent l’acquisition, sans contact avec le
sol, de données de conductivité électrique dont les variations traduisent les hétérogénéités et les variations de faciès du proche sous-sol.
12. Geonics est un leader mondial dans la conception et la manufacture d’instruments électromagnétiques à buts géologiques, environnementaux ou
géotechniques.
Géologues n°194
métallogénie et substances minérales
Figure 4. Exemples de résultats des études géophysiques expérimentales réalisées dans le gisement phosphaté de Sidi Chennane (a) profil ERT combiné avec
celui du GPR réalisé à côté d’un parement d’exploitation montrant des dérangements (b) cartes des résistivités apparentes et des conductivités apparentes
obtenues respectivement pat les méthodes TDEM et EM31. Source : Geonics et les auteurs.
60
Géologues n°194
métallogénie et substances minérales
Conclusions et perspectives
Cette étude a permis de préciser la nature des
dérangements de la série phosphatée et d’ébaucher un
modèle karstologique de leur genèse. Elle montre que le
Sénonien, qui constitue le soubassement de la série phosphatée, est formé par une épaisse série évaporitique, pour
la première fois identifiée et décrite dans le bassin des
Ouled Abdoun.
La distribution spatiale des dérangements affectant
la série phosphatée montre un lien étroit avec la distribution du gypse du sommet du Sénonien. Dans la région
d’Oued Zem, où les couches de gypse sont épaisses, les
dérangements sont nombreux. Plus à l’Ouest, dans les
tranchées d’exploitation des phosphates à Sidi Daoui où
les couches de gypse sont moins développées, les zones
dérangées existent mais sont plus rares et de dimensions
plus petites. Encore plus à l’ouest, dans le voisinage immédiat de la ville de Khouribga, les dérangements sont
absents ou rarissimes de même que les niveaux de gypse. Les dérangements sont donc incontestablement des
fontis qui se sont développés à la verticale de cavités souterraines issues de la dissolution par endroits du gypse
sénonien (voir figure 3). Les arguments géométriques et
les résultats préliminaires de l’étude microscopique, toujours en cours, montrent une histoire de formation polyphasée de ces derniers.
Bien que le contraste de résistivité entre la série
phosphatée normale et la zone dérangée soit assez faible,
les résultats des travaux géophysiques expérimentaux
réalisés dans le gisement phosphaté de Sidi Chennane
ont permis de définir une signature particulière des dérangements. En effet, en dépit de sa faible profondeur d’investigation, la méthode EM31 a démontré sa sensibilité au
problème étudié : elle offre par ailleurs, une densité de
mesures et un rendement en acquisition très important.
Elle pourra donc être généralisée sur de grandes superficies du bassin des Ouled Abdoun.
Le dispositif EM34 type Slingram de Geonics offre
aussi un rendement en acquisition équivalent à celui de
l’EM31. Sa mise en œuvre avec un écartement de 40 m
permettra d’atteindre une profondeur d’investigation qui
couvrirait la totalité de l’épaisseur de la série phosphatée
(40 à 50 m). Des mesures continues avec ce dispositif en
adoptant un pas d’échantillonnage de 10 m, permettrait
d’élaborer des cartes des conductivités apparentes dans les
futures zones d’exploitation des phosphates. De tels documents peuvent être directement exploités par les ingénieurs
de l’OCP aussi bien lors du calcul des réserves de chaque
panneau d’exploitation que pour contourner les zones déran-
gées, au cours des travaux d’extraction du phosphate.
Un programme de recherche financé par l’OCP
vient d’être lancé en janvier 2017. Il réunit plusieurs laboratoires de recherche des universités Cadi Ayyad-Marrakech, l’Institut Andaluz de géophysique-université de
Granada, l’université Pierre et Marie Curie et l’université
d’Avignon et des Pays de Vaucluse. Il porte, en particulier,
sur le développement des études géophysiques expérimentales réalisées pour mettre en place une approche
systémique de cartographie des dérangements sous couverture quaternaire. La réalisation de levés EM34 sur de
grandes superficies des futures zones d’exploitation des
phosphates est un axe principal de ce programme de
recherche. Les travaux du doctorat de Mme EL KIRAM, coauteur de cet article, s’intègrent dans le cadre dudit programme. Ces travaux permettront aussi d’affiner le modèle de genèse des dérangements.
Remerciements
Les auteurs remercient les responsables de l’OCP
pour leur collaboration et pour l’intérêt qu’ils portent à la
recherche scientifique en finançant les travaux de
recherche en cours. Cette étude a été réalisée grâce au
soutien du Comité Mixte Interuniversitaire Franco-Marocain (programme Toubkal 15/17, nº 32401XB).
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Géologues n°194
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métallogénie et substances minérales
Les schistes bitumineux au Maroc
Laurent de Walque 1 .
Introduction : une première définition
Les schistes bitumineux (en anglais : oil shales)
désignent des roches sédimentaires à grains fins, de couleur noire, grise ou brune, pouvant dégager une odeur de
bitume à la cassure et contenant une quantité appréciable de matière organique dénommée kérogène. Contrairement à leur nom, ces roches ne sont ni des schistes ni des
bitumes. Ce sont généralement des marnes, des pélites
et/ou des argilites, non métamorphiques, exploitées en
mines et/ou carrières qui renferment des substances organiques en quantité suffisante pour faire l’objet d’une valorisation énergétique par transformation. Cette transformation s’effectue soit par un traitement thermique, dit
pyrolyse pour la production d’hydrocarbures liquides et
gazeux, soit par combustion directe pour la production
d’électricité. Les résidus des schistes bitumineux peuvent
être utilisés comme matériaux de base dans les industries chimiques (engrais) et des matériaux de construction.
Par pyrolyse, la production d’un seul baril d’huile à partir
de schistes bitumineux nécessite la mise en œuvre de 2 à
3 tonnes de roches selon la teneur du minerai en huile.
À l’échelle mondiale, les environnements de dépôt
des schistes bitumineux sont très variés : milieux d’eau
douce,lacs fortement salins,bassins marins épicontinentaux
et milieux sub-tidaux. Les schistes bitumineux sont des
roches mères pétrolières qui renferment de 10 à 40 % de
matière organique et de 60 à 90 % de matière minérale.Leur
âge géologique s’étend du Cambrien jusqu’au Tertiaire.
Parmi les thématiques non
conventionnelles, il ne faut pas confondre
les schistes bitumineux (oil shales) avec
les huiles et gaz de schistes (shale oils &
shale gas). Leur point commun est le fait
que les hydrocarbures liquides et gazeux
sont piégés dans la roche et leur différence résulte dans le fait que ces hydrocarbures ne sont pas encore générés pour
les schistes bitumineux alors qu’ils sont
déjà générés pour les huiles de schistes et
les gaz de schistes. Leur différence dépend
donc de la maturité de la roche-mère
acquise lors des temps géologiques, en
particulier de son enfouissement et de
sa thermicité. Il ne faut pas non plus, les
confondre avec les sables bitumineux (appelés également
sables asphaltiques). Les sables bitumineux sont des réservoirs pétroliers, constitués d’un mélange de sable, d’argile, d’eau et de pétrole extra-lourd très biodégradé (huile
très visqueuse) ayant migré, parfois sur de longues distances, depuis leur roche mère.
Les ressources mondiales en schistes bitumineux
varient selon les sources, certaines étant incontrôlables voire peu réalistes. Les professionnels se réfèrent aux travaux de Diny (2003)2, révisés par Nummedal et al. (2009)3
via le Centre COSTAR4 à Golden (Co, USA) (Fig.1). Le Maroc
se situe en 6ème position mondiale, derrière le Brésil et
juste devant la Jordanie, avec des ressources de l’ordre de
38 Gb (milliard de barils) peut-être sous-estimé (un chiffre
de 50 milliards est souvent annoncé). L’ensemble des ressources mondiales seraient supérieures à 3 000 Gb5.
Localisation des gisements marocains
Le Maroc compte plus de vingt indices de schistes
bitumineux répartis sur tout le territoire. Certains ont fait
l’objet de travaux importants ; ce sont les deux principaux gisements de Timahdit et de Tarfaya6 (Fig.2). La localité de Timahdit est située au cœur du Moyen Atlas à
240 km environ au Sud-Est de Rabat et à 40 km au Sud
d’Azrou et d’Ifrane (Photo 1). Tarfaya, bien plus au SudOuest, s’étend le long de la côte atlantique à plus de 500
km au sud d’Agadir. Ces schistes bitumineux appartiennent
à des formations d’âge Crétacé (Timahdit : Maestrichtien ;
Figure 1. Distribution mondiale (10 premiers pays) des ressources en schistes bitumineux, d’après Diny
(2003) et Nummedal et al. (2009).
1. Consultant indépendant, ancien géologue PetroFina & Total. Courriel : [email protected]
2. Dyni, J.R., 2003. Geology and resources of some world oil-shale deposits. Oil Shale, vol. 20, no. 3, 2003, p. 193.
3. Nummedal, D., Bartov, Y., Sarg, R. and Boak, J., 2009. Search and Discovery Article #30083, adapted from oral presentation at AAPG International
Conference and Exhibition, Cape Town, South Africa, October 26-29, 2008.
4. COSTAR, acronyme de Center for Oil Shale Technology and Research, localisé à Golden au CSM - Colorado School of Mines-, groupe de recherche
interdisciplinaire dont les partenaires principaux sont Shell – Total – ExxonMobil.
5. United States Energy Information Administration (EIA).
6.Bencherifa,M.,2010.Moroccan oil shale :a new strategy.30th Oil shale Symposium,hosted by COSTAR,in http://www.costar-mines.org/oil_shale_symposia.html
63
métallogénie et substances minérales
Figure 2. Les trois principaux gisements des schistes bitumineux au Maroc.
Source / ONHYM (Bencherifa, 2010).
Figure 3. Nouvelles cibles identifiées. Source : ONHYM (Bencherifa,
2010).
Tarfaya : Cénomanien). Leur matière organique est
d’origine marine (kérogène sapropélique essentiellement).
capacité journalière de 80 tonnes de minerai pour le traitement de ce gisement du Rif.
On notera aussi, au nord du pays, les gisements
du Rif, principalement celui de Tanger,qui pourrait être plus
important et susceptible d’augmenter l’étendue des ressources marocaines en schistes bitumineux.
Les gisements de Timahdit et de Tarfaya n’ont été
étudiés que plus tard, durant les années soixante. Suite aux
deux chocs pétroliers de 1973 et de 1979 et aux cycles
résultants de hausses des prix du brut, la recherche mondiale et le développement pour la valorisation des schistes
bitumineux ont connu un essor considérable, en particulier au Maroc. Dans les années soixante-dix, les deux gisements de Timahdit et Tarfaya ont fait l’objet de plusieurs
études géologiques et minières, des études de laboratoire ainsi que des tests de pyrolyse et de combustion directe. Un total de 1 500 tonnes de schistes bitumineux de
Timahdit ont été testés par plusieurs procédés de pyrolyse
à travers le monde7 et ont fait l’objet de nombreuses
études de faisabilité technico-économiques. Les travaux
géologiques, miniers et de laboratoire, poursuivis jusqu’en
1985, ont permis en plus de la mise en évidence des
réserves en place et de la caractérisation des schistes bitumineux de Timahdit et de Tarfaya, de démontrer une valorisation certaine de ces schistes par pyrolyse.
Historique de la recherche
En fait, c’est à Tanger que les toutes premières
recherches pour la valorisation des schistes bitumineux
marocains ont été entamées, par la création dans les
années trente, de la SOCIÉTÉ DES SCHISTES BITUMINEUX
DE TANGER. Une étude préliminaire avait estimé à l’époque
les réserves de ce gisement à 2 milliards de barils d’huile
en place. Entre 1939 et 1945, année de suspension du
projet, cette société avait construit une usine pilote d’une
64
Photo 1. Route d’accès au plateau de Tassemakht et aux schistes de
Timahdit (cliché : L. de Walque).
Ce qui a conduit le BRPM et l’ONAREP8 à entamer dès
1979 leur propre expérience par le développement d’un procédé dénommé T39 et la construction d’une usine pilote.Ce
projet d’ingénierie a été stoppé début 1986 (nouvelle
chute des prix pétroliers).Par la suite,l’ONHYM a réactivé le
dossier des schistes bitumineux dès le début 2005 par la
signature d’accords de partenariat avec divers groupements
industriels. Enfin, indiquons que l’ONHYM a identifié cinq
nouvelles cibles d’exploration de schistes bitumineux :
Errachidia, Ouarzazate, Agadir, Essaouira et Tadla10 (Fig.3).
7. Procédés de retorting (définition : voir note 12) américains (TOSCO II, PARAHO et UNION OIL), allemand (LURGI–RUHRGAS), estoniens (KIVITER et GALOTER), canadien (TACIUK) et japonais (JOSECO).
8. L’actuel Office National des Hydrocarbures et des Mines (ONHYM) a été créé en 2005, par la fusion du Bureau de Recherches et de Participations
Minières (BRPM) et de l’Office National de Recherche et d’Exploitations Pétrolières (ONAREP). Depuis leur création, en 1928 pour le BRPM et en 1981 pour
l’ONAREP, ces deux organismes ont été les pionniers et les leaders au Maroc dans leurs domaines d’activité respectifs.
9. Initiales des trois gisements de Tanger, Tarfaya et Timahdit.
10. Voir note 6.
métallogénie et substances minérales
Les trois gisements principaux
Timahdit
Le gisement de Timahdit (Photo 2), d’âge Crétacé
Supérieur (Maastrichtien),se situe dans la chaîne du Moyen
Atlas à une altitude variant entre 1 700 m et 2 300 m.,
à 240 km environ au Sud-Est de Rabat. La partie nord
est couverte de basalte Quaternaire, formant le plateau de
Tassemakht.
Les séries les plus riches en matière organique ont
été divisées en quatre couches lithologiques (T, Y, X et M)
qui ont été corrélées parfaitement sur tout le gisement.
Près de 80 sondages carottés11 ont été exécutés sur le
gisement de Timahdit et ont permis de déterminer des
teneurs moyennes de plus de 60 l/t, pouvant excéder
localement des valeurs de 70 à 80 l/t. Du point de vue
géologique, le gisement est constitué par deux bassins
différents : le synclinal d’El Koubbat au nord-ouest
(250 km2) et le synclinal d’Angueur au sud-est (100 km2),
séparés l’un de l’autre par l’anticlinal de Jbel Hayane. La
zone la plus riche se trouve au centre du synclinal
d’El Koubbat et est caractérisée par les épaisseurs importantes en marnes riches en matière organique (épaisseurs
maximales de 250 m).
Tarfaya
Le gisement de Tarfaya (Photo 3), d’âge Cénomanien, s’étend sur une superficie d’environ 2 500 km2 à
l’est de la ville de Tarfaya, le long de la côte atlantique,
à 500 km au sud d’Agadir. Il longe la lagune de KhenifissNaïla, en bordure du Parc national de Khenifiss. La série
la plus riche en matière organique est composée d’une
alternance de niveaux sombres et clairs de calcaire
crayeux. Cette couche contient également des interca-
Photo 3. Affleurement côtier des schistes bitumineux de Tarfaya (cliché :
L. de Walque).
lations de silex et des nodules carbonatés. Près de 140
sondages carottés au total ont été forés sur le gisement
de Tarfaya. La structure géologique de ce gisement consiste en un anticlinal érodé formant deux flancs de part et
d’autre d’une sebkha dite Sebkha Tazra. Une formation
Plio-Quaternaire variant de 8 à 12 m couvre ces séries.
La zone R, la plus riche, a été divisée en cinq couches
lithologiques différentes dénommées : R0, R1, R2, R3, R4,
et corrélées parfaitement. Des teneurs moyennes de
l’ordre de 50 l/t ont été mesurées, pouvant être localement supérieures.
Gisements du Rif
Photo 2. Affleurement des schistes bitumineux de Timahdit (cliché : L. de
Walque).
Les gisements du Rif (plus connus sous le nom de
gisement de Tanger) se concentrent sur 400 km2 dans la
partie nord-ouest du Rif. L’affleurement le plus connu est
celui de Tanger, mais il existe d’autres affleurements à
Arba Ayach, Beni Arous, Bab Taza et Tétouan. Les épaisseurs des banc principaux ne sont pas considérables, elles
varient de 0.1 à 3 m, avec un rendement moyen d’huile
de 25 à 83 l/t. Les schistes bitumineux du Rif n’ont pas fait
l’objet d’évaluation détaillée récente ni de nouvelles estimations de ressources.
11. 22 000 mètres de carottes récupérées.
Géologues n°194
65
métallogénie et substances minérales
Études de développement
Le procédé de pyrolyse T3 à Timahdit
Historique
En 1979, le BRPM, chargé de la promotion des projets de valorisation des schistes bitumineux, a entamé un
développement d’un procédé de pyrolyse qui se voulait
simple au niveau technologique, et de faible coût. Des
premiers essais encourageants de cette pyrolyse « batch
» par combustion de carbone résiduel ont amené le BRPM
à s’allier avec SCIENCE APPLICATION Inc. aux États-Unis
pour envisager un procédé de pyrolyse in-situ dénommé
plus tard « T3 » (voir note 9).
Le procédé
Il s’agit d’un procédé semi-continu basé sur l’utilisation de deux fours verticaux identiques, fonctionnant
alternativement en mode de pyrolyse et en mode de refroidissement. La pyrolyse est entretenue par l’injection d’air
et de vapeur d’eau provenant du four en mode de refroidissement. Le refroidissement des résidus s’effectue par
l’injection d’un mélange d’air et d’eau pulvérisée à la base
du four. La semi-continuité du procédé est assurée par la
simultanéité des opérations de pyrolyse et de refroidissement et le mode incrémentiel des opérations de déchargement et de chargement.
Unité pilote de Timahdit
En parallèle avec les essais par les procédés cités
plus haut (voir note 7) et suite au pré-développement du
BRPM, l’ONAREP a poursuivi le développement de ce procédé de pyrolyse T3. Dans le cadre de ce projet, l’ONAREP
a construit une unité pilote comportant deux fours de 80
tonnes de capacité chacun (Photo 4).
66
Cette unité pilote a été construite en 1983-1984 sur le
site même de Timahdit, à l’aide d’un prêt de la BANQUE
MONDIALE de 11 millions de dollars.Elle a été mise en marche
et testée à vide,entre janvier et mars 1985,et opérée à charge entre avril 1985 et octobre 1986.La durée de pyrolyse était
de 18 à 36 heures avec une capacité horaire de 2,2 à 4,4 tonnes
de minerai par heure.Dans le meilleur des cas,il était produit
de 240 à 475 litres d’huile par heure et de 850 à 1 650 m3 de
gaz par heure.On peut estimer que plus de 2 500 tonnes de
schistes bitumineux ont été testées par ce procédé qui a
produit 400 tonnes d’huile. L’unité commerciale de production envisagée à cette époque (mais non construite)
aurait pu produire quotidiennement 8 000 barils d’huile
et 200 tonnes de soufre à partir de 25 000 tonnes de
schiste brut, schiste à extraire en surface (carrière) ou en
sub-surface (technique minière) sous les basaltes.
Photo 4. Vue générale de l’unité pilote T3 de Timahdit (cliché : L. de Walque).
Ces dernières années à Timahdit
En 2009-2010 l’ONHYM a conclu un accord de partenariat avec PETROBRAS,associé à TOTAL,visant une étude
de faisabilité et de pré-développement d’un périmètre minier
à Timahdit.En appliquant la technologie de retorting12 Petrosix, mise au point au Brésil. Plus récemment, l’ONHYM a
signé de nouveaux accords avec TAQA (Abu Dhabi National
Energy Company) et SAN LEON ENERGY plc13.
Les projets à Tarfaya
Historique
SHELL INTERNATIONAL PETROLEUM a travaillé sur
un projet à Tarfaya, dès 1982. Une première étude de préfaisabilité a été réalisée entre 1982 et 1984. Par la suite,
SHELL a entamé, dès le début 1985, une phase pré-expérimentale d’une durée de deux ans portant sur des travaux
de terrain et des études de définition plus poussée du
projet de Tarfaya. Après une campagne exhaustive de
forages, le projet s’est concentré sur une exploitation
minière à ciel ouvert (Photo 5) et une étude de viabilité d’un
projet commercial.
Ces dernières années
En 2008-2010, le consortium PETROBRAS-TOTAL
travailla sur un périmètre du gisement de Tarfaya. En 2012,
SAN LEON ENERGY, travaillant également à Tarfaya suite
à un accord de partenariat signé par l’ONHYM, contractait
aux estoniens de ENEFIT OUTOTEC TECHNOLOGY (« EOT »)
une étude de faisabilité d’extraction des schistes de
Tarfaya, et leur transformation via le procédé de retorting
Enefit 280. EOT reprit la base de données des opérations
de SHELL et échantillonna de nouveau l’ancienne carrière excavée par SHELL. Citons enfin ZONATEC et GLOBAL OIL
SHALE ayant signé des conventions sur Tarfaya, respectivement en 2012 et 2014, pour réaliser des essais de centrale
12. Technique destructive de cuisson et de distillation des schistes bitumineux dans des fours mécaniques autoclaves.
13. San Leon, travaillant avec les procédés estoniens d’Enefit (voir ci-après les projets à Tarfaya), a envoyé en 2014 en Allemagne 12 tonnes d’échantillons
de Timahdit pour des essais de transformation.
Géologues n°194
métallogénie et substances minérales
Photo 5. Ancienne carrière d’exploitation de SHELL à Tarfaya (cliché : L. de
Walque).
thermique à lit fluidisé d’une puissance de 100 à 500 MW
environ.
Les défis
Suite à toutes ces études et phases pilotes, on peut
résumer les principales caractéristiques des schistes marocains étudiés14 dans le tableau ci-après (Tableau 1).
Pour atteindre le stade industriel,l’industrie des schistes
bitumineux devra faire face à trois défis principaux :
Tableau 1. Résumé des principales caractéristiques des schistes bitumineux marocains. Source : ONHYM (Bencherifa, 2010).
le défi économique, l’économicité de tels projets dépendant du prix du brut, lesquels à l’heure actuelle ne sont
guère attrayants ;
le défi technologique,quel procédé serait le plus rentable ?
Quel est le rendement énergétique15 ? Quelle quantité de
minerai à extraire pour assurer une durée de vie industrielle ? Et comment (carrière, mine, …) ;
et enfin, le défi environnemental (utilisation de l’eau
dans des régions où la pénurie d’eau est sensible16,
empreinte carbone17, défi sociétal, zones naturelles
protégées…).
14. Voir référence note 6.
15. Le rendement énergétique (ERoEI - Energy Returned On Energy Invested -) ou en français TRE (taux de retour énergétique), est le ratio d’énergie utilisable acquise à partir d’une source donnée d’énergie, rapportée à la quantité d’énergie dépensée pour obtenir cette énergie. Les chiffres marocains ne sont
pas publiés. Au niveau mondial, le rendement énergétique des schistes bitumineux est faible (ERoEI moyen de 4:1, mais pouvant varier selon les sources
et les techniques de seulement 1,3:1 à 7:1 ( Hall, C. et al (2014), Energy Policy, 64, pp 141–152).
16. Les procédés de retorting sont consommateurs de grandes quantités d’eau (valeurs proches de 2,5 barils d’eau nécessaires pour la production d’1 baril
d’huile – procédé Petrosix- ; valeurs inférieures à 1 bw/bo pour la technologie d’Enefit – source TOTAL).
17. Les émissions directes de CO2 du procédé Petrosix sont de l’ordre de 80 à 90 kg CO2 / boe ; de plus de 300 kg CO2 / boe pour le procédé Enefit (source
TOTAL).
Géologues n°194
67
hydrogéologie
Apports de la géologie du Maroc à la gestion
et la planification de ses ressources en eau souterraine
Omar Fassi Fihri 1 .
Introduction
L’importance stratégique des ressources en eau du
Maroc a façonné l’évolution historique de ce pays semi-aride et l’installation de sa population et de ses activités
socio-économiques. Cette importance a contribué à promouvoir les études hydrauliques en général et hydrogéologiques en particulier.
La situation du Maroc, à la limite du craton africain
et de sa marge continentale, l’a positionné à la confluence des orogénèses panafricaine, hercynienne, alpine et
rifaine. Il en a résulté un assemblage diversifié de faciès
étalés dans les étages géologiques et dans les classes
pétrographiques, affectés par des déformations ductiles et
fragiles à différentes échelles, et structurés en domaines
géologiques assez complexes au premier abord. L’hydrogéologie marocaine a hérité de cette situation géologique
particulière, une grande diversité des systèmes aquifères,
avec des caractéristiques lithologiques, structurales et
hydrodynamiques tranchées.Cette variation a engendré un
grand nombre de problématiques qui ont nécessité le
développement, la validation et l’application d’approches
et d’outils adaptés aux résultats escomptés aussi bien au
niveau de la prospection que de l’exploitation,de la gestion
de la planification ou de la protection,applications menées
dans le cadre d’études générales et/ou spécifiques.L’objectif
de cet article est de présenter l’essentiel des résultats de
ces études, en termes de compréhension du fonctionnement et de quantification des termes du bilan des aquifères marocains. Il rappelle l’historique de ces études, les
méthodologies déployées et les outils utilisés, avec leurs
résultats au niveau litho-stratigraphique, structural et
hydraulique, et les perspectives à prévoir pour la capitalisation de ces résultats pour aider à la prise de décision
relative à la gestion d’une ressource stratégique pour tout
développement socio-économique d’un pays semi-aride.
Une grande histoire hydrogéologique
68
Pendant l’antiquité, le Maroc a été un haut lieu de
prospection et d’exploitation des ressources en eau. Le
savoir-faire des romains, des arabes et des andalous s’est
transcrit dans la tradition orale des artisans puisatiers et
sourciers. Les seules reliques de ce savoir-faire restent
cependant la jurisprudence y afférant et les réalisations
dont les plus représentatives sont les puits reliés par des
conduites souterraines connus sous le nom de « khettara », assurant la boisson, l’irrigation et l’abreuvement du
cheptel. Au début du vingtième siècle, les besoins accrus
des nouveaux centres urbains et de la modernisation
grandissante de l’activité agricole ont stimulé la recherche
de nouvelles ressources. Il en a résulté une analyse des
contextes hydrogéologiques des sources pour préparer
leur aménagement, une accélération de la cartographie
géologique, depuis les travaux d’explorateurs regroupés
par Louis Gentil (Gentil, 1912), d’une première étude géologique de la région prérifaine publiée en 1927, jusqu’aux
travaux de Choubert et Marçais dans les années 50. Au
total, 220 cartes géoscientifiques et 180 monographies
ont fait l’objet de publications archivées (Direction du
Développement Minier, 2013). Les travaux de prospection
commencèrent ensuite par se spécialiser, avec la première étude géophysique par sondage électrique dans le couloir Fès-Taza par exemple (1949), la réalisation de forages
d’eau avec la technique rotary qui ont atteint des profondeurs inégalées auparavant, l’élaboration des premières cartes hydrogéologiques (Margat, 1960), et des
premiers documents de planification (plan directeur de
l’aménagement du Sebou, en 1968, par exemple). Suivant
un découpage basé sur la typologie des bassins géologiques, une première synthèse de ces travaux est publiée
sous forme de trois mémoires du Service Géologique du
Maroc dans les années 70 sous l’appellation « Ressources
en eau du Maroc ». Le premier tome a concerné le domaine rifain et l’Oriental (1971), le second a concerné les bassins atlantiques (1975) et le troisième a concerné les
domaines atlasique et sud atlasique (1977). Cette publication a été accompagnée par la rédaction d’une liste
bibliographique regroupant les références antérieures
susceptibles d’aider à l’élaboration de ces ouvrages (Dion
et Moussu, 1976) et a donné lieu à la publication de la
première carte hydrogéologique des nappes du Royaume en 1977. Depuis, trois accélérations des études et des
travaux hydrogéologiques peuvent être notées ; il s’agit de
l’accompagnement de la sécheresse de la fin des années
70 qui a nécessité l’engagement de nouvelles ressources
pour alimenter les villes, du lancement au milieu des
années 90 du programme d’alimentation en eau potable
des populations rurales qui a nécessité l’exploration de
1. Commission des infrastructures, de l’énergie, des mines et de l’environnement - Parlement marocain, Avenue Mohamed V, Rabat, Maroc.
