UNIVERSITÉ MOHAMMED V – AGDAL FACULTÉ DES ... - Toubkal

UNIVERSITÉ MOHAMMED V – AGDAL
FACULTÉ DES SCIENCES
Rabat
N° d’ordre :
THÈSE DE DOCTORAT D’ETAT
Présentée par
Zouhra SAADI
Discipline : Géologie
Spécialité : Géodynamique des bassins sédimentaires
LES BASSINS TRIASICO-JURASSIQUES DE LA HAUTE MOULOUYA ET
DE LA BORDURE MERIDIONALE DU MOYEN ATLAS (MAROC).
CONTEXTE SEDIMENTAIRE ET MARQUEURS GEODYNAMIQUES
Soutenue le : 16 JUIN 2012
Devant le jury
Président :
M. BOUTAKIOUT Professeur à l’Université Mohammed V- Agdal, Faculté des Sciences
Examinateurs :
B. FEDAN Professeur à l’Université Mohammed V- Agdal, Institut Scientifique
M. LAADILA Professeur à l’Université Mohammed V- Agdal, Faculté des Sciences
M. AHMAMOU Professeur à l’Université Mohammed V- Agdal, Faculté des Sciences
G. ZAHOUR Professeur à l’Université Hassan II- Casablanca, Faculté des Sciences
M. EL WARTITI Professeur à l’Université Mohammed V- Agdal, Faculté des Sciences
F. MEDINA Professeur à l’Université Mohammed V- Agdal, Institut Scientifique
Faculté des Sciences, 4 Avenue Ibn Battouta B.P. 1014 RP, Rabat – Maroc
Tel +212 (0) 37 77 18 34/35/38, Fax: +212 (0) 37 77 42 61, http://www.fsr.ac.ma

AVANT-PROPOS
Les travaux, dont les résultas sont rassemblés dans ce mémoire, ont été réalisés au
Département des Sciences de la Terre de la Faculté des Sciences de Rabat-Agdal, où j’ai
effectué mes études de 3éme Cycle depuis 1988, en collaboration avec le Département de
Géologie de l’Institut Scientifique.
Au terme de ce travail, il m’est agréable de remercier toutes les personnes ayant
participé, de près ou de loin, à l’élaboration de cette thèse.
Tout d’abord, je tiens à remercier les responsables actuels de notre Faculté : les
Professeurs S. AMZAZI Doyen de la Faculté des Sciences-Université Mohammed V-Agdal et
le Professeur E. JAAIDI chef du Département des Sciences de le Terre, qui m’ont permis de
poursuivre mes études supérieures au sein de leur établissement.
Toute ma reconnaissance et mes remerciements s’adressent, tout d’abord à mon
Directeur de thèse B. FEDAN, Professeur à l’Institut Scientifique de Rabat, qui a guidé,
depuis le début ce travail. Il m’a proposé le sujet de recherche et a suivi l’évolution de mon
travail depuis les prospections de terrain jusqu’aux phases finales de rédaction. Il a toujours
porté de l’intérêt à mon travail et a suivi la progression de mes recherches. Il n’a pas cessé de
me prodiguer conseils, critiques et jugements indispensables à la progression du mémoire de
thèse. Qu’il trouve ici le témoignage de mon profond respect et ma vive gratitude.
De même, je ne peux oublier Mr M. BOUTAKIOUT, Professeur à la Faculté de
Sciences de Rabat, qui m’a bien accueilli dans son CEA, option "Environnements
sédimentaires" et de m’avoir honoré en acceptant la présidence du Jury de ma thèse. De plus,
c’est à lui que je dois la détermination des foraminifères. C’est à ce double titre que je lui dois
mes remerciements en lui formulant mon profond respect.
Il m’est très agréable d’exprimer une affectueuse et profonde gratitude à Mr M.
LAADILA, Professeur à la Faculté des Sciences de Rabat, dont la bonté et la sollicitude
constante, réchauffent le cœur et m’ont redonné confiance pour mener à terme ce travail. Je
lui exprime mes vifs remerciements pour ses précieux conseils, ses critiques instructives et
son aide ; aussi je suis très heureuse de le voir parmi les membres de Jury de ma thèse.
L’immense gratitude que je lui dois ne pourra être exprimé en quelques lignes.
Je remercie vivement Mr M. AHMAMOU, Professeur à la Faculté des Sciences de
Rabat, pour l’honneur q’il m’a fait en acceptant de faire partie du Jury et pour avoir mis à ma
disposition des documents relatifs à la sédimentologie.
Que Mr M. EL WARTITI, Professeur à la faculté des Sciences de Rabat, veuille bien
recevoir l’expression de ma plus grande gratitude pour avoir accepter de juger ce travail.
Il m’est particulièrement agréable de pouvoir remercier Mr G. ZAHOUR, Professeur à
la faculté des Sciences de Casablanca, Ben M’Sik, à qui je dois la détermination des faciès
volcano-sédimentaires, qui m’ont été d’une grande importance dans ce travail. Je le remercie
également pour ses conseils, ses encouragements et pour la disponibilité qu’il a toujours
montrée à mon égard. De plus, je lui suis très reconnaissante d’avoir accepté de siéger dans ce
Jury.

Mes sincères reconnaissances et remerciements vont à Mr. F. MEDINA, Professeur à
l’Institut Scientifique de Rabat, de m’avoir honoré en acceptant de siéger dans le Jury de ma
thèse.
Je remercie du fond du coeur Mr Carlos Sanz de Galdeano, qui m’a aidé pour la
publication de mon article et donc pour m’avoir offert la chance d’être là aujourd’hui. Il a
beaucoup contribué à mettre en forme mon espagnole très approximatif ; sans lui, j'aurais sans
doute été découragé. Il a toujours été disponible pour prodiguer des conseils et des
orientations pertinents. Merci pour sa confiance et pour sa précieuse aide aussi bien dans la
traduction que les corrections des figures de l’Article. Pour tout cela et malgré l’éloignement
qu’il trouve ici l’expression de ma plus profonde reconnaissance et de ma sincère amitié.
Je suis très reconnaissante à Mr M. BOULIF, ancien Directeur de l’Ecole Nationale
d’Agriculture de Mekhnès pour toute son aide et son soutien ; qu’il veuille bien accepter
l’expression de ma plus profonde gratitude.
Merci également à Mr T. BENZAINE, Directeur de la formation de l’ENA Meknès
pour ses encouragements incessants.
Mes remerciements les plus vifs sont adressés aux enseignants de la Faculté des
Sciences de Meknès, en particulier à Mr SEHBI, ancien chef de Département de géologie, qui
a mis à ma disposition le matériel du laboratoire-photos et pour ses conseils amicaux. A Mr.
MAHMMOUDI, à qui j’exprime toute ma gratitude pour la détermination des lames minces
sur les Lamprophyres et pour son amitié. Mr BADRA, Professeur à la Faculté des Sciences
de Meknès, que je tiens à remercier vivement pour m’avoir consacrer son temps afin de
m’initier au volcanisme et pour sa gentillesse. Je ne saurais oublier Mrs les Professeurs A.
AMHOUD et M. EL KAMAR pour leur amitié et leurs aides à chaque fois que j’en avais
besoin.
Je voudrais remercier aussi les autorités locales des Provinces de Midelt, Boulemane
et Khénifra, les responsables des services géologiques régionaux de Midelt et de Meknés ainsi
que le Haut commissariat aux eaux et fôrets, pour leur aide et leur hospitalité.
Merci à mes amis et mes collègues : FZ. El Alaoui, N. Soufiani, L. Benghali, J.
Tamesna, A. Akasbi, M. El ouardi, S. Ghanimi, N. Alaoui, H. Zaimi, M. Drissi, M Talbi,
Mimoun, Moukhtar, Abdellah et les chauffeurs de l’ENA (Mohamed, slimane et Hassan) pour
leur amitié et pour la sympathie qu’ils m’ont toujours témoigné.
Je voudrais rendre hommage et remercier vivement tous ceux qui ont permis le bon
déroulement de ce travail plus particulièrement Saïd Houlych, gérant de la Société Cartinginfo
et Abdeltif Lbasrini ainsi que tous ceux dont les noms ne sont pas cités ici.
Ce travail n’aurait pu être mené à bien sans la présence et le soutien de ma famille. Je
pense plus particulièrement à mes parents, qui ont veillé sur moi depuis toujours, ceux qui
m'ont fait confiance, qui m'ont soutenu sans faille et qui ont accepté mes choix sans pour
autant toujours forcément les comprendre, merci. Mes remerciements vont à mon mari, qui a
beaucoup contribué à la réalisation de ce travail grâce à son soutien et pour avoir supporté
mes humeurs au gré de cette thèse. Merci pour avoir été mon appui tout simplement et pour
m’avoir encouragé jusqu’au bout.
Enfin, j'adresse mes plus sincères remerciements à mes frères, soeurs, neveux et
nièces, qui m'ont toujours soutenu et encouragé au cours de la réalisation de ce mémoire.
Merci à tous et à toutes.

Dédicace
A mes parents
A mon mari
Et à tous ceux que j’aime

RESUME
Les bassins triasico-liasiques, de la Haute Moulouya et de la bordure méridionale du
Moyen Atlas ont enregistré les modalités géodynamiques du rifting atlastique : un cadre
extensif évolutif selon la direction d’ouverture SW-NE, une sédimentation continentale
syntectonique et un volcanisme actif à caractère explosif. Au sein de ces bassins, les «argilites
salifères supérieures », en particulier, montrent une organisation typique de remblaiement
continental syntectonique à intercalations volcano-sédimentaires et volcano-détritiques; il
s’agit d’épandages détritiques qui constituent des niveaux repères, à décroissance latérale. Ces
niveaux témoignent du rôle concomitant de la mobilité des linéaments majeurs et de la
dynamique sédimentaire en systèmes fluviatiles. Ces argilites salifères supérieures, à
intercalations volcanoclastiques, sont organisées en trois formations : la F. de Tizi N’Rechou,
la F. de Tizi N’Toumelba et la F. d’Aghbalou Oumlil.
Les volcanoclastites, témoins d’un volcanisme explosif concomitant de la
sédimentation, sont cantonnées dans des régions tectoniquement actives ; où elles sont
épaisses et diversifiées : brèches, tufs lithiques, tufs cristallins, tufs vitreux, carbonates tufacés
et argilites tufacées. Leur extension est fonction de la taille et de la densité des éléments ainsi
que de la position des sources d’émission. Ce volcanisme tardif, en relation avec les phases
ultimes du rifting, s’est manifesté par le rejeu des linéaments majeurs hercyniens et tardihercyniens.
Ainsi, la période triasico-liasique est marquée par un contexte géodynamique
extensif sous l’influence des stades prémices de l’ouverture de l’atlantique central et de la
reconquête de la Téthys occidentale, dont les manifestations sont nettement exprimées au
cours du Jurassique.
Pendant le Lias inférieur et moyen, l’inondation marine a généré des dépôts
essentiellement carbonatés qui reflètent une paléogéographie différenciée dont les grandes
lignes sont dictées par les périodes transgressives et les phases d’émersion des seuils
paléozoïques. Le Lias inférieur est marqué par l’instauration d’une plate-forme carbonatée
tidale. Au Lias moyen, un changement paléogéographique survient avec l’individualisation de
milieux profonds à céphalopodes que ceinturent de larges plate-formes peu profondes. Sur les
bordures des seuils, la sédimentation tidalitique mixte, à influences continentales, persiste.
La plate-forme carbonatée liasique est disloquée, au passage Lias moyen-Lias
supérieur ; un épisode tectonique, provoque une réorganisation structurale et
paléogéographique. Le paléoseuil de la Haute Moulouya et sa marge moyen atlasique
émergent. Au Toarcien, la frange sud-est du Moyen Atlas méridionale est inondée, ce qui se
traduit par le développement de platiers encrinitiques. Quant à la région de Midelt-Mibladène,
organisée en plusieurs blocs, elle n’est que partiellement inondée. Les dépôts qui en dérivent
sont organisés en séquences de comblement.
Pendant l’Aalénien et le Bajocien inférieur (zone à Discites et base de la zone à
Laeviuscula) la région de Midelt-Mibladène, émergée, suit une évolution continentale. La
réactivation du cadre structural préétabli est responsable du soulèvement de cette marge où les
dépôts toarciens sont partiellement ou totalement érodés. Dès la zone à Laeviuscula, la région
de Midelt-Mibladène est inondée par une incursion marine qui devient effective au cours de la
zone à Sauzei. Elle se marque par l’ennoyage des structures préexistantes suite à une
généralisation de la sédimentation marneuse matérialisée par : les marnes de Talsinnt. Cette
remontée marine, perdure jusqu’au Bajocien supérieur et intéresse également la terminaison
nord orientale de la bordure moyen atlasique.
Mots clés : Maroc, Haute Moulouya, Moyen Atlas, Trias, Jurassique, volcanoclastites,
Dynamique sédimentaire, géodynamique.

SOMMAIRE
Avant-propos
Résumé
INTRODUCTION 3
I-CADRES GEOGRAPHIQUES ET GEOLOGIQUES 5
II-HISTOIRE DES RECHERCHES 8
III-RAPPEL 11
IV-METHODES UTILISEES ET TERMINOLOGIE ADOPTEE 25
V-OBJECTIF DE L’ETUDE 28
VI-ETUDE PETROGRAPHIQUE DES ROCHES VOLCANIQUES 30
VII-PLAN ADOPTE 32
Première patrie : ETUDE STRATIGRAPHIQUE ET ANALYSE
SEDIMENTOLOGIQUE
Chapitre 1 : Région de Boumia-Tizi n’Rechou 38
Chapitre 2 : la bordure méridionale du Moyen Atlas 101
Chapitre 3: Région d’Aouli-Sidi Ayad 137
Chapitre 4: Région de Midelt-Mibladène 192
Deuxième partie : SYNTESE REGIONALE 237
INTRODUCTION 239
I-CORRELATION A L’ ECHELLE REGIONALE DES DEPOTS 240
TRIASICO-LIASIQUES
II-CORRELATION A L’ ECHELLE REGIONALE DES DEPOTS 243
TRIASICO-LIASIQUES
III-LES FACIES-CLES 251
Troisième partie : PARAMETRES ET GRADIENTS GEODYNAMIQUES
I- EVOLUTION STRUCTURALE 265
II-LES ETAPES D’EVOLUTION 277
III- COMPARAISONS AVEC LES AUTRES SECTEURS DU 283
DOMAINE ATLASIQUE
CONCLUSIONS GENERALES 287
REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES 295
LISTE DES FIGURES
TABLE DE MATIIERES
ANNEXE DES PLANCHES PHOTOS
2

INTRODUCTION
3

I-CADRES GEOGRAPHIQUES ET GEOLOGIQUES (Fig. 1)
La région étudiée appartient au domaine atlasique et plus particulièrement au sous
domaine des chaînes atlasiques (Michard, 1976).
Cette région, où affleurent le socle paléozoïque et sa couverture méso-cénozoïque,
appartient au domaine des chaînes atlasiques. Elle est composée de plusieurs secteurs qui sont
diversement structurés. Les régions de Midelt-Mibladène, Aouli-sidi Ayad, Boumia-Tizi
n’Rechou et la bordure méridionale du Moyen Atlas constituent les zones de transition entre
le Haut Atlas et le Moyen Atlas " proprement dit " d’une part et le paléoseuil de la Haute
Moulouya d’autre part .
A-La région de Midelt-Mibladène
Cette région est encadrée par l’accident de Taddammout-Aouli et l’accident nord haut
atlasique, qui la mettent en contact respectivement avec le socle paléozoïque (paléoseuil de la
Haute Moulouya) et le versant nord du Haut Atlas central. Elle est organisée en une série de
blocs, que séparent des accidents EW à ENE-WSW. Ces blocs, dont certains sont gauchis et
d’autres sont ployés en grands rayon de courbure, sont disposés en paliers effondrés en allant
du Nord vers le Sud.
Au nord de Midelt, la couverture triasico-liasique forme un vaste plateau (plateau
d’Adaghwal), qu’affectent des accidents longitudinaux SW-NE ; ce plateau, monoclinale peu
penté vers le SE, et où il est transgressé par le Crétacé. Alors qu’au Sud de Midelt, les
carbonates liasiques forment les pointements de Marraz Tissiliwyn et d’Amalou n’Boutsalli
qui jalonnent la limite faillée entre deux blocs. Ce plateau est encadré par l’accident de
Taddammout-Aouli et par la flexure faillée d’Amghouzif-Al Warraq. Le long de cette flexure
affleurent le Toarcien et le Bajocien.
B-La boutonnière de Zeïda-Aouli
La cuvette de la Haute Moulouya est un bassin intramontane de forme triangulaire. Elle
est encadrée par les reliefs moyen-atlasiques et haut-atlasiques ; à l’Est, elle se poursuit par le
bassin de la Moyenne Moulouya. Elle est marquée par une grande structure antiforme, d’axe
EW, dont le noyau est représenté par les boutonnières de Boumia et de Zeïda-Aouli.
Cet élément structural majeur représenté par le paléoseuil de la Haute Moulouya, où
affleure le socle cambrien granitisé et son tégument triasico-liasique, est délimité par les
accidents de Tizi n’Rechou-Aït Oufella au NW et de Taddammout-Aouli au SE; comme il est
encadré par la bordure méridionale du Moyen Atlas et la région de Midelt-Mibladène. Le
socle paléozoïque, pénéplané, est découpé par un réseau de fractures tardi-hercyniennes (NS à
NNE-SSW). Quant à la couverture, elle est représentée par les argilites triasico-liasiques et
les carbonates liasiques, qui affleurent le long des lignaments majeurs.
Cette couverture, bien conservée au NE d’Aouli où elle forme les plateaux d’Akebbab et
de Douira-Anjil, constitue une bande étroite, qui longe le paléoseuil de la boutonnière de
Zeïda-Aouli (Saâdi, 1996). Elle est réduite voire lacunaire au Nord d’Aouli-Sidi Ayad; où elle
est marquée, quand elle affleure, par la lacune des argilites salifères supérieures. Alors qu'elle
s'épaissit en allant vers l'est de la région du plateau d'Akebbab et Oued Moulouya, où
réapparaissent et croissent les argilites salifères supérieures et le volcanisme associer. Elle est
transgressée au Nord par le Crétacé et au NW par le Néogène.
5

Fig.1 - La Haute Moulouya et la bordure méridionale du Moyen Atlas
(d’après Saâdi, 1996 ; Saâdi et al., 2003)
A- Carte de localisation.
B- Carte géologique simplifiée :1-Contour géologique, 2-Anticlinal, 3-Synclinal,
4-Faille, 5-Socle paléozoïque, 6-Trias, 7-Lias et Jurassique, 8-Crétacé, 9-
Cénozoïque. FAO : Accident d’Aït Oufella, FTA : Accident de Taddammout-
Aouli, FAA : flexure faillée d’ Amghouzif
6

C-La boutonnière de Boumia-Tizi n’Rechou
La région de Boumia-Tizi n’Rechou est composée essentiellement de socle paléozoïque
granitisé, disposé en seuil, et de dépôts triasico-liasiques ; quant aux carbonates liasiques, ils
forment de larges plateaux, légèrement gauchis au NW, et les cuestas qui ceinturent les
boutonnières. A proximité de la localité de Boumia, les dépôts sont découpés par des
accidents N-S, qui changent de direction en allant vers Tizi n’Rechou; où ils se parallélisent
avec l’accident d’Aït Oufella et montrent une direction SW-NE à regard NW.
La plupart des accidents, subméridiens à SW-NE, qui compartimentent le substratum, ont
joué un rôle dans la morpho-structuraction des bassins triasico-liasiques.
D-La bordure méridionale du Moyen Atlas
Le Moyen Atlas méridional, représenté par sa bordure SE, est séparé de la cuvette de la
Haute Moulouya, à dépôts continentaux mio-pliocènes et quaternaires, par l’accident d’Aït
Oufella. Il s’étend depuis Anjil Ikhatarn au NE jusqu’à Kerrouchène au SW. Le long de cette
bordure, le Trias et le Jurassique du Moyen Atlas chevauchent les dépôts crétacés, néogènes
et quaternaires du paléoseuil de la Haute Moulouya. Alors qu’entre Tizi N’Rechou au SW et
Taouariit Tameziant au NE, affleurent largement le Lias carbonaté ainsi que les argilites
triasico-liasiques.
Alors que le socle paléozoïque, qui n’affleure que dans la boutonnière de Kerrouchène-
Tanourdi ; il n’est représenté que par les pointements de Talaghine et d’Amalou Ignaoun. Il
est surmonté par les conglomérats, les arkoses et les grès lie de vin, qui sont structurés en
blocs basculés par un réseau d’accidents SW-NE. Le socle et son tégument détritique, sont
drapés par les argilites salifères supérieures (Arsicault, 1973; Lorenz, 1976 ; Laville & al.,
1995 ; Charroud, 1995).
Les argilites salifères triasico-liasiques, sont cantonnées dans la terminaison SW,
qu’entaille Oued Srou. Quant aux dépôts liasiques, dont l’âge s’échelonne du Lotharingien
moyen à un Carixien élevé, sont essentiellement tidalitiques ; comme, ils sont caractérisés par
le « faciès d’Itzer ». Ces dépôts forment de larges plateaux, ployés en plis de grands rayons de
courbure, souvent disposés en échelons alternants ; ces structures plicatives forment la ligne
de reliefs et débordent largement sur la Haute Moulouya. Les produits de démantèlement de
leurs versants alimentent les gouttières synclinales, qui longent les chaînes atlasiques. Le
Dogger et le Tertiaire marquent la terminaison NE ; alors que le Crétacé, il affleure largement
au SW.
Cette bordure moyen-atlasique est composée par des éléments structuraux variés ; et on
distingue du SW vers le NE :
-Les synclinaux d’ Aghbalou Oumlil et d’ Aït Oufella, à noyau crétacé, sont séparés par le
seuil d’ Aït Lhaj, fortement plissé et affecté par une série d’accidents subméridiens. Alors
qu’ils sont limités au NE par le seuil d’Ari amarkouz. Celui-ci est marqué par une
amalgamation des structures.
-A Akhnig, Mitre et Taouarda, les dépôts liasiques sont structurés en des plis anticlinaux
et synclinaux. Ce tronçon est caractérisé par le volcan plio-quaternaire d’Am Laraïs, dont les
émissions (coulées et cendres) recouvrent une partie de cette bordure moyen-atlasique comme
ils s’épanchent largement au pied de la chaîne de la Moulouya.
7

-Plus au Nord, on trouve la gouttière synclinal d’ Al Fayja.
E- La boutonnière de Kerrouchène-Tanourdi
La boutonnière de Kerrouchène-Tanourdi constitue l’élément structurale majeur de la
terminaison SE de la bordure méridionale du Moyen Atlas. Cette boutonnière, ployée en un
bombement dissymétrique, est allongée suivant une direction SW-NE (Lorenz, 1976). Elle
s’étend sur la transversale Midelt-Khénifra ; et constitue la limite entre deux domaines
structuraux différents, le Moyen Atlas plissé au Nord et le paléoseuil de la Haute Moulouya
au Sud. Il est limité au Sud et au SE par l’accident sud Moyen Atlasique ; à l’Ouest par le
massif central (zone d’Azrou-Khénifra).
La boutonnière de Kerrouchène-Tanourdi, profondément entaillée par Oued Serrou,
montre deux pointements de socle paléozoïque (Talaghine et Amalou Ignaoun). Elle est
occupée essentiellement par les dépôts triasico-liasiques qui affleurent à la faveur d’un réseau
de fractures post-liasiques, affectés par des failles (SW-NE à WSW-ENE, SE-NW et
subméridiennes) ; ils sont "percés" par des lamprophyres post-jurassiques. Localement, dans
la région de Sanwal et Tanourdi, le Crétacé repose directement sur les argilites salifères
inférieures ; les basaltes, les argilites salifères supérieures et les carbonates liasiques y sont
lacunaires.
F- L’accident d’Aït Oufella
La bordure méridionale du Moyen Atlas est limitée au SE par l’accident d’Aït Oufella,
qui la met en contact avec la Haute Moulouya. La zone de passage de cet accident, qui
s’étend entre Tizi n’Rechou et Taourda, est soulignée par les argilites saliféres supérieures
chargées en intercalations détritiques terrigènes et volcano-sédimentaires.
L’accident d’Aït Oufella, au tracé sinueux, se ramifie en surface en plusieurs branches qui
sont génératrices de structures plicatives :
A Aït Oufella, la zone de passage de cet accident bordier est complexe ; elle est marquée
par le chauvechement du Trias (basaltes, grés et argilites saliféres rouges) sur les marnocalcaires
crétacés (affectées par des failles inverses) des gouttières synclinales individualisées
au pied de la chaîne atlasique.
Plus au NW, l’accident d’Aït Oufella limite au SE la boutonnière Kerrouchéne-Tanourdi
qu’elle met en contact avec le socle paléozoïque granitisé affleurant à Tizi n’Rechou.
Alors qu’au NE, dans la région d’Am Laraïs et de Tanourdi, certains branches de cet
accident encadrent des écailles triasiques ou des brèches de démantèlement du versant de la
chaîne. Les coulées de basalte et les cendres plio-quaternaires émises par le volcan d’Am
Laraïs ont colmatée la zone de passage de l’accident.
II-HISTORIQUE DES RECHERCHES
La Haute Moulouya a été parcourue par de nombreux explorateurs dans des buts divers.
Ainsi Barthoux a réalisé la première esquisse paléogéographique de la Haute Moulouya en
1924 ; alors que Delhaye a réalisé en 1925 l’étude géologique des amas plombifères de la
région de Mibladène.
8

D’autres, en particulier, P. Russo (1926, 1928), Celerier et Charton (1925) et Daguin
(1926) ont étudié l’extension des formations jurassiques en général et du Sinémurien en
particulier dans la vallée de la Haute Moulouya.
D’autres travaux, intéressants cette région et les secteurs avoisinants, ont constitué de
bons documents de base pour les géologues, qui par la suite, se sont intéressés à cette région ;
tels les travaux de Dubar (1932 à 1962), Dubar et Termier (1932-40), Fallot et Roch (1932),
Roch (1932 et 1937) et Termier (1936).
En (1941), la première carte géologique provisoire du Haute Atlas de Midelt au
200.000éme a été levée par Dubar, et sa notice a été publiée en 1943. Par la suite, d’autres
cartes au 200.000éme, ont été levées, dont celle de Dubar et Termier sur le Moyen Atlas
septentrional et qui a été publiée en même temps que sa notice, en 1940 ; celle D’Emberger
(1959-62), levée dans la boutonnière d’Aouli et des régions limitrophes ; et celle de Bouladon
(1959) dans la région de Mibladène.
Parmi les travaux qui ont le plus marqué la recherche dans cette région sont ceux de
Dubar qui a analysé en 1934 le Toarcien du Haut Atlas de Midelt ; comme il a établi la
zonation des ammonites du Lias en 1937. Ce même auteur a réalisé en 1942 une synthèse sur
le Lias du Maroc, basée sur l'étude des brachiopodes ; alors qu’en 1943, il a qualifié le
Toarcien de cette région par le terme de "faciès de Mibladène", et qu'il a défini par les marnes
rouges du Toarcien inférieur que surmontent les carbonates bioclastiques du Toarcien moyen.
En 1936, Termier, dans sa synthèse sur le Maroc central et le Moyen Atlas, a défini les
termes d'accident d'Aït Oufella et de "faciès d'Itzer", comme étant respectivement le
linéament qui délimite le Moyen Atlas de la Haute Moulouya; les intercalations de marnes,
généralement rouges, qui caractérisent le Lias carbonaté de cette bordure moyen atlasique; ce
faciès particulier a été défini plus en détail par Colo (1961-64), en se basant sur une coupe
levée dans les gorges, situées au Nord immédiat d'Aït Oufella.
Mousson (1954) a donné une description détaillée des basaltes tholéiitiques de la
boutonnière de Boumia et les minéralisations associées. L'étude géochimique et
géochronologique, ultérieure, de ces formations, réalisée par Fiechtner (1990-92) a permis de
leur attribuer un âge Norien-Héttangien supérieur voire Sinémurien supérieur. Quant à
Lachkar, Ouarhache et Charriére (2000), dans leur étude sur les nouvelles données
palynologiques sur les formations sédimentaires associées aux basaltes triasiques du Moyen
Atlas et de la Haute Moulouya, leur ont donné un âge Carnien supérieur-Norien.
Felenc et Lenoble (1962-65) ont établi une synthèse de la paléogéographie au cours du
Jurassique de la région de Mibladène. Alors qu’Amade (1962) et Panetier (1961) ont proposé
les grands traits de la géologie de la boutonnière de Boumia.
Les études géomorphologiques ont contribué, plus ou moins dans la reconnaissance des
structures et des formations de le région, par l'apport de nouvelles données ; tel que Raynal
(1952-61) qui s'est intéressé à toute la Moulouya; les cartes et la synthèse de Martin (1981)
sur le Moyen Atlas et la bordure occidentale de la Haute Moulouya, et l'étude réalisée par
Dutour (1985) dans la terminaison SW de la Haute Moulouya et plus précisément de la
gouttière synclinale d’Arhbalou n’Serdane-Midelt et la boutonnière de Boumia.
Dagallier (1973, 1974, et 1977) a axé ses travaux sur le Lias moyen de Mibladène, qu’il a
analysé sur les plans sédimentologique et diagénétique ; travaux qui ont été repris par Laadila
9

(1996), lors de son étude sur l’évolution sédimentologique et diagénétique du Lias inférieur et
moyen du Moyen Atlas.
Dagallier a aussi étudié le cadre structural ainsi que la mise en place des minéralisations
de Plomb et de Barytine (1983, 1987 et 1993). Ganzeev et al. (1978) et Tchernych (1978) ont
établi la localisation de ces gîtes minéraux ; comme ils ont mis en évidence la relation de ces
minéralisations avec la structure profonde de la Haute Moulouya. Plus tard, ces travaux ont
été repris et détaillés par El Jouani et al. (2001, 1996) et Jebrak et al. (1998).
C’est à Arsicault (1972-73) et Lorenz (1976 ; 1988), que revient le mérite des premières
études menées dans la boutonnière de Kerrouchène-Tanourdi ; celles-ci ont été reprises en
extension par Laville et al. (1995) ainsi que par A. Charroud (1995). Quant à Daragon et al.
(1979), ils ont confirmé et précisé, par des études géologiques et géophysique, la zone de
passage de la faille profonde de Kerrouchène.
Quant aux travaux de Ouarhache (1993, 1995, 2000 et 2002), ils sont relatifs aux
formations volcano-sédimentaires interstratifièes entre le complexe basaltique et les
carbonates liasiques, dans les régions de Oued Kiss et de Tizi n’Rechou, qu’il a analysé sur
les plans sédimentologique et pétrographique en se basant sur les levés de coupes dans la
région ; comme il a proposé un modèle, qui retrace la genèse des bassins réceptacles de ces
dépôts dans leur contexte structurale et volcanique. De plus, par une étude palynologique
Ouarhache et collaborateurs (2000) leur ont attribué un âge Norien-Rhétien voire Lias
inférieur.
Des données récentes ont été amenées par les divers travaux, dans les différents secteurs
d’étude, tels que ceux de : Letsch (1985), qui a abordé l’étude du Lias de la région de
Taddammout-Mibladène, en se basant sur le levée d’une coupe dans la région ; de Benshili
(1987), qui a mis en relief le passage du Toarcien-Bajocien dans la plaine d’Amghouzif ;
d’Igmoullan (1987, 1992, 1993 et 1996) et Sadki (1992) qui se sont intéressés aussi bien à la
stratigraphie, la paléontologie et la structurale pour établir l’évolution géodynamique du Haut
Atlas central en général et du Haut Atlas de Midelt en particulier, au cours du Méso-
Cénozoïque.
Hauptman (1990) s’est intéressé à l’étude du Jurassique des régions de Tizi n’Rechou,
d’Aït Oufella, d’Am Laaraïs et de Mibladène. Quant à Ensslin (1993), il a analysé le Crétacé
de la bordure méridionale du Moyen Atlas et de la Haute Moulouya ; alors que l’évolution
néogène du bassin de la Haute Moulouya est due à Morel et al. (1993), qui ont analysé aussi
la structuration de ces domaines au cours de la tectogenèse atlasique.
A la lumière de ces travaux sus-cités, nous avons réalisés, entre 1991 et 2001, plusieurs
travaux dans la région de la Haute Moulouya, le versant nord du Haut Atlas central et la
bordure méridionale du Moyen Atlas. Ils visaient à analyser les différents termes de la
couverture triasico-jurassique, tout en précisant ses relations avec le socle cambrien. De plus,
les différentes étapes de l’évolution méso-cénozoïques sont reconstituées, en les replaçant à
chaque fois dans leurs cadres régional et général.
Une carte détaillée, au 50.000éme (Saâdi & al., 2003), a été réalisée ; la datation des
événements majeurs ayant marqués ces régions, basée sur différents types de marqueurs
biostratigraphiques, a été définie (1996).
Les argilites salifères rouges triasico-liasiques et leur semelle grossière sont analysées
(1993, 1997, 2004) ; le complexe basaltique et les volcano-sédimentaires associés sont
cartographiés et analysés (2004).
10

Le Lias et le Dogger (1994, 1997, 1999 et 2001) sont interprétés en termes de tidal flat
(Lias inférieur), faciès de Mibladène (Lias supérieur), marno-calcaires à Cancellophycus et
marnes de Talsinnt (Bajocien inférieur).
Le passage des argilites salifères rouges aux carbonates liasiques, est précisé (1996 et
1997), les niveaux bioclastiques (niveau à Hesperithyris) et les détritiques terrigènes (Faciès
d’Itzer et les niveaux assimilés), associés aux carbonates (1991,1996 et 2001), sont analysés
et replacés dans leur cadre régional. La lacune des dépôts aaléniens est expliquée.
Les facteurs ayant régi l’évolution trisico-jurassique sont inventoriés et leurs interactions
mutuelles spécifiées, Ce qui nous a permis d’élaborer un modèle d’évolution géodynamique
des secteurs étudiés (1996, 2001, 2006).
III-RAPPELS
A-Rappel sur l’âge des formations triasico-liasiques
L’âge des séries rouges triasico-liasiques reste encore très complexe. Ces dépôts, où
s’intercale un complexe basaltique, étaient considérés comme étant azoïques. Ils ont été tout
d’abords rapportés au Permo-Trias (Termier, 1936 ; Termier & Dubar, 1934-40).
En 1976, Michard leur a attribué un âge Trias supérieur, sans pour autant exclure la
présence du Trias moyen vers la base et surtout de l’Infralias au sommet. D’autres travaux
(Beauchamp, 1982 ; Cailleux & al., 1982, ,1983 ; El Wartiti, 1984 ; 1990; El Wartiti &
al., 1998 ; Saber & al., 1995; Vanhouten, 1976, 1977), qui ont intéressé plusieurs régions du
Maroc, ont permis de faire la part du Trias et du Permien. En tenant compte que, dans le
détail, les limites des séries sédimentaires dans chaque bassin peuvent être diachrones (in
Medina, 1996).
La série rouge inférieure a été rapportée au Trias supérieur, avec une précision relative
(Michard, 1976). Dans la Haute Moulouya, Ellenberger & Schmitt (in Schmitt, 1976) ont
signalé dans cette formation une ichnofaune et un os de proto-mammifère qu’ils ont rapporté
au Keuper moyen à supérieur.
En général les niveaux les plus bas, datés de façon certaine, ont donné un âge carnien
dans le domaine méséto-atlasique (Baudelot & al., 1990 ; Biron & Courtinat, 1982 ;
Cousminer & Manspeizer, 1976 ; Lemarrec & Taugourdeau-Lantz, 1983 ; Taugourdeau-
Lantz, 1978 ; Sabaoui, 1987) et ne dépassant pas le Norien infèrieur (Brugman, 1983 ; Moy &
Traverse, 1986).
Lachkar & al. (2000) ont repris l’étude du problème dans la terminaison SW du Moyen
Atlas (région d’Aouli) où ils ont récoltés des associations microfloristiques d’âge Norien.
Quant à l’âge absolu du complexe basaltique, déterminé par méthode K-Ar, il s’étend de
60 à 215 Ma (Bertrand, 1973 ; Bertrand & Prioton, 1975 ; Hailwood & Mitchel, 1971 ;
Manspiezer, 1981 ; Manspiezer & al., 1978 ; Mitiaev & al. ; 1978 Pachtre & al., 1985 ; Puffe
R & Manspiezer, 1973 ; Thuizat & Montigny, 1977 ; WestphaL & al.,1979) correspondant à
une période qui s’étend du Trias terminal à la fin du Crétacé. Des mesures paléomagnétiques
faites par Hailwood & Mitchel (1971) et Bonifay & Sichler (1971) ont confirmé ces résultats.
11

Des travaux plus récents ont affiné cet âge. Ainsi Manspeizer & al. (1978), ont trouvé
pour les coulées, un âge isotopique moyen de 186 8Ma (Lias inférieur).
Aussi en utilisant la méthode 40 Ar/ 39 Ar, Sebai & al. (1991) et Fiechtner & al. (1992) ont
donné des âges compris entre 193 ,7 6,2 et 210,4 2 ,1 Ma, ce qui correspond à la période
Rhétien-Sinémurien.
Quand aux études palynologiques, effectuées sur les niveaux de calcaires silicifiés et
hématitisés intercalés dans les basaltes ou surmontant ces derniers, ils indiquent un âge Trias
supérieur (Carnien supérieur-Norien inférieur et moyen : Baudelot & al., 1986, 1990 ; Biron
& Courtinat , 1982 ; Cousminer & Manspeizer, 1976 ; Crasquin & al., 1997 ; Lachkar & al.
2000 ; Taugourdeau-Lantz, 1978) voire Lias inférieur (Baudelot & al., 1986,1990 ; Moy &
Traverse, 1986 ; Sabaoui, 1987).
Pour les couches rouges supérieures, leur âge n’est pas bien connu aussi Termier H. &
Termier G. (1948) leurs ont attribué un âge triasique ; quant à Lucas (1962), il les a daté du
Keuper-Infralias. En 1979, Rakus a utilisé le terme Infralias pour ces formations du fait
qu’elles sont situées au dessous des carbonates liasiques (Sinémurien supérieur). Le même
auteur les a rapporté en 1986 au Rhétien-Héttangien grâce aux lamellibranches récoltés dans
le Haut Atlas oriental.
Ultérieurement la palynologie a permis de les dater du Sinémurien (Courtinat & Algouti,
1985) ou de l’Hettangien-Sinémurien (Baudelot & Charriére, 1983 ; Baudelot & al., 1990 ;
Sabaoui, 1987).
Récemment dans la région de Boutkhoubaye (bordure ouest de la Haute Moulouya),
Lachkar & al. (2000) ont récoltés au dessus des basaltes une microflore d’âge Norien-Rhétien
voire Lias inférieur.
Dans le présent travail on va adopter des âges relativement précis, en nous basant sur les
données précitées et sur lesquelles se sont mis d’accord plusieurs auteurs. Ainsi un âge Trias
supérieur (Carnien supérieur-Norien basal) pourra être attribué aux argilites saliféres
inférieures.
Quand aux basaltes, comme le montrent aussi bien les données palynologiques que
radiométriques, on peut les qualifier de triasico-liasiques (Norien inférieur-Lias basal).
Alors que les argilites rouges supérieures, elles seraient d’âge Lias inférieur (antérieur au
Sinémurien supérieur) et seraient probablement d’âge (?)Héttangien-Sinémurien inférieur
voire Sinémurien inférieur.
B-Rappel sur les roches volcanoclastiques
1-Définition
D’une manière générale, le terme de "volcano-sédimentaire" pourrait s'appliquer à
n'importe quel sédiment renfermant du matériel volcanique en proportion importante. Mais on
réserve plutôt le terme aux dépôts élaborés par des processus où le volcanisme est dominant.
Il implique donc la contemporanéité de la sédimentation et du phénomène volcanique.
12