Courriel : [email protected]
Géologues n°194
hydrogéologie
zones reculées, et l’obligation, après l’avènement de la loi
10/95, de réaliser un Plan National de l’Eau à l’échelle du
Royaume, et des Plans Directeurs d’Aménagement Intégré
des Ressources en Eau à l’échelle des bassins versants, ce
qui a nécessité la capitalisation de plusieurs études menées
au niveau de la Direction Générale de l’Hydraulique, de ses
Directions Régionales devenues des Agences de Bassins
Hydrauliques,des centres de recherche spécialisés (CNESTEN2
par exemple) et des universités marocaines et étrangères.
Les conséquences hydrogéologiques
d’une géologie particulièrement riche
Le Maroc offre un échantillonnage varié depuis le
socle cristallin de l’Archéen aux terrains les plus récents
(Michard, 1976 ; Piqué, 1994). L’analyse de la distribution des
différentes formations géologiques permet de distinguer
huit domaines différents présentés sur la figure 1 ; il s’agit
de quatre domaines montagneux (rifain, atlasique, anti-
Figure 1. Carte des grands domaines géologiques du Maroc. Source : modifiée et simplifiée à partir de la carte géologique du Maroc, 1985. Notes et Mémoires
n° 260 du Service géologique du Maroc.
2. Centre National de l’Énergie, des Sciences et des Techniques Nucléaires.
Géologues n°194
69
hydrogéologie
70
atlasique et le socle cristallin) et quatre bassins subsidents (plaines atlasiques, domaine oriental, sillon sudatlasique et bassin de Laayoun-Dakhla). Le socle cristallin
a émergé au sud-ouest du Royaume suite à l’orogénèse
panafricaine. Ces roches n’abritent pas de ressources souterraines notables. Le domaine anti-atlasique fait partie
des chaînes hercyniennes qui ont résulté de la collision
entre la Laurasia et le Gondwana (domaine de l’Anti-Atlas
et ses prolongements au sein des provinces sahariennes
en plus de la Meseta). La série qui peut dépasser les
10 000 m commence par un Cambrien carbonaté avec
des intrusions de syénites (zone axiale de l’Anti-Atlas).
L’Ordovicien est essentiellement représenté par des dépôts
détritiques quartzitiques au sein de Jbel Bani et au niveau
de la moyenne vallée du Drâ. Le Silurien correspond à des
passages de calcaires qui, lorsqu’ils sont fracturés, peuvent
abriter des nappes locales émergeant au niveau de certaines mines du Bas-Drâ et Bani, et parfois utilisables par
la population. Le Dévonien est caractérisé par des séries
calcaires récifaux, avec des séries argilo-gréseuses épaisses.
Le Carbonifère inférieur débute par des argilites puis viennent les grès et les calcaires, avec en particulier la mise en
place de laves et d’intrusions basiques, du Viséen supérieur
et du Namurien. Dans ces formations, les ressources en eau
souterraines sont liées à des formations détritiques,
carbonatées et mêmes endogènes particulièrement
productives lorsqu’elles sont fracturées (forage de
Bab Bouidir dans le massif de Tazekka, ou celui de
Tamchachate par exemple). Les terrains permiens sont
en discordance angulaire sur les structures hercyniennes.
Ce sont des dépôts continentaux provenant de l’érosion
des reliefs de la chaîne hercynienne, repris au niveau des
dépressions dans des dépôts quaternaires, comme c’est le
cas à l’oued Seyad et l’oued Noun, du Hamada du Drâ ou
dans la région de Maïdère. L’importance de cette ressource
est à lier à l’alimentation en eau potable d’agglomérations situées dans des zones arides et éloignées des
réseaux régionaux de distribution. Le Mésozoïque et
le Cénozoïque sont représentés par des dépôts de plateforme épicontinentale plus ou moins tabulaires. Ainsi, le
Trias est représenté par les argiles rouges et les basaltes
doléritiques, le Jurassique, marin, par les calcaires et les
marno-calcaires, surmontés par une série marine littorale du Crétacé supérieur au Néogène. Les bassins résiduels
sont remplis par des dépôts lacustres au Plio-quaternaire. Les ressources en eau les plus importantes du pays
sont emmagasinées dans ces formations, avec en particulier les carbonates fracturés et karstifiés du Haut et
du Moyen Atlas d’où émergent les principales sources
alimentant les rivières du pays. Ces nappes deviennent
captives et le plus souvent multicouches au sein du sillon
Géologues n°194
sud-atlasique, des plaines atlasiques, du domaine oriental. Le sillon sud-atlasique est considéré comme l’avantfosse entre les domaines du Haut Atlas et de l'Anti-Atlas.
Il est constitué d'Ouest en Est de trois cuvettes principales que sont le Souss, le bassin d'Ouarzazate et le bassin d’Errachidia-Boudenib. Les affleurements y sont représentés par des faciès post-liasiques et vont du Crétacé
inférieur au Quaternaire récent, généralement détritiques
et dont les eaux assurent l’alimentation des populations.
Les plaines atlasiques sont représentés par le sillon sudrifain, situé entre les chaines rifaine et atlasique, regroupant le bassin Fès-Meknès et le couloir Fès-Taza, prolongé vers l’Est par la plaine de Guercif et le Couloir
Taourirt-Oujda, et vers l’Ouest par les nappes du Gharb et
de Dradère-Soueire. Il s’agit d’un système multicouches
constitué, en fonction des aléas de la paléogéographie,
de différentes formations de la série, avec une prédominance des carbonates liasiques et des sables et calcaires
lacustres du Plio-quaternaire. Ce domaine est prolongé
plus au sud, et sur l’autre flanc de la Meseta centrale hercynienne ; le domaine atlantique est représenté par les
nappes du Plateau des phosphates, du Tadla, de la Bahira,
de Jbilete et Mouissate et du Haouz. Ces nappes coulent
dans des formations de même type, séparées par des
hauts fonds plus ou moins étanches. Leur ressource a toujours été décisive dans l’installation des populations et
le développement de l’agriculture. En allant vers l’Atlantique, les nappes de la plaine de Berrechid et du synclinal
d’Essaouira-Chichaoua, occupent une situation intermédiaire alors que les nappes de la Chaouia côtière, de Doukkala-Abda, de Sahel de Safi à Azemmour, sont représentés
par des dépôts détritiques côtiers. Le même modèle est respecté au Sud-Ouest du bassin de Laayoun-Dakhla avec
un aquifère profond du Crétacé, exploité à des profondeurs qui peuvent dépasser les mille mètres. Enfin, le
domaine rifain a subi une évolution plus particulière avec
la mise en place d’une zone axiale paléozoïque de faible
productivité, d’une zone rifaine dont la dorsale calcaire
liasique nourrit les principales sources et rivières du Rif, de
la zone des rides prérifaines multicouches alimentant
plusieurs sources et du Pré-Rif essentiellement marneux
avec des nappes perchées assez limitées.
Les développements
des méthodologies et des outils
L’État marocain s’est orienté depuis les années
1960 vers la maîtrise de ses ressources en eau comme
levier de son développement socio-économique. Cette
orientation, consolidée par la promulgation de la loi sur
l’eau en 1995, a permis d’instaurer les principes de la
hydrogéologie
gestion rationnelle par bassin versant, de la concertation
dans la planification, de l’intégration dans les interventions,
et de la responsabilité dans les financements (principes
pollueur-payeur et préleveur-payeur). L’implémentation
de ces principes a nécessité la capitalisation des études
antérieures et le lancement d’études complémentaires
adaptées aux questions en suspens. Un exemple de cette dynamique pourrait être focalisé sur le sillon sud-rifain
abritant une nappe phréatique plio-quaternaire et une
nappe liasique profonde captive voire artésienne par
endroits. L’essentiel des travaux menés dans la première
moitié du siècle dernier s’est intéressé à la nappe phréatique accessible et essentiellement représentée dans la
partie ouest du sillon (bassin Fès-Meknès). Ces travaux
ont permis de dresser la carte hydrogéologique du bassin
(Margat, 1960), outil avant-gardiste à l’époque et toujours
utilisé pour l’exploitation de cette nappe. En parallèle, les
forages de reconnaissance, et en particulier les forages
pétroliers, ont mis en évidence la présence d’une nappe
profonde. L’augmentation des besoins des villes du bassin
suite à la sécheresse de la fin des années soixante-dix a
induit la réalisation de forages d’exploitation dépassant
parfois les 1 400 m, avec une généralisation des résultats
des études géophysiques à tout le bassin (DRPE3, 1988). La
simulation du comportement de la nappe vis-à-vis des
contraintes de la recharge et de la surexploitation qui
commençait à se faire sentir est entreprise (McDonalds,
1990) ; elle a bénéficié des résultats des analyses isotopiques pour définir les conditions aux limites de l’aquifère (Louvat et Bichara, 1990) et a été reprise en 2010 pour
intégrer les nouvelles données et préparer la concertation dans le cadre du contrat de nappe entre les différents
usagers (ABHS4, 2010). Plus à l’Est, l’étude du couloir FèsTaza subit la même évolution dans les années 1990, avec
la définition par géophysique, de la géométrie des aquifères (DRPE, 1993 ; Fassi Fihri, 1996) et la synthèse hydrogéologique (Fassi Fihri,1997). Ces études ont permis d’orienter la réalisation des forages de reconnaissance puis
d’exploitation pour satisfaire les besoins de la ville de Taza
et du couloir qui la relie à Fès. Plus généralement et sur l’essentiel des bassins du Royaume, cette dynamique a permis de forger une méthodologie pluridisciplinaire basée
sur un approfondissement de la connaissance de ces ressources pour comprendre les facteurs influençant leur
comportement (lithostratigraphie, analyse structurale,
géophysique, géochimie, hydrodynamique, synthèse cartographique sur système d’information géographique),
sur une quantification de leur recharge et de leur décharge pour estimer leur ressource mobilisable (climatologie,
hydrologie, inventaire des points d’eau, piézométrie, essais
de pompage, bilan hydraulique), et sur la modélisation
du système aquifère pour l’amélioration de la prévision
de sa réponse vis-à-vis des sollicitations externes (Fassi
Fihri et Sefrioui, 2014).
Conclusions et perspectives
Les études hydrogéologiques des aquifères marocains présentent un exemple d’adaptation des outils et des
méthodologies aux contextes et aux problématiques.
Elles ont en effet bénéficié d’une grande richesse
géologique et d’une intégration de la gestion et de la
planification des ressources en eau dans les stratégies de
développement socio-économique.Après une quarantaine
d’années de la première synthèse nationale, il serait utile
de mener une deuxième synthèse qui permettrait une
capitalisation des nouvelles connaissances pour les rendre
accessibles aux gestionnaires et aux usagers, une intégration des données relatives aux provinces sahariennes,
une valorisation des efforts déployés dans les différents
aspects de gestion et de planification de ces ressources et
une ouverture sur les perspectives de développement à
prévoir et des études à mener pour améliorer l’état des
connaissances à l’avenir. Une telle synthèse pourrait être
basée sur l’élaboration d’une base de données sur système d’information géographique, couplée à une analyse critique des différentes études, définissant les caractéristiques intrinsèques des réservoirs souterrains et les
évolutions temporelles des ressources en fonction des
changements climatiques, des aléas hydrauliques et des
facteurs anthropiques.
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Géologues n°194
71
hydrogéologie
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72
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Faculté des Sciences, Meknès, 234 p.
hydrogéologie
Évaluation du potentiel des ressources en eau souterraine d’un bassin
hydrogéologique d’extension régionale. Cas du bassin du Sebou (Maroc)
Mohamed Sinan 1 , Abdessadek Chtaini 2 , J. Filali Jaouad 3 .
Introduction
rales principales Fig. 1) :
Le bassin de Sebou est situé dans la partie nordouest du Maroc, entre le littoral atlantique à l’ouest,
le bassin de la Moulouya à l’est, la chaîne montagneuse du
Rif au nord et celle du Moyen-Atlas au sud. L’altitude
moyenne du bassin avoisine 500 m et sa superficie s’étend
sur environ 40 000 km2. Le bassin du Sebou fait partie
des bassins les plus riches en eaux souterraines du Maroc,
et sont contenues dans plusieurs aquifères.
Nous traiterons ici de l’amélioration et de l’actualisation des connaissances géologiques et hydrogéologiques du bassin, ainsi que des éléments des bilans des
aquifères qu’il contient.
l’Ouergha en amont du barrage Al Wahda : constitué
essentiellement par des formations argilo-marneuses
imperméables du Crétacé ;
les bassins du Gharb, le Saïss et le couloir de Fès-Taza
(contenus entre les chaînes du Rif et du Moyen Atlas) à
remplissage essentiellement tertiaire et quaternaire.
Les deux dernières unités renferment également des
formations calcaires du Lias ;
le Beht est constitué par des formations permotriasiques et primaires imperméables ;
le Haut Sebou (qui fait partie du domaine atlasique) est
constitué essentiellement par les calcaires jurassiques.
Contextes climatiques, hydrographiques et géologiques
Ressources en eau des principales
nappes du bassin de Sebou
Le climat général du bassin de Sebou est de type
méditerranéen à influence océanique. La pluviométrie
moyenne annuelle est de 750 mm avec un minimum de
400 mm sur le Haut Sebou et un maximum de 1 800 mm
sur les hauteurs de la chaine du Rif. Les températures
moyennes annuelles varient selon l’altitude et la continentalité entre 10 et 20°C. L’évaporation
potentielle moyenne annuelle du bassin
varie entre 1 600 mm sur la côte atlantique et 2 000 mm à l’intérieur du bassin.
Le bassin du Sebou fait partie des régions les plus
riches en eau souterraine du Maroc, dont le potentiel
s’élève à environ 800 hm3/an (20% du potentiel total
mobilisable). Ces ressources sont contenues dans plusieurs aquifères, dont les plus importants sont (Fig. 2) : le
Dradère-Souière, la Maâmora, le Gharb, le Sais (phréa-
Le réseau hydrographique du bassin de Sebou est représenté notamment
par l’oued Sebou et ses affluents. Ils
drainent donc une superficie d’environ
40 000 km2, avec des apports évalués à
environ 5 000 hm3/an4 (représentant environ 20 % du potentiel total en eau superficielle du Royaume). Le débit de l’oued
Sebou est régulé par 10 grands barrages et
par 45 petits barrages ou lacs collinaires.
Parmi ces barrages, figure le barrage
Al Wahda, qui est le 2ème plus grand barrage d’Afrique, avec une capacité totale
de stockage de 3,7 milliards de m3.
Géologiquement,le bassin du Sebou
peut être divisé en quatre zones structu-
Figure 1. Contexte géologique général du bassin de Sebou (source : ABHS5, 2006).
1. Professeur. École Hassania des Travaux Publics, Casablanca, Maroc. Courriel : [email protected]
2. Professeur. Université Hassan II. Faculté des Sciences de Ben M’Sik, Casablanca, Maroc. Courriel : [email protected]
3. Ingénieur. Secrétariat d’État Chargé de l’Eau et de l’Environnement, Rabat, Maroc. Courriel : [email protected]
4. Un million de m3 = 106 m3 = 1 hm3 = 100 m x 100 m x 100 m.
5. Agence du Bassin Hydraulique de Sebou.
Géologues n°194
73
hydrogéologie
tique et profond), le couloir de Fès-Taza (phréatique et profond), le Causse moyen atlasique (basaltes quaternaires
et calcaires et dolomies du Lias) et le Moyen Atlas, plissé.
Ces ressources contribuent considérablement au
développement économique et social de la population,
en assurant l’approvisionnement en eau potable et industrielle (AEPI) d’une grande partie des centres urbains, l’AEP
du milieu rural et la satisfaction des besoins en eau des
périmètres irrigués (petite et moyenne hydraulique).
Nappe de la Maâmora
Cette nappe s’étend sur une superficie d’environ
1 500 km2 et circule dans des formations gréso-sableuses
(d’âge Plio-Villafranchien). La profondeur de sa surface
piézométrique varie généralement entre 0 et 40 m. L’écoulement général de l’eau souterraine se fait du sud vers le
nord et le nord-ouest, en direction de l’Océan Atlantique.
L’épaisseur moyenne de la nappe est évaluée à 50 m et ses
réserves totales sont estimées à environ 500 hm3. L’alimentation de la nappe est assurée exclusivement par l’infiltration des eaux de pluie, dont le volume est estimé à
environ 150 hm3/an. Ses sorties sont constituées par le
déversement souterrain de l’eau dans la nappe du Gharb
(située plus au nord), l’écoulement vers l’Océan Atlantique (à l’ouest) et l’oued Beht, et par les divers prélèvements (agricoles, eau potable et industrielle). Le volume
actuel de ces sorties s’élève à environ 172 hm3/an. Les eaux
de la nappe sont extrêmement douces, le résidu sec varie
entre 250 et 500 mg/l et leur faciès chimique est du type
bicarbonaté-calcique. Le bilan de la nappe est légèrement
déficitaire d’un volume moyen annuel d’environ 12 hm3/an,
à l’origine des légères baisses piézométriques enregistrées
74
depuis l’année 1998,dont la hauteur varie entre 1.5 et 2.5 m.
Nappes du Gharb
Le bassin du Gharb (environ 4 000 km2) referme un important complexe aquifère, constitué par une
nappe superficielle libre et par une nappe profonde
semi-captive. La nappe supérieure (de faible importance) circule dans des formations silto-argileuses du
Quaternaire et la nappe profonde du bassin (la plus
importante) circule dans des grès, galets, sables et
cailloutis du Plio-Quaternaire, caractérisées par de
bonnes caractéristiques hydrodynamiques. La profondeur de la nappe est généralement comprise entre
4 et 8 m et son écoulement général se fait du sud vers
le nord et de l’est vers l’ouest. L’épaisseur moyenne de
la nappe est évaluée à environ 50 m et ses réserves en
eau totales sont estimées à 500 hm3.
Le suivi piézométrique montre une baisse des
niveaux variant entre 4 et 8 m dans les secteurs nord et
est de la nappe et une stabilisation dans sa partie côtière. L’alimentation de la nappe se fait par l’infiltration des
eaux de pluie, le retour des eaux d’irrigation et par le
déversement souterrain de la nappe de la Maâmora. Les
sorties de la nappe sont constituées par les prélèvements
agricoles et d’AEPI et par le déversement dans l’Océan
Atlantique à l’ouest, avec un volume total d’environ 261
hm3/an. Le bilan hydraulique de la nappe enregistre un
déficit annuel, évalué à environ 37 hm3/an.
Nappe de Dradère-Souière
La nappe (s’étendant sur une superficie d’environ
600 km2) circule dans des lumachelles, des sables gréseux
du Pliocène et dans des conglomérats du
Quaternaire et du Plio-Villafranchien. Sa
profondeur varie généralement entre
0,5 et 6 m. L’écoulement de la nappe se
fait selon plusieurs directions,notamment
vers l’ouest (Océan Atlantique et Meja
Zerga) et le sud-est (l’oued Dradère et ses
affluents). Le suivi piézométrique de la
nappe montre une tendance variable dans
l’espace : stabilisation dans les secteurs
côtier, central et est, une remontée des
niveaux au nord-est et le long de l’oued
Dradère, une tendance à la baisse dans le
secteur central, au nord-est de Moulay
Bousselham et au sud de Merja Zerqa
(environ 1 m par an). Les réserves totales
de la nappe sont estimées entre 1,2 et 2,5
milliards de m3 d’eau. L’alimentation prinFigure 2. Carte de situation des aquifères du bassin de Sebou (source : ABHS., 2006).
Géologues n°194
hydrogéologie
cipale est assurée par l’infiltration des eaux de pluie et par
le retour des eaux d’irrigation. Son volume total s’élève à
environ 111 hm3/an. Les sorties naturelles de la nappe sont
constituées par le drainage des oueds Dradère et Souière,
par l’écoulement souterrain vers l’océan atlantique, par le
déversement de l’eau dans les merjas Zerga et Halloufa et
par les prélèvements agricoles et d’AEPI. Le volume total
des sorties de la nappe s’élève à environ 111 hm3/an et son
bilan hydraulique est globalement équilibré.
Nappes du bassin de Fès-Meknès
Le bassin de Fès- Meknès s’étend sur une superficie
d’environ 2 100 km2 et renferme deux nappes superposées.
La première est superficielle et libre et la seconde est
profonde,captive et artésienne par endroits.La nappe superficielle circule dans des sables, grès et conglomérats du
Plio-Quaternaire, les marnes sableuses et localement dans
des calcaires lacustres karstifiés. Elle ne constitue pas un
intérêt hydrogéologique dans le bassin,en raison de sa faible
productivité et de la qualité généralement mauvaise de ses
eaux. Son substratum est constitué par les marnes bleues
du Miocène (Tortonien), dont l’épaisseur peut atteindre
900 m, mettant ainsi en charge la nappe profonde du Lias.
La nappe profonde du bassin circule principalement
dans des formations carbonatées (dolomies et calcaires) du
Lias. Elle se manifeste à travers une multitude de sources
(dont certaines sont chaudes, cas de la source de Moulay
Yaâkoub,débitant une eau avec une température comprise
entre 35 et 40°C) et son écoulement général se fait du sud
vers le NNE dans le bassin de Fès et vers le NNO dans le
plateau de Meknès. La pression hydraulique en tête des
forages varie entre quelques bars à 24 bars dans la plaine de
Fès et entre 2 et 5 bars dans le plateau de Meknès. La nappe
connaît une importante baisse de ses niveaux piézométriques depuis le début des années 80, évaluée en moyenne à environ 2 m/an (Fig. 3). L’épaisseur moyenne du Lias au
niveau du bassin de Fès-Meknès est d’environ 80 m et ses
réserves totales sont estimées à 2,5 milliards de m3 d’eau.
La majorité des ouvrages capte une eau de miné-
Figure 3. Historique piézométrique de la nappe du Lias du bassin de Sebou
– Sud du plateau de Meknès (source : ABHS., 2006).
ralisation inférieure à 0,7 g/l. Le faciès chimique de l’eau
est généralement du type bicarbonaté-magnésien,
chloruré-calcique.
L’alimentation principale de la nappe profonde se
fait par abouchement souterrain avec le Causse moyen
atlasique le long de sa limite sud. Les sorties de la nappe
sont constituées par des sources et des oueds, la drainance ascendante vers la nappe phréatique, les prélèvements agricoles et d’AEPI. Le volume total des prélèvements utilisés pour l’alimentation en eau potable des
villes de Fès et Meknès s’élève à environ 100 hm3/an. Le
bilan de la nappe est très déficitaire. Ce déficit est évalué,
à partir des baisses des niveaux piézométriques (environ
2 m/an), à environ 63 hm3/an. Le bilan hydraulique global
du système aquifère du bassin de Fès-Meknès s’élève à
environ 100 hm3/an (3,2 m3/s).
Nappe du couloir de Fès-Taza
Le couloir de Fès-Taza occupe sur une superficie
d’environ 1 560 km2. Sur le plan morphologique, ce couloir
est un grand fossé compris entre deux unités montagneuses : le Rif au nord et le Moyen Atlas au Sud.
L’aquifère principal de ce couloir est contenu dans des
dolomies et calcaires du Lias moyen, découpés en horsts
et grabens par toute une série d’accidents, de failles à
rejet sensiblement vertical, d’importance variée.
La profondeur de la surface de la nappe varie entre
moins de 20 m au niveau des limites du couloir et plus de
100 m à son centre. Le faciès chimique de l’eau est globalement du type carbonaté-calcique. L’alimentation principale de la nappe se fait à partir de l’infiltration des eaux
de pluie, avec un volume estimé à environ 105 hm3/an.
Les sorties de la nappe sont constituées par l’écoulement
souterrain vers le nord-ouest et par les prélèvements
agricoles d’AEPI. Leur volume total s’élève à environ
108 hm3/an. Le bilan hydraulique de la nappe est excédentaire d’un volume moyen annuel d’environ 38 hm3/an.
Nappes du Moyen-Atlas tabulaire
Le Moyen Atlas tabulaire est encadré au nord par
le bassin de Fès-Meknès, au sud par le Haut Atlas et
la vallée de la Haute Moulouya, à l’est par la vallée de la
Moyenne Moulouya et à l’ouest par la Méséta marocaine.
La superficie totale du bassin s’étend sur environ 4 200 km2.
Il est constitué de vastes plateaux karstiques, surplombant la plaine de Fès-Meknès (située au nord). Le Moyen
Atlas tabulaire est drainé par une multitude de sources
(plus d’une centaine), dont le débit total s’élève à environ
6,4 m3/s. Les principales sources sont celles d’Ain Bittit
(1,32 m3/s), Tizgdelt (0,32 m3/s), Regrag (0,30 m3/s)...
Géologues n°194
75
hydrogéologie
Le Causse moyen atlasique englobe deux aquifères
principaux d’intérêt inégal ; ce sont l’aquifère des basaltes
quaternaires et celui des calcaires dolomitiques du Lias.
D’une superficie totale d’environ 980 km2, l’aquifère basaltique est constitué de dolérites,d’âge quaternaire,résultant
d’une intense activité volcanique. L’aquifère liasique circule
principalement dans des fissures, fractures et chenaux
karstiques des calcaires dolomitiques du Lias inférieur et
moyen.La carte piézométrique de l’aquifère liasique (Fig.4),
montre que l’écoulement général de la nappe se fait du sud
vers le nord-est et le nord-ouest et est drainé par les nombreuses sources limitant le bassin. L’alimentation totale
du bassin (d’origine essentiellement pluviale) s’élève à
environ 690 hm3/an et ses sorties totales s’élèvent à environ 660 hm3/an. Le bilan hydraulique global du système
aquifère du Moyen Atlas tabulaire est légèrement déficitaire d’environ 30 hm3/an (soit environ un débit de 1 m3/s)
à l’origine des baisses des niveaux piézométriques enregistrées (Fig. 5).
Nappes du Moyen Atlas plissé
Le Moyen Atlas plissé constitue un massif allongé
76
Figure 5. Évolution piézométrique de la nappe du Lias du bassin de Agourai (source : ABHS., 2006).
d’environ 250 km dans le sens NNE-SSW, large de 10 à
50 km et s’étale sur une superficie d’environ 4 200 km2.
Le Moyen Atlas plissé se présente sous forme de quatre
grandes rides montagneuses parallèles séparées par de
hautes vallées. Il est drainé par de nombreuses sources,
dont le débit total s’élève à environ 8,5 m3/s (environ
266 Mm3/an). Les principales sources sont Ain Sebou
(Q= 2,5 m3/s), Ain Tataw (Q= 1,6 m3/s), Ain Slilou
(Q= 1,1 m3/s). Toutes les eaux souterraines ont globale-
Figure 4. Carte piézométrique de la nappe du Lias du Causse du Moyen Atlas – mars-avril 2005 (source : ABHS., 2006).