Alors que on appelle volcano-détritique toute roche sédimentaire dont une partie des
éléments Figurés sont de nature volcanique, mais issus de la désagrégation de roche
volcanique anciennes.
Aussi le terme de volcanoclastite, introduit par Fisher (Volcanoclastics, 1961) ou roches
pyroclastiques ou pyroclastites, peut être appliqué à tout dépôt ou roche, formé en partie ou
en majorité, de débris volcaniques issus de l’expulsion de matériaux volcaniques (Fisher,
1966 ; Schmid, 1981). Par définition, leurs constituants primaires sont surtout volcaniques
(pyroclastes) ; seuls les phénomènes de transport et de dépôt sont semblables à ceux qui sont
à l’origine des formations sédimentaires.
L’étude de ce type de roche a été longtemps négligé du fait de la complexité de leur
origine, de leur faible importance volumétrique et leur intérêt économique secondaire.
Schmid (1981) a subdivisé les volcanoclastites en trois catégories : les épiclastites, les
pyroclastites et les roches mixtes (Fig. 2).
2-Les épiclastites
Ce sont des roches qui comportent des éléments volcaniques produits par des éruptions
antérieures à leur formation. Elles sont issues de la désagrégation mécanique, sous l’effet des
agents d’érosion, de formations volcaniques préexistantes et de dépôts divers. La nature du
ciment et les structures sédimentaires, enregistrés, sont des critères en faveur de leur cachet
purement sédimentaire. Leur classification est basée sur la taille des éléments et la nature de
ces éléments et du ciment. Les éléments volcaniques sont simplement pris en compte dans
son nom comme les autres clastes, en fonction de leurs caractéristiques physiques et
minéralogiques.
3-Les pyroclastites
a-définition
Les roches pyroclastiques sont des roches sédimentaires qui contiennent une proportion
significative de pyroclastes, c’est à dire d’éléments directement issus d’un volcanisme
contemporain de leur dépôt (Scmid, 1981 ; Slansky, 1992). Elles résultent donc de processus
à la fois éruptifs et sédimentaires. Les pyroclastes sont issus de processus de fragmentation
d’un matériel solide ou liquide (magma) par détente de gazs et éjections à partir d’un évent
(Chalot-Prat & al., 1978 ; Goer De Herve, 1985 ; Chalot-Prat,1990 ; Berkhli, 1993).
Pour caractériser lithologiquement un dépôt pyroclastique, on utilise classiquement des
diagrammes triangulaires; dont les pôles sont les trois catégories suivantes (Wright & al.,
1980) :
-Les fragments vésiculés du magma juvénile (« juvenile vesiculated fragments ») qui
résultent directement de l’éruption explosive du magma et consistent notamment en ponces
fortement vésiculées (in Youbi, 1998). Dans un même dépôt pyroclastique, on peut observer
plusieurs stades de vésiculation depuis les textures ponceuses jusqu’aux textures scoriacées et
aux textures compactes (fragments non vésiculés du magma juvénile).
-Les cristaux font aussi partie du magma juvénile (magma porphyrique) et se présentent
en fragments ou libres.
-Les fragments lithiques (polycristallins) sont les éléments clastiques les plus denses des
dépôts pyroclastiques. On peut les subdiviser en deux sous-types (in Youbi, 1998) :
13

+Les fragments lithiques cogénétiques qui correspondent à des clastes non vésiculés du
magma juvénile. Ils englobent en partie les enclaves homéogènes
+Les fragments lithiques non juvéniles ou enclaves énallogènes qui ne sont que des
fragments de roches arrachés par le magma lors de son ascension ou son explosion et/ou
entraînés lors de la mise en place (cas de coulées et déferlantes pyroclastiques). Les premiers
sont appelés lithoclastes accidentels (« accidental lithics »)
b-Classifications et nomenclatures des roches pyroclastiques
Le critère de la classification des roches pyroclastiques pourrait être la taille des grains
(Fisher, 1966c ; Fisher & Schmincke, 1978 ; Wright & al., 1980) ; la classification est dite
lithologique. On peut aussi faire une classification génétique ; celle-ci permet de définir deux
groupes distincts, celui où les pyroclastites se forment dans un contexte subaquatique et celui
où elles se mettent en place par écoulement ou par retombées dans l’air ou dans l’eau.
On peut aussi envisager d’autres subdivisions, en prenant en considération, par exemple,
leur température de formation, leur composition minéralogique et chimique, etc…. (Fisher &
Schmincke, 1978 in Girod).
α-Classification génétique
Les premiers vrais essais de classification génétique des dépôts pyroclastiques, proposés
par Sparks & Walker (1973), ont été complétés par Wright & al. (1980). Cette classification
est tripartite (Cas & Wright, 1987 ; Fisher, 1961, 1966, 1979 ; Fisher & Schmincke, 1984 ;
MC Phie & al., 1993 ; Sheridan, 1979 ; Smith, 1979 ; Sparks, 1976 ; Sparks & Wilson, 1976 ;
Walker, 1983). Elle est basée sur le mode de mise en place des dépôts, et on distingue : les
dépôts de retombées aériennes, les dépôts de déferlantes pyroclastiques et les dépôts de
coulées pyroclastiques.
-Les dépôts pyroclastiques de retombées aériennes (« pyroclastic fall deposits ») prennent
naissance quand le matériel volcanique est éjecté de façon explosive d’un évent vers
l’atmosphère sous forme d’une colonne éruptive (in Youbi, 1998). Ce type de dépôt moule la
topographie préexistante et montre une diminution d’épaisseur et de la taille des pyroclastes
avec l’éloignement de la source d’émission ; aussi ils sont stratifiés, bien classés et riches en
structure sédimentaire (litage à lamines horizontales et granoclassement : Duffield & al.,
1979).
-Les dépôts de déferlantes pyroclastiques (« pyroclastic surge deposits ») résultent du
mouvement latéral (par gravite) sur une pente topographique, de pyroclastes sous forme de
suspensions faiblement concentrées dans un fluide (le rapport gaz/fragments pyroclastiques
est élevé ; in Youbi, 1998). Du fait du régime d’écoulement turbulent, ce type de dépôt,
souvent lité, montre plusieurs structures sédimentaires : stratification entrecroisée, lamination,
Figures de charges et d’impacts, Figures de chenalisation (Boucarut & Crevola, 1972 ; Crowe
& Fisher, 1973; Fisher & Waters, 1970 ; Fisher & al., 1983 ; Schmincke & al., 1973 ; Waters
& Fisher, 1971 ; Wholetz & Sheridan, 1979).
-Les dépôts de coulées pyroclastiques (« pyroclastic flow deposits ») impliquent un
mouvement latéral des pyroclastes. Ils sont masqués par le caractère de suspension plus
dense (rapport gaz/fragments pyroclastiques est relativement faible), leur température
beaucoup plus élevée, leur état physique partiellement ou totalement fluidalisé et leur régime
d’écoulement laminaire (Sparks, 1976; Wilson, 1980 ; in Youbi, 1998). Ces dépôts sont mal
classés, sans stratification interne dans une même unité d’écoulement.
14

β-Classification suivant leur source d’origine
Dans cette classification, on distingue trois termes (in Bourdier, 1994) :
-Pyroclastes néogènes = juvéniles, « frais », correspondants au magma de l’éruption ;
-Pyroclastes paléogènes = provenant d’une éruption antérieure
-Pyroclastes énallogène = xénolites
γ-Classification lithologique
Elle est fondée sur les critères retenus pour les roches détritiques : granulométrie et
caractère meuble ou consolidé, texture des éléments juvéniles, proportion et nature des
xénolites sans tenir compte de la composition. Tous ces critères concourent pour une
reconstitution du mécanisme éruptif et une interprétation génétique.
Les coupures introduites par Fisher (1961 et 1966) sont bien établies dans l’usage
(Schmid, 1981) et présentent l’avantage d’être calquées sur les coupures utilisées pour les
formations sédimentaires détritiques.
Les pyroclastes, débris de roches magmatiques éjectés par les volcans, sont appelés
cendres lorsqu’ils ont la taille des lutites (cendres fines) ou des arénites (cendres grossières),
lapillis pour des tailles de 2 à 64mm, et blocs ou bombes lorsqu’ils sont plus gros. Les blocs,
fragments de matériel volcanique déjà induré, ont des formes anguleuses ; celles des bombes
évoquent par contre une formation à partir d’un magma encore plus ou moins en fusion
(Fig. 2).
Chalot-Prat & al. (1978) ont introduit deux modifications sur cette classification (Fig. 3):
-la limite de la classe entre lapillis et blocs volcaniques ou bombes a été abaissée de 64
mm à 32 mm, dans le but de ne faire apparaître aucune discontinuité entre la classification des
épiclastes et celles des pyroclastes
-la coupure au sein des roches issues d’un mélange d’épiclastites et de pyroclastites a été
ramenée de 50% à 25% ; une tuffite devant contenir plus de 25% d’éléments pyroclastiques,
une roche tufacée moins de 25%.
En outre ces classifications (Schmid, 1981 ; Chalot-Prat & al., 1978 ; Fisher &
Schmincke, 1984) tiennent compte aussi de la cohésion des pyroclastes en appelant
« pyroclastic rocks » celles qui sont consolidées, et « tephra » celles qui ne le sont pas. Ils
appellent encore « agglomerate » les pyroclastites à blocs et bombes dans lesquelles les
éléments arrondis sont majoritaires.
c-Les principaux faciès pyroclastiques
α-Les brèches volcaniques
Les brèches volcaniques sont constituées de blocs de lave d’origines diverses : éléments
pyroclastiques, galettes pelitiques plates et rares fragments de roches sédimentaires. Ces
éléments, dont la taille moyenne dépasse 64mm, ont une forme angleuse à contours flous, soit
arrondies et montrent une disposition perpendiculaire à la base ; quant à la matrice, elle est
faite de cendres, lapillis, argiles, calcaires……etc. Les caractères généraux varient non
seulement avec le volcan originel, mais aussi avec les modalités de sédimentation (dépôt
directement autour du centre volcanique ou remaniement par les eaux et le vent).
15

Les brèches pyroclastiques correspondent à des avalanches de blocs mélangés à des
lapillis et à des cendres lors des explosions volcaniques (Fig. 5, in Berkhli, 1993).
β-Les tufs
Ce sont des roches clastiques consolidées, issues de l’agglomération de pyroclastites
presqu’exclusivement, et dont la taille est comprise entre 0,06 et 2mm. En général, ce type de
dépôt résulte de projection à l’air libre et à sec.
En s’éloignant de plus en plus du cratère, se succéderont des tufs à lapillis, des tufs à
cristaux et des tufs cendraux (Fig. 5, in Berkhli, 1993).
D’après leur composition et en adoptant la nomenclature de F. J. Petitjohn (1957), R.
Schmid (1981) a subdivisé les tufs en trois classes (Fig. 4) : tufs à cristaux, tufs cristallins et
tufs lithiques.
-Les tufs lithiques sont formés de fragments de roches volcaniques ou de l'encaissant
remaniés au cours de l’éruption.
-Les tufs à cristaux ou tufs cristallins se forment quand une partie du magma à
commencée à cristalliser avant l’éruption. Ils sont composés de cristaux souvent automorphes
entiers ou en fragements, qui proviennent de la désintégration explosive d’une lave à
cristallisation avancée. Ils sont représentés par des plagioclases (quelques microns à 1mm)
parfois zonés, fragmentés et très altérés ; des feldspaths alcalins fragmentés et altérés ; du
quartz parfois corrodé ; des amphiboles, biotites, pyroxènes et minéraux accessoires
(épidotes, apatite, chlorite, calcite ; occupant 10 à15 % du volume de la roche). Ils montrent
aussi des vésicules écrasés, étirés et incurvés et un fond de verre volcanique. Ces dépôts sont
soit interstratifiés ou massifs, à laminations plane et parallèle.
-Les tufs vitreux : les particules se présentent sous forme d’éclats de lave vitreuse,
échardes, de cheveux de pélé, de grains de lave massive ou bulleuse…..etc. La faible densité
d’une grande partie de ces composants explique les irrégularités granulométriques observées
dans les séquences granoclassées. Ils sont issus de la désagrégation de laves.
Schmid (1981) a proposé un diagramme triangulaire (Fig. 4) qui permet de subdivisé les
tufs en fonction de la proportion relative des trois constituants: débris lithiques, cristaux
(surtout des feldspaths et du quartz, euhédreux et zonés) et les fragments de lave vitreuse
volcanique. Entre les trois types de tufs, sus-cités, existent des formes intermédiaires tels
que :
-Les tufs à cristaux et lapillis qui sont soit massifs ou stratiformes et montrent parfois un
granoclassement. Les éléments ont une taille de 2 à 6 mm et représentent 20 à 30 % du
volume de la roche. Ils sont de nature variée.
-Les tufs à lapillis, dont les éléments les plus abondants ont un diamètre supérieur ou
égal à 2 mm; alors que le ciment occupe 50% du volume de la roche. Ces horizons résultent
probablement de la chute de projection en milieu aqueux et sous faible tranche d’eau.
16

Fig. 2-Classification de Schmid (1981)
17

Fig. 3-Classification de Chalot-Pratt & LeGall 1987
Fig. 4-Classification des roches pyroclastiques (Schmid, 1981).
18

-Les tufs à ponces, lapillis et cristaux, appelés aussi tufs grossiers montrent : des
fragments de roches volcaniques (20%) de taille comprise entre 1 et 20 cm; les lapillis
(diamètre ≥ 3 mm) forment 10% du volume de la roche ; les ponces vacuolaires (15%) ont
une taille qui varie de 0,25 et 6mm. Les phénocristaux de plagioclases, parfois fragmentés,
forment 15 à 20 % de la roche.
-Les tufs cendreux ou cendres sont interstratifiés, et montrent des laminations parallèles,
stratification très fine, plane et oblique, très bon classement, Figures de charges et de
slumping. Ils sont composés de cristaux isolés de taille inférieure ou égale à 2mm. Le dépôt
des cendres se forment par accrétion, à l’air libre en milieu riche en vapeur d’eau (Boucarut &
Crevola, 1972 ; in Chalot-Prat & al., 1978)
4-L’environnement de dépôt des séries pyroclastiques
Suite à l’explosion volcanique, précédant l’arrivée de coulées de laves, les produits
transportés par la colonne éruptive vont être déposés selon leur taille et leur densité (Fig. 5).
a-Les brèches pyroclastiques correspondent à des avalanches, de blocs mélangés à
des lapillis et à des cendres lors d’explosion volcanique (Fisher & Schmincke, 1984 ; Smith,
1986 ; Schneider, 1990) ; elles témoignent du dépôts directement autour du centre volcanique.
b-Les tufs résultent de retombées pyroclastiques, à la suite d’explosions
volcaniques précédant l’arrivée de coulées de lave. Les produits transportés par la colonne
éruptive vont être déposés selon leur taille et leur densité. En s’éloignant de plus en plus de
cratère, se succéderont les tufs à lapillis, les tufs lithiques, les tufs lithiques et cristallins, les
tufs à cristaux et les tufs cendreux (Fisher & al., 1984 ; Goër De Herve, 1985).
-Les tufs cendreux proviennent d’explosion violente ; ils correspondent soit à du verre
soufflé par le dégazage ou étiré de cheveux de pelée. Ils se forment par accrétion à l’air libre
en milieu riche en vapeur d’eau (Boucarut & Crevola, 1972). Ces cendres, très fines peuvent
rester longtemps en suspension dans l’air ou dans l’eau et se déposer en dernier ; comme elles
peuvent-être transportées très loin de la source volcanique (Fisher & Schmincke, 1984 ; Cas
& Wright, 1987).
-Les tufs à cristaux sont formés de cristaux automorphes entiers ou en fragments qui
proviennent de la désintégration explosive d’une lave à cristallisation avancée.
-Les tuffites, si elles comportent un faible pourcentage d’épiclastes, indiqueraient des
retombées en masse de projections aériennes en milieu aqueux sous faible tranche d’eau.
Alors que si leur pourcentage en épiclastes est élevé, elles seraient issues de la reprise
immédiate où longtemps après l’éruption de dépôts pyroclastiques non consolidés (Chalot-
Prat & Le Gall, 1978). Dans les tuffites, on peut distinguer comme pour les tufs : des tuffites
de cendres, des tuffites de lapillis, des tuffites de cendres et lapillis et des tuffites de blocs et
lapillis.
19

20
Fig. 5-Environements des volcano-sédimentaires (in, Berkhili, 1993)

5-Les roches mixtes
Ce sont des roches clastiques consolidées. Pour Chalot-Prat & al. (1978), elles sont
issues de l’agglomération de plus de 25% de pyroclastites ; alors que pour Schmid (1981) et
Fisher & Schminke (1984) ; elles renferment 25 à 75 % de pyroclastes. Ces roches sont
constituées à la fois de pyroclastes et d'épiclastes (Fisher & Schmincke, 1984 ; Schmid,
1981). Le caractère pyroclastique des fragments est conservé, sans que pour celà on puisse
affirmer qu’il s’agît de produits issus de projections directes ou remaniés (Chalot-Prat & al.,
1978).
6-Altération et Néogénése
L’abondance des minéraux et des verres instables, dans les dépôts volcaniques, fait que
leur évolution est souvent rapide et diversifiée ; il s’ensuit que l’histoire diagénétique cache
fréquemment la composition initiale de la roche (Lucas & al., 1976).
L’évolution diagénétique des dépôts volcano-sédimentaires peut aboutir à la
recristallisation plus ou moins totale des particules en produits d’altération divers : silice
cristalline ou amorphe, phyllites (chlorite, vermiculite, montmorillonite…..etc), zéolithes,
voire calcite par désilicification, etc…… ; ce dernier cas est fréquent en milieu calcaire, ce
qui explique la difficulté de détection de traces d’un volcan lointain par exemple. Cette
substitution par la calcite peut laisser des traces de fantômes de cristaux (Lucas, 1976).
D’autre part, l’altération porte très souvent sur les verres basiques, les plagioclases
basiques et les cristaux de pyroxènes, d’amphiboles, d’olivine, de biotite……etc.
En plus, de la disparition des minéraux, l’évolution diagénétique entraîne souvent une
cimentation précoce des dépôts, des concentrations chimiques locales (accidents silicieux,
ferrugineux, manganésifères, concentrations métallifères,….etc) ou de minéraux néogènes.
Les quartz rhyolithiques ou les grains de mésostase acide sont par contre stable.
7- Les intérêts
Les dépôts pyroclastiques, et les minéraux lourds associés, qui sont de grande extension et
de faible épaisseur, peuvent-être d’excellents repères stratigraphiques.
Ils montrent aussi un intérêt paléogéographique dû fait que le volcanisme peut favoriser la
fossilisation d’anciens sols, participer à l’enfouissement de paléoreliefs continentaux ou
marins, modifier brutalement la bathymétrie, entraînant corollairement des variations dans la
flore et dans la faune associées (édifices construits par exemple).
Dans un milieu continental, les flancs des volcans sont propices à l’installation de
vertébrés et de végétaux, susceptibles d’être facilement fossilisés au cours d’éruptions
volcaniques. Ces dépôts sont propices à l’agriculture (Lucas & al., 1976).
B-Rappel sur les milieux alluviaux
Les dépôts alluviaux sont influencés par trois grands facteurs : le climat, la nature du
substrat du bassin et le contexte structural.
21

En fonction de leur nature et de leur morphologie, trois type de dépôts alluviaux peuvent
être distingués (Allen, 1965) : les cônes alluviaux, les rivières en tresses et les rivières à
méandres.
1-Cônes alluviaux
Les matériaux transportés par un torrent sont déposés quand la vitesse diminue, c'est à
dire lorsque le cours d'eau arrive dans une plaine. Ils forment un éventail lobé, le cône de
déjection torrentiel. Chaque lobe correspond à l'étalement des matériaux d'une crue (Fig. 6 et
7); ceux-ci sont granoclassés d'amont en aval, les éléments fins sont emportés le plus loin. Au
pied d'un relief, les cônes de déjection de torrents voisins peuvent se joindre et constituer un
glacis de piémont continu.
Fig. 6-Organisation générale d'un cône de
déjection torrentiel; les chiffres désignent
les lobes successifs
Les cônes de déjection se forment au pied de massifs montagneux et le long
d’escarpement de failles (Allen, 1965 ; Delfaud, 1984), généralement en bordure de grabens
actifs. Les sédiments s’accumulent sous forme de cônes ou d’éventails aplatis dont l’extension
est relativement restreinte; néanmoins, sa puissance peut être énorme lors de la coalescence
des cônes alluviaux et dans le cas de bassins tectoniquement très actifs avec une subsidence
synsédimentaire (Allen, 1965). Les cônes torrentiels anciens sont identifiés par des
conglomérats à matrice abondante et dont les galets sont plus ou moins imbriqués, associés à
des grès en lentilles constitués de litages entrecroisés. Les parties fines, limons et argiles,
peuvent montrer des horizons pédogénétiques. En générale les cônes sont constitués de
sédiments grossiers, et les conglomérats sont fréquents. Les dépôts s’organisent le plus
souvent en granulométrie décroissante de l’amont, ou zone apicale, vers la zone distale.
Dans la zone proximale des cônes, les dépôts sont très grossiers, hétérogènes et mal triés.
La sédimentation s’effectue fréquemment par accumulation de coulées boueuses qui déposent
des conglomérats massifs, souvent avec une matrice argilo-silteuse (Delfaud, 1984). Ces
sédiments peuvent s’imbriquer avec des dépôts de chenaux, toujours grossiers, mais plus
organisés en séquences granodécroissantes vers le haut, avec un litage interne et mieux
classés.
Vers l’aval du cône, les coulées boueuses sont rares, et les dépôts de chenaux et de crue
prédominent. Les sédiments sont sableux à conglomératiques, avec de fréquents ravinements,
et structures de courant. La zone la plus distale est marquée soit par des silts et argiles de
plaine d’inondation, avec des dépôts de chenaux épars, soit par des évaporites, ou
éventuellement par des dépôts côtiers lacustres ou marins.
22

Fig. 7-(A) : coupe longitudinale simplifiée dans un cône de déjection: (1) coulées boueuses,
(2) galets, (3) sables et graviers, (4) limons. (B): détail.
Dans un bassin actif avec rajeunissement tectonique du relief, les séquences s’épaississent
vers le haut. Puis au fur et à mesure que l’érosion réduit le relief, s’il n’y a pas de
rajeunissement tectonique, les sédiments s’organisent en séquences granodécroissantes et
stratodécroissantes.
2-Rivières en tresse
Elles se forment dans les zones à fort gradient topographique et/ou lorsque le débit est très
variable ; elles sont rapides. Elle se distingue par une faible sinuosité du lit majeur, un régime
de crue brutale et la présence d’un réseau complexe de chenaux séparés par des barres, qui
deviennent obliques (transversales) dans les courbes; leur forme dépend de la charge et du
débit. Elles sont constituées de galets imbriqués qui tombent en avalanche en aval, de
graviers, de sable à litage entrecroisé (Fig. 8). Elles sont souvent ravinées par le déplacement
des chenaux.
Les dépôts sont grossiers (conglomérats et sables), avec des figures sédimentaires de forte
énergie et de nombreuses surfaces d’érosion ; ils montrent des épaisseurs importantes (10 à
30m) et des extensions latérales très grandes (pouvant atteindre des dizaines de kilomètres).
Les chenaux se marquent par des séquences à base érosive, des dépôts grossiers et des
stratifications de type festons.
23

A
B
Fig. 8-A : Principaux types de barres fluviatiles; (1) chenal droit; (2) chenaux en tresse. B :
séquence du système fluviatile en tresse (Delfaud, 1984)
Les barres forment le sommet des séquences et représentent la partie sommitale du
remplissage des chenaux. Ils sont constitués de sédiments plus fins : sable fin à grossier, des
stratifications souvent obliques de type tabulaire, des rides et des lamines parallèles.
Il édifie des séquences stratocroissantes, à base plane, et montre de bas en haut (Delfaud,
1984): des stratifications croisées en berceau, des stratifications planes, des argiles à
pédogenèse.
3-Sédimentation des réseaux à méandres
Elles se forment dans des plaines alluviales à faible gradient. Ces rivières sont marquées
par un plus fort pourcentage d’argile et de silt. Elles sont caractérisées par un chenal unique,
très sinueux, encadrés par des levées et des plaines d’inondation à dépôts laminaires fins.
La sédimentation (Fig. 9) se fait sur la rive convexe sous forme d'une barre de méandre ;
qui s'accroît latéralement en même temps que la migration du méandre (accrétion latérale).
Elle est constituée de sable disposé en litage oblique de grande taille (litage epsilon). Le fond
du chenal est pavé de galets (channel lag). Si une levée est crevée pendant une crue, des
sables se répandent dans la plaine d'inondation sous forme d'un microdelta de crevasse
(crevasse splay).
Les séquences de rivières à méandre sont positives (séquence stratodécroissante :
Delfaud, 1984): elles débutent par un pavage de galets et se terminent par des limons de
plaine d'inondation montrant des traces de sols et de végétation.
24

A
B
Fig. 9-Dépôts dans un méandre (A) et séquence du système fluviatile à méandre (B) ;
Delfaud (1984).
Les séquences (Delfaud, 1984), dites de "point–bar", stratodécroissantes, à base
ravinante, zone d’accrétion majeure à litage oblique et termes supérieurs fins, planes, à rides,
silts, argiles et paléopédogenèses.
IV-METHODES UTILISEES ET TERMINOLOGIE ADOPTEE
L’analyse séquentielle
L’analyse séquentielle est à la fois une technique scientifique et une méthode objective
qui permet, à la suite des observations sédimentologiques, d’associer les dépôts
sédimentaires entre eux dans un cadre géodynamique et de hiérarchiser des successions des
termes lithologiques ou des faciès : les séquences.
La notion de séquence sédimentaire est due à Klupfel (1917) ; elle a été développée par
Lombard (1956) qui a introduit le concept de « série virtuelle ».
J. Delfaud (1963 et 1972) a défini la série naturelle comme « une suite de faciès
rencontrés dans une formation ou dans un type de sédiment et qui doit être indépendamment
des théories génétiques, en considérant uniquement l’ordre réel de succession des faciès dans
la nature ». Cette suite de faciès est la séquence élémentaire.
En 1973 et 1986, J. Delfaud a proposé une hiérarchie scalaire des séquences
sédimentaires, comprenant sept ordres (1 à 7) et a établi un parallélisme entre échelles
séquentielle, eustatique et biologique ( Fig. 10) dans cette échelle :
-L’ordre 1 correspond à la séquence élémentaire : est une séquence unité qui traduit un
simple phénomène sédimentaire ;
-Les ordres 2 et 3 sont les mésoséquences qui traduisent des évolutions
paléogéographiques (progradation-accrétion) ;
25

Fig. 10-Analyse séquentielle
A- Typologie scalaire des séquences sédimentaires d’après Delfaud, 1986
et Kazi-Tani, 1986)
B- Parallélisme entre échelles séquentielle, eustatique et biologique.
26

-Les ordres 4 à 7 sont les mégaséquences qui correspondent aux phénomènes généraux
(eustatisme, climat, subsidence et tectonique).
En 1973, D. Fournie relance à nouveau la notion de séquence virtuelle de Lombard et
utilise une démarche mathématique pour expliquer l’analyse séquentielle.
Une autre démarche objective et celle de N. Kazi-Tani (1986). Cet auteur a défini
l’analyse séquentielle comme discipline scientifique qui étudie les relations entre la trame
texturale des faciès et l’agencement structural des séquences. Il propose une échelle de
séquences basée sur l’approche « rythmo-stratigraphic » ou stratigraphie séquentielle qui
comprend neuf ordres (de 0 à 8) et traduit des phénomènes géodynamiques suffisamment
généraux pour être corrélables à travers plusieurs bassins
En ce qui concerne la sédimentation de plate-forme (Fig. 11), deux types fondamentaux
de séquences d’échelle moyenne (mésoséquences) ont été définis :
-La séquence klupfélienne (Klupfel) qui correspond au comblement d’une vasière
externe par des sédiments d’énergie croissante, au fur et à mesure que la bathymétrie décroît.
C’est une séquence granocroissante.
Fig. 11-Modèle de genèse de séquences de 3 éme ordre en fonction de l’environnement.
I. Fosse turbiditique
II. Plate-forme externe
III. Plate-forme interne
IV. Domaine continental
27

-La séquence quercynoise (Delfaud) qui correspond à l’évolution, par comblement, des
domaines internes dont l’énergie décroît avec la bathymétrie. Cette séquence
granodécroissante a été définie par l’auteur dans la sédimentation carbonatée.
Une bonne correspondance peut-être établie entre les échelles séquentielles, eustatiques et
biologiques (DELFAUD, 1986).
V-OBJECTIF DE L’ETUDE
Plusieurs études ont été réalisées par notre groupe, entre 1999 et 2006 sur les dépôts
triasico-jurassiques de la bordure méridionale du Moyen Atlas et de la Haute Moulouya. Elles
visaient l’analyse des différents termes de cette couverture, tout en précisant leur relation
avec le socle cambrien. De plus, les différentes étapes de l’évolution méso-cénozoïque sont
reconstituées en les replaçant à chaque fois dans leur cadre régional et général.
Nous avons effectué une analyse fine du «faciès d’Itzer» que nous avons cartographié,
daté par encadrement et replacé dans son cadre régional.
De plus, le découpage des carbonates liasiques de la bordure moyen-atlasique a été
révisé. Par la suite la dynamique triasico-liasique du paléoseuil de la Haute Moulouya a été
retracée. Puis nous avons contribué à l’étude de la région de Midelt-Mibladène au cours du
Lias et du Bajocien.
Cependant, certains axes de recherches ont été traités sommairement. Alors nous nous
sommes proposé d’y remédier dans le présent travail.
Ainsi la carte au 50.000 éme , préétablie en 1996, a été affinée et complétée en intégrant les
régions de Boumia-Tizi n’Rechou et d’Aouli-Sidi Ayad.
L’évolution tectono-sédimentaire des différentes successions lithologiques, qui
s’échelonnent du Trias au Jurassique, est détaillée par l’analyse macroscopique (cartographie,
lever de coupes lithostratigraphiques, échantillonnage serré), suivie par des analyses et
traitement au laboratoire (confection de lames minces et de sections polies, lavages,
déterminations de la macrofaune et de la microfaune). Plus de vingt-sept coupes ont été
levées (Fig. 12), 280 lames minces et 10 lavages sont analysés au microscope et à la loupe.
La détermination des organismes, collectés, a permis un callage biostratigraphique le plus
fiable possible. Les associations de faciès reconnus sont regroupées en séquences d’échelles
variées qui sont subordonnées à des discontinuités sédimentaires diverses.
Cette étude a intéressé particulièrement :
- les argilites salifères et leur semelle détritique grossière qui sont analysées.
-les argilites saliféres supérieures et les volcano-sédimentaires associés, déjà découverts
d’abord dans la région d’El Hajeb-Agouraï (Formation de Oued Defali : Chalot-Prat & al.,
1985), ensuite dans la Haute Moulouya et la bordure méridionale du Moyen Atlas (Formation
d’Oued Kiss et Formation de Tizi N’ Ghachou : Ouarhache & al., 2000 ; Ouarhache, 1993,
1995, 2002), sont cartographiés dans toute la région afin de définir leur extension spatiotemporelle
; ils sont analysés en apportant : des éléments d’observations systématiques et de
détail qui permettent d’établir la typologie des faciès volcano-sédimentaires et d’approcher
les conditions de leur genèse et de leurs évolutions. Elles sont replacées dans leur cadre
régional ; puisqu’elles constituent elles-mêmes un outil dans la reconstitution
paléogéographique des milieux sédimentaires et la compréhension des mécanismes
28

tectoniques qui leur ont donné naissance. Ceci contribuera à une meilleure compréhension du
contexte géodynamique globale du pourtour du paléoseuil de la Haute Moulouya et de son
influence sur les dépôts triasico-liasiques. Pour celà on va adopter une nouvelle nomenclature
en subdivisant les argilites salifères supérieures en trois formations : Formation de Tizi
N’Rechou et Formations équivalentes, Formation de Tizi N’Toumelba et Formation
d’Aghbalou Oumlil ; elles correspondent aux membres : a, b et c de la Formation de Tizi
N’Ghachou (Ouarhache, 2002).
- le passage des argilites saliféres supérieures aux carbonates liasiques est précisé.
-la stratigraphie des carbonates liasiques, et des passées détritiques terrigènes qui leur sont
associés (faciès d’Itzer et niveaux assimilés), et des dépôts toarciens (faciès de Mibladène) et
bajociens (marnes et marno-calcaires à cancellophycus et marnes de Talsinnt), est précisée.
-Des corrélations lithostratigraphiques et biostratigraphiques sont établies à l’échelle
locale et régionale afin de proposer des reconstitutions paléogéographiques.
Ce travail est donc une contribution à la connaissance des sédiments des différentes
formations tiasico-jurassiques. Il permet de définir les modalités de dépôt de ces séries,
d’établir des reconstitutions tectono-sédimentaires des milieux de dépôts et de réaliser des
comparaisons entre les différents secteurs étudiés.
Fig. 12-Carte de localisation des coupes
1-Dépôts triasico-jurassiques, 2-Socle paléozoïque, 3-Moyen Moulouya,
4-Moyen Atlas méridional, 5-Goutiéres synclinales,
6-Région de Midelt-Mibladène, 7-Haut Atlas
29

Après l’inventaire des facteurs ayant régi l’évolution triasico-jurassique et la spécificité de
leur interactions, on a pu proposé et discuté les principales étapes de l’évolution
géodynamique de cette région.
Enfin un modèle est élaboré.
VI-ETUDE PETROGRAPHIQUE DES ROCHES VOLCANIQUES
A-Introduction
Dans cette partie nous allons étudier pétrographiquement les principaux faciès des
formations volcaniques rencontrés dans la région.
B-Les roches volcaniques
Elles sont représentées dans notre secteur par le complexe basaltique et les lamprophyres
jurassico-crétacés.
1-Les basaltes
Ils sont définis, essentiellement, sur la base de leur texture et de leur composition
minéralogique.
L’étude microscopique et macroscopique a permis de distinguer cinq faciès :
a-Basaltes microlitiques porphyriques (Ph. 1 et 2, Pl. 1)
Ce premier type de basaltes est plus répandu à Tourarine (TR/ B ), Boutkhoubaye (BK 24 ),
Aghbalou Oumlil (OL 1 ) et Sidi Mohamed Ben Ali (BL 4’ et BL 2 ). Ils sont verdâtres ou vertjaunâtre
à fond souvent opacifié (OL 1 , BK 4 , et TR/ B ) et d’aspect fluidale (BL 4’ ) ; et sont
souvent prismés.
>Paragenèse primaire : plagioclases + clinopyroxénes + opaques.
>Paragenèse secondaire : oxydes de fer.
Les éléments comprennent:
-des plagioclases, représentés par des microlites et des phénocristaux, qui se présentent
sous forme de lattes ou en aiguilles et de taille qui varie de (1mm à 3mm). Ils représentent
20% à 30% du volume total de la roche. Ils sont isolés ou groupés en agglomérats de deux à
plusieurs individus. Quand ils sont frais et limpides, ils montrent une mâcle polysynthétique.
-des clinopyroxénes (OL 1 ) de taille (0,25 à 0,5mm) à biréfringence forte ; ils montrent un
seul plan de clivage (section longitudinale). Il s’agit vraisemblablement d' Augite.
-des orthopyroxènes (2 à 30%) frais, partiellement ou totalement micritisés ; ils montrent
un clivage unique à extinction droite, et dont la biréfringence est faible. Leur forme est
tabulaire, alors que leur taille varie entre 0,5 et 1,5 mm. Il s’agit probablement de l'Enstatite.
-des olivines (pouvant former jusqu’ à 40% du volume de la roche), rarement altérées,
partiellement ou totalement micritisées, de taille variant entre 0,1 et 2,5 mm.
-des fragments de lave, vitreuse recristallisée (0 à 10%), opacifiés et séricitisés. Ils sont
soit en formes de filaments, soit en forme d’amas; leur taille est comprise entre 0,5 et 3 mm.
-des opaques de formes arrondies ou amiboïdes, et de taille pouvant atteindre 0,1mm.
30

-des fantômes de ferro-magnésiens (moins de2%), complètement opacifiés, de taille
0,5mm.
La mésostase (10 à 68%) est constituée de microlites de plagioclases en aiguilles de taille
inframillimétrique; ils sont emballés et noyés soit dans un fond vitreux recristallisé (OL 14 ) ou
dans un fond complètement ou partiellement opacifié (BL 4 , TR/ B ). Elle peut montrer des
vacuoles remplies de chlorite ou de calcite (BL 4 ) ou de silice (BK 11’ ).
b-Basaltes microlitiques porphyriques localement doléritiques (Ph. 3, Pl. 1)
Il a été défini à Sidi Lahbib (SL 4 ) et (BL 3 ), et se présente en basaltes à billes verdâtres,
vacuolaires à (BL 3 ), altérés et recoupés par des veinules calcitiques à (SL 4 ).
Dans ces basaltes les élément sont représentés par :
-des plagioclases qui représentent 80% (Sidi Aït Lahbib) à 93% (BL 3 ) du volume de la
roche. Ils pouvant atteindre plus de 3mm, et se présentent sous forme de lattes ou sous formes
quadrangulaires. Les phénocristaux (20%), sont soit isolés ou groupés en un ou plusieurs
individus; ils sont maclés (macle polysynthétique) et peuvent être partiellement calcitisés.
Localement, apparaissent entre les cristaux, des plages totalement opacifiés ou des opaques
cubiques ou rappelant par leur forme d’anciens ferromagnésiens complètement opacifiés.
-des pyroxénes souvent chloritisés (3%).
La mésostase (5%), à fond opacifié, renferme 60% de microlites de plagioclases très fins
de taille inférieure ou égale à 0,25mm ; comme, ils montrent localement (SL 4 ) une certaine
fluidité. Elle est parcourue de fissures anastomosées, remplies de chlorite (SL 4 ) ou de calcite
et/ou de silice néoformée ou de calcite avec les parois tapissées d’oxydes de fer (BL 3 et BL 4 ).
c-Basaltes microlitiques peu porphyriques localement doléritiques (Ph. 4, Pl. 1)
Ils sont définis à Oued Moulouya (OM 2a ) et à Ifri Ichabar (IF 2 ) de texture microlitique
peu porphyrique localement doléritique, parfois vacuolaire (IF 2 ). La roche comporte :
-des microlites de plagioclases (60% à 80%) de taille inframillimétrique et pouvant
atteindre 0,25mm. Ils sont en forme de baguettes, et peuvent êtres séricitisés et/ou chloritisés.
-des opaques 6%.
-cristaux de pyroxénes, souvent chloritisés.
La mésostase (10% à 40%), opacifiée, montre des microfractures de chlorite et des
vacuoles elliptiques remplies de silice ; comme, elle est parcourue de filonnets à deux types
de remplissage :
-des filonnets remplis de silice néoformée tapissant les parois et de calcite remplissant le
cœur.
-des filonnets, dont les parois sont tapissés d’oxydes de fer et alors que la calcite remplie
le cœur. Cette deuxième famille de filonnets recoupe la première. Les différents types de
remplissage permettent d’identifier trois phases successives : une phase de silicification suivit
d’un phénoméne d’oxydation, puis une calcitisation finale (phénomènes
d’hydrothermalisme).
d- Basaltes xénolithiques (Ph. 5, Pl. 1)
Ces basaltes sont issus d’une émission volcanique explosive. Ils sont post-basaltes
triasico-liasique; ils ont été reconnus à Adarhal (AR 2 ). Ce sont des basaltes xénolithiques à
texture microlitique localement doléritique. Ils renferment :
31