Géologues n°194
hydrogéologie
une baisse continue de leurs niveaux piézométriques
(dont l’amplitude moyenne varie entre quelques cm et
plus de 2 m/an). La baisse cumulée des niveaux piézométriques de la nappe du Lias du bassin de Fès-Meknès
a atteint 70 m (entre 1980 et 2003) ;
une baisse des écoulements naturels des nappes
(sources, drainage des oueds, déversement vers des lacs
naturels...) ;
Figure 6. Bilans hydrauliques des nappes du bassin de Sebou (source :
ABHS., 2006).
ment un faciès bicarbonaté, calco-magnésien, avec un
résidu sec inférieur à 1 g/l. L’alimentation principale de la
nappe est assurée par l’infiltration des eaux de pluie, avec
un volume moyen d’environ 215 hm3/an. Les sorties de la
nappe sont constituées principalement par des sources,
par les prélèvements agricoles et d’AEP. Leur volume
total s’élève approximativement à 286 hm3/an. Le seul
piézomètre contrôlé du bassin montre globalement une
stabilité des niveaux de la nappe, traduisant l’équilibre
de son bilan hydraulique.
Ressources en eau souterraines
mobilisables dans le bassin de Sebou
Les entrées nettes d’eaux souterraines du bassin de
Sebou s’élèvent à environ 1667 hm3/an et ses sorties nettes
sont évaluées à environ 1 823 hm3/an, ce qui indique un
déficit annuel d’environ 156 hm3/an (environ 5 m3/s). Les
nappes actuellement déficitaires (niveaux piézométriques
en baisse) sont celles de Fès-Meknès (nappe libre et
nappe profonde), du Gharb, de Maâmora, de Taza et de Bou
Agba. Seule la nappe profonde du Lias du couloir de FèsTaza est excédentaire d’un volume moyen d’environ
38,5 hm3/an et celle des basaltes quaternaires du Moyen
Atlas tabulaire d’un volume moyen de 15 hm3/an (Fig. 6).
Conclusion
Les résultats de cette importante étude hydrogéologique montrent que les nappes du bassin de Sebou
ont subi de façon significative, les impacts négatifs des
années successives de sécheresse et d’accroissement des
prélèvements. En effet, les bilans hydrauliques des principales nappes du bassin sont déficitaires d’un volume
annuel variant entre environ 7 hm3/an (nappe de Taza) et
100 hm3/an (système aquifère de Fès-Meknès). Ce déficit
des bilans s’est traduit par :
une dégradation de la qualité des eaux souterraines,
notamment celles des nappes côtières (Gharb, Maâmora, etc.) en raison de l’avancée du biseau salé.
Cette situation hydraulique difficile impose une
gestion plus rationnelle des ressources en eau du bassin
du Sebou, en particulier par :
le renforcement du rôle de la police de l’eau et une plus
grande application de la loi 36/15 (notamment ses articles
relatifs aux principes de préleveur-payeur et de pollueurpayeur) ;
l’encouragement à mener auprès des agriculteurs,pour utiliser des techniques économes d’eau (goutte à goutte)
en remplacement du système gravitaire (majoritaire),
grand consommateur d’eau ;
la réutilisation des eaux usées épurées domestiques et
industrielles, notamment pour l’arrosage des espaces
verts et pour l’irrigation des espèces agricoles adaptées ;
la multiplication des opérations de recharge artificielle
des nappes par des eaux superficielles hivernales excédentaires ;
la collecte et l’utilisation des eaux pluviales et ;
la rationalisation de l’utilisation des intrants chimiques
en agriculture (engrais et pesticides).
Références bibliographiques
ABHS., 2005. PDAIRE Sebou. Mission I.2. Évaluation des Ressources en eau du bassin de Sebou. Eau de surface.
ABHS., 2006. PDAIRE Sebou. Mission I.2. : Évaluation des Ressources en eau du bassin de Sebou. Eau souterraine.
Amraoui F., 2005. Contribution à la connaissance des aquifères karstiques : cas du Lias de la plaine du Saïs et du Causse
moyen atlasique tabulaire (Maroc). Doctorat d’État. Univ.
Hassan II. Ain Chock. Casablanca.
Essahlaoui A., 2000. Contribution à la reconnaissance de formations aquifères dans le bassin de Meknès-Fès (Maroc). Prospection géoélectrique,étude hydrogéologique et inventaire des
ressources en eau.Thèse de Doctorat en Sciences Appliquées.EMI.
Direction de l’Hydraulique, 1975. Ressources en eau du Maroc.
Tome 2. Plaines et bassins du Maroc atlantique.
77
Géologues n°194
hydrogéologie
Utilité du monitoring des forages d’exploitation d’eau
pour la rationalisation de l’irrigation agricole au Maroc
Fouad Amraoui 1 .
Introduction
La demande en eau souterraine a connu, au cours
des dernières décennies, un accroissement considérable
pour répondre aux besoins des programmes de développement,notamment agricoles.En effet,l’ambition du « Plan
Maroc Vert » est de moderniser l’agriculture, en développant plusieurs filières à travers le pays. Ceci passe par la
valorisation de milliers d’hectares en y implantant des
projets irrigués, grands consommateurs d’eau, parfois alimentés uniquement à partir des eaux souterraines. Par
conséquent, la plupart des nappes d’eau souterraine du
pays enregistre un fort déficit qui s’aggrave en continu.
La réussite des projets agricoles irrigués passe par
une maîtrise de la ressource en eau. La pérennité de cette
dernière nécessite une rationalisation et un suivi rigoureux,
pour avoir une visibilité à moyen terme et pour anticiper
les dysfonctionnements.
L’objet de cet article est de montrer l’utilité d’un
monitoring, pratiqué depuis dix ans, sur une quinzaine
d’ouvrages d’exploitation d’eau d’une ferme agricole d’oliviers haute densité (Fig. 1) et de vignobles d’environ 600
hectares, dont 530 irrigués. Ce monitoring permet de
contrôler l’irrigation actuelle tout en se projetant sur les
évolutions futures.
taire. Il joue un rôle déterminant dans les équilibres macroéconomiques du pays et supporte une charge sociale
importante (génération de 80 % des revenus en milieu
rural). Le Maroc a fait le choix de développer et de moderniser plusieurs filières agricoles et ceci à travers des plans
régionaux « Plan Maroc Vert ». Ceci passe, entre autres,
par : la valorisation de dizaines de milliers d’hectares, la
libéralisation du foncier étatique, l’établissement des
contrats programmes avec les opérateurs privés et la
maîtrise des irrigations (rationalisation et suivi).
L’eau souterraine représente le quart du potentiel en eau au Maroc. Elle a l’avantage d’avoir une bonne
répartition spatiale, une régularité assurée, une facilité
d’accès et un faible coût de mobilisation. Par contre, elle
est vulnérable, notamment dans un contexte de changement climatique, et est exposée à la surexploitation, en raison de la grande demande domestique, touristique, industrielle et agricole. Ceci se traduit sur le terrain, par une
tendance à la baisse du niveau des nappes et une dégra-
Contexte de l’étude
Le secteur agricole contribue, au Maroc, à 19 % du
PIB. Il emploie plus de 4 millions de ruraux associés à environ 100 000 emplois dans le domaine de l'agro-alimen-
78
Figure 1. Champ d’oliviers haute densité (cliché : F. Amraoui).
Figure 2. Domaine agricole avec les points d’eau, les bassins et les conduites
de transfert entre bassins (source : modifié sur fond d’image Google).
1. Équipe Hydrosciences, Laboratoire Géosciences Appliquées à I’Ingénierie de l’Aménagement (G.A.I.A.). Université Hassan II de Casablanca, Faculté des
Sciences Ain Chock, Km 8, route d’El Jadida, BP 5366 Maarif, Casablanca, Maroc. Courriel : [email protected]
Géologues n°194
hydrogéologie
Figure 3. Photo d’un chantier de forage rotary (droite), caisse de cuttings (gauche) et enregistrement GammaRay (centre) montrant la superposition des deux
aquifères, un superficiel et un plus profond (source : clichés F. Amraoui, GammaRay : rapport Les Deux Domaines, 2012).
dation parfois, de la qualité de l’eau marquée par l’apparition de teneurs alarmantes pour certains indicateurs de
qualité.
Les données ainsi recueillies sont traitées,et chaque
fin de campagne agricole donne lieu à un rapport détaillé
qui relate les points suivants :
Le domaine agricole en question (Fig. 2) est situé
en bordure de la plaine du Saïs,à environ 20 km au sud-ouest
de la ville de Meknès. Un projet oléicole (400 ha) et un projet viticole (130 ha) y sont développés à travers un contrat
programme public-privé,sur 3 ex unités agricoles étatiques.
À cet endroit, l’aquifère libre se développe en surface dans
des grès sableux plio-quaternaires et en profondeur dans
la molasse du Burdigalien et surtout dans des grès et
schistes paléozoïques (Fig. 3). On note une forte hétérogénéité spatiale qui se traduit sur le terrain par une variabilité importante dans le rendement des forages. Ceci a
conduit,pour gérer les irrigations,à foncer quinze ouvrages
d’eau d’exploitation, profonds de 93 à 250 m (voir figure.
2), et de mettre en place 4 bassins de stockage répartis sur
la ferme,avec des systèmes de transfert d’eau entre bassins :
du B1 vers B3 (200 m3/h) et du B3 vers le B4 (230 m3/h).
les principales interventions techniques sur les ouvrages
d’eau (auscultations par caméra, réhabilitations,
réparations ou changements de pompes, rajouts ou
retraits d’éléments de refoulement, réparation des
pannes électriques…) ;
Méthodologie
les travaux programmés pour l’exercice suivant
(diagnostic, nettoyage, débouchage…) ;
les débits unitaires des ouvrages depuis le début du
suivi ;
la production unitaire des ouvrages durant la campagne
et leur contribution relative au volume produit ;
le volume total produit pour subvenir aux besoins des
530 ha irrigués, la dotation moyenne à l’hectare et sa
comparaison avec les exercices passés ;
les heures de transfert entre bassins qui génèrent une
facture énergétique importante qu’il faut rationnaliser
au maximum ;
l’importance et la répartition des pluies qui conditionLe protocole de suivi au pas de temps de quinze
nent le début de la campagne d’irrigation et
jours, permet de mieux comprendre les modalités de
l’importance des prélèvements dans la nappe.
fonctionnement des aquifères et de prévenir tout dysfonctionnement ou réduction des volumes prélevés. Le suivi porte
sur les paramètres suivants : niveaux statiques et dynamiques,débits des ouvrages,
heures de fonctionnement des ouvrages,
transfert entre bassins et pluies journalières. Pour ces mesures,une sonde piézométrique, des compteurs, un débitmètre
portatif et une station météorologique
sont mises à contribution (Fig. 4).
Figure 4. Sonde piézométrique, compteur, débitmètre (clichés : images Internet).
Géologues n°194
79
hydrogéologie
Résultats
niveaux des périodes humides (cas des forages Z2,Z6 et F2).
Niveau statique
À l’échelle pluriannuelle, et bien que le suivi des
niveaux statiques concerne une période bien arrosée (pluie
moyenne de 578 mm entre 2007 et 2016), on note une tendance générale à la baisse qui se chiffre entre 0.6 m/an pour
le forage Z9 pour atteindre environ 4 m/an pour les forages
Z2 et F2.Cette tendance à la baisse ne peut être imputée qu’à
une surexploitation de la nappe dans laquelle on prélève des
volumes supérieurs à ceux de la recharge annuelle.
En dehors des périodes d’irrigation, le niveau
statique traduit l’état de la nappe au repos. Son suivi
permet d’avoir une idée sur les battements de la
nappe à l’échelle saisonnière et pluriannuelle. Il permet
également de voir la tendance générale du niveau de
la nappe dans la durée (stabilisation, remontée ou
descente), pour établir l’état d’exploitation et par conséquent le bilan local (équilibre, déficit ou excédent).
Les graphiques de la figure 5 montrent d’abord
deux niveaux statiques étagés, le premier allant d’environ
13 m (forage Z9) à plus de 40 m (forages F8 et Z2), et le
second beaucoup plus bas allant de 70 à 80 m (forages Z6
et F2). Cette dénivellation traduit le caractère mono ou
bicouche de l’aquifère. En effet, quand l’aquifère dominant est celui du Plio-Quaternaire, le niveau statique est
haut, par contre quand la nappe profonde présente dans
les grès et les schistes paléozoïques, est développée, le
niveau statique se retrouve beaucoup plus bas.
La figure 5 montre qu’en période humide, les
fluctuations saisonnières sont plus ou moins modestes
selon les forages, par contre la période sèche est suivie par
des remontées spectaculaires dues aux pluies qui s’étalent
généralement du mois de décembre au mois d’avril. Les
niveaux statiques mesurés en période sèche avant le déclenchement des pompages d’irrigation peuvent être très bas,
atteignant parfois 20 à 40 m de décote par rapport aux
Niveau dynamique
Ce niveau n’est mesuré qu’en période d’irrigation,
qui s’étale généralement du mois d’avril au mois d’octobre. Le suivi permet de visualiser les fluctuations de la
nappe soumise à l’effet du pompage à l’échelle saisonnière, mais également d’une année à l’autre.
La figure 6 montre que durant chaque période
d’irrigation, les niveaux dynamiques sont de plus en plus
bas et finissement parfois à des niveaux proches des
calages des pompes (cas des forages Z2 et Z6). À l’échelle
pluriannuelle, on passe d’une situation de stabilité (cas
du forage F8), à une situation de baisse modérée (cas
des forages Z6 et Z9 avec respectivement 0,6 et 1,1 m/an),
ou encore à une forte baisse (cas du forage Z2 où la baisse se chiffre à 6 m/an). Cette différence de comportement
des ouvrages d’eau est tributaire de leur rendement,
lui-même lié aux caractéristiques hydrauliques plus ou
moins favorables.
Débits
En fonction de la productivité des
forages au niveau du domaine agricole,
l’équipement de pompage correspond à
trois catégories de débit : 7, 14 ou 21 l/s. La
mesure régulière des débits des ouvrages
permet de vérifier le bon rendement des
ouvrages et de détecter d’éventuels problèmes de fonctionnement.
La figure 7 montre pour chaque
ouvrage des variations de débit entre
2008 et 2015, qui marquent généralement une légère baisse dans le temps,
qui peut être expliquée par le vieillissement de l’ouvrage avec un colmatage des
crépines. La multiplicité des creusements
de forages dans la région et leurs interférences peut également expliquer cette
baisse de rendement.
80
Figure 5. Niveaux statiques de cinq forages d’eau du domaine agricole couplés à la pluie – 2007-2016
(source : suivi interne).
Géologues n°194
À chaque fois que la baisse est
brusque et significative, la pompe est
remontée pour vérification : état des tur-
hydrogéologie
se démarquent, notamment les forages
Z6, F2, F4, F5 et F3.
La dotation moyenne à l’hectare
pour les cultures d’oliviers et de vignobles
a varié sur cette période de suivi entre 1
900 et 3 200 m3/an. Cette variation peut
être expliquée par l’âge des cultures et
par l’importance et la répartition de la
pluie d’une année sur l’autre.
Transferts entre bassins
Figure 6. Niveaux dynamiques de quatre forages d’eau du domaine agricole couplés à la pluie – 20072016 (source : suivi interne).
bines, raccords entre tiges, problèmes électriques…
Volumes produits
À partir des mesures de débit et des heures de pompage, on peut calculer les volumes produits par chaque
ouvrage d’eau et versés dans les différents bassins. Ceci
permet de : connaître la contribution de chaque ouvrage
au volume total produit, calculer la dotation moyenne à
l’hectare à la fin de la période des irrigations et détecter des
baisses importantes de productivité pour certains forages
qui nécessitent alors une intervention technique.
La figure 8 montre l’importance de ces volumes produits par ouvrage entre 2008 et 2015.Certains bons ouvrages
Figure 7. Débits annuels moyens des quinze ouvrages du domaine agricole
– 2008-2015 (source : suivi interne).
Compte tenu de la grande taille
de la ferme et de la mauvaise répartition
spatiale des ressources en eau, la ferme
s’est dotée de 4 bassins d’accumulation
de l’eau,deux de taille modeste (6 000 m3
au B1 et 4 000 m3 au B2) et deux de grande taille (46 000 m3 au B3 et 55 000 m3 au
B4).Ces bassins permettent de mieux gérer
les irrigations qui concernent 530 hectares.
Le domaine agricole est formé de
trois unités : la première située à l’Ouest est autonome et
dispose de suffisamment d’ouvrages d’eau et de ressources
; les deux autres unités situées à l’Est comportent deux systèmes de transfert entre bassins (B1 vers B3 et B3 vers B4),
car les forages les plus productifs sont concentrés sur l’axe
sud-ouest passant par les forages F2, F5, F4 et Z6.
La figure 9 montre les heures de pompage de transfert d’eau entre bassins entre 2008 et 2016. On remarque
que ces transferts ont connu une forte augmentation
entre 2009 et 2013, puis une baisse significative jusqu’à
2016. L’augmentation est due à la réponse au besoin croissant des cultures qui montaient en maturation. Depuis
2013, un effort a été fait pour rationnaliser ce transfert,
notamment du bassin B3 vers le B4, en creusant des puits
de faible profondeur, munis de galeries drainantes qui
Figure 8. Volumes annuels produits par les quinze ouvrages du domaine
agricole – 2008-2015 (source : suivi interne).
Géologues n°194
81
hydrogéologie
Cette optimisation des transferts d’eau, notamment du bassin B3 vers le bassin B4 (230 m3/h), a eu un
impact très positif sur le plan énergétique et par conséquent financier pour le domaine.
consommation en eau et en énergie d’une campagne
agricole à l’autre, faire le parallèle entre l’importance et la
répartition des pluies avec la production d’eau et intervenir
en amont pour que les ouvrages continuent à fonctionner
correctement.
Pluie
Références
versent directement dans le bassin B4.
La nappe étant libre, la recharge s’opère principalement par l’infiltration des eaux de pluie. Durant la période
de suivi, la pluie moyenne annuelle était de 578 mm avec
deux années hydrologiques exceptionnelles 2009-2010 et
2012-2013 (Fig. 10). On peut considérer les dix années de
suivi comme une période humide, comparée à la période
1980-2010 où en 30 années on a dénombré 18 années de
sécheresse.
Du fait du caractère irrégulier des précipitations,
aussi bien en quantité qu’en répartition, le recours à la
nappe peut être plus ou moins important et plus ou moins
précoce. Aussi, en année sèche les irrigations peuvent
démarrer dès le mois de février et peuvent se prolonger
jusqu’au mois de novembre, alors qu’en année humide,
l’irrigation peut être retardée au mois de mai et peut
s’arrêter au mois de septembre. Dans le premier cas, non
seulement la recharge est réduite, mais en plus on soutire
des volumes beaucoup plus importants de la nappe pour
satisfaire les besoins.
Conclusion
Dans un contexte de rareté de l’eau souterraine,
il est impératif d’en faire une gestion rationnelle. La réussite des projets agricoles passe par une maitrise de l’irrigation. À cet effet, un suivi rigoureux de la ressource en eau
permet de mieux comprendre les modalités de fonctionnement des nappes et d’avoir une visibilité sur les évolutions futures. Ce suivi permet en effet de : quantifier la
Figure 9. Heures de transfert entre bassins – 2008-2015 (source : suivi
interne).
82
Géologues n°194
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Figure 10. Pluie annuelle à Ras Jerry (pluie moyenne 2007-2016 = 578 mm)
(source : suivi interne).
hydrogéologie
Apport des outils isotopiques à la compréhension du fonctionnement
des aquifères marocains et à la quantification de leurs ressources - Cas
du Bassin de Sebou
Soumaya Sefrioui 1 , Omar Fassi Fihri 2 et Hamid Marah 3 .
Introduction
Le Maroc est un pays aride à semi-aride dont les ressources en eau souterraine revêtent une importance cruciale pour tout développement socio-économique. La prospection, la mobilisation, la gestion et la planification de ces
ressources nécessitent cependant le déploiement d’outils scientifiques et techniques produisant des résultats
fiables, aussi bien pour comprendre le fonctionnement
des systèmes hydrauliques que pour quantifier et prévoir
leur réponse aux sollicitations extérieures (Secrétariat
d’État chargé de l’Eau et de l’Environnement, 2009). Les
outils de l’hydrologie isotopique s’insèrent parfaitement
dans cette perspective, puisqu’ils ont contribué depuis
les années 1960 à résoudre un nombre important de problématiques, en utilisant des moyens relativement abordables, et un temps d’analyse et d’interprétation relativement limité (UNESCO et IAEA4, 2001). Ces outils ont été
introduits au Maroc dans les années 70, et sont devenus
plus accessibles depuis les années 90 ; il s’agit en particulier
de l’Oxygène 18, du Deutérium, du Tritium, du Carbone 13
et 14, du Soufre 34 et du Strontium 36. Plusieurs problé-
matiques ont été traitées comme l’origine de l’eau, l’origine de la salinité, l’altitude de la zone de recharge, le traçage des mélanges ou la datation des eaux. Les résultats
ont fait l’objet d’un Atlas de synthèse publié conjointement
par le Secrétariat d’État chargé de l’Eau et de l’Environnement et l’IAEA (2010). Différents contextes hydrogéologiques ont fait l’objet de telles études. Les plus importantes sont les nappes profondes qui représentent des
réserves stratégiques utilisées pour l’approvisionnement
en eau potable (Bassin Fès-Meknès, par exemple), les
nappes saumâtres qui représentent des réserves ultimes
dans certains territoires du Royaume (Bassin de Boujdour
au Sahara, par exemple), les nappes à ressources limitées
(Tantan ou Essaouira par exemple), et les nappes karstiques qui donnent naissance aux sources les plus importantes du pays (Haut et Moyen Atlas par exemple). La
présente étude est un essai de synthèse des résultats les
plus marquants de l’application de ces outils à l’échelle du
Maroc. Un intérêt particulier est donné au bassin de Sebou
vu son importance à l’échelle nationale du point de vue des
ressources et des besoins, de sa diversité géologique et de
sa complexité structurale. Sa situation ainsi que les limites
de ses principales nappes sont présentées (Fig. 1).
Caractérisation isotopique du signal
d’entrée aux systèmes hydrauliques
Figure 1. Répartition spatiale des nappes les plus importantes du bassin du
Sebou. Source : modifiée d’après S. Sefrioui, 2014.
Pour tout système hydraulique,les nouvelles pluies
constituent une entrée dont la signature isotopique va
subsister pendant tout le cycle de l’eau. La comparaison de
cette signature avec celle retrouvée dans les eaux analysées
constitue la base du traçage isotopique des phénomènes
hydrogéologiques.Vu l’importance de la caractérisation de
ce signal, un réseau dédié à cette fin est suivi par l’IAEA à
l’échelle mondiale. Au Maroc,des analyses isotopiques ont
été menées systématiquement au niveau de sept stations
météorologiques, dans le cadre de projets nationaux ou
de coopérations internationales (IAEA, 2010). La relation
δ2H = f (δ18O),établie pour l’ensemble des analyses publiées
montre que les valeurs isotopiques sont bien étalées entre
-10 et 0‰ pour l’Oxygène 18, et entre -70 et 0‰ pour le
Deutérium, avec une tendance générale qui suit la DMM5
1. Société Green Hand, 1 Rue Abou El Alae El Maari, 21, Rce Tarik 2 , Et 6, 30 000, Fès, Maroc. Courriel : [email protected]
2. Commission des infrastructures de l’énergie des mines et de l’environnement-Parlement marocain, Avenue Mohamed V, Rabat, Maroc.
Courriel : [email protected]
3. Laboratoire d’hydrologie isotopique, Centre National de l’Energie, des Sciences et des Techniques Nucléaires (CNESTEN), 30 km au nord du Rabat - route
de Kénitra - Maâmoura 10 000, Kénitra, Maroc. Courriel : [email protected]
4. International Atomic Energy Agency.
Géologues n°194
83
hydrogéologie
(Fig.2). Ces résultats reflètent la dominance des perturbations atlantiques sur l’ensemble du pays, avec des particularités locales comme des échantillons plus appauvris situés
au-dessus de la DMM,au centre du bassin de Sebou (Sefrioui
et al., 2011), situation retrouvée sur d’autres zones du nord
du Maroc et généralement attribuée à une coexistence
dans cette zone de pluies d’origine atlantique et méditerranéenne (Marah et al., 2007). Par ailleurs, l’évolution de
cette composition en fonction de l’altitude a été reconnue
pour la première fois au Maroc par A. Marcé en 1975, dans
une étude basée sur les données des températures. Cela a
abouti à un gradient isotopique altimétrique de l’ordre de
- 0,286‰ par 100 m. Depuis, ce gradient a été précisé pour
les eaux souterraines, au niveau du bassin d’Errachidia
(El Ouali, 1999), au sein du Rif, puis au niveau du bassin de
Tadla (Marah et al., 2007), avec une valeur de -0,27‰ par
100 m. Au niveau du bassin de Sebou, le calcul du
gradient isotopique altimétrique basé sur la composition
isotopique moyenne des eaux de pluie de deux stations
situées à des altitudes différentes (Fès-Saïss et Bab Bouidir)
permet d’aboutir à la même valeur de -0,27‰ par 100 m
(Sefrioui et al., 2011). Des gradients plus faibles sont cependant cités par Abourida et al. (2004), pour la plaine du
Haouz qui l’estiment à -0,26‰ par 100m et par Winckel et
al. (2002) qui l’estiment à -0,25‰ par 100m, pour le Rif et
le Moyen Atlas et à -0,18‰ par 100m,pour la zone orientale.
Il semblerait que ces valeurs sous-estimées soient calculées
en utilisant des données relatives à des points d’eau qui
présentent des différences notables entre les altitudes
d’émergence et celles de recharge.
Altitude de recharge
et quantification des ressources
La quantification de la recharge des réservoirs souterrains a toujours constitué une inconnue délicate à appréhender en hydrogéologie. La démarche classique consistait
à la déduire depuis le calcul théorique ou empirique des
autres composantes du cycle de l’eau.Le traçage isotopique
permet de faire une évaluation directe de cette recharge,en
mettant en relation un exutoire et son bassin versant hydrogéologique. Cette zone de recharge est cartographiée et
planimétrée à l’aide d’un système d’information géographique.La correspondance,au niveau de ces surfaces,entre
les données pluviométriques et le débit de l’exutoire permet
de remonter au coefficient d’infiltration et donc de quantifier la ressource renouvelable moyenne du réservoir. Cette
approche est d’autant plus utile que les réservoirs sont
complexes.C’est le cas par exemple des rides sud-rifaines qui
abritent trois réservoirs superposés et compartimentés en
panneaux. En effet, l’analyse isotopique des eaux d’une
source drainant l’aquifère liasique (Sidi Abdallah ben Taazizte)
permet de remonter à l’altitude de sa zone de recharge. La
correspondance,au niveau de cette surface entre les données
pluviométriques et le débit de la source,suivis pendant trois
années hydrologiques successives, permet de remonter au
coefficient d’infiltration estimé à 27% et donc de quantifier
la ressource renouvelable moyenne du réservoir qu’elle
draine.La généralisation de ce résultat aux autres aquifères
des rides,par extrapolation du coefficient d’infiltration,et son
application à leur surface d’affleurement permet d’estimer
leur ressource (Sefrioui et al., 2014).
Traçage des mélanges
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Figure 2. Variation de l'Oxygène 18 en fonction du Deutérium dans les bassins marocains. Source :
modifiée d’aorès S. Sefrioui et al., 2011.
5. Droite Météoritique Mondiale.
Géologues n°194
Le traçage isotopique est également utilisé pour détecter et quantifier le
mélange entre eaux de différentes origines
au sein d’un même aquifère. Au Maroc,
des contacts latéraux ou verticaux entre
réservoirs limitrophes sont connus mais
leurs conséquences hydrogéologiques
étaient difficilement quantifiables. Deux
exemples d’apports du traçage isotopique
dans ce sens méritent d’être soulignés ;
il s’agit du mélange entre nappes superposées au niveau du bassin Fès-Meknès
et de l’abouchement latéral entre la nappe liasique des Causses et celle,basaltique,
du bassin de Tigrigra.Au niveau du bassin
Fès-Meknès, les deux nappes sont alimentées à des altitudes différentes ;
la nappe phréatique plio-quaternaire
hydrogéologie
(calcaire lacustre et sables fauves) est alimentée par infiltration sur sa surface d’affleurement,à des altitudes variant
de 300 à 900 m (Margat, 1960), alors que la nappe profonde du Lias est alimentée indirectement par l’infiltration des
précipitations au niveau des Causses moyen-atlasiques
situés à des altitudes variant de 900 à plus de 2000 m
(Amraoui,2005).Les outils isotopiques ont été utilisés pour
mieux cerner cet aspect (Louvat et Bichara,1990),usage qui
a cependant été limité et manquait de discernement entre
les effets de l’altitude et ceux du mélange dans la quantification du bilan.Les travaux de Sefrioui (2013) ont permis de
localiser les zones du mélange entre les deux nappes et de
calculer ses proportions au niveau de chaque point d’eau analysé. Ainsi, l’analyse structurale et hydraulique du contexte
de ces points permet de généraliser les résultats aux
différents panneaux du bassin, avec une contribution de
l’aquifère liasique profond au bilan de l’aquifère plioquaternaire superficiel qui varie entre 0 et 94%.Par ailleurs,
les basaltes quaternaires de la plaine de Tigrigra présentent un excès de bilan avec des débits cumulés des exutoires qui dépassent les infiltrations des eaux de pluie
(Sefrioui, 1999). Les travaux de Sefrioui et al (2010) permettent de relier l’origine de cet excédent au mélange souterrain des eaux, de localiser les zones d’abouchement au
niveau de deux secteurs différents de la plaine (Ougmès et
Tagounit) et d’estimer la contribution de la nappe liasique au
bilan hydraulique de la nappe basaltique à plus de 80 % !
Salinité des eaux souterraines
La salinité des nappes d’un pays semi-aride constitue
une limitation à leur exploitation.L’utilisation des outils isotopiques et chimiques permet de remonter à l’origine de la
salinité des eaux souterraines marocaines et d’aider à leur
meilleure gestion. Pour les eaux saumâtres de la Chaouia
côtière par exemple,l’origine de la salinité est reliée à la dissolution de sels dans l’encaissant, aggravée par le recyclage
des eaux d’irrigation et par l’évaporation (Marjoua et al.,
1997). L’intrusion marine est évoquée d’une manière secondaire et localisée par Fakir et al.,2001.Au niveau de la plaine
du Souss,l’évaporation et la dissolution d’évaporites ont été
évoquées comme causes primaires par Dindane et al.,2003.
Les résultats isotopiques montrent aussi un mélange avec
l’eau de mer pour les quelques échantillons les plus proches
du littoral (Bouchaou et al.,2008). Au niveau de la plaine de
Chtouka, il paraît que la formation schisteuse qui constitue
le substratum de la nappe est à l’origine des fortes teneurs
en chlorures mesurées dans certaines eaux souterraines,
alors qu’un mélange limité avec l’eau de mer n’est pas exclu
(Krimissa et al.,2004).Au niveau de la nappe de Guelmim,la
dissolution semble être la cause primaire de la salinité,
cause aggravée par l’effet de l’évaporation le long des Oueds
(Zine et al., 2001). Au niveau du bassin d’Errachidia, l’évaporation est citée comme cause principale de la salinité ;elle est
couplée à une dissolution de l’encaissant à relier avec les
écoulements lents des eaux (El Ouali,1999). Au niveau de la
plaine du Gharb et en fonction du contexte local, la salinité
est reliée à une dissolution des roches salifères ou à un mélange avec les eaux de surface surchargées en sel. Un essai de
calcul des proportions de mélange montre que la contribution des eaux de surface est comprise entre 10 et 84 % des
eaux de la nappe (Sefrioui et al., 2014).
Âge des eaux
Les isotopes radioactifs, et en particulier du Tritium
et du Carbone 14 ont été utilisés pour la détermination de l’âge
des eaux de différentes nappes (Sahara, Guelmim, Souss,
Errachidia,Tadla et Sebou) et de certaines sources thermales.
Ces études ont montré que :1) le temps de transit est de plus
en plus long depuis la zone de recharge vers la zone confinée,
que les vitesses d’écoulement sont variables et évoluent du
mm par an pour la nappe de Guelmim (Bouhlassa et Aiachi,
2002) à quelques mètres par an pour la nappe de Tadla (Marah
et al.,2007),2) que l’eau ancienne contribue de manière significative aux réserves des nappes situées dans des régions
semi-arides ou présentant un déficit de bilan hydraulique à
cause d’une zone de recharge réduite ou d’une surexploitation (Direction de la Région Hydraulique du Sahara,2006),3)
les sources thermales du domaine rifain sont rechargées à une
période postérieure à 10 000 ans (Winckel et al.,2002),4) les
eaux des principales sources du bassin de Sebou sont assez
récentes (âge inférieur à 50 ans) puisqu’elles renferment du
Tritium et 5) les eaux des sources situées en amont des écoulements sont les moins âgées (Sefrioui,2013).
Conclusions et perspectives
Bien que l’application des outils isotopiques en hydrogéologie marocaine soit assez récente (moins d’une cinquantaine d’années),elle a contribué à mieux comprendre le
comportement des aquifères et à mieux préciser leur
ressource. L’approche la plus efficace est pluridisciplinaire,
combinant l’inventaire des points d’eau,l’étude de leur contexte hydrogéologique,la création d’une base de données sur un
système d’information géographique,les analyses chimiques
et isotopiques et l’interprétation des résultats à la lumière des
données litho-stratigraphiques, structurales et hydrodynamiques. Les développements envisageables dans l’utilisation de cet outil seraient relatives à une meilleure caractérisation des eaux de pluie, à travers l’installation d’un réseau
d’observation à long terme pour suivre l’évolution de leurs
Géologues n°194
85
hydrogéologie
teneurs isotopiques dans le temps et dans l’espace, à l’élargissement de l’utilisation de l’hydrologie isotopique aux
nappes non encore étudiées, aux milieux karstiques et
aux domaines fissurés.De nouvelles problématiques restent
à traiter comme en particulier la recharge artificielle,l’origine
de la pollution des eaux et la recharge en zone insaturée.
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aménagements et géotechnique
Activités néotectoniques et mouvements de terrain dans le Prérif
(Secteur de l'autoroute Fès-Taza, Nord Maroc)
Hassan Tabbyaoui 1 , Benoît Deffontaines 2 , Fatima El Hammichi 3 , Abdel-Ali Chaouni 4 et Samuel Magalhaes 5 .
Introduction
Maillon important du réseau autoroutier national, la nouvelle liaison autoroutière Fès-Oujda (Nord du
Maroc) prolonge l’autoroute Rabat-Fès, pour former, à terme, un grand axe structurant Est-Ouest qui s’intègre avec
le réseau existant et les grands projets routiers en cours
comme la liaison Taza-Al Hoceima et Oujda-Nador. Elle
constitue aussi un tronçon important de l’autoroute maghrébine transnationale qui prend son origine à Nouakchott
(Mauritanie) et dessert les principales métropoles du
Maghreb pour arriver à Tobrouk en Libye.
Le récent tracé de cette autoroute relie les deux
villes de Fès et Taza sur une distance de 127 km à travers
une région collinaire argileuse, difficile d’accès et avec
peu/pas d'affleurements géologiques représentatifs. L’axe
du tracé a été choisi de façon à suivre plus ou moins les
crêtes des collines rencontrées, afin de minimiser les traversées des oueds (rivières avec ou sans eau) et l'exposition au risque de mouvements de versants. Cependant,
même en suivant autant que possible le relief sommital
naturel,ce tracé a impliqué localement de grandes hauteurs
de déblais (et de remblais) permettant une analyse géologique et structurale originale et unique. Le tracé franchit
notamment plusieurs oueds dont les principaux sont :
Sebou, Hamri, Bou Zemlane, Matmata, Bou Hellou, Zireg
et Inaouène (trois franchissements).
Les observations géologiques nouvelles permettent en particulier de mieux considérer les différences
entre les glissements de terrain et la néotectonique par le
relevé de l’orientation et du pendage des failles et des
joints tectoniques observés. L'interprétation visuelle de
données par satellite (Sentinel-2 à 10m de résolution spatiale ainsi que celles de haute résolution Digital Globe –
pixel de 60 cm – telles que GeoEye) a permis de délimiter
latéralement l'extension planimétrique hors du périmètre
autoroutier des différents types de mouvements de masse (glissements de terrain, écroulements et éboulements
de roches). La différenciation des écroulements et éboulements a été fait à l'aide de données complémentaires
telles que géologie et modèles numériques de terrain. En
effet, le drapage des images satellitaires, des cartes géologiques, sur un modèle numérique de terrain permet de
préciser les mouvements de terrain (zones de détache-
ment amont, zones de transfert et zones d'accumulation
de matériel en aval) ainsi que de mettre à jour la cartographie géologique, lithologique et structurale. En outre,
la superposition, grâce à un système d'information géographique (SIG), des cartes géologiques détaillées disponibles (Taza, Tahala et Sefrou à l’échelle du 1/50 000), sur
les images satellitaires re-traitées, permet d'optimiser les
différences entre les caractéristiques et les faciès des
écroulements de débris et de roches. Des campagnes de
vérification sur le terrain ont été effectuées pour valider
et préciser la délimitation de ces mouvements de masse.
Cadre géologique et structural
La nouvelle autoroute Fès-Taza traverse de l’ouest
vers l’est, trois domaines structuraux majeurs distincts
qui sont décrits ci-dessous (Fig. 1) : le Prérif situé au nord,
le bassin du Saïs et le sillon sud-rifain situés au centre et
le Moyen Atlas se développant au sud de l'autoroute.
Le Prérif (ou Unités prérifaines) a été défini par
Marçais et Suter (in Durand-Delga et al.,1962). Il correspond
à la partie méridionale de la zone externe du Rif marocain
déposé sur la marge nord de la plaque africaine (voir figure 1). Il est composé de la superposition de vastes nappes
tectoniques à structure plus ou moins chaotique qui résultent de la destruction du front de nappes se déplaçant
vers le sud lors de la compression, du Miocène supérieur
au Pliocène moyen. Dans le Prérif, au nord de Taza, Tribak
et al., (2012) montrent que les mouvements de terrain
sont essentiellement des glissements boueux (mudslides)
et des glissements-coulées (flowslides).
Le bassin du Saïsconstitue,avec le bassin du Gharb,une
grande dépression miocène (ou Sillon sud-rifain) qui s'étend
de l’ouest (depuis l'Atlantique), vers l'est (jusqu’au
« détroit » de Taza). Le Saïs est un bassin miocène ouvert
après l'enfoncement de l'extrémité nord de la Meseta occidentale et du Moyen Atlas. Il s'est comporté comme un
bassin marin régressant au cours du Miocène supérieur,
devenant tout d’abord lacustre et émergeant progressivement au cours du Pliocène et du Quaternaire.
Le Moyen Atlas, situé au sud, forme un ensemble
de plateaux qui surplombent le Saïs par le biais de flexures
de direction NE-SW. Les mouvements de terrain y sont
représentés par des chutes de pierres de grès, de calcaires
1. Université Sidi Mohamed Ben Abdellah Fès, Faculté Polydisciplinaire de Taza, Laboratoire Ressources Naturelles et Environnement, B.P. 1223, Taza-Gare,
Taza 35000, Maroc, [email protected]
2. Université de Paris-Est Marne-La-Vallée (UPEM), 5 Bd Descartes F-77450 Marne-la-Vallée Cedex 2 France; Laboratoire de Recherche en Géodésie - LAREG
(UDD-IPGP-IGN-UPEM)/LASTIG (IGN/UPEM); Laboratoire International Associé D3E N° 536 CNRS-MOST France-Taiwan; [email protected]
3. Université Sidi Mohamed Ben Abdellah Fès, Faculté Polydisciplinaire de Taza, Laboratoire Ressources Naturelles et Environnement, B.P. 1223, Taza-Gare,
Taza 35000, Maroc.
4. Université Sidi Mohamed Ben Abdellah Fès, Faculté Sciences et Techniques, B.P. 2202, Route d'Imouzzer, Fès, Maroc.
Géologues n°194
5. AlphaGéOmega, 62 rue du Cardinal Lemoine, 75005 Paris, France.
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aménagements et géotechnique
Figure 1. Cadre géologique général avec tracé de l’autoroute et situation des mouvements de terrain observés. a) Position du domaine rifain et de son avant
pays au nord du Maroc. b) les grands domaines structuraux du Nord Maroc : DI) Domaine Interne, F) domaine Des Flyschs, DE) Domaine Externe (Domaine
du Prérif), AP) Avant-Pays (Bassin du Saïs) et DA) Domaine atlasique (Moyen Atlas). c) Cartographie géologique et géomorphologique : Pz) Paléozoïque,
Mz) Mésozoïque, C) Crétacé, E-O-M) Eocène-Oligocène et Miocène, M) Miocène moyen-supérieur, M-P-Q) Mio-Plio-Quaternaire. Cercles + points : position
des mouvements de masse. Trait rouge foncé : tracé de l’autoroute Fès-Taza. Source : travail des auteurs.
et de dolomies du Jurassique et quelques glissements et
écroulements.
Dans ces trois domaines, les structures tectoniques
résultent de l’effet de la tectonique chevauchante dans le
domaine rifain et de la tectonique cassante typique du
domaine atlasique. Les grandes failles traversées par l’autoroute Fès-Taza sont (voir figure 1) : le front de déformation E-O du Rif, la faille de Tahala orientée NO-SE, la zone
de faille de Tizi n'Tretten (NE-SO), la faille de Sebou
orientées NO-SE et la zone de failles de Sidi Harazem
orientée NE-SO.
88
Le tronçon étudié de l’autoroute Fès-Taza longe la
partie sud du Prérif externe (nappes prérifaines) qui constitue le front méridional de la chaîne du Rif au contact du
Moyen Atlas par le sillon sud-rifain. La nappe prérifaine est
représentée dans la zone par des nappes de décollement
et glissement dont la structure est caractérisée par des plissements souples et des écaillages avec rabotage basal
(Fig. 2). Les séries sédimentaires s’échelonnent du Crétacé supérieur ou de l’Eocène jusqu’à la limite Miocène
moyen-supérieur. Dans le détail, le Crétacé supérieur
affleure à proximité de la structure anticlinale de l’Oued
El Malleh (voir figure 2). Le Paléocène supérieur - Eocène
inférieur se présente sous forme d’une couche repère dans
des sédiments de nature marneuse du Prérif, créant une
saillie morphologique très continue et bien lisible au nord
Géologues n°194
du tracé de l’autoroute.L’Éocène moyen - supérieur (marnes
et grés turbiditiques) affleure sur le bord nord de la tranchée
de l’autoroute au dessus de l’unité précédente. L’Oligocène,
épais de plus de 350 m, forme les principales crêtes du
secteur qui bordent la tranchée de l’autoroute (Koudiate
Zar Amran, 731 m au nord et Koudiate Bab El Qdima, 634 m
au sud ; voir figure 2). Le Miocène inférieur - moyen affleure
au nord et au cœur du noyau de la structure chevauchante
d’Oued Maleh au droit du tronçon de l’autoroute.L’ensemble
de ces unités prérifaines a glissé par un mouvement
tangentiel sur le sillon sud-rifain et le Moyen Atlas. Les
formations du Miocène supérieur (Tortonien-Messinien)
occupent le sillon sud-rifain et le bassin de Saïs. Le
Quaternaire est constitué d’alluvions et de dépôts de
piémont le long des principaux cours d’eau.
Du point de vue tectonique, les dépôts allochtones
du Crétacé supérieur au Miocène supérieur sont répartis
en nappes charriées vers le sud, et reposent sur le Miocène supérieur autochtone. Ce contact, orienté généralement E-O, est localement souligné par des écailles et
klippes de gypses, argiles rouges et de basaltes triasiques
et par quelques affleurements de sel injecté dans les zones
de failles. Il est découpé par des failles transverses verticales, d’extension kilométrique de directions NE-SO et
NO-SE. Cette structuration s’est déroulée en plusieurs
phases du Crétacé supérieur au Quaternaire. La plus récen-
aménagements et géotechnique
te, plio-quaternaire est de type compressif et est orientée
NNO-SSE. Elle a accentué dans le sillon sud-rifain, la surrection des rides, la déformation souple et la réactivation
de structures cassantes en décrochements.
Exemples de mouvements de masse
observés
Les mouvements de versant observés sur le
tronçon de l’autoroute traversant le Prérif et le sillon sudrifain, sont essentiellement des glissements, des tassements et des coulées boueuses. En fonction de l’importance des mouvements observés et de la surface de
rupture rencontrée, on distingue :
les glissements qui sont très fréquents dans le Prérif.
Certains, de type rotationnel ont été réactivés suite
aux terrassements réalisés lors la construction de l’autoroute et de ses talus. Ils sont visibles sur les versants
de pente assez forte (15 à 45°) constitués notamment
de matériaux argileux ou marneux (Photos 1 et 2).
D’autres, des glissements de type plan, s’observent
dans le sillon sud-rifain. Ils se manifestent en surface
par des cicatrices d’arrachement sur la voie de l’autoroute et par des rides centimétriques vraisemblablement associées à des processus de reptation lente. Ce
type de glissement se développe le long de surfaces
planes représentées par les calcaires liasiques du
Moyen Atlas, pentés vers le nord de plus de 25° sur
lequel glissent les formations marneuses miocènes
Photo 1. Exemple de glissements près de Koudiate Bab El Qdima dans le
Prérif ; ils montrent l’extrême sensibilité des pentes naturelles en l’absence de travaux de stabilisation et/ou confortement de talus. Source :
photo des auteurs.
sub-tabulaires. L’eau (précipitation et percolation) joue
un rôle important dans la mise en place et la ré-activation de ces glissements.
les coulées argileuses dominent les reliefs de Koudiate
Lahwat, dans le Prérif (voir figure 2). La coulée argileuse
est parfois de grande ampleur et constitue un risque en
raison de son amplitude et de son caractère dévastateur. La nature géologique des terrains (argiles et marnes
grises du Miocène supérieur), la pente et la tectonique,
la saturation des terrains en eau (fortes précipitations)
jouent un rôle moteur dans le déclenchement de ces
phénomènes. Ceci a conduit à des déformations irrégulières de la topographie et à un endommagement des
ouvrages de stabilisation des talus. Du point de vue tectonique, ces faciès correspondent à une klippe (lambeau
de nappe du Miocène inférieurmoyen, isolé par l’érosion).
Exemple d’observations néotectoniques
Figure 2. Bloc diagramme montrant la géologie, les mouvements de terrain et les systèmes de failles en
coupe nord-sud dans le Prérif (d’après la carte géologique de Taza au 1/50000 et des observations de terrain).
1- Quaternaire le long de l'Oued Inaouene ; 2- Miocène supérieur (Tortonien-Messinien) ; 3- Miocène inférieur moyen (Burdigalien supérieur - Langhien inférieur) ;4- Miocène inférieur ;5- Oligocène ;6- Éocène moyen - supérieur ;
7- Paléocène supérieur - Eocène inférieur ; 8- Crétacé supérieur ; 9- Trias ; 10- socle paléozoïque de Tazzeka ;
11- Mouvements de masses ; 12- Déblais de l’autoroute. Source : travail des auteurs.
Nous avons constaté la
faible présence de joints tectoniques dans les bassins ; ils sont
en revanche bien visibles dans
les convexités sommitales des
versants des grandes vallées. Ainsi dans la région de Bled Haricha,
un affleurement d'argile marneuse du Messinien, montre
une série de fentes en échelon et
de joints tectoniques regroupés
en trois familles d’orientation et
de pendages bien distincts :
la première famille de
fentes correspond à des fentes de
tension en échelon orientées
Géologues n°194
89
aménagements et géotechnique
Photo 2. Déstabilisation du talus de l’autoroute Fès-Taza et destruction des
canaux d’évacuation suite aux précipitations des mois de février et mars
2014 près de Koudiate Lahwat, dans le Prérif. Source : photo des auteurs.
N105-115°E (Photo 3) et présente des longueurs qui varient
de 5 m à plus de 20 m avec une ouverture de ces fentes
comprise entre 1 à 5 cm et donnant un déplacement
potentiel dextre.
érosif. En effet ces fentes gravitaires à extension NE-SO,
feraient partie de la cicatrice d'arrachement amont du
glissement de ce versant de la rive gauche de l’Oued Sebou.
la deuxième famille de ces fentes en échelon est représentée par la direction N165°E (voir photo 3) ; leurs longueurs varient entre 1 m et 20 m et leur ouverture varie
de 2 à 4 cm ;ces fentes présentent un déplacement potentiel sénestre.
Discussion et conclusion
la troisième famille correspond à des joints tectoniques
attribués à des fentes de tension orientées N130°E
( voir photo 3), situés dans l’angle bissecteur des deux
familles précédentes.Ces joints sont les plus fréquents au
niveau de cet affleurement et sont disposés de manière
sériée avec des espacements de joints de quelques centimètres en deux endroits espacés d’une dizaine de mètres.
Leurs longueurs dépassent les 15 m et leur ouverture varie
de 1 à 5 cm.
Ces trois familles de fentes de tension en échelon et
de joints montrent un remplissage ferrugineux de couleur
rouge, issu du lessivage des formations superficielles (très
probablement des argiles pédogénétiques (Fig. 3). Ces
remplissages se présentent aussi sous formes de plaquettes
durcies de couleur brune et d’épaisseur inférieure à 0,5 cm.
90
Photo 3. Fentes en échelons de direction N130°E à remplissage d’argile
pédogénétique parfois indurée et joints de direction N105°E et N165°E à remplissage de calcite et gypse, visibles à proximité de Bled Cherada. Le ravinement emprunte les directions N130°E et souligne parfois les joints de faible
extension. Source : photo et interprétation des auteurs.
L’explication géologique et structurale la plus probable sur l’origine de ces fentes de tension en échelon
serait une déformation néotectonique en régime décrochant où la contrainte maximale (σ1) est horizontale et
orientée NO-SE créant les fentes de tension N130°E ; la
contrainte minimale est aussi horizontale (σ3) orientée
NE-SO (Fig. 3). Les mouvements gravitaires semblent réutiliser et réactiver ces joints tectoniques pré-existants situés
à proximité de l'Oued Sebou et de son fort potentiel
Géologues n°194
Du point de vue climatique, l'autoroute Fès - Taza
est située sous un climat continental tempéré avec une
moyenne de précipitations annuelles variant de 390 mm
à 840 mm. Généralement les chutes de pluie sont assez
brutales et les plus grandes précipitations sont concentrées
sur seulement quelques jours en saison humide. La succession rapprochée d'événements pluvieux exceptionnels, constitue ainsi une source de risques menaçant les
infrastructures autoroutières. Ils accentuent en effet les
risques géologiques liés aux différentes structures tectoniques et gravitaires observées dans les talus de déblai
de l’autoroute qui peuvent être décrites de la manière
suivante :
du point de vue sédimentaire, les matériaux affectés
sont des marnes altérées, et contiennent une forte
proportion d’argile. Les argiles représentent l’aspect
pénalisant du phénomène, compte tenu de leurs mauvaises caractéristiques mécaniques. Les analyses géotechniques (Mouhssine et al., 2015) sur les marnes du
tronçon autoroutier passant par le Prérif, montrent leur
caractère cohésif, leur forte plasticité et la dépendance
de leur comportement géotechnique à la quantité d'eau
qu'elles absorbent. Elles sont donc particulièrement sensibles aux variations climatiques.
du point de vue tectonique, le tracé de l’autoroute est
parallèle à deux contacts tectoniques chevauchants. Ils
sont faiblement pentés voire subhorizontaux, et apparaissent sur la carte par des contours sinueux paralléli-
aménagements et géotechnique
sant les courbes de niveaux. Ils sont orientés E-O
(voir figure 1) et sont décalés par des failles transverses
orientées NE-SO et NO-SE qui entaillent les pentes topographiques.Le chevauchement situé au sud de l’autoroute a favorisé l’apparition du Trias argileux et évaporitique.
C’est dans cette partie de la nappe que se sont développés
des glissements récents et des coulées de boue.
Concernant la déformation néotectonique du bassin du Saïs, l'analyse des joints tectoniques, effectuée à
toutes les échelles en termes de contraintes, confirme le
rôle de la néotectonique dans l’évolution du paysage
actuel et futur de cette région. La compression NO-SE à
NNO-SSE associée à la distension NE-SO à ENE-OSO a persisté au cours du Quaternaire. Elle est attestée par la formation de cônes torrentiels actuels et le décalage du
réseau hydrographique dans l’avant-pays oriental rifain
(Tabyaoui, 2000). D’autres indices de manifestations néotectoniques ont été relevés sur les glacis et les cônes alluviaux quaternaires récents du front sud-rifain au nord de
Fès (rides de Zalagh et Trhat) par Charai et al., (2004). La
direction de raccourcissement est en accord avec le mécanisme géodynamique régional marqué par un régime de
rapprochement Afrique - Europe, avec une vitesse moyenne de l’ordre de 4 à 6 mm/an (De Mets, 1993), confirmée
récemment par les champs de vitesse GPS (Tahayt et al.,
2008). Cette convergence est accompagnée d’une activité sismique, quoique faible, avec des magnitudes qui ne
dépassent pas la valeur de 4,6 (Cherkaoui, 1991). Cependant
les secousses du tremblement de terre d'El Hoceima du 25
février 2004 (magnitude 6.1), ont été ressenties dans les
villes de Taza et de Fès…
La nouvelle autoroute Fès-Taza traverse une zone
de terrains à dominante argileuse où de nombreux mouvements de masse, de nature et de volume différents sont
observables. Les nouvelles tranchées révèlent des affleurements riches en enseignements géologiques qui
permettent de mieux contraindre les rôles et les différences
entre les glissements de terrain et les structures néotectoniques. La combinaison de l'interprétation des données
satellites optiques haute résolution, des relevés cartographiques géologiques détaillées,de l’analyse structurale du
MNT et enfin des campagnes de terrain, intégrés dans un
système d'information géographique (SIG) nous permettent
de créer des documents cartographiques thématiques
géoréférencés,utiles pour les acteurs de terrain.Par ailleurs,
il parait nécessaire de mettre en place de nouveaux moyens
de surveillance des talus, tels que l’interférométrie radar
(Deffontaines et al., 2015) pour déterminer l’évolution et
l’activité des glissements proches de l’autoroute.
Bibliographie
Cherai B., Charroud M., Lahrach A. et El Moutaouakil N., 2004.