-des fragments de basaltes microlitiques porphyriques à pyroxéne (15 à 20%). Ce sont des
enclaves issues de l’arrachement par le magma hôte lors de son ascension alors qu’ils étaient
encore à l’état chaud. Ils montrent une forme sinueuse et diffuse et sont de taille variant entre
5 mm à pluridécimétrique.
-des pyroxènes 5% montrant deux plans de clivages orthogonaux
-des lattes de plagioclases (6%) de forme quadrangulaire, dont la taille peut atteindre 1,5 à
3 mm. Ils peuvent être partiellement ou complètement calcitisées ou chloritisées.
La mésostace représente 20% du volume de la roche.
e-Basaltes doléritiques (Ph. 6, Pl. 1)
Ce sont des basaltes prismés frais qui ont été définis à Ifri Ichabar, Boutkhoubaye et
Tanourdi (20 à 30 m). Ils ont une texture doléritique. Ils sont formés par :
-des microlites de plagioclases (85%) de taille inframillimétriques disposés en rosace
(subophitique).
-des pyroxènes (5%). Il s’agit d' Augite partiellement ou totalement altérée en
amphibole. Ils peuvent englober des plagioclases (texture ophitique), soit ils remplissent les
interstices entre les plagioclases (texture intersertale).
La mésostase (10%) est représentée par des opaques (oblitérant les espaces interstitiels :
texture intergranulaire) ou par des amphiboles (résultant de l’altération d’anciens pyroxénes)
2-Dykes
On trouve ce type de faciès dans la région de Boutkhoubaye (B 1 , B 2 , B 3 ) et Tanourdi (D 1 ,
D 2 et D 3 ). Il s’agit de Lamprophyres alcalins à phénocristaux de pyroxène «vert» (cristaux
pléochroïques) ; phénocristaux de pyroxène incolore ; mégacristaux d’amphibole
pléochroïque ; phénocristaux de biotite (à clivage et extinction droite et pléochroïsme
directe) ; olivine (parfois) ; opaques et imprégnations de calcite (B 1 ).
Ces dykes intrusifs sont caractérisés par le pyroxène « vert » (comm. Orale Mr.
Mahmmoudi) ; ils sont post-triasiques voire passage Jurassique-Tertiaire (mise en place
tardive). A Tanourdi (D 1 ), ce faciès alcalin est plus fin et correspond probablement à la
bordure de l’intrusion.
VII-PLAN ADOPTE
Ce travail comprend quatre parties en plus de l’introduction et des conclusions générales.
-Dans l’introduction, les secteurs étudiés (la bordure méridionale du Moyen Atlas, région
de Midelt-Mibladène, région de Boumia-Tizi n’ Rechou, région d’ Aouli-Sidi Ayad) sont
présentés et replacés dans leur cadre régional, de plus leurs subdivisions structurales sont
définies ; l’historique des recherches est retracé ; les volcanoclastites sont rappelées ; les
objectifs et les méthodes préconisées sont retracés ; les terminologies adoptées sont
inventoriées ; enfin les problèmes sont posés
-La première partie, organisée en quatre chapitres, relate à partir d’une description
détaillée des coupes levées, les caractéristiques lithostratigraphiques et biostratographiques
des dépôts mésozoïques dans la bordure méridionale du Moyen Atlas, région de Midelt-
Mibladène, région de Boumia-Tizi n’ Rechou, région d’ Aouli-Sidi Ayad ; les découpages
32

formationnelles et chronostratigraphiques sont élaborés ; l’analyse faciologique est affinée ;
les discontinuités sédimentaires sont définies ; l’identification des séquences
sédimenthologiques (à différentes échelles) est réalisée ; les milieux de dépôts sont
reconstitués ; les modalités et principaux paramétres de la sédimentation sont définis.
-La deuxième partie englobe les corrélations des coupes levées à l’échelle régionale : dans
la bordure méridionale du Moyen Atlas, la région de Midelt-Mibladène, la région de
Boumia-Tizi n’ Rechou, la région d’ Aouli-Sidi Ayad ; ces corrélations reflètent les
changements de faciès et les variations de puissance; les relations spatio-temporelles entre les
différentes formations ainsi que l’influence de la mobilité du cadre morphostructural sur
l’organisation des dépôts sont définis ; elle comprend aussi la récapitulation des faciés-clés
de la région (les volcanoclastites, les faciès rouges et les carbonates).
-La troisième partie est relative à l’évolution géodynamique : les grandes unités
structurales sont mise en évidence; les différentes étapes de l’évolution triasico-jurassique
sont relatées; les différents paramétres et gradients géodynamiques sont inventoriés et leurs
interactions mutuelles sont définies ; les comparaisons avec les autres secteurs du domaine
atlasique (le Haut Atlas et le Moyen Atlas) sont réalisées.
-Les conclusions générales servent de récapitulatifs des principaux résultats.
33

PREMIERE PARTIE
ETUDE STRATIGRAPHIQUE ET ANALYSE
SEDIMENTOLOGIQUE
35

INTRODUCTION
A l’échelle régionale, malgré la nette différenciation morphostructurale et
paléogéographique et les nombreuses variations latérales observées dans le remplissage
sédimentaire triasico-jurassique, les argilites salifères supérieures se distinguent par leur
homogénéisation lithologique apparente et par leur répartition générale dans l’ensemble des
bassins triasico-liasiques. D’épaisseur plurimétrique à pluridécamétrique, elles reposent sur
le complexe basaltique par un contact faillé ou par une nette discordance que matérialise une
surface de ravinement ou de réactivation à laquelle sont associées des fentes remplies
d’argilites rouges.
Les argilites salifères supérieures renferment des niveaux gréso-conglomératiques à
éléments épiclastiques et des niveaux pyroclastiques, qui conduisent à les subdiviser en trois
formations : Formation de Tizi N’Rechou (et formation équivalentes: Formation de Boumia
entre Boumia-Aouli, Formation de Tawrirt entre Tawrirt-Boutkhoubaye et Formation d’Aït
Lhaj sur la bordure méridionale du Moyen Atlas), Formation de Tizi N’Toumelba et
Formation d’Aghbalou Oumlil.
Les carbonates tidalitiques liasiques sont datés du Lotharingien moyen-Carixien élevé
voire Domérien probable (Saâdi, 1996; Saâdi & al., 2003). Ils sont caractérisés par le "faciès
d’Itzer" (Carixien : biozones C 1 -C 2 ) ; qui les subdivise en carbonates anté-Itzer (CAI) et
carbonates post-Itzer (CPI).
Quant aux dépôts du Toarcien et du Dogger, ils sont cantonnés dans la région de Midelt-
Mibladéne.
37

Chapitre 1 LA REGION DE BOUMIA- TIZI N’RECHOU
I- Etude stratigraphique et analyse sédimentologique
Les dépôts triasico-liasiques, épais et discordants sur le socle paléozoïque, débutent par
les détritiques grossiers de base (conglomérats, arkoses et grès lie de vin). Cet épisode
détritique syntectonique est drapé par des argilites silteuses rouges à évaporites où s'intercale
un complexe basaltique. Les carbonates liasiques coiffent toute cette succession.
A-Les détritiques grossiers de base, dont l’épaisseur peut atteindre 100m et qui
ravinent le socle paléozoïque granitisé et schistosé, sont composés essentiellement d'arkoses
grossières à stratifications obliques.
B-Les argilites saliféres inférieures (100 à 200m), datées du Carnien-Norien supérieur,
sont silteuses à la base ; comme elles montrent différents types d’intercalations (arkoses
grossières bioturbées, à stratifications obliques, pseudo-litées, granodecroissantes ; arkoses
fines litées ; argilites rougeâtres consolidées à la base, et marmorisées au sommet et argilites
verdâtres bioturbées). Un liseré d’argilites noirâtres coiffe ces dépôts.
C-Le complexe basaltique
Le complexe basaltique, décamétrique à pluridécamétrique, est rapporté au Norien
supérieur-Lias basal, est microlitique ou à tendance doléritique. Il est généralement altéré à
billes et montre de rares niveaux à pillow-lavas ainsi que des faisceaux prismés. Notons que
localement des niveaux de calcaires silicifiés et hématitisés s'y développent.
D-les argilites salifères supérieures
Les argilites salifères supérieures, bien développées au NW (150m), sont organisées en
trois formations.
1-La Formation de Tizi n’Rechou (10 à 100m) est structurée en deux membres :
•Le membre inférieur (5 à 45m) repose sur le complexe basaltique, par le biais d’un
conglomérat chenalisé à stratifications, oblique et entrecroisée, et à fragment de grés rouges,
d'argilites rougeâtres, de basaltes et de concrétions siliceuses ; ou par deux niveaux de
calcaires silicifiés et hématitisés. Il débute par : des brèches pyroclastiques violacées à traces
de tubules de dégazage localement à stratification oblique, des conglomérats à stratifications
oblique ou entrecroisée, des tufs grossiers noirâtres à stratification diffuse. Cette semelle, qui
montre un niveau pédogénétique à concrétions silicifiées gris-verdâtre, est surmontée par des
brèches pyroclastiques marron-grisâtre que coiffent des tufs lithiques et cristallins, à traces de
terriers, et des conglomérats à stratification oblique et entrecroisée. Ces dépôts passent
latéralement à des argilites rouge-brique à lentilles de tufs fins, lapilli-tufs, argilites verdâtres,
calcaires tufacés et calcaires silicifiés et ferrugénisés.
Ce membre est couronné par des conglomérats à stratifications obliques et entrecroisées,
des marnes tufacées grisâtres ou des dolomies tufacées.
38

Fig. 13- Région de Boumia (détail dans les coulées basaltiques)
A.- Coupe dans les dépôts triasico-liasiques.
B.- Détails du complexe basaltique.
C.- Détails de la succession des horizons d’une coulée basaltique (coulée 3).
Le membre supérieur (5 à 55m) débute par une alternance de passées d’argilites tufacées
rouge-brique et de conglomérats à stratification oblique en auges, à passées de tufs cristallins
et lithiques et brèches pyroclastiques gris-verdâtre. Viennent ensuite des cendres verdâtres,
des tufs lithiques et cristallins, des tufs lithiques gris-violacé lités, des tufs cristallins noirâtres
ou gris-verdâtre, des tufs vitreux lités, des conglomérats et microconglomérats rougeâtres que
séparent des argilites rougeâtres tufacées.
Dans ces dépôts s’intercalent : des brèches de calcaires tufacés blanchâtres ou grisverdâtre,
des siltites ferruginisées, des calcaires et des dolomies tufacées beiges, des niveaux
pédogénétiques et des lentilles de tufs rougeâtres.
Ce membre est couronné par des calcrêtes carbonatées et des argilites rouge-brique à
lentilles concrétionnées.
39

Fig. 14- Log stratigraphique synthétique des dépôts triasico-liasiques de
la région de Boumia-Tizi n’Rechou
40

2-La Formation de Tizi n’Toumelba (jusqu’à 20m) est composée essentiellement
de cendres vert-jaunâtre à fauves, organisés en un ou plusieurs niveaux plurimétriques,
séparées par des passées d’argilites rougeâtres tufacées à tufs grossiers ou vitreux souvent
lités où s’intercalent des niveaux pédogénétiques.
3-La Formation d’Aghbalou Oumlil (5 à 22m) est formée d’argilites rouge-brique
où s’intercalent des lentilles d’argilites tufacées consolidées rougeâtres, de tufs cristallins
et/ou lithiques, des passées de grés argileux et des niveaux de conglomérats à galets
d’argilites verdâtres et éléments basaltiques ou dolomitiques ; elle est coiffée par une passée
d’argilites verdâtres. Cette formation est coiffée par une passée d’argilite verdâtres ou
localement par une alternance d’argilites consolidées versicolores et de calcaires argileux ;
que surmontent les carbonates tidalitiques du Lias inférieur.
E-La Formation de Lissit, dont seule la base est levée (3 à 54m), est représentée par
les carbonates tidalitiques du Lias inférieur et moyen. Elle débute par : des calcaires
bioclastiques tufacés jaunâtres, des dolomies argileuses pseudo-noduleuses vert-claires, une
alternance d’argilites verdâtres et de dolomies tufacées feuilletées jaunâtres à bivalves et
brachiopodes et des dolomies bioclastiques. Viennent ensuite, des calcaires et des dolomies
oolitiques et Bioclastiques grisâtres et tufacées jaunâtres essentiellement à brachiopodes,
gastéropodes et foraminifères.
Alors que dans la région de Boumia, les carbonates liasiques, pelliculaires, sont datés du
Carixien inférieur et moyen, ils ravinent les argilites salifères supérieures. Le Carixien
inférieur est caractérisé par Opisoma bourcarti Dub., et Spiriferina alpina et Lima sp.. Il
débute par une alternance argilo-dolomitique ou par des dolomies bioclastiques à
stratifications obliques, oolites, bivalves, gastéropodes et encrines. Il se termine
essentiellement par une alternance de dolomies, souvent laminitiques, et d'argilites
rougeâtres ; où s'intercalent des dolomies bioclastiques à bivalves à tests épais.
41

II-COUPE DE TIZI N’ TOUMELBA (les coupes Tt)
Les argilites salifères supérieures sont marquées dans la région de Tizi n’Toumelba par
des volcano-sédimentaire qui forment un chenal d’extension 150 à 200 m et d’épaisseur
variée pouvant atteindre plus de 100 m dans l’axe du chenal et seulement une vingtaine de
mètre sur ses bordures.
Ces dépôts sont recoupés par deux dykes (Tt20 et Tt21) avec :
-Tt 20 d’épaisseur 7 cm et orienté N70, 75 NNW
-Tt 21 épais de 5 cm et de direction N45, subvertical
Ces dykes sont à remplissages essentiellement carbonatés. Il s’agit de calcaires tufacés à
fragments de basaltes microlitiques porphyriques (10 à 15%) et de taille moyenne (0,80mm)
pouvant atteindre 4 mm à Tt 21 , cristaux de plagioclases (10%) ; fragments de lave vitreuse
10% ; oolites ; gravelles ; agrégats ; plages de silice néoformée ; opaques ; bivalves et
échinodermes (Tt 20 ). Ces éléments, à contours irréguliers, sont liés par un ciment
dolomicrosparitique (Tt 20 ) ou sparitique (Tt 21 ).
Dans cette région trois coupes ont été levées : Tt 1 dans l’axe du chenal et Tt 2 et Tt 3 sur ses
bordures.
A-COUPES Tt 1
1-Présentation de la coupe
L’étude de la coupe Tt 1 montre les passages respectifs des basaltes doléritiques aux
argilites salifères supérieures et de celles-ci aux carbonates liasiques. De plus, elle nous a
permis d’étudier les niveaux volcano-sédimentaires intra-argilites supérieures.
2-les formations (Fig. 15 et 16)
Dans cette région affleurent bien : le complexe basaltique, les argilites salifères
supérieures, très développées et représentées par des dépôts détritiques pyroclastiques, et les
carbonates liasiques. Ces dépôts, très variés sur le plan faciologique, sont organisés en quatre
formations :
a-La Formation de Tizi n' Rechou (niveaux 1 à 8 ; 56m)
Cette formation, essentiellement argileuse, est organisée en deux membres :
-Le membre inférieur (niveau 1 ; 21 m) est formé par des argilites rouge-brique à
lentilles de tufs fins. Il se termine par des argilites rouge-brique à passées décimétriques
d’argilites verdâtres et de dolomie tufacée (niveau 1) à cristaux fins de plagioclases, gravelles,
oxydes de fer et chlorite.
-Le membre supérieur (niveaux 2 à 8; 35m) est composé de deux unités :
+l’unité basale (niveau 2 ; 20m) est formée par des argilites rouge-brique à passées
décimétriques d’argilites verdâtres. Dans sa partie médiane, s’intercale une passée
décimétrique de croûte dolomitique verdâtre (niveau 2) ; il s’agit de dolomie gréseuse à
quartz néoformé,
42

Fig.15-Coupe lithostratigraphique de Tizi n’Toumelba
43

+l’unité sommitale (niveaux 3 à 8 ; 15m) montre l’organisation verticale suivante :
* des argilites rouge-brique à lentilles de tufs fins que coiffe une croûte décimétrique de
calcaire argileux feuilleté rougeâtre.
* des argilites feuilletées rouge-brique (2,50m) à passées de tufs fins et passées
décimétriques de calcrêtre noire (niveau 3). Ces calcrêtes sont des dolosparites tufacées à
traces de terriers ( ?) ; fragments de basaltes et une faible proportion de cristaux de feldspaths
plagioclases dont la taille varie entre (0,1 et 0,25 mm) ; rares fragments de lave vitreuse ;
opaques abondants ; nombreuses gravelles ferruginisées.
* le niveau 4, pluridécimétrique et à base ravinante, est représenté par des dolomies
gréseuses gris-violacée à plages de quartz néoformé, oxydes de fer, fragments de basaltes à
fond opacifié et granules de chlorite, que coiffe des argilites rouge-brique (1m).
* une barre pluridécimétrique (niveau 5), à base ravinante, de conglomérat polygénique à
ciment micritique et fragments centimétriques (40%) de carbonates et de basaltes doléritiques
à fond opacifié et chloritisé, de formes émoussées, entourés d’un film calcitique et dont la
taille varie de (0,5 à 3 mm pouvant atteindre le centimétre) et à gravelles ferruginisées.
* des argilites rouge-brique, pluridécimétrique, que coiffe un banc décimétrique de
conglomérat polygénique à fragments de basaltes.
*2 m d’argilites rouge-brique à passées chenalisées de microconglomérats polygéniques
(niveau 6) à ciment carbonaté et à fragments centimétriques de : calcaire ; d’argilites
verdâtres et de basaltes doléritique (40%) de formes émoussées, gravelles, agrégats à
éléments volcaniques, oxydes de fer, chlorite, plages de dolosparite à cristaux xénomorphes et
plages d’argilites.
* des argilites tufacées noirâtres à éléments centimétriques de basaltes.
*des tufs lithiques et cristallins rouge-brique (niveau 7 ; 2m) à cristaux de plagioclases
(35%), de taille comprise entre (0,1 et 1 mm); fragments fins de lave vitreuse (40%); opaques
(15%) et oxydes de fer (en proportion élevée). Ces éléments, de formes anguleuse et sinueuse,
sont liés par au ciment (20%) microsparitique localement ferruginisé.
*des argilites tufacées rouge-brique à lentilles de calcaires beiges. Elles sont coiffées par
un banc décimétrique de dolomie tufacée beige (niveau 8) à fragments de basaltes (6%) de
taille millimétrique à centimétrique et de formes anguleuse et émoussée ; fragments fins de
lave vitreuse (4%) de forme anguleuse et de taille (0,25 et 0,5 mm); gravelles ; oolites et
granules de chlorite. Les fragments lithiques montrent un début de dolomitisation.
b- La Formation de Tizi n’ Toumelba (niveaux 9 à 11 ; 18,50m) est formée
essentiellement par des cendres fauves. Elle débute par des tufs lithiques (niveau 9; 13m) à
fragments de lave vitreuse (60%) à rares microlites de plagioclases, de taille
inframillimétrique; des fragments de basaltes doléritiques (20%) à fond opacifié et de taille
comprise entre (0,3 et 3mm); des opaques ; des fantômes de ferro-magnésiens, souvent
chloritisés, de taille inférieur à 0,25mm. Les éléments, de forme sinueuse, sont cimentés par
une dolomicrosparite. Ils sont surmontés par des tufs cendreux gris-verdâtre (niveaux 10 et
11) à géodes micritisées (Tt 10 ) et stratification oblique (Tt 11 ), organisés en trois barres
stratocroissantes, pluridécimétriques et chenalisées, que séparent des passées,
pluridécimétriques à métriques, d’argilites tufacées noirâtres. Ces tufs renferment des
fragments : de basaltes microlitiques, localement porphyriques (40% ; niveau 11); de basaltes
doléritiques à fond opacifié (20% : niveaux 10 et 11); de cristaux de plagioclases (20% :
niveau 11) ; de lave vitreuse; d’opaques (5%) et de plages de silice néoformée, de micrite
(niveau 11) et d’argilites (niveau 10). Les éléments, présentant des formes anguleuse,
sinueuse et diverticulée, ont une taille inférieure au centimètre (niveau 11) ; ils sont liés par un
ciment dolosparitique (niveau 11) ou argileux (niveau 10).
44

c-La Formation d’ Aghbalou Oumlil (16m) est formée par des argilites rougebrique
à lentilles de tuf cendreux, passée décimétrique d’argilites tufacées et des argilites
consolidées.
Elle est ravinée par les carbonates liasiques.
d-La Formation de Lissit
Cette formation, dont seule la base est levée, est représentée par trois mètres de calcaires
grenus bioclastiques gris-clairs (niveau 12). Il s’agit d’un packstone à oolites, bivalves,
brachiopodes et granules d’oxyde de fer.
3- Les discontinuités sédimentaires
Les discontinuités sédimentaires, qui sont définies dans les dépôts de la coupe Tt 1 , sont
représentées par :
α-des discontinuités sédimentaires mineures, matérialisées par des : diastèmes,
changements brusques de la lithologie, joints argileux, surfaces irrégulières, surfaces de
ravinement et calcrêtes.
β-des discontinuités sédimentaires majeures sont en nombre de quatre:
-la première coiffe le complexe basaltique triasico-liasiques.
-les deuxième et troisième sont matérialisées par des surfaces de ravinement. Elles
affectent simultanément le membre supérieur de la Formation de Tizi n’Rechou et la
Formation de Tizi n’ Toumelba.
-la quatrième est une surface de ravinement qui souligne la base des carbonates liasiques.
4- Les faciès
Plusieurs faciès ont étés définis sur cette coupe :
-calcrêtes noires.
-argilites rouge-brique consolidées ou feuilletées; argilites rouge-brique ou verdâtres.
-conglomérats polygéniques à ciment carbonaté ; microconglomérats monogéniques
rouge-brique à ciment carbonaté.
-dolomies gréseuses gris-violacée ou verdâtres.
-calcaires argileux feuilletés rougeâtres.
-calcaires grenus bioclastiques gris-clairs à bivalves et brachiopodes.
-argilites consolidées tufacées rouge-brique ; argilites tufacées noirâtres.
-tufs lithiques et cristallins rouge-brique à ciment carbonaté ; tufs cendreux fauves à
ciment carbonaté ; tufs cendreux gris-verdâtre à stratification oblique et ciment carbonaté ;
tufs cendreux rouge-brique à géodes et ciment argileux.
45