Le front sud rifain une expression complexe d’une tectonique
tangentielle à la limite du bassin de Saïs au Mio-Pliocène et
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Cherkaoui T. E., 1991. Contribution à l'étude de l'aléa sismique
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Figure 3. Explication géologique et structurale des fentes de tensions et des fractures affectant les argiles marneuses du Messinien de la région de Bel Hricha. A : 3 familles verticales : N105°E échelon dextre, « couloir » N130°E fente de tension, N165°E en échelon sénestre compatibles avec un régime décrochant
plio-quaternaire (σ1 = N130°E, σ2 = vertical, σ3 = N040°E) et B : réactivation en glissement de terrain si potentiel érosif favorable suivant les couloirs de fracturation des N130°E. Détachement peu profond (15-20m) matérialisé par la localisation des fentes de tension et des fentes en échelon. Source : les auteurs.
Géologues n°194
91
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Géologues n°194
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aménagements et géotechnique
Étude de l’érosion pluviale des talus autoroutiers au Maroc
et proposition d’un système de protection par arcades bétonnées :
application aux sections Tanger-Port Tanger Med et Fès-Taza
Amal Chehlafi 1 , Azzouz Kchikach 2* et Abdelkrim Derradji 3 .
Les tracés autoroutiers au Nord et à l’Est du Maroc
traversent des zones montagneuses générant une série de
déblais et remblais parfois de grandes hauteurs. Les déblais
sont généralement établis dans des sols pélitiques et marneux très vulnérables à l’érosion pluviale. Sous l’effet des
changements climatiques, les précipitations sont très irrégulières et se caractérisent par des averses souvent agressives. Ces dernières engendrent des pertes en terres
importantes qui peuvent compromettre la sécurité et la
durabilité des ouvrages autoroutiers. La Société Nationale des Autoroutes du Maroc, déploie un important programme de recherche et des travaux de terrain pour maitriser et lutter contre l’érosion hydrique des talus. Cette
étude concerne l’évaluation des pertes en terres de ces
talus dans les sections autoroutières de Tanger-Port
Tanger Med et Fès-Taza. Elle est basée sur l’adaptation de
l’équation universelle des pertes en terres définie par les
agronomes à l’échelle du talus autoroutier. Ceci permet de
proposer une méthode de dimensionnement d’un système
d’arcades bétonnées pour les protéger. La stabilité des talus
de déblais,plusieurs années après la mise en place des arcades
témoigne de l’efficacité de ce système de protection.
de ruissellement. Ceci conduit à des zones inondées si ces
voies ne sont pas régulièrement récurées et génère un
alourdissement du coût d’exploitation de l’ouvrage.
La protection des talus autoroutiers et routiers
contre l’érosion externe est donc nécessaire pour limiter
tous les effets précités et assurer une bonne rentabilité de
l’ouvrage. L’objectif de cet article est de présenter et discuter les résultats de l’étude de l’érosion pluviale sur les
talus de déblais des autoroutes Tanger-Port Tanger Med
et Fès-Taza (Fig. 1a). La méthode originale de protection
employée a été celle des arcades bétonnées dont le fonctionnement et le dimensionnement sont développés ci-après.
Importance du problème
L’érosion et l’instabilité des masses rocheuses fracturées ou tendres qui constituent les talus autoroutiers et
routiers est un phénomène récurrent auquel s’affronte
le projeteur, notamment au regard des problèmes de
maintenance des infrastructures routières et de gestion
des risques. Les mécanismes d’instabilité en jeu sont souvent complexes et nécessitent des réflexions pluridisciplinaires en vue de les prendre en compte dès la conception et durant toute la vie des ouvrages. Dans les régions
où les affleurements sont dominés par une alternance de
couches tendres argileuses, marneuses ou de flyschs et de
barres rocheuses, l’érosion externe du talus autoroutier est
souvent à l’origine de chutes de cailloux et blocs qui peuvent parfois s’étaler à des distances considérables sur la
chaussée avec des risques pour les personnes et des
entraves à la circulation. Cette érosion engendre aussi un
dysfonctionnement du réseau d’assainissement routier
par le colmatage des voies destinées à acheminer l’eau
Figure 1. (a) : Localisation des sections autoroutières étudiées.Exemples
d’érosion pluviale des talus observée dans certains déblais de la section autoroutière Tanger-Port Tanger Med ; à gauche (b), un ravinement important
avec éboulement des matériaux et comblement de la cunette du pied du
déblai au PK4 27 ; à droite, (c) des ravinements constatés plusieurs années
après la mise en place d’arcades bétonnées sur le talus du déblai situé au
PK10. Source : les auteurs.
1. Doctorante, Laboratoire L3G, Equipe de recherche « Génie Civil et Géo-Ingénierie), UCA. Courriel : [email protected]
2. Enseignant chercheur, Laboratoire L3G, Equipe de recherche « Génie Civil et Géo-Ingénierie), UCA. Courriel : [email protected] * Auteur correspondant.
3. Chef de division du développement technologique et relation avec l’extérieur, ADM. Courriel : [email protected]
4. Point Kilométrique.
Géologues n°194
93
aménagements et géotechnique
Les premiers essais expérimentaux au Maroc dans
l’utilisation des arcades bétonnées pour protéger les talus
autoroutiers contre l’érosion pluviale ont été réalisés par
la Société Nationale des Autoroutes du Maroc (ADM) au
niveau des déblais situés au PK 10 et au PK 27 de l’autoroute
Tanger-Port Tanger Med (voir figure 1a). Des arcades d’un
rayon de 25 m ont été arbitrairement utilisées. Les observations faites quelques années après leur mise en place
montrent que pour diminuer considérablement le taux
d’érosion du talus, la dimension des arcades doit être
adaptée au type de sol constituant le talus. C’est dans ce
cadre qu’une étude visant l’élaboration d’un modèle numérique de conception et de dimensionnement des systèmes
de protection des talus autoroutiers par arcades bétonnées a été entreprise en collaboration entre l’équipe de
recherche « Génie Civil et Géo-Ingénierie » de l’université Cadi Ayyad-Marrakech et l’ADM.
Évaluation de l’érosion
d’un talus autoroutier
L’érosion pluviale des sols des talus a jusqu’à présent été étudiée par les agronomes et pédologues (Renard
et al., 1997) qui ont analysé le phénomène et proposé des
démarches expérimentales pour tenter de la quantifier.
Très sommairement, on peut schématiser l’analyse qu’ils
en ont faite, en disant que ce phénomène est un processus qui, une fois amorcé, s’accélère tant que les conditions de pluie qui l’ont initié, ne régressent pas et qui,
lorsqu’il est interrompu, peut reprendre dès que ces conditions sont à nouveau retrouvées. Le résultat, est l’apparition dans le talus de petites griffes ou rigoles de quelques
centimètres de largeur et profondeur qui se développent
pour donner des ravines plus larges et plus profondes susceptibles de mettre sérieusement en péril la stabilité du
talus (Fig. 1b et c).
Les gouttes de pluie frappant le sol, mis à nu par les
travaux de terrassement, délogent les particules minérales et organiques alors que le ruissellement de surface
transporte ces dernières jusqu’aux zones de sédimentation. Le potentiel érosif des pluies dépend de leur intensité, de la taille moyenne des gouttes et de la vitesse de
chute. La vélocité du ruissellement de surface est proportionnelle à la pente du terrain. La force érosive et la
capacité de transport des particules augmentent avec la
vitesse d’écoulement de l’eau. Les sols tendres à faible
cohésion (argiles, marnes, pélites, flysch, sable, terre
rocailleuse, etc.) sont plus vulnérables à l’érosion.
94
Il existe plusieurs méthodes d’évaluation de l’érosion
des sols. Ces méthodes varient en fonction de l’objectif de
l’étude et des échelles spatio-temporelles considérées.L’éro5. Megajoule.
Géologues n°194
sion peut être quantifiée par des méthodes directes telles
que les mesures topographiques sur parcelles expérimentales (avec ou sans simulation de pluie), étude du transport solide ou de la sédimentation dans les retenues (Sabir,
1986 ;Wall et al., 2002 ; Reiffsteck, 2004 ;Yjjou, 2014). Nous
avons développé un modèle de calcul basé sur l’équation
universelle des pertes en terres (USLE : Universal Soil Loss
Equation,Wischmeier 1960),utilisée dans le domaine agricole pour évaluer le taux d’érosion des bassins versants. La
simplification et l’adaptation de cette équation à l’échelle
du talus autoroutier a permis d’en déduire la quantité
annuelle de terre érodée. Contraint par un seuil de tolérance fixé au comblement du tiers de la hauteur du fossé
du pied du talus autoroutier, nous avons déterminé le diamètre optimal des arcades en fonction du type de sol constituant le talus. L’étude a montré que la pente et la texture
du sol sont les facteurs les plus déterminants dans les taux
des pertes en terres d’un talus autoroutier.
L’équation des pertes en terres est une relation
empirique qui donne la perte de sol annuelle par hectare (A) comme le produit de six facteurs :
A = R.K.L.S.C.P
A : perte de sol annuelle moyenne possible à long terme
(t/ha.an) ;
R : indice d’érosivité des pluies (MJ5.mm/ha.h.an) ;
K : facteur d’érodibilité (t.h/MJ.mm) ;
L : longueur de l’arcade selon la pente (m) ;
S : facteur d’inclinaison de pente (adimensionnel) ;
C : indice de culture (adimensionnel) ;
P : facteur de pratiques antiérosives (adimensionnel).
L’analyse fine des paramètres de l’équation USLE
permet de s’approcher au mieux des réalités du terrain. La
véracité des résultats a été prouvée par plusieurs études
de cas. Les données intégrées dans cette équation sont
généralement disponibles ou acquises lors des études
d’avant-projet liées aux projets autoroutiers et routiers.
Application au dimensionnement
des arcades bétonnées utilisées pour
la protection des talus des déblais
des sections autoroutière TangerPort, Tanger-Med et Fès-Taza.
L’étude de l’érosion pluviale des talus autoroutiers
basée sur l’adaptation de l’équation USLE à l’échelle de la
superficie des talus des déblais a été réalisée dans le cadre
de la construction des autoroutes Tanger-Port Tanger Med
et Fès-Taza. La plupart des déblais sont établis dans des
aménagements et géotechnique
Figure 2. (a) : Subdivision de la superficie du talus en plusieurs parcelles et pertes en terres annuelles globales pour chaque subdivision ; (b) : Nombre d’arcades à mettre en place pour chaque subdivision ; (c) : Dimensions des arcades et technique de mise en place ; (d) : Vue panoramique des arcades mises en
place sur le talus de déblai au PK 228 de la section autoroutière Fès-Taza. Source : les auteurs.
Géologues n°194
95
aménagements et géotechnique
formations pélitiques pour le premier cas et dans des
marnes grises plus au moins compacts pour le second
cas. L’indice d’érosivité « R » moyen a été calculé par la
formule de Wischmeier (1978), en considérant les intensités
maximales des pluies (mm/h) extraites des données pluviométriques des vingt dernières années fournies par les
agences des bassins hydrauliques de Loukous et de Sebou.
Les valeurs d’indice d’érosovité obtenues sont très comparables pour les deux régions étudiées. Nous avons retenu la valeur R = 312 MJ.mm/ha.h.an, pour le calcul des
pertes annuelles en terre.
les quantités des terres érodées. Pour ce faire, nous avons
pris un talus d’une superficie de 1 ha que nous avons subdivisée en de petites parcelles carrées successivement de
100, 50, 25, 20, 15, 10, 5, 3, 2 et 1 m de côté. On calcule tout
d’abord les pertes en terres générées par chaque petite parcelle, en considérant les paramètres R et K préalablement
déterminés, puis on les additionne pour trouver la quantité annuellement érodée pour toute la superficie du talus.
La figure 2 illustre la méthode adoptée pour définir les
arcades mises en place pour protéger les talus des déblais
contre l’érosion pluviale.
L’érodibilité du sol représente sa vulnérabilité à
être érodé par la pluie. Elle est essentiellement liée à sa texture. L’effet de cette dernière a été analysé à l’échelle du
talus autoroutier en superposant la codification utilisée
par l’équation USLE à la classification selon le Guide de Terrassement Routier Marocain (GTRM) des sols étudiés,
adapté de la classification générale française GTR 92. Les
pélites de la section autoroutière Tanger-Port Tanger Med
constituent une formation rocheuse de classe « C »6. Une
fois altérés,ces matériaux se délitent complétement et leur
granulométrie évolue vers la fraction fine et deviennent
« A2/A3 ». Les essais d’identification effectués sur les
marnes grises, dans lesquelles sont établis la plupart des
déblais de la section autoroutière Fès-Taza, permettent
de les classer « B1 » à « B3 » selon le GTRM. Le pourcentage des différentes fractions granulométriques des deux
matériaux précités a été déterminé puis comparé aux
codes utilisés dans l’équation USLE pour calculer le facteur
d’érodibilité des sols.
Les pertes en terres varient énormément avec la
longueur de la pente (Fig.3) : la quantité annuellement
érodée diminue, par exemple, de presque 40% en passant d’une longueur de pente de 100 m à 25 m. Ce paramètre est donc un facteur déterminant du taux d’érosion
pluviale des sols. L’érosion est d’autant plus élevée que la
longueur du ruissellement est importante. La réduction de
la longueur de ruissellement de l’eau selon la pente du
talus peut donc être un bon moyen pour limiter le taux
d’érosion de ce dernier.
Les calculs effectués montrent que les sols de type
A, qui contiennent plus d’éléments fins, sont généralement facilement érodables. Pour un même sol, l’érodibilité diminue lorsque la teneur en argile augmente. Les
valeurs parfois élevées du facteur d’érodibilité K des sols
de type B peuvent être expliquées par leur structure hétérogène qui favorise le détachement des particules fines.
Nous avons ainsi retenu les valeurs maximales de K= 0,072
t.h/MJ.mm et K = 0,054 t.h/MJ.mm pour calculer les pertes
en terres, respectivement pour les pélites de Tanger et
pour les marnes grises du couloir Fès-Taza.
96
Les facteurs d’érosivité R et d’érodibilité K étant
déterminés, on attribue la valeur de 1 aux paramètres « C
» et « P » de l’équation USLE considérés sans influence à
l’échelle du talus nu du déblai. La quantité des pertes en
terres est alors uniquement fonction de la pente et de la
longueur selon la plus grande pente du talus. Sachant
que le calcul de stabilité au glissement préalablement
réalisé pour les ouvrages en déblai dans les deux sections
autoroutières donne en général une pente de 3H/1V (33%),
il reste à analyser l’effet de la longueur selon la pente sur
6. Sols argileux : A ; sols intermédiaires : B ; formations rocheuses : C.
Géologues n°194
La mise en place des arcades, réduit en réalité un
peu la surface du talus exposée à l’érosion. Nous avons ainsi déterminé pour chaque subdivision de la superficie du
talus du déblai, le nombre d’arcades à mettre en place et
la surface réellement concernée par l’érosion. Le tableau 1,
montre à titre d’exemple, quelques résultats obtenus.
Le choix du diamètre optimal des arcades a été
déterminé en tolérant un colmatage instantané du tiers
de la hauteur de la cunette du pied du déblai. Pour un
talus carré de 100 m de côté, une section de la cunette de
0.5 m2 et un poids volumique du charriage de 20 kN/m3,
on trouve un seuil tolérable de :
A = 1/3 x 0.5x 100x 20 = 33,33 tonnes.
Ce seuil correspondrait à un diamètre d’arcades
de 7 m et par conséquent à une mise en place de 52 arcades
Figure 3. Variations de la perte en terres (tonnes/an) pour un talus de 1ha
de la section autoroutière Tanger-Port Tanger Med en fonction de la longueur de la pente L (m). (pente de talus S = 33% ; érosivité R = 312
MJ.mm/ha.h.an ; érodibilité K = 0.072 t.h/MJ.mm). Source : les auteurs.
aménagements et géotechnique
Parcelle
Parcelle sans arcades
Parcelle avec arcades
de 50 m de diamètre
Parcelle avec arcades
de 25 m de diamètre
Parcelle avec arcades
de 10 m de diamètre
Parcelle avec arcades
de 7 m de diamètre
Nombre
Superficie
Pertes
d’arcades concernée par en terres
l’érosion (m2) A (T/an)
2
10000
9300
345
201, 81
8
8700
123,30
32
7650
72,03
52
6970
36,24
Tableau 1. Nombre d’arcades pour chaque subdivision adoptée pour un talus
de 1 ha et pertes en terres annuelles correspondantes.
pour couvrir la totalité de la superficie du talus. En réalité, le seuil ainsi déterminé est surestimé, car nous avons
considéré un talus parfaitement nu, sans végétation et
ignoré la reprise des sédiments déposés dans la cunette7
à la faveur de précipitations successives. La mise en place des arcades réduit la surface exposée à l’érosion et la
plantation et/ou la poussée d’herbacés font diminuer
considérablement les pertes en terres annuelles.
Les calculs des pertes en terres ont permis de fixer
le seuil tolérable pour deux talus de déblais représentatifs, choisis respectivement dans les sections autoroutières Tanger-Port Tanger Med et Fès-Taza. Pour tenir compte de la poussée spontanée des herbacés sur les talus,
nous avons pris la valeur de C= 0.8 pour le facteur du couvert végétal indiqué dans l’équation USLE. Les talus ne
contiennent pas de risbermes8, le facteur P de l’équation
universelle est pris égal à 1. Les résultats des calculs donnent respectivement un diamètre de 11,2 m pour le talus
de flysch (Tanger) et de 7,36 m pour le talus de marnes (FèsTaza).
Tenant compte des résultats de cette étude, l’ADM
a opté pour la conception et l’utilisation d’arcades de 10 m
de diamètre. Des travaux de construction et de mise en place de ces arcades pour protéger contre l’érosion pluviale
les sols pélitiques et marneux des deux sections autoroutières étudiés ont été ainsi lancés (Fig. 2c et 2d). L’ADM
compte généraliser ce système de protection des talus
pour tous les futurs projets autoroutiers du Maroc.
Les arcades se présentent sous forme d’arcs en
béton armé coulé en place ou acheminés au chantier en
éléments préfabriqués.La partie en voûte est prolongée par
des longrines9 selon la pente. Des perrés10 maçonnés entre
éléments verticaux et éléments de voûtes complètent le
dispositif. La largeur et la hauteur des longrines varient en
fonction du diamètre des arcades. Elles sont respective-
ment de 10 à 40 cm et de 40 à 70 cm. De même la largeur
des perrés maçonnés varie avec de le diamètre de 0,4 à 1 m.
Une fois mises en place, des raccordements en béton
arcs/cunette du déblai sont réalisés.
La protection des talus de déblais par le système
d’arcades bétonnées a amélioré considérablement la stabilité des talus (Fig. 4a et 4b). De plus, ADM a développé
dans le cadre de programmes de recherche, des techniques ingénieuses de fixation des sols basées sur le génie
biologique. Il s’agit de fixer le sol en le couvrant avec des
canisses de roseaux ou pailles. Les canisses sont formées
de matériaux biodégradables et permettent de limiter
l’érosion pluviale en attendant la poussée des semences
qu’ils abritent. Une autre technique consiste à ensemencer le talus avec des espèces herbacées autochtones finement choisies (Fig. 4c). Le couvert d’herbacés est consolidé par la plantation d’arbres et arbustes qui s’adaptent au
climat de chaque région.
Conclusions et perspectives
Cette étude a permis de mieux appréhender le problème de l’érosion pluviale des talus autoroutiers dans
les régions Nord et Est du Maroc. Elle montre que le taux
des pertes en terres à l’échelle du talus de déblai est essentiellement lié à la texture du sol le constituant et à la longueur du ruissellement selon sa pente. L’analyse de ces
deux paramètres a permis d’esquisser un modèle de
dimensionnement d’un système d’arcades bétonnées
pour protéger les talus de déblais contre l’érosion hydrique.
Des arcades de 10 m de diamètre ont été conçues et mises
en place sur les talus de plusieurs déblais des sections
autoroutières Tanger-Port Tanger Med et Fès-Taza. Les calculs des pertes en terres annuelles intégrant les données
pluviométriques et la nature des sols in situ, donnent une
réduction d’environ 40% si des arcades sont mises en place. La stabilité des talus, plusieurs années après l’expérimentation de ce système de protection, témoigne de son
efficacité.
La détermination des paramètres de l’équation
universelle des pertes en terres et du diamètre optimal correspondant au seuil d’érosion tolérable nécessite des calculs parfois lents. Nous avons programmé une petite application qui permet d’avoir rapidement les résultats des
calculs avec possibilité de les reprendre si nécessaire sans
que cela ne soit contraignant. Cette application permet
d’estimer les pertes en terres sur un talus nu sans
protection, puis de calculer le diamètre des arcades qui
permettrait de ramener ces pertes au seuil toléré.
Le coût de fabrication et de mise en place des
7. Canal d’évacuation de l’eau pratiqué le long d’une chaussée.
8. Replat intermédiaire dans un talus.
9. Poutre rectangulaire de support.
10. Revêtement en béton autour d’une arcade (voir figure 4b).
Géologues n°194
97
aménagements et géotechnique
98
Figure 4. (a) : Photographies montrant un talus nu érodé et sa continuité latérale intacte où ont été mises en places des arcades au PK 185 de l’autoroute
Fès-Taza et (b) état du déblai au PK 27 de la section autoroutière Tanger-Port Tanger Med avant et après mise en place des arcades ; (c) : Fixation du sol par
végétalisation moyennant l’ensemencement du talus avant ou après la mise en place des arcades. Clichés : les auteurs.
Géologues n°194
aménagements et géotechnique
arcades peut apparaître assez élevé. D’autres techniques
antiérosives, notamment le développement d’un couvert
végétal à base d’espèces autochtones, pourront être combinées aux arcades pour diminuer le coût global de la protection du talus. Par ailleurs, elles n’offrent une protection contre l’érosion que sur des talus dont on a vérifié la
stabilité interne.
Remerciements
Les auteurs remercient les responsables de l’ADM
pour leur collaboration et pour l’intérêt qu’ils portent à la
recherche scientifique et au partenariat avec les universités. Cette étude a été réalisée grâce au soutien du comité mixte interuniversitaire franco-marocain (programme
Toubkal 15/17, nº 32401XB)
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terrassements. Journées Nationales de Géotechnique et de
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99
Géologues n°194
aménagements et géotechnique
La construction des barrages et la politique de mobilisation
des eaux de surface au Maroc
Khalid El Ghomari 1 .
La construction des barrages au Maroc
Les premiers barrages
L'eau de surface subit des fluctuations d'apports
importantes selon l'hydraulicité de l'année. Pour assurer
la permanence de la fourniture d'eau, il est nécessaire de
maîtriser les apports d'eau des années humides pour pouvoir faire face aux besoins en eau des années sèches. C'est
à cette fin que sont réalisés les grands barrages réservoirs
et les adductions régionales de transfert d'eau au Maroc.
C’est en effet, dans les années 1920 que l’introduction des aménagements modernes a débuté avec la
réalisation des premiers grands barrages réservoirs. L’objectif de ces barrages était principalement orienté vers la
fourniture d’eau potable, d’eau pour l’irrigation et la production d’électricité.
Le développement de la mobilisation des eaux de
surface au moyen des grands barrages est passé par
plusieurs étapes.
Durant la période allant de 1925 à 1956, la politique
de mobilisation de l'eau consistait à construire des barrages
dans les régions à fortes potentialités en eau de surface
pour assurer la production d'énergie électrique et dans
les régions à centres urbains importants pour répondre aux
besoins en eau potable.
Ainsi jusqu' à 1956, le bilan des équipements en
matière de barrages et de grande hydraulique en général
a été très faible eu égard aux potentialités disponibles. En
effet, en 30 années, il n'a été construit que 13 barrages au
total qui permettaient de stocker environ 1,8 milliards de m3
et de régulariser un volume de 1,5 milliards de m3,chiffre qui
représente moins de 10% du volume des eaux de surface
régularisables estimé à environ 15 milliards de m3.
Le premier barrage à but énergétique, fut construit
en 1925 à Sidi Saïd Maâchou sur l'Oum Er R'bia pour être
mis en eau en 1929. Le premier grand barrage à but agricole, à savoir Kasba Tadla, fut achevé en 1931.
100
Le plus grand barrage construit durant cette période, en l’occurrence Bin El Ouidane sur Oued El Abid, fut mis
en eau en 1953. Il permettait avec la capacité utile de sa
retenue de 1,4 milliards de m3 d'assurer une production
annuelle de 500 millions de kWh.
La période de 1956 à 1966 a été marquée par la
réalisation de trois barrages à savoir : Mohamed V sur la
Moulouya, Nakhla au Nord et la digue de Safi.
Cette décennie peut être considérée comme une
phase de transition qui a permis d'évaluer les ressources en
eau du pays et de définir les objectifs permettant d'activer
le développement du secteur de la mobilisation de l'eau.
Ainsi, dans l'ensemble jusqu'en 1966, la politique
de mobilisation de l'eau est restée assez timide puisqu'en
38 ans, n'ont été construits que 16 ouvrages d'une capacité totale de 2,2 milliards de m3.
Le développement de la construction
des barrages (1967-1986)
C'est à partir de 1967 que FEU SA MAJESTE LE ROI
HASSAN II a donné une impulsion nouvelle et décisive à
la politique des barrages, en décidant la construction
immédiate de 6 grands ouvrages devant constituer la première phase d'un vaste et ambitieux programme dont
l'objectif principal devait aboutir à l'irrigation d'un million d'hectares avant l'an 2000.
Au cours de cette même année, la Direction Générale de l'Hydraulique fut créée pour se charger de l'évaluation, la planification et la mobilisation des ressources
en eau du pays, ainsi que de la mise en application de la
législation de l'utilisation des eaux et de la sauvegarde
du patrimoine hydraulique. Les principaux barrages réservoirs ainsi mis en service durant cette période sont les
suivants :
Barrage Moulay Youssef, 1970, destiné à l'irrigation de la
Tessaout. Avec une hauteur de 100 m, sa retenue est
d’une capacité de près de 190 millions de m3 (hm3) ;
Barrage Hassan Addakhil, 1971, destiné à l'irrigation de
la vallée du Ziz. Avec une hauteur de 85 m, il constitue
un réservoir de 350 hm3 ;
Barrage Mansour Eddahbi, 1972, destiné à l'irrigation
de la vallée de Drâa. Avec une hauteur de 70m, il dispose
d’une retenue de 530 hm3 ;
Barrage Youssef Ben Tachfine, 1972, destiné à l'irrigation de la plaine du Massa. Avec une hauteur de 85 m,
il permet le stockage de près de 300 hm3 ;
Barrage Idriss Premier, 1973, destiné à l'irrigation de la
1. Directeur des Aménagements Hydrauliques (DAH), Ministère des Mines de l’Eau et de l’Environnement, rue Hassan Ben Chekroun, Agdal, Rabat, Maroc.
Courriel : [email protected]
Géologues n°194
aménagements et géotechnique
plaine du Gharb. Haut de 72 m, il constitue une retenue d’une capacité de 1 200 hm3 ;
Barrage Sidi Mohamed Ben Abdellah, 1974, destiné à
l‘AEPI de la zone Kénitra-Casablanca. Avec une hauteur
de 98 m, sa retenue est de près de 486 hm3. Sa surélévation achevée en 2007 a permis de porter sa capacité
de stockage à 1 025 hm3.