Fig. 16 – Analyses lithologique et volcano-sédimentaire de Tizi n’Toumelba
(coupe Tt 1 )
46

5- Associations de faciès et séquences sédimentaires (Fig. 17)
a- les séquences de 2 ème ordre.
Les argilites saliféres supérieures de la coupe Tt 1 sont organisées en sept séquences
positives.
types :
α -la Formation de Tizi n’Rechou est structurée en quatre séquences de deux
-type 1, montre la succession suivante : des conglomérats à éléments centimétriques à
décimétriques de basalte et de carbonates ; des argilites à lentilles de microconglomérats à
éléments centimétriques de basaltes, de calcaires et d’argilites verdâtres ; des argilites
tufacées à lentilles de dolomies tufacées ; un niveau dolomitique noduleux et tufacé.
Cette séquence, définie au sommet de la Formation Tizi n’Rechou, débute par des faciès
du système fluviatile en tresse proximale. Ils sont relayés par des faciès de plaine
d’inondation qu’alimentent des chenaux étroits et très peu profonds. Les horizons carbonatés
traduisent une émersion de la région où se développent des phénomènes d’encroûtement liés à
une activité pédogénétiques importante en climat tropical chaud à aride.
-le type 2 débute par des niveaux de volcano-sédimentaires fins que surmontent des
argilites rouge-brique à rares passées verdâtres. Elles sont coiffées par des croûtes
dolomitiques. Les variantes de cette séquence se marquent par : un enrichissement en
calcrêtes et niveaux pédogénétiques (troisième séquence) ; en lentilles de tufs fins (deuxième
séquence) ou par l’absence des passées verdâtres (première séquence).
Ce type, représenté par les trois premières séquences, est caractéristique d’une plaine
d’inondation soumise à un climat chaud à aride.
β- les Formations de Tizi n’Toumelba et d’ Aghbalou Oumlil sont structurées en
trois séquences.
-La première séquence, à base ravinante, débute par des volcano-sédimentaires, que
coiffent des argilites tufacées où s’intercalent des passées de tufs cendreux. Cette séquence
indique l’installation d’un milieu fluviatile en tresse distale. Elle est définie sur la Formation
de Tizi n’Toumelba.
-La deuxième séquence, chenalisée, est formée par à la base des volcano-sédimentaires
grossier à stratification oblique, que surmontent des argilites rougeâtres plurimétriques à
lentilles de volcano-sédimentaires fins. Elle est couronnée par un niveau d’argilites
consolidées tufacées.
Cette séquence, à cheval sur les Formations de Tizi n’Toumelba et d’Aghbalou Oumlil,
traduit une sédimentation s’effectuant d’ abord par le dépôt de sédiments grossiers dans le
fond d’un chenal, par des phénomènes de creusement et de remplissage et installation de
barres longitudinales du système fluviatile en tresse. Après quoi la sédimentation s’effectue
dans des chenaux distributeurs étroits et peu profonds. Ces chenaux alimentent la marge
d’une plaine d’inondation.
-La troisième séquence, formée entièrement d’argilites rouge-brique à rares passées
consolidées, est définie dans le sommet de la Formation d’Aghbalou Oumlil. Ces dépôts sont
issus de la décantation lors d’un hydrodynamisme nul et sous climat tropical à dominante
humide.
47

Fig. 17-Evolution sédimentologique des dépôts Triasico-Liasiques deTizi n’Toumelba
(coupe Tt 1 )
48

- les séquences de 3 ème ordre.
Les argilites saliféres supérieures sont agencées au 3 ème ordre en trois mésoséquences
positives.
-La première mésoséquence, que clôture une surface ravinante, englobe le membre
inférieur et les deux tiers basals du membre supérieur de la Formation de Tizi n’Rechou.
Cette mésoséquence, à dominante argileuse, est marquée par un enrichissement en calcrêtes et
niveaux pédogénétiques (à valeur de paléosols). Les séquences élémentaires montrent que les
apports terrigènes grossiers sont rares; alors que l'alimentation argileuse est développée. Ces
faciès attestent de l'installation d'une plaine d’inondation, souvent émergée.
-La deuxième mésoséquence, coiffée par une surface ravinante, est à «cheval» sur la
Formation de Tizi n’Rechou et la Formation de Tizi n’Toumelba. Elle débute par des faciès
du système fluviatile relativement proximale puis distale.
-La troisième mésoséquence, qui comprend le sommet de la Formation de Tizi n’
Toumelba et la Formation d’Aghbalou Oumlil, débute par des faciès du système fluviatile en
tresse proximal que relaye une plaine d’inondation; alimentée, à la base par des chenaux peu
profonds en climat semi-aride à aride et rubéfiant.
6-Conclusion
Au niveau de la coupe Tt 1 affleurent essentiellement les argilites saliféres supérieures ;
qui débutent par des argilites rouge-brique, plurimétriques. Cette sédimentation s'effectue par
décantation dans une plaine d’inondation soumise à des phénomènes d’encroûtement liés à
une activité pédogénétique importante sous climat chaud à aride (calcrêtes). Les rares termes,
relativement grossiers, correspondraient à une alimentation détritique fugace lors des crues
fluviatiles par des chenaux peu profonds.
Viennent ensuite des faciès fluviatiles en tresse proximale que relayent des chenaux
étroits et peu profonds mis en place par ruissellement superficiel dans la plaine alluviale.
Cette association de faciès traduit donc une décroissance progressif de l'hydrodynamisme; qui
s'affirme au sommet par l’installation d’un milieu plat pratiquement émergé de type plaine
d’inondation soumise à un climat tropical humide (absence des niveaux à paléosols).
A cette sédimentation détritique est associée un volcanisme explosif éphémère lors du
dépôt de la Formation de Tizi n’Rechou, devient importante avec la Formation de Tizi
n’Toumelba ; puis se tarit lors de l’installation de la plaine d’inondation d’Aghbalou Oumlil.
Les pyroclastites, représentées généralement par des cendres, seraient issues d’explosions
violentes et se forment par simple accrétion à l’air libre en milieu riche en vapeur d’eau
(Boucarut & al., 1972). Ils peuvent être restés longtemps en suspension dans l’air ou dans
l’eau ; comme elles peuvent êtres issus d’une source lointaine. L’abondance de la calcite,
comme liant, dans ces roches, parfois accompagnées de minéraux opaques exprimerait,
probablement une altération hydrothermale vraisemblablement précoce (Badra, 1993).
Le développement des argilites rouge-brique, plurimétriques, de la Formation de Tizi
n’Rechou témoignent de longues périodes d’accalmie tectonique de la région avec installation
de plaine d’inondation sous un climat tropical chaud à saisons alternées humides et sèches.
Quand aux dépôts grossiers, peu développés dés le sommet de Tizi n’Rechou, ils seraient
liés à un rajeunissement des reliefs bordiers et à une activation des processus d’érosion suite à
une tectonique synsédimentaire. Le rejeu de ces accidents serait à l’origine de l’apparition des
projections des pyroclastites dés le sommet de la Formation de Tizi n’ Rechou.
49

Par la suite une accalmie tectonique et volcanique est indiquée par le retour à des
conditions de plaine d’inondation (Formation d’Aghbalou Oumlil) Après quoi, la hausse
eustatique du Lias inférieur se traduit par l’installation brutal d’ un environnement de type
tidal flat où se sont déposés des faciès essentiellement subtidaux.
L’évolution liasique de la région de Tizi n’Toumelba est sous le contrôle de plusieurs
facteurs : l’hydrodynamisme, le climat, la morphologie de l’arrière pays et du fond de bassin,
de la tectonique et du volcanisme associé.
B-Coupe Tt 2
1-Présentation de la coupe
La coupe Tt 2 montre le passage des argilites salifères supérieures aux carbonates liasiques.
2-les formations (Fig. 18)
Les dépôts de la coupe Tt 2 sont regroupés en deux formations: la Formation argileuse
d’Aghbalou Oumlil et la Formation carbonatée de Lissit.
a-La Formation d’ Aghbalou Oumlil (10,50m) est composée par des argilites
rouge-brique (10m) que coiffe une passée d’argilites verdâtres (niveau 1; 0,20 cm) à granules
d’oxyde de fer, quartz détritique silteux et chlorite.
b-La Formation de Lissit (niveaux 2 à 7 ; 13m) peut être subdivisée en trois
membres :
-Le membre inférieur (niveau 2 à 4 ; 3m) débute par un banc décimétrique, à base
ravinante, de dolomies argileuses pseudo-noduleuses vert-claires (niveau 2). Il s’agit d’une
dolomicrosparite à pelletoïdes, gravelles, quartz détritique silteux et oxydes de fer. Vient
ensuite une barre, pluridécimétrique, à base ravinante, de calcaires tufacés gris-violacé
(niveau 3) lumachelliques au sommet, que coiffe une surface irrégulière bioturbée. Il s’agit
d’un packstone tufacé à la base (niveau 3a) à gravelles, oolites (souvent micritisées), bivalves,
échinides, agrégats (niveau 3a), granules d’oxyde de fer, plages de dolosparite à cristaux
automorphes à subautomorphes, encapuchonnés. Ces calcaires renferment aussi des
pyroclastes à bords anguleux et sinueux, représentant 15% du volume de la roche (niveau
3a) ; ils sont formés par des fragments de basaltes microlitiques porphyriques (1mm); des
cristaux de plagioclases et des fragments de lave vitreuse.
Vient ensuite un banc pluridécimétrique, à base ravinante, de calcaire lumachellique grisviolacé,
que coiffent des argilites rouge-brique à passées centimétriques d’argilites verdâtres.
Ils sont surmontés par une barre métrique, à base ravinante de dolomie lumachellique (niveau
4), violacée à la base et grisâtre au sommet, à brachiopodes, gastéropodes et bivalves. Le
sédiment originel serait un calcaire de texture packstone.
Ce terme est couronné par un banc pluridécimétrique de calcaires lumachelliques
grisâtres.
-Le membre moyen (niveaux 5 à 7 ; 9,50m) est formé par des dolomies lumachelliques
grisâtres à herring-bones structures. Il s’agit d’une dolosparite, à cristaux xénomorphes à
subautomorphes, à bivalves, échinides, oolites allongées parfois composites (niveau 6),
gravelles et granules d’oxyde de fer. Le sédiment originel serait un calcaire de texture
packstone.
50

-Le membre supérieur, dont seule la base est représentée, débute par un banc
pluridécimétrique de calcaire lumachellique grisâtre.
3- Les discontinuités sédimentaires
Les discontinuités sédimentaires, qui sont définies sur la coupe de Tizi n’Toumelba (Tt 2 ),
sont représentées par :
-des discontinuités mineures matérialisées par des : diastèmes, changements brusques de
la lithologie, joints argileux, surfaces irrégulières bioturbées et surfaces de ravinement.
-une discontinuité majeure représentée par une surface de ravinement à laquelle est
subordonnée une variation brusque de la lithologie, qui sépare les Formations d’Aghbalou
Oumlil et de Lissit.
4- Les faciès
Six faciès ont été reconnus sur la coupe Tt 2 :
-les argilites rouge-brique ou verdâtres.
-les dolomies argileuses pseudo-noduleuses vert-claires.
-les dolomies lumachelliques violacées ou grisâtres à brachiopodes, gastéropodes et
bivalves ; dolomies lumachelliques grisâtres à herring-bones structures et bivalves.
-les calcaires tufacés gris-violacé ou grisâtres.
5- Association de faciès et séquences sédimentaires
Les dépôts de la coupe Tt 2
variés.
sont agencés en séquences d'ordre, de type et de polarité
a- les séquences de 2 ème ordre
Les dépôts du Lias inférieur et moyen sont organisés en deux séquences tidalitiques de
type chenal de marée. Ce type de séquences débute par des dolomies bioclastiques et
oolitiques à brachiopodes que surmontent des carbonates oolitiques à herring-bones
structures. Il est coiffé par des argilites rougeâtres. Ce type de séquence peut être tronqué au
sommet (la deuxième séquence)
b- les séquences de 3 ème ordre
Les dépôts de Tt 2 sont organisés en deux mésoséquences.
- la première mésoséquence, dont seul le sommet est levé, est entièrement argileuse. Elle
atteste de l'instauration d'une plaine d'inondation sous climat chaud et rubéfiant.
- la deuxième mésoséquence, entièrement carbonatée, englobe les deux séquences de
chenal de marée et témoigne de l'installation d'un environnement de type tidal-flat où règnent
des conditions subtidaux.
51

Fig. 18-Evolution sédimentologique des dépôts
Triasico-Liasiques de Tizi n’Toumelba
(coupe Tt 2 )
6- Conclusion
Les dépôts liasiques de Tt 2 sont représentés par les argilites salifères supérieures et les
tidalites liasiques.
Ils sont structurés en deux mésoséquences qui attestent de l'instauration au Lias basal
d'une plaine d'inondation, soumise à un climat chaud rubéfiant. Alors qu'au Lias inférieur et
moyen se développe une plate forme carbonatée de type marais maritime, témoin de
l'inondation de la région lors de la remontée eustatique du Lias.
52

C-La coupe Tt 3
1- Présentation de la coupe.
Sur la coupe Tt 3 affleurent les argilites salifères supérieures et les carbonates liasiques.
Ces dépôts, puissants de 16,50m, sont organisés en deux formations.
2-Les formations (Fig. 19)
a-la Formation d’Aghbalou Oumlil (9,50m)
Cette formation, discordante sur Le complexe basaltique, est formée par des argilites
rouge-brique à passées volcano-sédimentaires, que surmontent deux passées
pluridécimétriques, à bases ravinantes, de conglomérats à galets centimétriques de basaltes et
d’argilites verdâtres, séparées par des argilites tufacées rouge-brique (2m). Viennent ensuite
des argilites rouge-brique à passées chenalisées de conglomérats à fragments décimétriques
de basalte, d’argilites et de calcaires argileux.
b-La Formation de Lissit (niveaux 1 à 4; 7m) est organisée comme suit:
-4m (niveau 1) d’une alternance d’argilites verdâtres et de dolomies feuilletées jaunâtres a
passées bioclastiques. Il s’agit de dolomies tufacées à bivalves ; brachiopodes ; fragments de
basaltes microlitiques porphyriques de forme anguleuse ; cristaux de plagioclases ; fragments
de tuffite ; agrégats à cristaux de feldspath plagioclase et oxydes de fer.
-un banc pluridécimétrique de calcaire tufacé bioclastique jaunâtre (niveau 2) de texture
grainstone à bivalves, échinides, ostracodes, gastéropodes de grande taille, oolites, gravelles,
granules d’oxydes de fer et pyroclastites. Ces dernières, de formes anguleuses, représentent
10% du volume de la roche ; elles sont formées de cristaux de plagioclases et de fragments de
basaltes microlitiques porphyriques.
-des marnes jaunâtres à passées de calcaires laminitiques jaunâtres.
-le niveaux 3 (3m), est une barre métrique à base ravinante, de calcaires lumachelliques
jaunâtres à brachiopodes, gastéropodes, bivalves et échinides. Il s’agit de calcaire tufacé de
type packstone à grainstone à oolites, gravelles, fragments de basaltes doléritiques (taille 0,5 à
0,8mm), cristaux de feldspaths plagioclases (5%), granules d’oxydes de fer et plages de silice
néoformée.
-des calcaires tufacés lumachelliques jaunâtres (niveau 4 ; 2m) de type packstone à
bivalves, brachiopodes, échinides, oolites, gravelles, cristaux de plagioclases (5%) de forme
arrondie, des fragments émoussés de basaltes doléritiques et granules d’oxydes de fer.
3-Les discontinuités sédimentaires
Les dépôts triasico-liasiques de la coupe Tt 3 ont enregistré divers types de discontinuités
sédimentaires :
-les discontinuités sédimentaires mineures sont représentées par des : diastèmes, joints
argileux, variations brusques de la lithologie, surfaces irrégulières et surfaces de ravinement.
-la discontinuité sédimentaire majeure, matérialisée par une surface de ravinement, qui
sépare les argilites saliféres supérieures des carbonates liasiques.
53

Fig. 19- Evolution sédimentologique des dépôts
triasico-liasiques de Tizi n’Toumelba
(coupe Tt 3 )
54

4-Les faciès
Différents faciès sont reconnus et définis sur la coupe Tt 3 :-argilites rouge-brique ou
verdâtres.
-marnes jaunâtres.
-conglomérats polygéniques.
-calcaires feuilletés jaunâtres ; calcaires argileux laminitiques et bioclastiques jaunâtres à
brachiopodes, bivalves, gastéropodes et échinides.
-dolomies tufacées laminitiques jaunâtres et bioclastiques à brachiopodes et bivalves.
-argilites tufacées rouge-brique.
5-Associations de faciès et séquences sédimentaires.
a- Les séquences de 2 ème ordre
Les dépôts de la coupe Tt 3 sont organisés en cinq séquences, dont les trois premières sont
détritiques et les deux dernières tidalitiques.
- la première séquence, tronquée à la base, est entièrement argileuse.
-Les deuxième et troisième séquences, granodécroissantes, débutent par des
conglomérats à élément centimétriques à pluridécimétriques, de basaltes, d'argilites et de
calcaires argileux et à matrice argileuse verdâtre, que coiffent des argilites rougeâtres.
-La quatrième, de type estran, débute par des calcaires bioclastiques et laminitiques;
viennent ensuite des calcaires laminitiques que coiffent des argilites rougeâtres.
- La cinquième séquence, à base ravinante, est de type chenal de marée. Elle est tronquée
au sommet et comporte des calcaires lumachelliques.
b- les séquences de 3 ème ordre
Les séquences de 2 ème ordre sont ordonnées en deux mésoséquences.
-La première mésoséquence, négative, et formée par les argilites salifères supérieures
que coiffe une surface de ravinement. Elle atteste de l'instauration d'une plaine d'inondation,
qu’alimentent des chenaux fluviatiles éphémères.
-La deuxième mésoséquence, positive et à base ravinante, englobe une séquence d'estran
à la base et de chenal de marée au sommet. Elle atteste de l'installation d'un environnement de
type tidal-flat suite à la remontée eustatique du Lias inférieur.
6-Conclusion
Les dépôts la coupe Tt 3 sont subdivisés en deux formations: les argilites saliféres
supérieures et les carbonates liasiques.
Les dépôts des argilites salifères supérieures sont agencés au 2 ème ordre en séquences
positives, grossières à la base et fines au sommet. Celles-ci sont ordonnées en une
mésoséquence négative qui atteste de l’instauration d’une plaine d’inondation soumise à des
influences fluviatiles temporaires.
Les carbonates liasiques sont organisés en séquences tidalitiques de deux types :
séquences de chenal de marée et d’estran ; avec une dominance de faciès essentiellement
intertidaux à la base et subtidaux au sommet, qui s’enchaînent en une mésoséquence
positive ; ils traduisent l’instauration des conditions tidales (tidal-flat), de plus en plus
marines, suite à une remontée eustatique progressive.
55