Entre 1975 et 1986, la mobilisation des eaux de surface a été renforcée par la mise en service de cinq importants ouvrages hydrauliques :
Barrage Al Massira, 1979, il permet avec une hauteur de
82 m de constituer une retenue de près de 2 700 hm3 au
profit du périmètre de Doukkala ;
Barrage Oued El Makhazine, 1979, avec une hauteur de
67 m, la capacité de sa retenue est de 710 hm3. Il est
destiné à l'irrigation du périmètre du Loukkos, l'approvisionnement en eau potable des centres urbains de la
région et la production d'électricité ;
Barrage Abdelmoumen, 1981, il permet avec une hauteur
de 94 m de stocker 216 hm3 au profit de l'irrigation dans
la plaine du Souss ;
Barrage Mohamed Ben Abdelkrim El Khattabi, 1981,
avec une hauteur de 40 m et une capacité de stockage
de 36 hm3, il permet l'irrigation de la plaine du Neckor
et dessert en eau potable la ville d'Al Hoceïma ;
Barrage Hassan Premier, 1986, il permet avec une
hauteur de 145 m de mobiliser 262 hm3 au profit de
l'irrigation de la Tessaout – aval et de l'eau potable de
la ville de Marrakech.
En parallèle avec les grands barrages, et en vue de
favoriser un accès équilibré à l'eau sur l'ensemble du pays,
FEU SA MAJESTE LE ROI HASSAN II a initié en 1984 le lancement d'un programme de construction de petits et
moyens barrages. De nombreux ouvrages ont ainsi été
édifiés à travers le Royaume dans les zones dépourvues
d'eau souterraine en vue de répondre à des besoins locaux
d'eau potable, d'irrigation ou pour protéger les personnes
et les biens publics et privés contre les inondations.
complexe assure le renforcement de la régularisation des
eaux du Sebou pour l’irrigation, la production d’énergie
et l’AEPI ;
Barrage Smir, 1991, d’une hauteur de 45 m et de 43 hm3
de capacité, il assure l’alimentation en eau potable de
la région de Tétouan ;
Barrage Garde de Sebou, 1991 : c’est un ouvrage mobile
qui permet la limitation des pertes d’eau en mer et
maintient un plan d’eau au profit des pompages
destinés à l’irrigation ;
Barrage Aoulouz, 1991, ouvrage en BCR (béton compacté au rouleau) de 79 m de hauteur et de 110 hm3 de
capacité. Il permet la réalimentation de la nappe du
Souss qui souffre d’une intense surexploitation à des fins
agricoles ;
Barrage 9 Avril 1947, mis en service en 1995, avec 52 m
de hauteur, il permet le stockage de 300 hm3, et est
destiné à l’AEPI de la ville de Tanger ;
Barrage Sidi Chahed, 1997, d’une hauteur de 60 m, il
permet la régularisation d’un volume annuel de 80 hm3
pour le renforcement de l’AEPI de la région de Meknès,
l’irrigation et le soutien des débits d’étiage.
Ce programme de réalisation de grands barrages
a été couronné par la réalisation du grand Barrage
Al Wahda (Photo 1) inauguré par FEU SA MAJESTE LE ROI
HASSAN II le 20 mars 1997.
Ce barrage, le plus important du Maroc avec une
retenue de 3 800 hm3 et le deuxième plus grand barrage
d'Afrique, a fait accroître la capacité de stockage des grands
barrages de près de 40%. Il permet d'assurer l'irrigation de
100 000 ha dans la plaine du Gharb,de produire en moyenne 400 millions de kWh par an et d'assurer la protection
de la plaine du Gharb contre les inondations. À ce titre, sa
mise en eau est venue à point nommé puisqu'il a permis
Un barrage par an depuis 1986
À partir de 1986, et pour consolider cette politique
de barrages, FEU SA MAJESTE LE ROI HASSAN II décida la
réalisation d'un grand barrage par an afin de renforcer la
mobilisation de l'eau. Cette période a connu la réalisation
de grands ouvrages structurants, dont :
Complexe Allal Al Fassi, 1991, composé du barrage d’une
capacité de 82 Mm3, de la galerie de Matmata d’un débit
de 38 m3/s et du bassin de compensation de 1,5 Mm3. Ce
Photo 1. Barrage de El Whada – région du Gharb. Source : cliché DAH.
Géologues n°194
101
aménagements et géotechnique
de laminer les crues de décembre 1996 et janvier 1997 et
d'éviter ainsi des dégâts aux infrastructures en aval et à
la production agricole.
En confirmation de son rôle stratégique pour le
pays, la politique des barrages a été consolidée par SA
MAJESTE LE ROI MOHAMMED VI. Ainsi, parmi les plus
importants ouvrages structurants mis en service ces dernières années on peut citer :
Barrage Oued Za,1998,barrage voûte de 61 m de hauteur
et 275 hm3 de capacité, destiné à l’AEPI des villes d’Oujda
et Taourirt, à l’irrigation de 4000 ha en plus de la protection du Barrage Mohamed V contre l’envasement.
Barrage Mokhtar Soussi, 2001, avec une hauteur de 61 m
et une retenue de 50 hm3 ; ce barrage permet de couvrir les besoins en eau d'irrigation d'appoint pour la
sauvegarde du périmètre de Sebt El Guerdane.
tra et Casablanca.
Barrage Tanger-Med, 2007, 80 m de hauteur et 25 hm3
de capacité. Ce barrage est destiné à l’alimentation en
eau potable du complexe portuaire de Tanger-Méditerranée ainsi que sa protection contre les inondations.
Barrage Yacoub Al Mansour, 2008, 70 m de hauteur et
70 hm3 de capacité. Ce barrage est destiné au renforcement de l’alimentation en eau potable de Marrakech.
Barrage Abou Al Abbas Sebti, 2013, 75 m de hauteur et
24,5 hm3 de capacité. Ce barrage est destiné principalement au renforcement de l’alimentation en eau
potable de la ville de Chichaoua et sa région ainsi que
l’irrigation de près de 5 200 ha.
Des barrages en chantier
Barrage Ahmed al Hansali, 2001, 101 m de hauteur et
740 hm3 de retenue. Associé au barrage Aït Messaoud,
il assure l'irrigation de 35 000 ha dans le Tadla, la production de 170 GWh et fournit 65 hm3 d'eau potable
aux villes de Beni Mellal,Khouribga,Oued Zem,Kasba Tadla et Boujaâd.
La priorité ainsi donnée,depuis plusieurs décennies,
au développement des ressources en eau de surface a permis
de doter le pays d'un patrimoine d'infrastructures hydrauliques composé de 140 grands barrages d'une capacité de
stockage de l'ordre de 17,6 milliards de m3 et de 13 systèmes
de transfert d'eau d'une longueur totale de près de 785 km
et d'une capacité totale de transport de 175 m3/s.
Barrage Aït Messaoud, 2003, avec une hauteur de 34 m
et une retenue de 13 hm3, il assure la compensation des
débits turbinés par l’usine Dchar El Oued destinés à l'irrigation de 35 000 ha dans le Tadla.
Actuellement, et sous les hautes instructions de
SA MAJESTE LE ROI MOHAMMED VI, le Royaume poursuit
la construction des barrages.
Barrage Prince Moulay Abdellah, 2002, avec une hauteur
de 65 m et une retenue de 110 hm3, il permet d’assurer
l’AEPI de la ville d’Agadir.
Barrage Moulay Hassan Ben El Mehdi, 2005, ouvrage en
terre zonée de 49 m de haut et d’une retenue de 30 hm3.
Il contribue à l‘AEPI de Tétouan et sa région côtière.
Barrage Tamesna, 2005, ouvrage en BCR2 de 60 m de
hauteur et d’une capacité de stockage de 57 hm3 ; destiné à la protection de la ville de Mohammedia contre
les inondations, l’irrigation et l’alimentation en eau
potable des centres avoisinants.
Ainsi, l’effort entrepris pour la mise en place de
l’infrastructure hydraulique du Royaume se traduit par la
construction en cours de 12 grands barrages d’une capacité totale de stockage de 2,4 milliards de m3 et dont les
plus importants sont :
Barrage Oued Martil, 100 m de hauteur et 120 hm3 de
capacité, ce barrage (photo 2) permettra d’assurer l’alimentation en eau potable de la ville de Tétouan et sa zone
côtière jusqu’à l’horizon 2030, ainsi que l’irrigation de
1 000 ha et la contribution à la protection de la ville
de Tétouan et la vallée de Martil contre les inondations.
Barrage Hassan II, 2006, 123 m de haut, 400 hm3 de
capacité. Ce barrage est destiné au soutien du volume
régularisé par le complexe Mohamed V-Mechrâa
Hommadi pour l'irrigation, la protection contre les crues
et le renforcement de l’AEPI.
102
Surélévation du barrage Sidi Mohammed Ben Abdellah, 2007, Ce barrage a été construit en 1974 et a été
conçu pour être surélevé. La surélévation de cet ouvrage a permis de porter la hauteur du barrage de 87,5 m
à 95 m et sa capacité de stockage de 486 hm3 à 1.025 hm3
d’eau destinée au renforcement de l’alimentation en
eau potable de la côte Atlantique entre la ville de Kéni2. Béton Compacté au Rouleau.
Géologues n°194
Figure 1. Bilan actuel de la construction des barrages au Maroc. Nombre
et capacités cumulés (capacités en milliards de m3). Source : DAH.
aménagements et géotechnique
de 185 hm3, ce barrage permettra le renforcement
du système existant d’alimentation en eau potable
de la région de Tanger, constitué essentiellement des
barrages Ibn Batouta, 9 avril 1947 et Tanger-Med ainsi
que la nappe de Charf El Akab.
Barrage Mdez, 109 m de hauteur. D’une capacité prévue
de 700 hm3, cet ouvrage assurera l’alimentation en eau
potable des centres avoisinants et la protection contre
les inondations des zones situées à l’aval. Il permettra
également l’alimentation des exploitations du Saïss en
eau d’irrigation.
Photo 2. Barrage en construction de l’Oued Martil (région de Tétouan).
Source : cliché DAH.
Barrage Zerrar, 73 m de hauteur, 67 hm3 de capacité. Ce
barrage est destiné à l'alimentation en eau potable et
industrielle de la ville d'Essaouira, du projet touristique
Mogador faisant partie du Plan Azur et des centres avoisinants jusqu’à l’horizon 2030. Il permettra également
d’irriguer le périmètre de Ksob d’une superficie de 1 500
ha et enfin à protéger la baie et la plage d'Essaouira
contre les inondations et la pollution dues aux crues
de l’oued Ksob.
Barrage Dar Khrofa,71 m de hauteur et 480 hm3 de capacité. Ce barrage est destiné principalement à l’irrigation
du périmètre de Rissana-Souaken d’une superficie de
18 000 ha. Il permettra également d’assurer l’approvisionnement en eau potable de 16 communes et au renforcement du système d’alimentation en eau potable
du Tangérois.Enfin,il contribuera à la protection de la plaine du Loukkos contre les inondations en complément
du rôle assuré par le barrage Oued El Makhazine.
Barrage Tamalout, 61 m de hauteur. Cet ouvrage, d’une
capacité de stockage de 50 hm3, assurera l'irrigation
d'un périmètre de plus de 5 000 ha planté d'arbres fruitiers à l'aval du barrage et l'alimentation en eau potable
des agglomérations avoisinantes.
Barrage Ouljet Essoltane, 99 m de hauteur. Cet ouvrage,
d’une capacité de stockage de 510 hm3,contribuera au renforcement de l’alimentation en eau potable de la ville de
Meknès et les zones avoisinantes ainsi qu’à la sécurisation de l’alimentation en eau potable des villes de
Khémisset et Tiflet.Aussi,il est destiné à la production de
l’énergie hydroélectrique et au renforcement de l’irrigation des périmètres de la grande hydraulique du Beht et
de la PMH située à l’aval. Et enfin, il contribuera à l’amélioration de la protection de la région du Gharb contre les
inondations importantes et récurrentes et à la protection du barrage Al Kansera contre l’envasement.
Barrage Kharroub, 56 m de hauteur. Avec une capacité
Aussi, et tout récemment à savoir au courant de
l’année 2015, trois grands barrages d’une capacité totale
de plus de 1 milliard de m3, sont en cours de lancement. Il
s’agit de :
Barrage Kaddoussa, 62 m de hauteur. D’une capacité
prévue de 220 hm3, cet ouvrage assurera le renforcement de l’alimentation en eau potable de la ville de
Boudnib et des centres avoisinants, le développement
de l’irrigation des périmètres aval ainsi que la protection
des zones situées à l’aval contre les inondations.
Barrage Tiddas, 106 m de hauteur. Avec une capacité de
507 hm3, ce barrage permettra l’amélioration de la régularisation des apports du bassin de l’oued Bouregreg et
l’augmentation du potentiel du barrage Sidi Mohammed
Ben Abdellah, la contribution à la protection de la vallée de Bouregreg contre les inondations, l’irrigation des
périmètres situés à l’aval ainsi que la production de
l’énergie électrique.
Barrage Targa Oumadi, 116 m de hauteur. Avec une capacité de 287 hm3,ce barrage assurera l’alimentation en eau
potable de la ville de Guercif et des centres avoisinants,
le développement de l’irrigation des périmètres de la
région de Guercif, la protection des zones aval contre les
inondations, la limitation de l’envasement du barrage
Mohamed V et enfin, la production de l’énergie électrique.
Barrage Agdez, 110 m de hauteur. Avec une capacité de
317 hm3, ce barrage assurera l’alimentation en eau
potable de la ville de Zagora et des centres avoisinant,
l’irrigation des périmètres à l’aval et la protection contre
les inondations des zones aval.
Barrage Toudgha, 67 m de hauteur. Avec une capacité de
33 hm3, ce barrage assurera la protection de la vallée
de Toudgha contre les inondations, la sauvegarde du
site touristique des gorges de Toudgha, l’irrigation des
terrains cultivés à l’aval et l’alimentation en eau potable.
Les cartes présentées (Fig.2 et 3) montrent l’implantation des barrages actuels,en cours et projetés dans tous les
bassins versants de la région Nord et du Bassin du Sebou.
Géologues n°194
103
aménagements et géotechnique
Figure 2. Carte des barrages de la Région Nord. Source : MAH.
Importance de la Géologie
ce au développement important qu’a connu ce secteur.
La connaissance du contexte géologique et géotechnique dans lequel s’intègre un projet de barrage est
d’une importance capitale dans la phase des études d’autant qu’elle a pour objectif le choix du meilleur site présentant des caractéristiques favorables à la faisabilité de
l’ouvrage ainsi que du type du barrage le mieux adapté au
site. À cet effet, la détermination de la nature et de la
structure géologique de la fondation à diverses échelles,
voire régionale pour la cuvette et locale pour l’ouvrage et
ses appuis, s’avère indispensable. D’autre part, l’étude
régionale détaillée visant la prospection des gisements
des matériaux de construction, l’analyse de la stabilité
des versants et la connaissance de l’aléa sismique de la
zone en question sont des facteurs à considérer pour se
prononcer sur la faisabilité du projet.
L’alimentation en eau potable des populations
rurales s’est développée notamment à partir de 1995 avec
le lancement du Programme d’Approvisionnement Groupé en Eau potable des populations Rurales (PAGER). Le
taux d’accès à l’eau potable, qui n’excédait pas les 14% en
1994, dépasse les 94% actuellement.
Les ressources en eau de surface ont joué, grâce
aux barrages, un rôle prépondérant dans la sécurisation
de l’approvisionnement en eau potable notamment en
milieu urbain dont la contribution atteint 66%.
Par ailleurs,et lors de l’exploitation de l’ouvrage,plusieurs problèmes prennent place tel l’alluvionnement qui
influe négativement sur la capacité utile de la retenue
pouvant mettre en cause la sécurité des organes hydrauliques et compromettre également la qualité de l’eau
stockée.
Irrigation
Bienfaits des barrages
À la veille de l’indépendance, la superficie irriguée
ne dépassait guère les 65 000 ha. L’objectif d’un million
d’hectares irrigués fixé par Feu Sa Majesté le Roi Hassan
II en 1967 a constitué un véritable tournant pour le domaine de l’irrigation.
Approvisionnement en eau potable
104
Actuellement, l’accès à l’eau potable est généralisé
en milieu urbain avec un taux de branchement individuel
au réseau de 94% contre 57% en 1975. Le reste de la population, située dans les quartiers périphériques en zone semiurbaine, est desservie par des bornes fontaines.
La sécurisation de l’approvisionnement en eau
potable a été un des premiers soucis de la politique de
l’eau adoptée par le Maroc. Cet objectif a été assuré malgré la multiplication des années de sécheresse et ce grâ-
Géologues n°194
L’irrigation est l’utilisateur principal de l’eau
au Maroc. Le potentiel des terres irrigables s’élève à
1 660 000 ha dont près de 1 360 000 ha d’irrigation
pérenne et 300 000 ha d’irrigation saisonnière et
d’épandage des eaux de crue.
Depuis, des efforts importants ont été consentis
pour le développement de l’irrigation. Actuellement, la
aménagements et géotechnique
Figure 3. Carte des barrages du Bassin du Sebou. Source : MAH.
superficie irriguée équipée par les soins de l’Etat dépasse
1 million d’hectares dont 682 600 ha en grande hydraulique.
Énergie hydroélectrique
Les efforts déployés en matière de réalisation d’infrastructures ont réservé une place importante à la valorisation de l’eau mobilisée pour la production de l’énergie
hydroélectrique. Cette production joue un rôle appréciable
dans la satisfaction des besoins énergétiques du pays.
Une part importante de la puissance appelée durant les
heures de pointe pourrait être satisfaite à partir des usines
hydroélectriques, en particulier lors des périodes où la
demande en eau d’irrigation est maximale.
Les usines hydroélectriques réalisées jusqu’en 2014
totalisent une puissance installée de l’ordre de 1 730 MW.
La production hydroélectrique peut atteindre en année
hydrologique normale plus de 2 500 GWh, soit près de
10% de la production totale d’électricité du pays.
Protection contre les inondations
En plus de la satisfaction des besoins en eau, du
développement agricole et de la production énergétique,
la politique des barrages a contribué d’une manière significative, à la protection des personnes et des biens contre
les inondations grâce au rôle prépondérant des barrages
dans l’écrêtement des crues.
La poursuite du développement de la
politique des eaux de surface au Maroc
Pour accompagner le développement socioéconomique du pays et consolider les acquis en matière
de mobilisation des ressources en eau, le Plan National de
l’Eau (PNE), qui constitue un prolongement de la stratégie
nationale de l’eau, propose des actions qui combinent la
gestion et le développement de l’offre, aussi bien des
ressources en eau conventionnelles que non conventionnelles, la gestion de la demande en eau, la valorisation et
la préservation des ressources en eau.
Concernant la gestion et développement de l’offre,
l’effort de mobilisation des ressources en eau de surface
sera consolidé pour maximiser la mobilisation des eaux de
surface et développer l’offre en eau par :
la poursuite de la mobilisation des eaux de surface avec
la construction d’une quarantaine de grands barrages
à raison de trois ouvrages par an jusqu’à 2030 ;
le transfert de l’eau à partir des bassins du Nord-Ouest
vers les bassins du Centre-Ouest ;
le dessalement de l’eau de mer avec une capacité en
2030 estimée à près de 500 hm3/an ;
la réutilisation des eaux usées épurées essentiellement
dans l’agriculture irriguée et l’arrosage des espaces
verts.
Géologues n°194
105
aménagements et géotechnique
Adaptations d’un projet de barrage en cours de construction :
l’exemple du barrage de Moulay Bouchta en zone de flysch altéré
Ahmed F. Chraibi 1 et Abdelaaziz Zaki 2 .
Historique du projet
Le projet initial
Le barrage Moulay Bouchta est situé dans le Nord du
Royaume du Maroc (Fig. 1),à environ 12 km au N-W de la ville de Chefchaouen. Les premières études en 1999 débouchèrent en 2002 sur un avant-projet suivi d’une consultation des entreprises en 2008 avec démarrage des travaux
en 2010.
Avec une capacité de stockage de 13 hm3, le barrage Moulay Bouchta doit permettre :
l’alimentation en eau potable de la ville de Chefchaouen
et des centres avoisinants ;
la protection du barrage Ali Thailat contre l’envasement ;
l’irrigation des terres agricoles situées à l’aval du barrage,
et la constitution d’une réserve d’eau pour lutter contre
les incendies de forêts.
Les principales caractéristiques du projet initial
sont les suivantes :
digue en remblai à noyau argileux de l’ordre de 60 m de
hauteur maximale sur fondation, avec des recharges
en alluvions et enrochements ;
parements réglés suivant une pente de 2.5H/1V à l’aval
et 3H/1V à l’amont ;
évacuateur de crue à seuil libre en arc de cercle de
130 m de longueur développée, disposé en rive droite ;
dérivation provisoire en conduite sous remblai à deux pertuis dont un est transformé en vidange en fin de travaux ;
initial. Elle vise notamment à montrer l’importance de
l’évacuateur de crue comparé à la digue. Cette conception avait été retenue dans le souci de réduire au mieux
la hauteur du barrage en assurant une grande capacité à
l’évacuateur de crue.
Le démarrage des travaux
Il convient de noter que la conception de l’évacuateur était en cours et que les formes hydrauliques
devaient faire l’objet d’une étude sur modèle pour examiner notamment la forme d’entonnement et les dispositions à adopter au coude. C’est d’ailleurs pour cette raison que le phasage d’exécution des travaux prévoyait
d’engager en premier, les fouilles amont de l’évacuateur,
en attendant la finalisation du design.
Mais dès leur démarrage, sur les 5 m supérieurs
couvrant toute l’emprise amont de l’évacuateur (voir
figure 2), des fissures d’ouverture parfois pluri-décimétrique, dont certaines sensiblement parallèles aux courbes
de niveau, sont apparues. Elles traduisaient clairement
une instabilité généralisée du versant et évoluaient de
jour en jour.
Des expertises ont alors été engagées en urgence,
car les mouvements de terrain commençaient à menacer les habitations et une ligne haute tension en haut du
versant, en dehors de la zone expropriée. Il a été immédiatement décidé de remettre en place la totalité des
matériaux excavés pour redonner au versant sa configuration initiale. Deux autres dispositions ont été adoptées :
3 prises pour l’alimentation en eau potable insérées
dans une structure posée sur le versant gauche.
La figure 2 ci-après donne la vue en plan du projet
106
Figure 1. Carte de situation du barrage. Source : Google Earth.
Figure 2. Vue en plan selon la conception originale avec l’évacuateur de crues
en rive droite. Source : publication au congrès Africain 2017 : Hydropower
and Dams.
1. Consultant. Courriel : [email protected]
2. Direction des Aménagements Hydrauliques. Courriel : [email protected]
Géologues n°194
aménagements et géotechnique
la mise en place d’un drainage au droit du talus de fouilles
provisoires et le remplissage gravitaire de certaines s
grosses fissures à l’aide d’un coulis de ciment.
La stabilisation a ainsi été atteinte rapidement,
laissant le temps pour un examen détaillé de la situation.
Il s’est avéré que la zone concernée par les glissements
n’avait pas fait l’objet d’investigations et il a fallu lancer
un programme de reconnaissances approprié pour mieux
comprendre le contexte géologique et géotechnique local.
Ainsi, des forages carottés avec suivi piézométrique
ont été réalisés. Ils ont montré que les terrains de couverture atteignaient plus de 30 m d’épaisseur dans la zone
concernée et que la nappe était très proche de la surface
alors que c’était la saison sèche. Le maître d’ouvrage a
alors décidé d’arrêter les travaux et s’est associé le concours
d’une autre ingénierie pour une revue complète de la
conception. Il en a profité également pour revoir l’hydrologie tenant compte des données disponibles depuis
l’achèvement des études antérieures, couvrant notamment des années plus pluvieuses que la moyenne.
du fait de la nature géologique des formations concernées. Au droit de l’axe du barrage, le fond de vallée est
large d’environ 120 m, le versant de la rive droite présente une pente douce et régulière de l’ordre de 4.5 H/1V. La
rive gauche a une pente irrégulière voisine de 2.7 H/1V.
Hydrologie
Le bassin versant de l’oued Moulay Bouchta a une
surface d’environ 64 km2, avec des apports annuels de
25 Mm3/an. L’aire de la retenue au niveau normal est
0,68 km2,avec une capacité de retenue de l’ordre de 13 Mm3.
Les apports solides annuels sont estimés à 190 000 m3/an.
Des mesures visant à réduite l’importance de ces apports
sont en cours d’examen.
Les principales caractéristiques hydrologiques sont
les suivantes :
module interannuel : 0.84 m3/s (période 1945 à 2002) ;
apport moyen annuel : 26 Mm3 ;
minimum : 0.08 m3/s (année 1998) ;
Pour se prémunir contre toute autre déconvenue,des
investigations additionnelles ont été réalisées sur l’ensemble du site,en dehors même de l’emprise des ouvrages.
Fort heureusement le contrat d’exécution comportait une
rubrique ayant permis d’engager ces travaux sans délai.
Pour aller vite,jusqu’à 6 ateliers de perforation travaillaient
simultanément en fond de vallée et sur les rives.
maximum : 2.36 m3/s (année 1962) ;
La prise en compte des résultats obtenus conduisit au maintien d’un barrage en remblai à noyau argileux,
mais avec des adaptations comportant entre autres :
aire de la retenue au niveau normal : 0.682 km2
déplacement de l’axe du barrage de plusieurs dizaines
de mètres vers l’amont principalement côté rive droite
pour échapper à la zone de forte épaisseur des terrains
de couverture ;
déplacement de l’évacuateur de crues en rive gauche ;
introduction d’une paroi moulée pour assurer l’étanchéité de la fondation en vallée, évitant ainsi la réalisation de fouilles profondes susceptible d’avoir une incidence sur la stabilité des versants ;
substitution du pertuis de dérivation provisoire par un
chenal à ciel ouvert au pied de la rive gauche et introduction d’une vidange avec tour de vannage et de prise d’eau.
Le site du barrage
Topographie
Le barrage Moulay Bouchta se trouve sur l’oued
Moulay Bouchta qui coule selon une direction générale
Nord-Sud, avec une pente moyenne relativement forte
de 2,4%. Les versants de la vallée sont relativement abrupts
crues :
Période de retour (en ans) 10 50 100 1000 10 000
Débit de pointe (m3/s)
3
Volume (Mm )
300 490 575 865
1200
4.2 6.8 8.0 12.0
16.6
cote de la retenue normale : 372 NGM3
volume de la retenue normale : 12.25 Mm3
Géologie du site du barrage
Le barrage est situé dans le Rif occidental au Nord
du Maroc. La fondation est constituée de flyschs grésopélitiques avec une couverture argileuse instable, très
développée en rive droite (épaisseur atteignant 20 à 30 m),
peu présente en rive gauche (moins de 1 m).
C’est l’altération superficielle du substratum, conjuguée avec la présence de terrains de couverture à forte
composante argileuse et gorgés d’eau, qui a conduit aux
instabilités importantes de la rive droite, apparues dès le
démarrage des fouilles de l’évacuateur suivant sa conception initiale.
En fond de vallée la couverture est constituée
d’alluvions grossières dont l’épaisseur peut atteindre 13m.
Les flyschs du substratum sont à prédominance argileuse,
comme pour tout le reste de l’environnement du site du
barrage. L’armature rocheuse est constituée de bancs de
grès disloqués, discontinus et plus ou moins écrasés par la
tectonique polyphasée qui a affecté cette région au cours
3. Altitude 372 m. Nivellement Général du Maroc.
Géologues n°194
107
aménagements et géotechnique
de son histoire géologique. Il en résulte un substratum
argilo-gréseux dans différents états mécaniques en profondeur, relativement rigide et schistosé par endroits, ou
écrasé aux passages des failles. En rive droite, la tranche
altérée résiduelle,présente sous la masse de glissement,est
de l’ordre de 10 m d’épaisseur en général, localement plus.