III-LA COUPE DE TIZI N’ RECHOU (COUPE TN)
A- Présentation de la coupe
La coupe TN est levée dans la région de Tizi n’Rechou, où affleurent largement les
argilites salifères supérieures, caractérisées par des volcanoclastites.
B-Les formations (Fig. 20 et 21)
1- La Formation de Tizi n' Rechou (niveaux 1 à 19 ; 70,70m)
Cette formation, discordante sur le complexe basaltique, est organisée en deux membres :
a- Le membre inférieur (niveaux 1 à 8; 44,50m)
Ce membre est structuré en deux unités :
-L’ unité basale est formée d’argilites rouge-brique (15m)
-L’ unité sommitale (1 à 8 ; 10,50m), à base ravinante, est organisée comme suit :
+ des tufs lithiques rougeâtres, lités et chenalisés, à stratifications obliques (niveau 1). Ils
sont organisés en bancs décimétriques à pluridécimétriques, à base ravinante, que séparent
des passées centimétriques d’argilites rouge-brique. Ces tufs montrent des éléments Figurés
variés (plus de 70%), à contours irréguliers et dont la taille est comprise entre 0,1 et 1 mm; ils
sont représentés par : des fragments de basalte à microlites de plagioclases et fond opacifié;
cristaux isolés de plagioclases ; fragments de lave vitreuse hématitisée (plus de 10%) ;
paillettes grisâtres (probablement d’anciens feldspaths potassiques sérécitisés) ; pyroxène
altéré (chloritisé), oxydes de fer et pyrite. Ces éléments, à contours irréguliers, sont
partiellement épigénéisés (cristaux de dolosparite subautomorphes à clivage net) ; comme ils
sont liés par un ciment (30%) sparitique.
+le niveau 2 (1,50m) est un lapilli-tuf lithique grisâtre à stratifications oblique ou
horizontale au sommet. Ils sont formés de fragments : de basaltes doléritique (plus de 50%);
de lave vitreuse ; de pyroxène altéré et d’opaques. Ces éléments, de taille moyenne comprise
entre 0,08 à 3cm et à contours irréguliers, sont souvent ferruginisés ou entourés d’un film de
calcite palissadique et/ou d’un liseré de silice néoformée ; ils sont liés par une sparite (moins
de 25%), ou localement par une microsparite.
+les niveaux 3 et 4, dont l’épaisseur cumulée est de 1,80m, sont représentés par des tufs
lithiques grisâtres à stratification oblique à la base. Les éléments, de taille comprise entre
(0,25 et 4,5 mm), présentent des contours irréguliers. Ils sont représentés par des fragments
de : lave vitreuse (60% au niveau 3 et 28% au niveau 4), parfois chloritisés ; de basalte
doléritique (20% au niveau 3 et 30% au niveau 4), dont la taille peut atteindre 0,3mm, sont
souvent entourés par un film palissadique ; de phénocristaux d'orthose de forme anguleuse
(niveau 3), de taille moyenne (0,20 mm); d’opaques (2 à 3%) représentés essentiellement par
des pyrites et des hématites ; de lamelles de chlorite dont la taille varie entre 0,25 et 3 mm,
résultant de la pseudomorphose d’éléments ferromagnésiens ; de plages micritisées (niveau
4 : 8%) que drape une gangue ferruginisée et plages d’éléments grisâtres (issus probablement
de la divétrification de certains éléments volcaniques). Le liant (20% au niveau 3 et 40% au
niveau 4) est sparitique (niveau 4), micritique ou chloriteux (niveau 3).
+une barre pluridécimétrique (niveau 5), à base ravinante, de micrite tufacée gris-violacée
à : fragments de basaltes (5%) de taille pouvant atteindre 3cm ; fantômes de plagioclases de
56

taille comprise entre (0,1 et 1,25mm), albitisés, hématisés ou chloritisés; fragments de lave
vitreuse de taille (0,1 à 1,25 mm) et rares granules d’oxydes de fer et plages microsparitiques.
+niveau 6, épais de 2m, est un tuf lithique rouge-brique, à ciment (30%) argilo-carbonaté.
Les éléments Figurés (70%), à contours irréguliers, sont composés : de fragments de basalte
doléritique (60%), dont la taille varie de 0,10 à 1,25mm à fond opacifié ; de microlites de
plagioclases à fond hématitisé ; de fragments de lave vitreuse ; de rares cristaux de chlorite ;
d’opaques (5 à 10%) et de plages argileuses qu’entoure une gangue ferruginisée.
+une barre pluridécimétrique (niveau 7) de tufs fins vitreux rougâtres (70%) et à géodes.
Ils montrent: des cristaux isolés de plagioclases, dont la taille est inférieure à 0,2mm ; des
fragments de basaltes doléritiques, à fond opacifié, de taille qui varie entre (0,1 et 0,25 mm);
des opaques (1 à 2%) ; des plages d’argilites et de chlorite et des oxydes de fer. Ces éléments,
de forme anguleuse, sont liés par un ciment argilo-carbonaté (20%).
+des marnes tufacées gris-verdâtre (niveau 8 ; 2,5m).
b-Le membre supérieur (niveaux 9 à 19 ; 49, 65m) est organisé en trois unités :
- la première unité est formée d’argilites rougeâtres (26m) est composée par des argilites
rougeâtres qui montrent au sommet des passées d’argilites consolidées et trois bancs
décimétriques de calcaires micritiques (niveau 9) très bioturbés à fragments argileux,
opaques, oxydes de fer et plages de silice néoformée.
- la deuxième unité (niveaux 10 à 17 ; 17,45m) est organisée comme suit :
+des argilites rouge-brique (6m) où s’intercalent deux passées pluridécimétriques
d’argilites consolidées.
+des argilites feuilletées rouge-brique à passées de calcaires tufacés gris-verdâtre (niveau
10 ; 0,60m) de type packstone à oolites souvent micritisées, cristaux de plagioclases, oxydes
de fer, chlorite et cristaux automorphes de dolosparite.
+des argilites rouge-brique (2,90m) à passées pluridécimétriques de tufs lithiques
pseudolités (niveau 11). Le pseudolitage est souligné par une alternance de sparite (40%) et
de microsparite (60%). Les éléments, rouges ou verts et aux limites irrégulières, sont
représentés par des fragments : de basaltes doléritiques, à fond opacifié (30%), de taille
comprise entre (0,1 et 2mm) ; de lave vitreuse (20%), dont la taille moyenne est de 0,25mm ;
des cristaux isolés de plagioclases (5 à 10%) dont la taille peut atteindre (0,45mm) ;
d’opaques (plus de 5%) dont la taille varie entre 0,1 et 0,25mm ; de cristaux de chlorite
(0,5mm) qu’ entoure une gangue d’oxyde de fer.
+une barre métrique (niveau 12), à base ravinante, de tufs lithiques gris-rosâtre
pseudolaminitiques, à stratification entrecroisée et à matrice calcaire (50%). Les éléments, à
bords irréguliers et de taille comprise entre (0,25 et 1 mm), sont représentés par des
fragments : de basaltes (30%), qu’entoure une calcite palissadique ; de lave vitreuse (20%) ;
d’opaques; de paillettes de chlorite à gangue ferruginisée ; de plages de micrites partiellement
ferruginisées. Elle est coiffée par une passée pluridécimétrique d’argilites consolidées
rougeâtres, marmorisées et litées (paléosol).
+des argilites rouge-brique où s’intercalent deux passées décimétriques de calcaires
tufacés lités (niveau 13) de type packstone dolomitisé à lithoclastes ferruginisés, quartz
détritique silteux, granules d’oxydes de fer (en proportion élevée), chlorite et plagioclases.
Ces éléments Figurés sont granoclassés et montrent un certain fluage.
+le niveau 14 (0,60m) est un tuf lithique grossier granoclassé à matrice sparitique (10%)
et à éléments, de formes irrégulière voir anguleuse, représentés par des fragments de lave
vitreuse (20%) ; fragments de basalte doléritique (60%) à fond hématitisé (taille varie entre
0,1 et 3mm), baguettes de plagioclases isolés (10%) dont la taille peut atteindre 0,5mm ;
clinopyroxéne altéré ; chlorite ; lithoclastes micritiques et opaques.
57

Fig. 20-Coupe lithostratigraphique de Tizi n’Rechou
58

+un tuf à lapillis (niveau 15 ; 1m) à fragments de basalte microlitique porphyrique
localement doléritique (80%) entourés d’un liseré ferruginisé et dont la taille varie entre 0,5
et 4 mm; cristaux de plagioclases ; éléments vitreux à structure en flammes mèches; chlorite
et oxydes de fer en forte proportion. Ces éléments, à structures en choux fleur et limites
diffuses, sont liés par une sparite.
+une brèche de calcaire tufacé blanchâtre (niveau 16 ; 0,25m), à base ravinante ; il s’agît
de mudstone à rares cristaux de plagioclases (taille moyenne 0,25mm), granules d’oxydes de
fer (en proportion élevée) et de chlorite.
+des argilites rouge-brique (3m) à passées décimétriques de siltites ferruginisées (niveau
17) à phénocristaux de quartz (taille 0,06mm), galets argileux partiellement ou totalement
oxydés ; quartz détritique fin. Le liant est argilo-carbonaté.
- la quatrième unité (niveaux 18 et 19 ; 6m) débute par un tuf lithique gris-rougeâtre
(niveau 18) à ciment carbonaté (sparite ou microsparite). Il montre des : fragments de basalte
doléritique (40%), à bords irréguliers et auréolés de silice ou calcite, dont la taille varie entre
0,3 et 2mm ; fragments de lave vitreuse pyroxène altéré ; lithoclastes micritiques ferruginisés
et oxydes de fer (en proportion élevée). Vient ensuite une barre métrique, chenalisée, d’une
autobrèche lithique (niveau 19), gris-violacée, litée ou à contournements à : fragments de
basaltes, dont la taille est comprise entre 0,008 à 1,50 mm, à bords irréguliers qu’entoure un
film d’oxydes de fer ou de calcite; rares microlites de plagioclases isolés; fragments
micritisés et oxydes de fer en proportion élevée. Cette unité est coiffée par des argilites rougebrique
(3m) à concrétions et lentilles de tuf fin que couronne un niveau pédogénétique
(niveau à poupées à valeur de paléosol).
2-La Formation de Tizi n’ Toumelba (niveaux 20; 31m)
Cette formation débute par des argilites rouge-brique (11m) où s’intercalent deux passées
métriques de tufs cristallins et une passée d’argilites consolidées marmorisées. Vient ensuite
un tuf cristallin jaunâtre (niveau 20, 6m) essentiellement à cristaux isolés de feldspaths
potassiques porphyriques (45%) ; fragments de basalte microlitique localement doléritique
(7%) de taille comprise de 0,25 et 3mm ; échardes de verre (5%) de texture vitroclastique
(lave vésiculée) ; lithoclastes micritiques (2 à 3%) ; pyroxène altérés (ferromagnésiens
complètement opacifiés ou chloritisés) ; opaques de formes variées (cubiques, amiboïdes,
allongés ou rectangulaires) et chlorite. Le liant (40%) est une dolosparite à cristaux
subautomorphes qu’affectent des microfissures remplies de silice.
3-La Formation d’ Aghbalou Oumlil (niveaux 21 à 24 ; 17,0m)
Cette formation débute par des argilites rouge-brique (16m) où s’intercalent deux passées
pluridécimétriques de tufs cristallins (niveau 21) jaunâtres à: cristaux de feldspaths
plagioclases (60 à 70%) à extrémités effilées; rares cristaux de feldspaths potassiques ;
fragments de basaltes(4%) à plagioclases dissouts et à fond opacifié; fragments de lave
vitreuse (4%) à extrémités irrégulières ; opaques (2%) de forme cubique ou allongée;
lithoclastes micritisés ; chlorite ; oxydes de fer en proportion élevée. Ces éléments sont liés
par une matrice (20%) dolosparitique fine à plages de micrite et à aspect bréchique. Vient
ensuite une alternance d’argilites rouge-brique à passées décimétriques de tuf cristallin et
lithique fauve (niveaux 22 et 23) à: microlites isolés de plagioclases (50%) ; fragments de
basalte doléritique (23%), dont la taille est comprise entre 0,25 et 3mm et à fond opacifié ;
opaques (3 à 4%) ; lithoclastes de micrite à gangue ferruginisée (2 à 3%). Ces éléments, à
limites irrégulières, sont liés par une dolosparite fine (20%) à plages de dolomicrite. Cette
formation se termine par une passée pluridécimétrique de marnes verdâtres
(niveau 24).
59

4-La Formation de Lissit (niveaux 25 à 32 ; 44m)
Cette formation, représentée par les carbonates tidalitiques du Lias inférieur et moyen, est
organisée en deux membres :
a-Le membre inférieur (niveaux 25 à 30 ; 21,5m) débute par un tuf cristallin
(niveau 25) à ciment carbonaté (50%) et à cristaux de plagioclases (30%) de taille comprise
entre (0,05 et 0,5mm) de formes anguleuses et en éclats aigus; opaques amiboïdes (2%) et
fragments micritiques; que surmontent des calcaires oolitiques gris-blanchâtre (niveaux 26 et
27), à stratification oblique au sommet (niveau 27). Il s’agit d’un packstone à oolites,
bivalves, échinides, gastéropodes (niveau 27) et oxydes de fer. Viennent ensuite des calcaires
gris-violacé (niveau 28), lités et pseudo-vacuolaires à la base et argileux au sommet à oolites,
recristallisées ou entourées d’oxydes de fer, échinides et granules d’oxydes de fer. Ils sont
surmontés par des calcaires bioclastiques lités (niveau 29) de texture packstone à géodes,
brachiopodes, oolites abondants, bivalves et oxydes de fer.
Ce membre est coiffé par des calcaires argileux bioclastiques grisâtres (niveau 30) à
brachiopodes (Rhynchonelles), oncholites et bivalves.
b-Le membre supérieur (niveaux 31 à 32 ; 32m), à base ravinante, est formé de
calcaires lités de texture grainstone à oolites abondantes, gastéropodes, foraminifères (niveau
31), oxydes de fer et glauconie (niveau 32).
C-Les discontinuités sédimentaires
Les dépôts de la coupe TN ont enregistré différents types de discontinuités sédimentaires.
Les discontinuités sédimentaires mineures sont matérialisées par des : diastèmes,
changements brusques de la lithologie, joints marneux ou argileux, surfaces de ravinement et
niveaux pédogénétiques (paléosols).
Les discontinuités sédimentaires majeures sont représentées par :
-la discordance qui sépare le complexe basaltique des argilites saliféres supérieures.
-quatre surfaces de ravinement que soulignent des changement de faciès importants : les
deux premières affectent la Formation de Tizi n’Rechou ; la troisième affecte la Formation de
Tizi n’Toumelba ; et la quatrième est la surface ravinante qui sépare les carbonates liasiques
des argilites saliféres supérieures.
D-Les faciès
Les faciès reconnus et définis le long de la coupe TN sont :
- des niveaux pédogénétiques ; des argilites consolidées rougeâtres marmorisées et litées ;
des argilites rouge-brique à concrétions calcaires.
-des siltites ferruginisées ; des argilites rouge-brique lités ; des argilites rougeâtres ou grisverdâtre.
-des marnes verdâtres ;
60

Fig. 21-Analyse lithologique et volcano-sédimentaire de Tizi n’Rechou
(coupe TN)
61

-des calcaires gris-verdâtre lités ; des calcaires gris-violacé lités et pseudo-vacuolaires;
des calcaires argileux gris-violacé ; des calcaires oolitiques gris-blanchâtre à stratification
oblique ; des calcaires argileux bioclastiques grisâtres à brachiopodes et oncholites ; des
calcaires bioclastiques lités à géodes et à brachiopodes.
-des autobrèches lithiques gris-violacée, litées et à contournements.
-des lapilli-tufs lithiques à stratification oblique; des tufs à lapillis; des tufs lithiques à
stratification oblique et ciment carbonaté ou chloriteux ; des tufs lithiques à éléments vitreux
et ciment carbonaté parfois à stratification oblique; des tufs cristallins et lithiques jaunâtres;
des tufs lithiques rouge-brique à ciment argilo-carbonaté; des tufs cristallins jaunâtres à
ciment carbonaté; des tufs à éléments vitreux rougeâtres et à ciment argilo-carbonaté ou
carbonaté ; des tufs à éléments vitreux et à pseudolitage
- des brèches de calcaires tufacés blanchâtres ou gris-violacé;
-des marnes tufacées gris-verdâtre
E-Association de faciès et séquences sédimentaires
Les faciès sus-cités sont ordonnés en séquences de puissance et de composition interne
différentes.
1-Les séquences de 2 éme ordre
a-Les argilites saliféres supérieures de TN sont ordonnées en huit séquences,
dont quatre types ont été définis.
-Le premier type est formé par des volcano-sédimentaires grossiers à stratifications,
oblique à la base et entre-croisée au sommet que coiffe une micrite tufacée. Ce type peut
comporter des intercalations argileuses et être coiffé par des argilites à passées silteuses. Il
correspond aux deuxième et cinquième séquences ; et caractérise des faciès de milieu
fluviatile en tresse proximal. Avec toutefois la cinquième séquence relativement plus distale
-Le deuxième type débute par une barre plurimétrique de volcano-sédimentaires
grossiers, que surmonte une autobrèche lithique, chenalisée et litée. Viennent ensuite des
argilites rouge-brique concrétionnées et d'argilites consolidées et marmorisées.
Ce type de séquence, qui caractérise des dépôts fluviatiles en tresse distale, est défini par
la sixième séquence.
-Le troisième type, à base ravinante, est représenté par la troisième séquence de la
Formation de Tizi n' Rechou et de la séquence à "cheval" sur la Formation de Tizi
n'Toumelba et d'Aghbalou Oumlil (septième séquence). Il débute par de rares niveaux
volcano-sédimentaires grossiers couronnent des argilites, tufacées à la base. Ce type de
séquence peut montrer des variantes: absence d'argilites tufaceés, présence d'intercalations
pyroclastiques dans les argilites sommitales. Il indique l'installation de chenaux distributeurs
en bordure d'une plaine d’inondation.
-Le quatrième type est formé, essentiellement, par des argilites rougeâtres à
intercalations carbonatées et pyroclastiques (rares). Ce type, qui correspond aux, première,
quatrième et huitième, séquences de cette coupe, témoigne de l'installation d'une plaine
d'inondation en climat tropical aride et d’une activité pédogénétique importante (abondance
des niveaux à paléosols).
62

Fig. 22-Evolution sédimentaire des dépôts triasico-liasiques de Tizi n’Rechou
(coupe TN)
63

-Les carbonates liasiques sont ordonnés en deux séquences tidalitiques de type
chenal de marée. Ces séquences, souvent tronquées au sommet, débutent par des calcaires
oolitiques à stratification entrecroisée que coiffent des calcaires lités.
2- Les séquences de 3 éme ordre
Les séquences de 2 éme ordre sont ordonnées en cinq mésoséquences positives.
-La première mésoséquence, définie à la base du membre inférieur de la Formation de
Tizi N'Rechou, est coiffée par une surface de ravinement. Elle est entièrement argileuse et
traduit l'installation d'une plaine d'inondation.
-La deuxième mésoséquence est à cheval sur les membres inférieur et supérieur de la
Formation de Tizi n’Rechou. Elle débute par des faciès grossiers que surmontent des argilites
rougeâtres. Ces dernières montres de nombreuses intercalations carbonatées. Elle atteste de
l'instauration du système fluviatile en tresse proximal qui évolue progressivement à une
plaine d’inondation, épisodiquement émergée (présence des niveaux à paléosols).
-La troisième mésoséquence englobe le sommet de la Formation de Tizi n’Rechou et la
base de la Formation de Tizi n’Toumelba. Elle témoigne de l’installation de faciès du système
fluviatile en tresse plus distale que la précédente.
-La quatrième mésoséquence est formée par le sommet de la Formation de Tizi n’
Toumelba et Formation d’ Aghbalou Oumlil. Elle débute par des faciès de plaine
d’inondation sous climat chaud et humide sur laquelle déborde de temps à autre des chenaux
distributeurs peu profonds.
-La cinquième mésoséquence, tronquée au sommet, est formée par deux séquences de
chenal de marée et atteste de l’instauration d’un environnement de type tidal-flat, caractérisé
essentiellement par des faciès subtidaux, suite à la remontée eustatique du Lias.
F-Conclusion
Dans la région de Tizi n’Rechou affleurent essentiellement les argilites salifères
supérieures et les carbonates liasiques.
Les argilites saliféres supérieures sont regroupées en quatre mésoséquences positives.
Elles attestent, généralement de l’instauration de dépôts du système fluviatile en tresse qui
évoluent à des faciès de plaine d’inondation rarement inondée lors des grands crus fluviatiles.
Ces dépôts de ces détritiques à dominante fine, sont concomitants d’émissions
volcaniques sporadiques : importantes aux sommets des membres inférieur et supérieur de la
Formation de Tizi n’Rechou et lors du dépôt de la Formation de Tizi n’Toumelba et rares
ultèrierement. Cette activité reprend lors du dépôt des premiers carbonates tidalitiques du Lias
inférieur. Elle se traduit par l’émission d’éléments pyroclastiques variés : fragments de lave
vitreuse à contours sinueux et structure vitroclastique et les fragments de basaltes à contours
sinueux et en choux fleur.
A la base de la coupe les fragments de basaltes doléritiques sont de trois types (comm.
Orale Zahour):
-Le premier type, à contours émoussés, proviendrait de la désagrégation des dépôts
volcaniques anciens plus ou moins "frais"
64