Les vitesses sismiques mesurées sur ce site sont de
300 à 800 m/s dans les zones superficielles des glissements
(2 à 10 m),jusqu’à 1 800 m/s dans les zones inférieures de ces
glissements, entre 1 800 et 2 800 m/s dans les zones d’altération du substratum et de plus 3 600 m/s dans le substratum en place.Cela confirme,s'il en était besoin,le caractère particulièrement décomprimé des terrains de couverture
à l'origine de leurs faibles caractéristiques mécaniques.
La nouvelle conception de l’ouvrage
Reconnaissances complémentaires
Des investigations géologiques (sondages carottés),
géophysiques et géotechniques ont permis entre autres
de déterminer les courbes de niveau du toit du substratum
en rive droite. La figure 3 donne les variations de l’épais-
108
seur des terrains de couverture et montre notamment la
nouvelle implantation de l’axe du barrage au droit de la
zone de plus faible épaisseur de la couverture. Aussi bien
à l’aval qu’à l’amont, l’épaisseur augmente notablement
(couleur rouge) où elle atteint localement les 35 m.
Choix de conception
Les conditions géologiques du site principalement
en rive droite imposent pratiquement un barrage en
remblai. En rive gauche le substratum est partout subaffleurant. Les vitesses sismiques rappelées ci-dessus,
traduisent en effet un terrain côté rive droite à forte déformabilité qui ne peut en aucun cas s'accommoder d'une
variante rigide, à moins de la fonder à grande profondeur.
En dehors des volumes importants d'excavation et de béton
que cela exigerait,l'instabilité des fouilles côté rive droite resterait un handicap incontournable pour une telle variante.
La solution la mieux appropriée est donc une digue
en remblai à noyau argileux. Elle bénéficie en plus de la
remontée locale du substratum côté rive droite (voir
figure 3), d’où l’implantation retenue pour le nouvel axe.
En ce qui concerne les ouvrages annexes, le seul choix
Figure 3. Épaisseurs des terrains de couverture selon les résultats des investigations additionnelles. Nord orienté vers le bas. Source : publication au congrès
Africain 2017 : Hydropower and Dams.
Géologues n°194
aménagements et géotechnique
d'implantation possible est la rive gauche,
évitant ainsi toute excavation de grande profondeur dans les terrains de couverture de l’autre rive.
Une paroi moulée est introduite
pour l’étanchéité des alluvions de fond de
vallée et au pied de la rive droite. Ce choix
a été motivé par la volonté d’éviter toute
excavation profonde au pied de la rive droite de peur d’y créer des instabilités difficiles, voire même impossibles à contenir. Figure 5. Coupe type de la digue. 1A : noyau -2A : filtre - 2C : drain - 1B : alluvions - 3 : transition - A4 : protection aval - 4B :rip-rap - 9 :drain.Source :publication au congrès Africain 2017 :Hydropower and Dams.
La profondeur de fouilles maximum considérée a été limitée à moins de 10m conservant sous le remun filtre et un drain cheminée chacun de 2,50 m de larblai une partie importante du manteau de couverture,malgeur horizontale disposés à l'aval du noyau. À l'amont
gré les tassements dont ils peuvent faire l’objet. Le type de
du noyau une transition grossière, d'une épaisseur horibarrage et la hauteur des remblais sont jugés compatibles
zontale de 4 m.
avec ces tassements.
des recharges en alluvions naturelles ;
La figure 4 ci-après donne une vue 3D du barrage
des protections sur les deux parements.
et de ses ouvrages annexes suivant la nouvelle conception.
La continuité de l'étanchéité à travers les alluvions
Conception de la digue
en fond de vallée et au pied de la rive droite,où une tranche
importante des terrains de couverture subsiste, est assuLa coupe type de la digue est classique avec un
rée par une paroi moulée en béton souple.
noyau central argileux relativement mince,encadré par des
transitions et des recharges en alluvions. En dehors du
rip-rap, les matériaux utilisés sont prélevés sur le site, le
long du cours d’eau. Deux importantes bermes ont été
introduites pour optimiser le volume des recharges tout
en assurant la stabilité du barrage, une de 22 m à l'amont
et une autre de 25 m à l'aval, côté rive droite, compte tenu
de la qualité de la fondation.
Le profil du barrage (Fig. 5) comporte :
un noyau argileux mince symétrique,
Il convient de noter que la recharge amont est constituée d’alluvions grossières considérées comme matériau
semi-perméable.Pour garantir son essorage total à la vidange rapide de la retenue, des drains horizontaux ont été
introduits à intervalle régulier au-dessus de la cote 355NGM,
correspondant au niveau minimal du réservoir.
Les bermes disposées sur les deux parements ont
une largeur de 22 m à l’amont et de 25 m à l’aval, côté rive
droite, réduite à 5 m côté rive gauche. Cela se justifie par
la nature de la fondation nettement plus
favorable en rive gauche, s’accommodant
d’une pente moyenne plus raide qu’en
rive droite. De plus, une tranchée drainante de 5 m de profondeur a été réalisée
dans cette rive pour y abaisser le niveau
de saturation dans l’emprise de la recharge aval et assurer ainsi des conditions de
stabilité satisfaisantes.
Ouvrages annexes
Figure 4. Vue 3D du barrage depuis l'amont rive gauche (Nord vers le bas). Source : publication au congrès
Africain 2017 : Hydropower and Dams.
Pendant les travaux,l’oued emprunte un chenal de dérivation provisoire à ciel
ouvert,implanté au pied de la rive gauche.
Ce chenal est dimensionné pour passer le
débit de pointe de la crue de période de
retour de 50 années. Il a une longueur de
260 m et une pente de 1,5%. Le chenal a
Géologues n°194
109
aménagements et géotechnique
une section trapézoïdale de 12 m de largeur à la base et des
bajoyers au fruit de 1.5H/1V côté droit (oued) et de 1H/1V côté
rive gauche.Il a été jugé nécessaire de le revêtir sur toute sa
longueur compte tenu de la vitesse d’écoulement atteignant
les 13 m/s au passage de la crue de chantier.
La digue est ainsi réalisée en deux phases, dont la
première correspond à la réalisation de la paroi moulée et
des remblais côté rive droite et la seconde à la fermeture côté
rive gauche, comme cela est schématisé dans la figure 6.
La vidange de fond est conçue en conduite sousremblai avec une tour de prise et de vannage accessible
depuis la crête à l’aide d’une passerelle à deux travées,chacune de 17 m de longueur (voir figure 4).La galerie a une section rectangulaire de 2,50 m de hauteur et de 2 m de largeur
avec des goussets aux 4 coins. La section est agrandie à
l’aval de la vanne de réglage du fait de la perturbation de
l’écoulement dans cette zone et de l’arrivée du conduit d’aération. Le seuil de la vidange est calé à la cote 345,60 NGM,
soit environ 10 m au-dessus du fond de l’oued au droit de
l’axe. Au-dessous de cette cote, le volume stocké est négligeable et devra être rapidement comblé par les sédiments.
La vidange est partout fondée au rocher et comporte des
talus extérieurs adoucis dans l’emprise du noyau.
L’évacuateur de crue est conçu en seuil libre calé à
la cote 372,00, de forme circulaire, d’une longueur développée de 25 m. Il permet de laminer la crue de projet d’un
débit de pointe de 1 200 m3/s à 915 m3/s sous une charge
d’environ 7,20 m. La longueur relativement faible du seuil
se justifie par l'espace très réduit disponible pour l'im-
plantation de l'évacuateur. Le coursier d’une largeur de
10m a un tracé rectiligne et se termine par un élargissement et une cuillère équipée de redents visant à disperser le jet. La mise au point des formes hydrauliques de
l’évacuateur et de la cuillère de la vidange de fond a fait
l’objet d’une étude sur modèle réduit hydraulique.
Paroi moulée
La paroi moulée dont la justification est détaillée
dans ce qui précède,est en béton souple capable de s’adapter aux déformations de la fondation sans se fissurer. Pour
lui assurer un ancrage suffisant dans le noyau, avec un
gradient hydraulique inférieur à 4, la paroi remonte dans
le noyau de 4 m. Elle a une épaisseur de 1,20 m largement
suffisante pour les charges en présence.
Elle est réalisée à partir d’une plateforme à la cote
337,00 obtenue moyennant 5 m de remblai argileux de
la nuance la plus plastique destinée à la réalisation du
noyau, de sorte à obtenir les 4 m d’ancrage exigés, après
recépage du mètre supérieur juste avant d’engager la
mise en œuvre en grand des remblais susjacents. La paroi
a une profondeur maximale voisine de 20 m et une
longueur de 156 m. Elle est ancrée dans le substratum de
1,20 m minimum. Une injection de liaison paroi substratum est réalisée par forages.
La mise au point de la composition du béton souple
a nécessité de nombreux essais visant à lui conférer les
paramètres spécifiés, à savoir une perméabilité inférieure à 10-9m/s et un module d’Young à 90 jours entre 300 et
700 MPa dans un domaine de déformation inférieur à
0,5%. La résistance mécanique à la compression arrêtée
après l’exécution des essais d’étude a été fixée à 1 MPa.
Déroulement des travaux
Dès la mise au point du nouveau projet, les travaux ont repris et se sont déroulés dans d’excellentes
conditions. Pratiquement aucun incident majeur n’a eu
lieu. De nombreux glissements de faible extension se sont
produits en rive gauche, là où le substratum est très altéré, comme cela est illustré par la photo 1.
110
Figure 6. Phasage d'exécution des remblais : vue en plan en haut (Nord vers
le haut) ; vue en coupe en bas. Source : publication au congrès Africain 2017 :
Hydropower and Dams.
Géologues n°194
Côté rive droite où les craintes étaient bien réelles,
aucune instabilité n’a eu lieu,grâce notamment au phasage
d’exécution adopté. Celui-ci consistait à réaliser dans un
premier temps une tranchée étroite à la pelle,visant à drainer le terrain et à vérifier si les conditions réelles sont bien
conformes aux prévisions. La tranchée a ensuite été élargie
aux dimensions finales des fouilles en plan. Une nouvelle
tranchée étroite est ensuite réalisée dans le prolongement
de la première et ainsi de suite. Les photos 2 ci-après montrent une des nombreuses surfaces de glissement relevées
aménagements et géotechnique
contexte géologique et géotechnique difficile, marqué
par la présence de flyschs à forte composante argileuse,
notamment en rive droite. L’insuffisance des reconnaissances effectuées à l’avant-projet est la principale cause
des problèmes rencontrés au démarrage des travaux.
Photo 1. Exemple d'instabilité survenue en rive gauche. Source : cliché des
auteurs.
sur les talus. Elles n’ont fort heureusement pas eu d’incidence sur les travaux car elles étaient parallèles au versant
et avaient une composante pratiquement horizontale suivant les talus de fouilles de la tranchée d’ancrage du noyau.
De plus, elles avaient préalablement été bien drainées.
Mis à part le contrat spécifique concernant la paroi
moulée, tous les autres travaux ont été menés dans le
cadre du contrat relatif à la première conception. Ils ont été
achevés en 2014. Les adaptations du projet ont finalement abouti à un ouvrage répondant parfaitement à
l’usage auquel il était destiné avec la même capacité de
stockage, tout en s’inscrivant dans le budget prévu
initialement. La date d’achèvement a connu une année de
retard, ce qui est tout à fait normal compte tenu de l’arrêt des travaux durant plus de 6 mois et de l’introduction
de la paroi moulée dans le projet.
Bilan général
Le barrage Moulay Bouchta est situé dans un
Les décisions prises, suite à l’apparition de mouvements de terrain concernant l’ensemble du versant rive
droite, se sont révélées payantes. Il s’agit de l’arrêt des travaux en cours, de la reconstitution à l’origine du versant,
et de la revue de la conception du barrage et de ses
ouvrages annexes, basée sur de nouvelles investigations
géologiques et géotechniques. Il a ainsi été possible de
mieux adapter le projet aux conditions particulières du site
tout en préservant la même capacité de stockage et en se
maintenant dans le budget initial.
La relation de partenariat développée entre les parties,
à l’occasion de leurs nombreuses collaborations sur d’autres projets,a été le facteur principal derrière la réussite de ce projet.
Le barrage et ses ouvrages annexes ont eu un comportement très satisfaisant depuis la mise en eau intervenue à la fin de l’année 2013. Aucun signe d’instabilité des
appuis ou de la digue n’a été observé. La paroi moulée est
d’une efficacité remarquable, attestée par les mesures de
pression interstitielle : à l’amont la pression est pratiquement confondue avec la charge de la retenue et en suit
fidèlement les variations, alors qu’à l’aval, elle est faible et
stable, voisine de la cote de pose des cellules.
Remerciements
Ce travail est une adaptation faite par les auteurs
d’une publication au Congrès « Africa 2017, Hydropower &
Dams, Marrakech, March 2017 ».
Les auteurs tiennent à remercier la Direction des
Aménagements Hydrauliques du Royaume du Maroc qui les
a autorisés à publier cet article.
Photos 2. A (à droite) et 2B (à gauche) : Surface de glissement identifiée dans les talus de fouilles de la tranchée du noyau en rive droite. Source : clichés des auteurs.
Géologues n°194
111
patrimoine géologique
Patrimoine géologique marocain et développement durable :
l’exemple du Dévonien du Tafilalt, Anti-Atlas oriental
Ahmed El Hassani 1 , Sarah Aboussalam 2 , Thomas Becker 3 , Mohamed El Wartiti 4 et Farah El Hassani 5 .
Introduction
La notion de patrimoine géologique dérive de la
notion de patrimoine naturel qui reconnaît que des éléments de la nature font partie des biens communs, tels que
les richesses géologiques, minéralogiques et paléontologiques. En tant que patrimoine naturel, le patrimoine géologique doit être considéré comme un bien commun d’une
collectivité, d’un groupe d’hommes, de l’humanité, et comme un héritage transmis par les ancêtres.
La géologie marocaine présente des affleurements
reconnus mondialement parmi les meilleurs et les plus
complets sur une très longue période de temps géologique. Cependant, les richesse/ressources naturelles, dont
dispose le pays, subissent une détérioration irréversible :
fossiles et minéraux faisant l’objet actuellement de pillage, d’exploitation abusive, de vente et d’exportation. Les
mesures réglementaires sont elles suffisantes pour sa
protection, sa valorisation et sa préservation ? Ou bien
s’agit-il d’un système intégré où interviennent divers facteurs humains à différents niveaux ? Il s’agit là d’une problématique complexe nécessitant, de notre part, d’émettre
un avis scientifique pour faire connaître ce patrimoine, le
valoriser et surtout le protéger pour que le Maroc demeure une référence mondiale en géologie.
La présente note s’intéressera aux merveilleuses successions de couches géologiques dévoniennes de la région
du Tafilalt (Anti Atlas oriental) et représente une contribution qui veut encourager la préparation d’un inventaire
national des espaces géologiques (autre que dévoniens) et
des espèces (minérales et fossiles) nécessitant une conservation ou une gestion rationnelle. Cet inventaire, en plus
des mesures réglementaires susmentionnées,comblera une
grande lacune qui persiste dans le Plan Directeur des Aires
Protégées du Maroc, récemment établi à l’initiative de
l’Administration Forestière Marocaine.
Contexte et intérêt pour la sauvegarde
du patrimoine géologique
112
Pour donner envie de protéger, il faut d’abord faire connaître le patrimoine. Le Maroc, comme on peut le lire
sur les cartes géologiques, est parmi les pays qui couvrent
de manière la plus complète, l’histoire géologique du
globe (de l’Archéen, 3 Ga, au Quaternaire). Il présente, à ce
titre, un intérêt majeur pour la communauté scientifique
internationale, ce qui lui vaut d’être régulièrement visité
par un grand nombre de géologues des cinq continents.
En plus de la grande diversité des terrains géologiques, plusieurs stratotypes et groupes de fossiles représentatifs à l’échelle planétaire, ont été identifiés au Maroc.
Le Maroc présente également plusieurs curiosités
(paysages) géologiques rares de par le monde (exemple :
les mud-mounds Dévoniens de Hamar Lakhdad dans le
Tafilalet, les péridotites de Beni Bousera dans le Rif interne, les nombreuses grottes, …).
Ces richesses restent de nos jours, méconnues par la
majorité des marocains,y compris les gestionnaires des espaces
naturels, voire la communauté scientifique non spécialisée.
Ceci incite à des études de type « inventaire » auxquelles les
géologues se livrent rarement, mais qui ont un rôle fondamental dans la sensibilisation du public à la sauvegarde, à la
valorisation et à l’utilisation rationnelle de ce patrimoine.
Il résulte de cette ignorance, une faible sensibilisation à l’échelle nationale envers la conservation et/ou la
valorisation respectueuse des « sites patrimoniaux ».
Présentation de quelques exemples
du patrimoine géologique marocain :
le Dévonien du Tafilalt
Les coupes du Dévonien de l’Anti Atlas sont parmi
les meilleures au monde, car elles permettent de suivre,
sans interruption notable, les affleurements sur plusieurs
kilomètres. Leur étude tardive les a malheureusement
exclues d’être élues « stratotypes » et l’on ne se réfère
qu’à une seule coupe adoptée par la Subcommission de
Stratigraphie du Dévonien (SDS) ; celle de Mech Irdane
pour la limite Eifélien-Givétien (Walliser et al., 1995).
Mech Irdane
Le jbel portant le même nom, englobe le GSSP (Global Stratotype Section and Point) après recommandation
de la SDS en séminaire (1991) puis ratification par IUGS en
1994 (Walliser et al., 1995). Le jbel Mech Irdane est une
structure synclinale située dans la partie SE du Tafilalt à
12 km au SW de la ville de Rissani. Comme partout ailleurs
1. Académie Hassan II des Sciences et Techniques, Maroc. Courriel : [email protected]
2. Institut für Geologie und Paläontologie, Münster, Allemagne. Courriel : [email protected]
3. Institut für Geologie und Paläontologie, Münster, Allemagne. Courriel : [email protected]
4. Université Mohammed V de Rabat, Maroc. Courriel : [email protected]
5. Université Sidi Mohamed Ben Abdellah de Fès, Maroc. Courriel : [email protected]
Géologues n°194
patrimoine géologique
Photo 1. Le Jbel Mech Irdane, son stratotype et ses événements géologiques (Photo : El Hassani).
dans le Tafilalt, la coupe peut être entamée dès les niveaux
calcaires à Scyphocrinites, caractérisant, dans l’Anti Atlas,
la limite Silurien - Dévonien (Photo 1).
La partie Dévonien inférieur est très bien représentée et riche en fossiles (Goniatites notamment) : les calcaires à Mimagoniantites avec le groupe des Anetoceras,
dont Nowakia cancellata, apparaît dans la transition
calcaires-schistes noirs du Dalejien.
Au jbel Mech Irdane, les calcaires eiféliens sont très
fossilifère, avec d’abondants trilobites, des pélécypodes du
groupe « Panenka », des orthocône céphalopodes et des
goniatites, en particulier Subanarcestes et Cabrieroceras,
mais aussi Werneroceras, Fidélites, Agoniatites.
La limite Eifélien-Givétien est située au niveau du
banc 117, limite attestée aussi bien par des méthodes
paléontologiques (Walliser et al., 1995) que magnéto-stratigraphiques (Ellwood et al., 2011).
Le Givétien montre une large séquence de calcaires
noduleux et lamellaires avec deux niveaux de pumilio6
(provoquées par les tsunamis) situés à la base et dans la
Photo 2. La série dévonienne au Jbel Amelane. (Photo : El Hassani).
partie centrale de la zone varcus, et avec la séquence de calcaires fins noduleux, caractéristiques de la partie supérieure comprenant les genres Maenioceras, notamment le
M. terebratum et Pharciceras amplexum. Les calcaires à
Pharciceras, qui coïncident avec l'ancienne zone à lunulicosta du Dévonien supérieur, sont absents dans cette coupe. Au dessus de cette lacune, affleurent les calcaires à
Manticoceras dans un faciès crinoïdique.
Quelques exemples d’affleurements
à intérêts scientifique et géo-touristiques
On ne peut pas parler du Tafilalt sans avoir en
mémoire les merveilleux affleurements dévoniens et leur
richesse en fossiles qui font le trésor des bazars et le bonheur des visiteurs/collectionneurs.Vu l’énorme variété et
la richesse des coupes géologiques, nous ne donnons ici
que quelques exemples de ce riche patrimoine naturel
marocain, telles les séries stratigraphiques du jbel
Boutchrafine, du jbel Amelane et de Ouidane Chebbi à
la frontière avec l’Algérie et les mud-mounds de Hamar
Lakhdad (Photos 2 à 5).
113
Photo 3. La série siluro-dévono-carbonifère du Jbel Bou Tchrafine (Photo : El Hassani).
6. Niveau calcaire à très nombreuses Terebratula pumilio.
Géologues n°194
patrimoine géologique
L’analyse de la coupe géologique du Jbel Amelane
(voir Photo 2), située à 25 km au SO d’Erfoud, très facilement accessible par la route goudronnée allant à Msissi
et Alnif, permet de suivre une série complète depuis la
fin du Silurien jusqu’au Famennien où l’on observe (au
bord de la route goudronnée) de longs orthocères et des
goniatites de grandes tailles qu’on retrouve dans les bazars
du Tafilalt (tables d’Erfoud : Photo 6). Cette coupe présente plusieurs curiosités géologiques, mais l’évènement
Kellwasser (KW event)7 reste le plus important dans la
région par ses deux niveaux inférieur et supérieur.
Le jbel Bou Tchrafine (voir Photo 3) et le jbel Amelane sont des témoins d’une période géologique complète pour tout le Dévonien, ce qui leur vaut d’être visités
par de nombreuses équipes de géologues de divers pays.
Les affleurements situés dans la partie orientale du
Tafilalt, à Ouidane Chebbi (voir Photo 4), montrent également une coupe complète du Dévonien avec le passage
au Tournaisien (Carbonifère). Les terrains crétacés et néogènes de la Hamada du Guir sont en discordance angulaire
sur le Paléozoïque.
L’une des curiosités géologiques majeures du patrimoine litho-stratigraphique marocain reste manifestement
les monticules dévoniens de Hamar Lakhdad dans le Tafilalet, à l’Est d’Erfoud (voir Photos 5) qui sont visités chaque
année tant par les scientifiques que par les touristes.
Ces structures, assez particulières, ont été décrites
dès le début du siècle dernier par Nicolas Menchikoff, géologue pétrolier franco-russe, comme une accumulation
d’origine récifale (Roch, 1934), divers termes ayant été
utilisés par la suite par nombre d’auteurs :
protubérances ou bulles pleines (Roch, 1934) ;
curieux pitons récifaux (Massa et al., 1965) ;
formations récifales du Dévonien inférieur (Hollard,
1963) ;
nom que l’on donne localement au couscoussier traditionnel qui décrit parfaitement la morphologie de ces édifices : conique, à base subcirculaire et sommet pointu pour
la majorité d’entre eux. Ils sont au nombre de 46, étalés sur
7km en direction E-W et dont la hauteur est comprise entre
3 et 45 m avec des pentes variables de 15 à 60°, mais généralement plus fortes vers le Nord.
Ces structures constituent un exemple classique
de monticules de boue en eau profonde (démontré par
l’absence d’algues vertes) liés à l’hydrothermalisme. Elles
ont été créées par des éruptions volcaniques sous-marines
au Dévonien inférieur. Ces infiltrations hydrothermales
ont persisté pendant une longue période, depuis la fin du
Praguien jusqu’au début du Frasnien. La réactivation des
processus magmatiques vers la fin de l’Emsien a permis
la formation de structure en dômes du complexe volcanique, recouvrant des strates sédimentaires, et en conséquence création d’un réseau de failles. Ces failles servent
alors de conduits pour les fluides chauds qui migrent sur
le fond marin. Les données géochimiques suggèrent que
les carbonates des monticules de boue se sont formés
par un mélange de fluides hydrothermaux et l'eau de mer
(Belka et al., 2015).
L'un des traits caractéristiques de ces monticules
de boue est la présence d'un grand nombre de cavités qui
sont des fragments de plus grands espaces libres. À l'origine, ils constituent un système complexe de fissures, de
cheminées et d’espaces ouverts remplis de sédiments
laminés micritiques à grains fins et à ciments de calcite.
Bien que les phases de leur formation ne corresponde
qu’à une courte période (une seule zone de conodontes),
ces monticules sont restés un lieu d'activité animale intense. En effet, les parties supérieures de ces structures, offrant
une meilleure circulation des eaux, ont été colonisées par
des communautés diverses de Coraux tabulés, de Bivalves,
de Crinoïdes, et de Brachiopodes. Les cavités et les fissures,
récifs du Dévonien inférieur (Hollard, 1974, Michard,
1976) ;
mud mounds (Gendrot, 1974 ; Brachert et al., 1992, Hüssner, 1994, Belka, 1998) ;
buildups, reef-mounds ou mud mounds (Tönebohn,
1991) ;
venues hydrothermales localisées au droit du massif
magmatique de Hmar Lakhdad (Mounji et al., 1996,
Belka, 1998) ;
monticules de boue (Belka et al., 2015).
114
Il s’agit en fait d’accumulations de carbonate du
Dévonien, affleurant dans la partie est de l'Anti-Atlas (Tafilalt), connues sous le nom des monticules « Kess-Kess »,
7. Une des cinq extinctions massive de l’histoire de la Terre à la fin du Dévonien.
Géologues n°194
Photo 4. Le passage Dévonien-Carbonifère à Ouidane Chebbi (partie est
du Tafilalt) (Photo : El Hassani).
patrimoine géologique
Et hors site
Photo 5. Vue générale des mud-mounds (au nombre de 48) dévoniens de
Hamar lakhdad (kess-kess) et différents aspects de ces mud-mounds en 3D
et en coupes (Photo : El Hassani).
Photo 6. Exposition de fossiles dans un Bazar à Erfoud (Photo : El Hassani).
anciennes voies de migration de fluides, sont devenues le
lieu de développement du biotope,avant d’être remplies par
des sédiments. En outre, ces cavités ont été visitées périodiquement par des centaines de trilobites (Scutellum,
Harpes) qu’on retrouve actuellement à l’état fossile.
Cet environnement fait de cette région un lieu exceptionnel dans le monde,méritant d’être conservé et protégé.
La protection de ce patrimoine
géologique doit être envisagée
D’abord sur site
La création de réserves naturelles ou géo-parcs,
permettra d’interdire la collecte d’échantillons à des fins
autres que scientifiques, de valoriser des sites géologiques
par la création d’itinéraires guidés (qu’on peut tirer des
excellents documents des Notes et Mémoires du Service
Géologique du Maroc), et la réalisation de panneaux explicatifs à fixer sur les géo-sites, en organisant des conférences grand public, en confectionnant et en mettant en
vente des moulages (à buts éducatif et économique),et en
réalisant des films documentaires.
Les collections des musées peuvent servir à
l’éducation relative à la conservation du patrimoine environnemental (au niveau des écoles) en permettant de
conserver une partie de ce patrimoine. Mais, dans l’état
actuel, au vu de la rareté des musées, des magasins
(bazars) se sont développés un peu partout au Maroc,
particulièrement dans la région du Tafilalt (Erfoud,
Rissani, Alnif, Ouarzazate, …). Ces édifices offrent de jolis
spécimens mis à la vente, bien qu’une bonne partie ait
été façonnée d’une manière peu conventionnelle (voir
photo 6, à droite).
Cependant, dans le Tafilalt, de petits musées ont
été également élaborés par des particuliers : on peut y
admirer tant la richesse de la région que celles d’autres
régions grâce à l’exposition de pièces rares, de valeurs
scientifiques inestimables telles des copies de dinosaures, de reptiles et de poissons du plateau des phosphates (de Khouribga) ou des météorites de tailles et
types différents. L’un des plus importants se situe au
cœur d’une des principales palmeraies entre Erfoud et
Rissani dans une bâtisse traditionnelle montrant, à
l’extérieur, une emblématique copie de dinosaure. Ce
musée comprend une partie exposition et une partie
magasin de vente. Les espèces rares sont jalousement
gardées. Son objectif est de vulgariser ce type de produits en le rapprochant d’un public large et diversifié
(écoliers, touristes, scientifiques).
Dans le Tafilalt, le commerce des fossiles est une
source de revenu pérenne appréciable pour bon nombre
de familles et permet d’attirer des touristes (dont des
scientifiques). La mise au jour de la réalisation de pièces
mises en vente nécessitent un travail acharné par des
équipes de spécialistes (de fortune), pendant plusieurs
jours, voire plusieurs semaines, pour dégager un trilobite,
un crinoïde ou une goniatite.
Cette richesse en fossiles et minéraux est menacée
de surexploitation ; seul prime ici, en effet, le prix de vente alors que la valeur scientifique est trop souvent laissée
de côté. Et pourtant, le Tafilalt figure dans le réseau mondial des réserves de biosphère de l’UNESCO ! Il s’inscrit donc
dans la convention de 1970 concernant les mesures à
prendre pour interdire et empêcher l'importation, l'exportation et le transfert illicites de biens culturels qui cite
dans son article premier (paragraphe a) les fossiles comme biens naturels à protéger. Cette convention a été ratifiée par le Maroc en février 2003, mais pour le moment,
aucune action sérieuse pour la protection de ce patrimoine n’est visible.
Géologues n°194
115
patrimoine géologique
Mesures de protection
du patrimoine naturel
Pour mieux protéger, il faudrait donc envisager des
mesures et des lois pour la conservation et l’utilisation rationnelle des ressources géologiques. Ceci passe par l’établissement d’un inventaire national, sous forme de base de données, des sites géologiques à valeur patrimoniale et
également, la nécessité d’établir des sites web traitant et
faisant connaître le patrimoine géologique du Maroc. Ces
sites devraient comprendre toutes les propositions de lois et
des mesures prises par l’administration en charge de cette
tâche (Ministère de la Culture, Ministère de l’Énergie et des
Mines) pour une meilleure gestion de ces ressources.
De telles initiatives nécessitent des mesures réglementaires et incitatives dont certaines sont déjà prises par
le Ministère de l’Énergie et des Mines. Celui-ci a lancé une
étude pour l’établissement de mesures réglementaires
pour remédier à la disparition progressive du patrimoine
géologique national (par l’établissement de listes de fossiles, minéraux et sites à protéger). Le Plan Directeur des
Aires Protégées, établi par le Haut Commissariat aux Eaux
et Forêts et à la Lutte contre la Désertification, qui a identifié un large réseau de SIBE (Sites d’Intérêt Biologique et
Ecologique) évoque, de temps en temps, les valeurs géologiques comme contribuant à la connaissance, la préservation et la protection de ce patrimoine.
Cela entraînera, sans nul doute, des impacts et des
retombées :
scientifiques : contribution à l’avancement des connaissances sur le patrimoine géologique marocain et à sa
conservation en tant que valeur scientifique internationale en facilitant l’accès aux données « patrimoniales »
via la base de données et le site Web.
socio-économiques : contribution à une exploitation durable
des ressources géologiques à caractère patrimonial du
Maroc,tout en proposant de nouvelles formes de mise en
exploitation à valeurs éducatives et touristiques.
Ces retombées permettront aussi la participation
au développement durable par la création d’activités et
d'emploi rémunérés autour des géo-sites.
Conclusions
mettre l’accent sur les moyens d’exploitation durable des
ressources et sur les mises en valeur conservatrices de
ces ressources.
L’étude du patrimoine géologique marocain nous
permet de constater que l’histoire de la Terre et l’histoire de
la vie sur terre sont marquées par plusieurs épisodes enregistrés dans les couches stratigraphiques et leurs contenus en minéraux et fossiles. Elle nous apprend et confirme
en même temps, que les constituants de la Terre bougent
(plaques tectoniques),que les climats et le niveau des mers
changent sans cesse, que la flore et la faune évoluent
constamment et que l’on s’achemine très probablement
vers la sixième extinction. Celle-ci, à la différence des cinq
précédentes, serait complètement due à la présence de
l’homme et à l’impact de ses actions sur les écosystèmes,
dont le plus grave reste le réchauffement climatique qui provoquerait l’élévation du niveau de la mer par suite de la
fonte des glaces de l’Arctique et de l’Antarctique.
Des partenariats avec les institutions éducatives
(ou de recherche) sont à encourager dans le cadre de projets intégrés pouvant impliquer les universités (Facultés
des Sciences), les AREF (Académies Régionales de l’Éducation et de la Formation), le Ministère de l’Énergie et des
Mines (Patrimoine Géologique), les Autorités et Collectivités locales, les Sociétés savantes et la Société civile. Tous
doivent se rendre compte qu’il s’agit d’un patrimoine dont
l’exploitation abusive est irréversible et dont l’utilisation
rationnelle est devenue aujourd’hui plus que nécessaire.
Il est donc du devoir des hommes de science et des
sociétés savantes d’informer les responsables et les décideurs de ce que nous savons de l’état de la planète Terre.Dans
ce contexte, la connaissance du patrimoine géologique
marocain et sa conservation sont des valeurs scientifiques
internationales inestimables qu’il faut préserver à tout prix.
Le futur musée national d’archéologie et des sciences de la Terre, à Rabat, est, en ce sens, une excellente idée qu’il faudrait
démultiplier dans la majorité des régions du Maroc, avec
probablement, une spécificité associée à chaque région.
Les mesures urgentes se résument
comme suit :
réaliser un inventaire national pour combler cette lacune et
compléter le travail élaboré par l’administration forestière ;
veiller à l’application des mesures établies par le Ministère de l’Énergie et des Mines et par le dahir (loi) de
2002 relatifs à l’exploitation des carrières, en collaboration avec Ministère de l’Équipement ;
116
De telles initiatives permettront la description des
sites et de leur richesse par la cartographie, par système
d’information géographique (SIG) et aussi par l’élaboration
de programmes d’inventaires et de documentation scientifique. Elle permet également la vulgarisation des connaissances et sa médiatisation grâce à l’organisation de colloques,de séminaires thématiques et de rencontres avec les
élus et les populations locales.
Géologues n°194
patrimoine géologique
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117
Géologues n°194
patrimoine géologique
Les marqueurs permiens comme patrimoine géologique
à promouvoir et à protéger dans le massif hercynien du Maroc central
Mohammed El Wartiti 1 , Mohamed Zahraoui 1 et Ahmed El Hassani 2 .
Préambule
l’unité de Fourhal-Telt : Carbonifère ;
Dans la Nature, au fil des siècles, l’Homme a puisé
pour ses besoins de survie et son développement. Actuellement,dans la trilogie Nature – développement durable –
environnement, on se doit de tracer des limites rouges, car
une dégradation irréversible, due à une exploitation irraisonnée, a été constatée. Peut-on agir à travers des messages scientifiques explicites et ciblés pour remédier à ces
dégâts, en montrant l’importance de la géologie au public
c’est-à-dire en la rendant populaire tout en la préservant ?
Introduction : Patrimoine géologique
Le massif hercynien du Maroc central est le plus
gros noyau paléozoïque des hercynides marocaines. Il est
circonscrit dans une couverture méso-cénozoïque, reposent sur un socle cratonique précambrien similaire à celui
de l'Anti-Atlas. Les seuls vestiges à l'affleurement de ce
craton sont : le granite de Taïcha(situé au SW de Tiflet), le
granite de Goâïda, ainsi que les rhyolites et les andésites
de Bou Acila dans le Maroc central oriental (Fig. 1).
le bassin carbonifère d'Azrou-Khénifra, à nombreuses
unités allochtones.
Associé aux unités de ce massif central, on trouve
un large spectre de minéralisations génétiquement bien
différenciées ayant fait l'objet d'exploitation : étain, tungstène, or, plomb, zinc, cuivre, argent, fluorine, barytine,
antimoine, etc...
Cette période géologique très favorable aux minéralisations,renferme aussi des gisements fossilifères de paléobotanique, à la fois assez fréquents géographiquement
mais aussi exceptionnels en termes de biodiversité, témoignant du positionnement du territoire marocain dans une
ceinture paléoclimatique tropicale. Sa valorisation et sa
protection sont particulièrement légitimes, puisqu'il est
avéré que les assises argileuses contenant ces végétaux
fossiles sont en cours de disparition :exploitation pour usage de briqueteries, de céramique,de poterie,de matériaux
de construction, d'aménagement urbain, etc...
Les principales unités structurales
de ce massif ont été rapprochées au cours
de l’orogenèse hercynienne.Elles sont limitées par des failles et/ou des cisaillements.
On distingue de l’Ouest vers l’Est :
le Bloc côtier : Cambrien à Dévonien ;
la zone de cisaillement de la Meseta
occidentale appelée également zone
de l'Oued Cherrat ;
le Bloc calédonien des Sehoul ;
la zone de Rabat-Tiflet : Ordovicien à
Viséen ;
le bassin de Sidi Bettache : Dévonien
supérieur à Carbonifère ;
la zone de chevauchement TsiliTafoudeit ;
l’unité de Khouribga-Oulmès : Ordovicien inférieur à Carbonifère ;
118
la zone de faille Smaala-Oulmes ;
Figure 1. Carte géologique du Massif Central Hercynien (source : rapport inédit ONHYM, Bled
Jmeâ-Moulay Bou Azza, 2002).
1. Université Mohammed V de Rabat, Maroc. Courriel : [email protected]
2. Université Mohammed V de Rabat et Académie Hassan II des Sciences et Techniques du Maroc. Courriel : [email protected]
Géologues n°194
patrimoine géologique
Géodynamique et traits
principaux du Permien
L’époque permienne est marquée
par la création de bassins intra-montagneux comblés par d'épaisses séries
volcano-sédimentaires (Fig.2) ;elle est responsable de l’essentielle de l’architecture actuelle du Maroc central. En effet, la
chaîne varisque qui vient d'être créée, est
injectée d'importantes masses magmatiques qui remontent plus ou moins haut,
au cœur de la chaîne en la réchauffant. Il
s’en est suivi un découpage en plusieurs
blocs à géométrie différenciée,limités par
des failles profondes qui servent de drains
à une importante circulation de fluides
hydrothermaux chargés en éléments polymétalliques,et qui finissent par précipiter
dans plusieurs paragenèses de forte,
moyenne et faible température.
Figure 2. Litho-stratigraphie du Permien du Maroc (source : El Wartiti, 1990).
La reconstitution géodynamique
de l'époque tardi-hercynienne est souvent problématique,
dans la mesure où le magmatisme, calco-alcalin à alcalin,
est considéré comme un marqueur de cet épisode de l'histoire varisque au Maroc. L'origine de ce magmatisme orogénique est interprétée dans un modèle qui fait intervenir le découpage de la croûte continentale par de grandes
déchirures crustales cisaillantes permettant la genèse de
ce magmatisme (Boushaba et al., 1987 ; El Wartiti,1990).
Le premier cycle du magmatisme basique est un
marqueur de la distension viséo-namurienne. Le deuxième
cycle est calco-alcalin à alcalin, d'âge permien et termine
l'histoire hercynienne du Maroc. Ce n'est qu'au Trias supérieur qu'auront lieu d'autres manifestations basiques, de
type tholeïtique, annonciatrices du rifting atlantique.
Géologie des bassins permiens
L'objectif de cette note sur l'étude du Permien continental du Maroc est d’actualiser les connaissances acquises
à la lumière des nombreuses et récentes découvertes d'éléments de datation. Ces nouveaux résultats se répartissent
en trois catégories principales (El Wartiti, 1981 ; 1990) :
la première résume l'évolution verticale et latérale de la
sédimentation continentale en relation avec les variations paléo-climatiques et tectoniques ;
la deuxième regroupe les données paléontologiques
qui sont intimement liées à des étages bioclimatiques
bien déterminés ;
la dernière retrace l'évolution géodynamique (tecto-
nique et volcanisme associé) de chacun des bassins
dans un contexte régional.
Au Maroc, les dépôts permiens sont continentaux
et reposent en discordance angulaire sur un substratum
cambrien à carbonifère structuré par la phase asturienne.
Selon les bassins, ils sont surmontés, à leur tour, en discordance angulaire, par les dépôts du Trias supérieur ou par
des terrains plus récents.
L'étude litho-stratigraphique ainsi que l'analyse
séquentielle et sédimentologique effectuée dans chacun
des bassins permiens de la Meseta occidentale, montrent
des ressemblances et des différences dans leur mode de
remplissage et leur évolution géodynamique.
Les produits rouges, souvent carbonatés, dominent.
Ils sont toujours continentaux, à dominante détritique et
s'organisent en séquences, le plus souvent positives, de
conglomérats-grès-argile.Des cônes alluviaux de piedmont
ou des coulées boueuses, apparaissent au début de la sédimentation ou sur les bordures.Au centre,les produits fins de
plaines d'inondation dominent ; ils sont localement associés à des carbonates lacustres (calcaires à ostracodes de
Mechraâ Ben Abbou), à des dépôts palustres (Freytet et
al.,1992),et à des horizons pédogénétiques (Tiddas-KhénifraChougrane),parfois à des niveaux charbonneux et à cinérites
de décantation (Bou Achouch).La sédimentation fluviatile est
largement représentée dans la plupart des bassins par des
cours d'eau en tresse (Tiddas,Khénifra,Chougrane,Mechraâ
Ben Abbou),qui véhiculent le matériel arraché aux reliefs,sou-
Géologues n°194
119
patrimoine géologique
vent proches,vers le centre des bassins.Les variations d'épaisseur et de faciès sont brusques,la subsidence soulignée par
la succession de petites séquences,montrent que les bassins
sont alimentés en majorité par le substratum (Cambrien à
Carbonifère) environnant,alors en relief :mais localement le
matériel provenant des plutons granitiques et de leur auréole métamorphique participe aussi à ce comblement caractéristique de la fin de l’orogénèse hercynienne.
La présence de niveaux lacustres à ostracodes et de
nappes phréatiques oscillantes (marmorisation),l'abondance
des dépôts fluviatiles et l'existence d'empreintes de gouttes
de pluie et de restes végétaux,montrent que le climat n'était
pas aride, mais sans doute en ceinture équatoriale, avec
périodes humides et sèches plus ou moins longues.
L'ouverture des bassins permiens est toujours accompagnée de manifestations volcaniques sous forme d'appareils greffés sur des failles profondes.Les bassins étudiés ont
connu des distensions selon des directions NNO-SSE à NOSE. Ces dernières sont mises en évidence par l'existence de
failles syn-sédimentaires observées dans tous les bassins. De
nombreux marqueurs mettent en évidence l'enfouissement
des bassins avec plusieurs épisodes de comblement. Il faut
noter la présence de failles syn-sédimentaires et de discor-
a
120
dances progressives,d’épaississements de séries vers le centre,
la présence de petits horsts et grabens, etc.
La subsidence est également accentuée par une
activité permanente des failles bordières en transtension
avec une composante verticale qui rajeunit les reliefs nourriciers. Les limites des différents bassins permiens sont
toujours des contacts anormaux subrectilignes (Khénifra,
Chougrane, Mechraâ Ben Abbou, Tiddas et Bouterhella) ;
les marqueurs tectoniques observés dans le substratum à
proximité des bordures de bassin indiquent un jeu coulissant dextre pour tous les bassins tardi-hercyniens.
Nous savons actuellement que les dernières phases
varisques de raccourcissement entre l'Amérique du Nord,
l'Afrique et l'Europe du SO ont induit la surrection d'une
chaîne de montagnes, qui est en partie permienne (phase alléghanienne) dans les Appalaches du Sud. Il s’ensuit
une tectonique tardive essentiellement décrochante
(grands linéaments transformant E-O) correspondant vraisemblablement à la réponse de cette hypercollision continentale. C'est dans ce contexte compressif global qu'on verrait s'ouvrir des bassins permiens intracontinentaux des
régions péri-atlantiques dans un contexte géodynamique
de transpression-transtension.
b
Figure 3. Position géographique du bassin permien de Khénifra et sa stratigraphie (source : El Wartiti, 1990).
a- Colonne stratigraphique du Permien dans le compartiment méridional du bassin de Khénifra.
b- Carte géologique simplifiée du bassin Permien de Khénifra.
Géologues n°194
patrimoine géologique
indispensable à la compréhension des mécanismes ayant
abouti à la constitution de la Pangée permienne suite à la
surrection de la chaîne hercynienne. Or,en raison même de
sa situation géographique exceptionnelle, l'Afrique du
Nord, et particulièrement le Maroc, constitue un domaine
privilégié pour que des études paléobotaniques, replacées
dans leur contexte sédimentaire et structural, puissent
déboucher sur des résultats phytogéographiques susceptibles d'être utilisés, avec un grand profit, pour appuyer
certains modèles géodynamiques, proposés par différents
auteurs pour l'époque permienne (Broutin et al.,1986).
Photo 1. Vue générale du bassin permien de Khénifra, ville construite sur
les gisements fossilifères (source : El Wartiti, 1990).
Paléontologie
L’étude paléobotanique des gisements fossilifères
végétaux (El Wartiti et al.,1986,1987,1990,Aassoumi,1994,
2007, Aassoumi et al., 1992, 1995) nous a servi d'outil pour,
d'abord, dater avec précision les formations continentales
du Permien du Maroc,et ensuite,avec les données structurales,replacer le Maroc dans un modèle géodynamique. Ce
sont les gisements de Bou Achouch, de Tiddas et Khénifra,
de Chougrane et de Bouterhella qui ont livré de 1986 à 2000
le plus de données nouvelles ; tous les végétaux fossiles,
replacés dans leur contexte sédimentaire, ont permis de
rapporter le Permien du Maroc central à de l'Autunien et
cela sans ambiguïté. Les ostracodes d'eau douce extraits
des calcaires lacustres de Méchraâ Ben Abbou ont donné un
âge permien inférieur. Les bassins de Bou Achouch, Bouterhella,Tiddas et Khénifra se ressemblent tellement,que l'on
pourrait faire d'eux un seul et grand bassin, ou des bassins
très proches l'un de l'autre au sein du Massif central qui
venait d'être édifié.Il est essentiel de faire ressortir qu'à cette époque, ces associations végétales sont clairement euraméricaines et appartiennent donc au domaine laurasien.Le
paléoclimat était celui d'une ceinture équatoriale. Les
empreintes de pattes de Vertébrés, les toutes premières
découvertes dans le Permien inférieur du Maroc (bassin de
Tiddas ;El Wartiti et al.,1986),se rapprochent exclusivement
des formes de la province euraméricaine.
Analyses détaillées des bassins
de Tiddas, Bou Achouch et Khénifra
Nous présentons ici les données liholostratigraphiques
et paléobotaniques des trois bassins du Maroc Central :
Khénifra (Fig.3 et Photo 1),Bou Achouch (Fig.4 et Photos 2 et
3) et Tiddas (Fig. 5 et Photo 4). Ces bassins ont livré des données paléontologiques particulièrement importantes,en tant
qu’outils de corrélation, notamment paléobotanique, paly-
Photo 2. Table cinéritique riche en végétaux fossiles (source : Bou Achouch,
El Wartiti et al., 1987).
Les données paléobotaniques constituent un
paramètre essentiel pour les reconstitutions phytogéographiques et paléogéographiques du domaine méditerranéen occidental. Ceci d'autant plus que ces flores
continentales se sont développées dans des conditions
très similaires aux flores contemporaines décrites dans
le sud de l'Espagne (Broutin et al.,1986).
La connaissance paléontologique et chronologique
approfondie du Permien du Maroc apparaît absolument
Photo 3. Complexe conglomératique associé à des Vulcanites riches en
végétaux de Bou Achouch, reposant sur les schistes du Viséo-Namurien
(Maroc Central septentrional ; Termier 1936 ; El Wartiti, 1990).
Géologues n°194
121
patrimoine géologique
Figure 4. Position géographique du bassin permien de Bou Achouch et sa stratigraphie (source : El Wartiti, 1990).
nologique et palichnologique. Les paléoflores, abondantes
et diversifiées,sont dominées par des Conifères,des Ptéridospermes,des Cordaïtes et des Ginkgophytes,accompagnées
de Filicophytes et Sphénophytes.Elles sont contemporaines
aux paléo-flores du Permien inférieur de l'Europe occidentale. Des éléments gondwaniens,cathaysiens et angaridiens
ont été trouvés ; il s’agit donc d’une flore « mixte ».
122
Les pélites rouges du bassin de Tiddas ont livré des
empreintes de pistes d'Invertébrés, de pas de Vertébrés, et
de gouttes de pluie, (El Wartiti et al., 1986 ; Broutin et al.,
1987). Les genres Amphisauroides, Gilmoreichnus, du Permien inférieur du bassin de Thuringe (Allemagne), Hyloidichnus, qui sont bien connus dans les formations Hermit
(Grand Canyon,Arizona) et Rabejac (Bassin de Lodève,Fran-
Géologues n°194
ce), ont été récemment réinterprétés (Hmich et al., 2006).
La présence de végétaux hygrophiles dans les
pélites grises et rouges contemporaines, indique un environnement à périodes humides. Ceci est confirmé par la
structure d'un bois (Aassoumi et al., 1996).
Le bassin de Khénifra a livré aussi des empreintes
de pistes de Vertébrés, attribuées à Limnopus, Dromopus
et Batrachichnus (Hmich et al., 2006). Les premiers os de
vertébrés amniotes, bien adaptés à la vie terrestre, ont été
découverts (Hmich, 2004 ; Hmich et al., 2006). Le même
gisement a fourni des végétaux méso-xérophiles et
xérophiles adaptées à la sécheresse, indiquant un climat
semi-humide. L'unique association sporo-pollinique, à
caractère mixte, provenant de Khénifra indique un âge
patrimoine géologique
Figure 5. Position féographique du bassin permien de Tiddas-Sebt Aït ikkou (source : El Wartiti, 1981).
« saxonien » à fin Rotliegend (Broutin et al., 1998).
Les trois bassins Tiddas,Bou Achouch et Khénifra ont
fournis des spores fossiles (macrospores et microspores),
diversifiées et abondantes (Planches 1 et 2). L'ensemble de
ces associations a été corrélé avec celles connues dans les
bassins continentaux du Permien inférieur de l'Europe occidentale. C'est notamment avec les spores du bassin
d'Autun (France), que des similitudes ont été remarquées,
principalement avec les associations floristiques de l'assise
de Millery. Les deux associations montrent la même dominance et la diversification des Calliptéridés (organes végétatifs surtout), des Cordaïtes et des Conifères.
Photo 4. Vue du bassin permien de Tiddas de direction SW-NE, situé en
contre-bas des reliefs viséens (source : El Wartiti, 1990).
Des similitudes étroites avec les spores du bassin de
Guadalcanal situé au sud-est de l'Espagne, (Broutin et al.,
Géologues n°194
123
patrimoine géologique
1998) ont été remarquées,surtout au niveau des groupes de
Conifères et de Ginkgophytes qui présentent de nombreuses
espèces en commun. Ces deux sites, se caractérisent aussi
par la présence des formes particulières caractérisant le
Permien cathaysien. Ce qui confère aux spores de ces deux
régions leur caractère mixte.Enfin,la présence des organes
reproducteurs du groupe des Peltaspermaceae dans le Maroc
central est très importante. Ce groupe a été initialement
considéré comme caractéristique du Mésozoïque. Il a été
découvert à l'origine dans le Trias supérieur du Groenland.
Puis, ces végétaux ont été reconnus dans le Permien supérieur de l'Europe du Sud, de Russie et de Chine, ainsi que
dans le Permien inférieur de Chine (Broutin et al., 1998).
124
Conclusion : le Permien marocain, un
patrimoine géologique à sauvegarder
Les gisements fossilifères découverts dans les séries
continentales permiennes, en particulier dans les trois
bassins de Khénifra, Bou Achouch, Tiddas doivent être
identifiés, valorisés et protégés, parce qu'ils constituent
quelques chapitres essentiels de la mémoire de la Terre.
La sensibilisation du grand public, toutes catégories
confondues, vis-à-vis de l’importance de sauvegarde de ce
patrimoine géologique est la responsabilité de tous. Les
exemples pris ici, visent à faire des bassins permiens des
sites protégés, vu leur grande richesse scientifique qui
nous permet de remonter dans le temps jusqu’à –285 Ma
Planche 1. 1- Culmitzschia laxifolia ; 2- Feysia minutifolia ; 3- Calamites gigas ; 4- Mostotchkia (Dycranophyllales) ; 5- Feysia sp. ; 6- Annularia cf. hunanensis ; 7- Walchia piniformis ; 8- Plagiozamites sp. ; Ullmania sp. ; 9- Cône mâle de Conifères ; 10- Walchia sp. ; 11- Ginkgophyllum sp. ; 12- Organe reproducteur
de conifère detype Darneyella.
Géologues n°194
patrimoine géologique
Planche 2. 1- morceaux de tige et de racine de Mesopityoxylon tiddasense ; 2 et 3- Cônes mâles de Conifères ; 4- Pecopteris cf. aspidioides ; 5- Section transversale d'une racine à encroûtement centrifuge ; 6- Rachiphyllum sp. (Peltaspermacées) ; 7- Peltaspermum sp. (Peltaspermacées) ; 8- Empreintes de pattes
d’« Antichnium salamandroides » ; 9- Sphenopteris gemanica.
(Fig.6) et d’en reconstituer la
vie sous une ceinture paléoclimatique équatoriale à saisons humides. Ces recherches
vont certainement permettre
la découverte de nouvelles
données qui enrichiront les collections paléobotaniques et
faunistiques, ainsi que le débat
scientifique sur cette période.
L’inventaire et la typologie des sites géologiques fossilifères et géomorphologiques à
multiples valeurs dans ces bas-
Figure 6.Reconstitution paléogéographique de bassins permiens marocains sur bloc diagramme (source :les auteurs).
Géologues n°194
125
patrimoine géologique
sins permiens marocains sont nécessaires pour permettre,
à la fois, une exploitation de toutes substances utiles et une
protection raisonné indispensable, ainsi qu'une promotion
géotouristique sereine et rationnelle des différents géosites. Pour cela, la mise sur pied d’un géotourisme, dans le
cadre du développement durable, doit prendre en compte
une approche évitant toute dégradation irréversible.
Enfin, l'élaboration d’une législation sur le
géotourisme soutenable, fondée sur la protection des
paysages, des coupes géologiques de références, des
gisements paléontologiques et des sites classés « patrimoine culturel » qui sont une partie intégrante de notre
histoire naturelle, est indispensable et est de la responsabilité de tous.
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Numéro 194 - septembre 2017 - 20 € - ISSN 0016.7916 - Trimestriel
REVUE OFFICIELLE DE LA SOCIÉTÉ GÉOLOGIQUE DE FRANCE
Géosciences appliquées
Cliché : H. Ouanaimi.
REVUE OFFICIELLE DE LA SOCIÉTÉ GÉOLOGIQUE DE FRANCE
Haut Atlas de Marrakech, à 10 km au NO du col de Tizi n’Tichka. Cliché : H. Ouanaimi.
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