-Le deuxième type, à contours anguleux et fond opacifié, serait issu de l'arrachement lors
de l'explosion des émissions volcaniques. La ferruginisation serait due à l'altération longue de
ces éléments.
-Le troisième type, à contours anguleux et en choux fleurs, serait issu d’émission récente
avec probablement une désagrégation et transport presque sur place.
Aussi la facture pyroclastique est soulignée par la présence de lave vitreuse à structure
vitroclastique, indique la pulvérisation et chute des éléments; ainsi que leur refroidissement
rapide.
Dans les niveaux supérieurs, la présence de fragments vitreux (échardes de verre) et des
feldspaths potassiques rappelle des émissions volcaniques acides. Il est probable, qu'à un
moment donné de l'histoire de ce bassin, un centre d'émission de laves acides se situerait au
niveau du bassin et fonctionnerait en même temps que l'arrivée par transports des éléments de
basaltes doléritiques (émoussées) et des minéraux de source basique un peu lointaine. Cette
épisode qui se situe au sommet de la coupe TN, se déroule juste avant l'installation de la plate
forme carbonatée liasique; et on pourrait la lier à l'effondrement de la région, suite au rejeu
des failles anciennes (failles distensives) et la restructuration du bassin de Tizi n'Rechou.
L'évolution de la région de Tizi n'Rechou est régit par le climat, la tectonique,
l’hydrodynamisme et le volcanisme explosif.
IV- LA COUPE DE TIZI N’RECHOU (coupe TZ)
A-Présentation de la coupe
La coupe TZ est située dans la région de Tizi n’Rechou, à Aït Brahim. Dans cette région
affleurent bien les détritiques grossiers de base et les argilites salifères inférieures.
B-les formations (Fig. 23)
1-La formation basale, très variée sur le plan faciologique, peut être subdivisée en
trois membres.
a-Le membre inférieur, discordant sur le socle paléozoïque (granite rose de la
Moulouya et les schistes paléozoïques), est formé par des arkoses (5m) à grains
millimétriques à décimétriques, de quartz et à lentilles à stratification oblique, où s’intercalent
une passée pluridécimétrique d’argilites silteuses rougeâtres.
b-Le membre moyen, épais de 10m, est formé par des argilites silteuses rougeâtres
à lentilles d’arkoses à grains millimétriques à centimétriques de quartz. Elle se termine par
un banc pluridécimétrique, à base ravinante, d’arkoses grossières.
c-Le membre supérieur est formé par des argilites rougeâtres (35m).
65

Fig. 23-Coupe lithostrarigraphique dans les argilites inférieures de Tizi n’Rechou
66

2-La formation supérieure
Cette formation, épaisse de 117m, est structurée en trois membres
a-Le membre inférieur (21m) montre l’organisation verticale suivante :
-des arkoses (3m), organisées en bancs pluridécimétriques, chenalisées à stratifications
obliques, que séparent des passées pluridécimétriques d’argilites marmorisées consolidées et
bioturbées.
-9m d’arkoses très bioturbées (ayant subi une forte pédogenèse), à éléments anguleux
verdâtres, organisées en deux barres plurimétriques que séparent une passée métrique
d’argilites rougeâtres.
-2m d’argilites rouge-brique, que coiffe un liseré d’argilites verdâtres bioturbées (niveau
pédogénétique)
-arkoses (2m), massives à la base et litées au sommet et à rares passées à stratification
oblique ; elles sont organisées en barres stratodécroissants, métriques à pluridécimétriques,
que séparent des passées décimétriques d’argilites rouge-brique.
-deux barres, plurimétriques, d’arkoses massives, pseudo-litées granocroissantes (grains
de quartz millimétriques à centimétriques à la base et centimétriques à décimétriques au
sommet).
b-Le membre médian (16m) débute par des argilites consolidées rouge-brique à
passées chenalisées décimétriques d’arkoses et d’argilites consolidées litées. Viennent
ensuite des argilites rouge-brique, à passées consolidées qui montrent au sommet des lentilles
et passées décimétriques, chenalisées, d’arkoses rosâtres fines, rarement litées (à grains
millimétriques de quartz).
Ce membre est coiffé par une barre (1,50m), à base ravinante, d’arkoses à stratification
oblique et litage horizontal ; que couronne une passée pluridécimétrique, d’arkoses rosâtres.
c-Le membre supérieur (80m) est formé d’argilites rouge-brique que coiffe le
complexe basaltique.
C-Les discontinuités sédimentaires
Au niveau de la coupe TZ, les discontinuités sédimentaires mineures sont de règle ;
elles sont matérialisées par des diastèmes, des joints argileux, des changements brusques de la
lithologie, des surfaces irrégulières et des surfaces de ravinement.
Quant aux discontinuités sédimentaires majeures, elles sont matérialisées par :
-la surface de ravinement qui sépare le granite paléozoïque des argilites saliféres
inférieures.
-la surface de ravinement qui coiffe la Formation basale, et à laquelle est subordonnée un
changement brusque de la lithologie.
-les deux surfaces de ravinement qu’affectent la Formation sommitale, la première le
membre inférieur et la deuxième coiffe le membre médian.
67

D-Les faciès
Les dépôts triasiques de la coupe TZ présentent des caractéristiques faciologiques très
variées. Parmi les faciès reconnus et définis on peut citer :
-argilites pédogénétiques verdâtres ; argilites marmorisées consolidées rougeâtres et
rouge-brique; argilites consolidées litées rouge-brique ; argilites silteuses consolidées rougebrique
et rougeâtres.
-arkoses consolidées très bioturbées (paléosol)
-arkoses massives rosâtres; arkoses à litage horizontal et/ou à stratification oblique;
arkoses à grains millimétriques à pluridécimétriques de quartz.
E- Associations de faciès et séquences sédimentaires
1- Les séquences de 2 éme ordre (Fig. 24)
Les séquences de 2 éme ordre, positives, montrent une puissance, une composition et une
organisation interne différentes en fonction de leur position sur la coupe.
a-La Formation basale est structurée en deux séquences.
-La première séquence est formée par des arkoses à stratification oblique; que
surmontent des argilites silteuses rougeâtres à lentilles d’arkoses. Elle comprend à la base des
faciès du système fluviatile en tresse proximal. Ils sont relayés par des faciès caractéristiques
de la marge d’une dépression humide (plaine d’inondation), alimentée par des chenaux étroits
et très peu profonds.
-La deuxième débute par une barre à base ravinante d’arkose que surmontent des argilites
rougeâtres. La sédimentation se fait essentiellement par décantation dans une plaine
d’inondation ;
b- La Formation sommitale est agencée en cinq séquences de 2 ème ordre où trois
types sont définis.
-Le premier type à base ravinante, montre la succession suivante: des arkoses à
stratification oblique; des arkoses, litées à la base; des argilites rougeâtres.
Cette séquence, dont les faciès attestent d’un milieu fluviatile en tresse proximal, est
représentée par les premières, troisième et cinquième séquences. Les variantes de cette
séquence se marquent par : le développement du terme lité, l’enrichissement à la base de
passées d’argilites marmorisées, apparition d’argilites silteuses, souvent consolidées au
sommet.
-Le deuxième type est composé par des arkoses altérées à passées consolidées d’arkoses
que surmontent des argilites rouge-brique, verdâtres très bioturbées (niveau à "poupées") au
sommet. Il caractérise la deuxième séquence et indique un milieu fluviatile en tresse distale.
-Le troisième type est défini par la quatrième séquence; cette séquence, à base ravinante,
débute par une passée d’arkoses consolidées; que coiffent des argilites rouge- brique à
passées et niches arkosiques. Il témoigne de l’installation d’une plaine d’inondation
qu'alimentent des chenaux distributeurs étroits et peu profonds.
68

Fig. 24-Evolution sédimentologique des dépôts triasico-liasiques
de Tizi n’Rechou (coupe TZ).
69

2-Séquences de 3 ème ordre
Les dépôts de la coupe TZ sont agencés au 3 ème ordre en quatre mésoséquences positives.
-La première, à base ravinante, est formée par des faciès grossiers à la base et fin au
sommet. Elle atteste d ‘abord de l’instauration d’un système fluviatile en tresse proximal que
coiffent des dépôts de chenaux dans une plaine d’inondation avec une granodécroissance et
une stratodécroissance des dépôts grossiers. Ils sont relayés par des dépôts plus fins; qui
atteste de l’installation des faciès fins de plaine d’inondation.
-La deuxième, que coiffe un niveau pédogénétique (niveau à poupées), est composée par
des faciès du système fluviatile en tresse proximal à la base et relativement distal au sommet.
-La troisième, coiffée par une surface de ravinement, est à cheval sur les membres
inférieur et supérieur de la Formation sommitale. Elle comprend des arkoses grossières à
stratification oblique, litées à la base, et fines au sommet. Elles sont surmontées par des
argilites rougeâtres à passées silteuses et lentilles d’arkoses rosâtres fines. Cette
mésoséquence témoigne de l’installation d’un système fluviatile en tresse proximal que
relayent des faciès de plaine d’inondation.
-La quatrième mésoséquence est tronquée au sommet.
F-Conclusion
Dans la région de Tizi n’Rechou, les argilites salifères inférieures sont discordantes sur le
socle paléozoïque granitisé et schistosé.
Ces argilites, qui peuvent atteindre plus de 200m, montrent à la base et dans la partie
médiane des dépôts grossiers, matérialisés par des arkoses qui attestent de l’érosion active du
relief avoisinant (paléoseuil de la Haute Moulouya). Ces arkoses sont marquées par de
nombreuses structures sédimentaires : stratifications oblique ou lenticulaire, litage horizontal,
niveaux consolidés, trace d’une pédogenèse importante.
Elle sont agencées en quatre mésoséquences positives, comportant chacune à la base un
terme grossier réduit et au sommet des argilites rougeâtres plurimétriques. Elles témoignent
donc de l’instauration d’une plaine d’inondation sous climat humide (absence des paléosols);
soumise à une influence fluviatile éphémère (système fluviatile en tresse).
70

V-COUPE DE TAWRIRT (COUPE TW)
A-Présentation de la coupe
La coupe TW est levée sur le versant sud de Tawrirt, au NW de Boumia. Dans cette
région affleurent bien les argilites salifères supérieures et les volcano-sédimentaires associés.
Les dépôts triasico-liasiques, à caractères faciologiques variés, peuvent-être subdivisés en
quatre formations.
B-Les formations (Fig. 25 et 26)
1-La Formation de Tawrirt (niveaux 1 à 10 ; 58m)
Cette formation peut-être subdivisée en deux membres :
a-le membre inférieur (niveaux 1 à 5 ; 14,50 m), dont seul le sommet, est levé
montre le succession verticale suivante :
-des tufs grossiers noirâtres à stratification oblique "diffuse" (7,50 m), organisés en trois
barres plurimétriques, chenalisées, où s’intercale un niveau pluridécimétrique pédogénétique,
à concrétions silicifiées, gris-verdâtre (niveau 1). Il s’agît d’une dolomicrosparite à
dolosparite à cristaux xénomorphes imbriqués hypidiotopiques à oxydes de fer.
-le niveau 2 est représenté par une barre, pluridécimétrique à base ravinante, de brèche
pyroclastique, marron grisâtre à noirâtre, granodécroissante et stratodécroissante, à
stratification oblique, à dominante argileuse au sommet. Elle est formée par 30% de
fragments de basalte doléritique à fond opacifié, de taille comprise entre 0,1mm et 3 mm,
atteignant parfois le décimètre et de forme angulaire à subangulaire; (40%) de fragments de
lave vitreuse de formes sinueuses, entièrement ou partiellement chloritisés ; des opaques et de
rares fragments d’argilites ferruginisées. Quant au ciment, il est sparitique.
-une barre pluridécimètrique, à base ravinante, de tuf cristallin et lithique gris-verdâtre,
grossier à la base et à lamines fines au sommet (niveau 3). Ils sont formés de plus de 60% de
plagioclases; (10%) de fragments de lave vitreuse, souvent chloritisée ; (15%) de fragments
de basalte doléritique, souvent opacifiés, à contours irréguliers et dont la taille moyenne est
de 0,1 à 2 mm pouvant atteindre rarement le centimètre ; (5%) d’opaques. Les éléments, à
épigéneisation et chloritisation poussées, sont liés par un ciment microsparitique (5%).
-une barre métrique de tuf grossier, chenalisée, gris-verdâtre, à éléments centimétriques de
basalte.
-deux barres pluridécimétriques granodécroissantes (niveaux 4 et 5), à bases ravinantes,
de tufs gris-verdâtre ; qui montrent chacune une semelle décimétrique grossière que
surmontent des tufs cristallins et lithiques, lités et à stratification oblique (niveau 4). Ces tufs,
à ciment microsparitique (20%), comportent (30 à 40%) de plagioclases de forme anguleuse
parfois calcitisés et séricitisés; (20 à 30%) de fragments de basalte doléritique à contours
anguleux (niveau 4); 20% de fragments de lave vitreuse, de formes sinueuses; d’opaques; de
rares fragments de roches pyroclastiques (niveau 4 : éléments inalogènes pouvant atteindre un
centimètre).
b-Le membre supérieur (niveaux 6 à 10 ; 45,10 m) est formé par une alternance
d'argilites, souvent tufacées, et de tufs grossiers. Il est subdivisé en quatre unités.
-la première unité montre l'organisation verticale suivante:
71

Fig. 25-Coupe lithostratigraphique de Tawrirt
72

+1m d'argilites rouge-brique, tufacées à la base.
+le niveau 6 est représenté par une barre plurimétrique, chenalisée, de tufs, grossiers à la
base et fins feuilletés et à stratification oblique au sommet. Ces tufs cristallins et lithiques
sont formés de 40% de cristaux de plagioclases en formes de baguettes anguleuses; 20% de
fragments de basalte opacifiés à formes anguleuses; 20% de fragments de lave vitreuse et à
ciment carbonaté (20%)
+des argilites tufacées rouge-brique (1m) que surmonte une passée pluridécimètrique, à
base ravinante, de tufs cristallins et lithiques gris-violacé à éléments de basalte.
+des argilites rouge-brique (5m) où s'intercalent des passées, pluridécimétriques à
métriques, d'argilites tufacées et litées.
+une barre plurimétrique, à base ravinante, de tufs grossiers, à stratifications oblique à la
base et horizontale au sommet et granodécroissants.
+une passée métrique d'argilites rouge-brique, tufacées à la base.
+le niveau 7, à base ravinante, est formé de lapilli-tuf lithique et cristallin, gris-clair et fin
à la base, gris-foncé à boules décimétriques à pluridécimétriques de basalte au sommet. Ils
sont formés de fragments, à bords dentelés, de lave vitreuse (40%), partiellement ou
totalement chloritisées, de forme sinueuse ; de fragments de basalte doléritique (20%),
localement opacifiés, à bords dentelés et de taille comprise entre 0,3 et 0,8mm; de cristaux de
plagioclases (20%), partiellement ou totalement épigénéisés ; d’opaques (5%) ; de biotites à
clivage tordu. Ces éléments sont liés par un ciment microsparitique (10%). Ce niveau est
encadré par deux passées pluridécimétriques à métriques d’argilites rouge-brique, tufacées à
la base.
-la deuxième unité (niveaux 8 à 10 ; 12m) est structurée comme suit :
+le niveau 8, pluridécimétrique à base irréguliére, est représenté par un tuf cendreux
marron à cristaux de plagioclases (40%); fragment de lave vitreuse (15%), de forme sinueuse
et de taille moyenne (0,1mm) ; fragments de basaltes opacifiés (20%), de forme anguleuse et
dentelée (taille inférieure à 0,3 mm) et d’opaques (5%). Quant au liant, il est représenté par
une microsparite (20%).
+6m d’argilites rouge-brique, tufacées à la base, où s’intercalent deux lentilles de tufs
cendreux.
+des tufs cristallins gris-foncés à gris-violacé (niveau 9) à cristaux isolés de plagioclases
(50%), souvent calcitisés ; fragments de basalte opacifié (5%), à contours irréguliers;
fragments de lave vitreuse (5%) ; opaques (10%). Le ciment est microsparitique (30%). Ces
tufs sont organisés en deux barres, pluridécimétriques à métriques à bases irrégulières, que
sépare une passée métrique d’argilites rouge-brique.
+1m d’argilites rouge-brique.
+une barre pluridécimétrique de tuf vitreux lité (lave autobréchifiée), où s’intercalent des
lamines noirâtres et des lamines verdâtres (niveau 10); il est formé de fragments de lave
vitreuse (60%) opacifiée, de forme sinueuse rappelant des flammèches (texture vitroclastique
en forme d’Y); de fragments de basaltes (7%) de texture microlitique porphyrique, souvent
opacifiés; des cristaux isolés de plagioclases (29%), des opaques un fantôme d’un minéral
opacifié et chloritisé à clivage tordu rappelant une ex-biotite. Le liant est calcaire (3%).
-la troisième unité est composée de 10m d’argilites rouge-brique.
-la quatrième unité (6,50m) débute par une barre pluridécimétrique, à base ravinante, de
tuf cristallin noirâtre et friable, que surmontent des argilites rouge-brique (2m). Viennent
ensuite des tufs grossiers gris-verdâtre (1,50m), organisés en trois niveaux, dont le dernier
renferme des nodules silicifiées.
73

Fig. 26-Analyse lithologique et volcano-sédimentaire de Tawrirt
(coupe TW)
74

2-La Formation deTizi n’ Toumebla (25m)
Cette formation, marquée par une variation lithologique locale, est subdivisée en trois unités :
a-l’unité basale (10m) est formé d’argilites rouge-brique où s’intercalent deux
passées, pluridécimétriques à métriques, de tufs vitreux lités.
b- l’unité médiane (8,80m)
Cette deuxième unité, aux caractéristiques faciologiques très variés, est organisée comme
suit :
+un banc décimétrique de tuf vitreux, qu'encadrent deux croûtes centimétriques à
concrétions calcaires (niveaux à paléosols) ;
+un banc décimétrique d’argilites consolidées rougeâtres, que coiffe une calcrête ;
+un niveau pluridécimétrique, à base irrégulière, de tuf cristallin et lithique à
stratifications oblique et horizontale, où s’intercalent des lamines verdâtres ;
+5 m d’argilites tufacées rouge-brique, où s’intercale une lentille d’argilites consolidées.
Elles passent latéralement à un conglomérat chenalisé à stratification oblique et fragments
centimétriques à pluridécimétriques de basalte et d’argilites ;
c-l’unité sommitale (6,20m) débute par des argilites rouge-brique (2m), à passées
décimétriques de tufs vitreux gris-verdâtre ; que coiffent des argilites consolidées et
concrétionnées (niveau pédogénétique). Viennent ensuite des argilites tufacées marron à
éléments, millimétriques à centimétriques, de basalte ; elles sont organisées en deux passées
métriques que coiffent des passées pluridécimétriques d’argilites rouge-brique. Notons que la
deuxième passée est couronnée par un niveau pédogénétique. Cette unité se termine par un tuf
grossier (2m) que surmontent des tufs vitreux lités.
3-La Formation d’ Aghbalou Oumlil
Cette formation est composée par des argilites rouge-brique (5m) à lentilles de tufs fins.
4-La Formation de Lissit
Cette formation, dont on n’observe que la base, est formée de calcaires, lumachelliques
gris à gris-rosâtre à bivalves, brachiopodes et polypiers isolés. Ils sont organisés en bancs
stratodécroissants à passées pluridécimétriques de calcaires laminitiques rosâtres et à
structures oeillées.
C-Les discontinuités sédimentaires
Les discontinuités sédimentaires, définies dans les dépôts de Tawrirt, sont représentées
par :
-les discontinuités mineures matérialisées par des : diastèmes, changements brusques de
la lithologie, joints argileux, surfaces ondulées, niveaux pédogénétiques concrétionnés,
calcrêtes, croûtes, surfaces de ravinement, surfaces durcies irrégulières.
-les discontinuités sédimentaires majeures sont représentées par trois surfaces de
ravinement : les deux premières affectent le membre supérieur de la Formation de Tawrirt ;
alors que la troisième sépare les argilites salifères supérieures des tidalites liasiques.
75

D-Les faciès
Parmi les faciès inventoriés et définis dans les dépôts triasico-liasiques de Tawrirt, on
peut citer :
-les niveaux pédogénétiques gris-verdâtre à concrétions silicifiés ; les argilites
consolidées et concrétionnées (niveaux pédogénétiques); les argilites consolidées rougeâtres.
- les argilites rouge-brique; les argilites rouge-brique litées.
- les conglomérats chenalisés polygéniques à éléments de basalte et d’argilites ; les
conglomérats monogéniques lités à éléments de basalte.
- les calcaires laminitiques rosâtres à structures oeillées ; les calcaires lumachelliques gris
ou gris-rosâtre à brachiopodes, polypiers et gastéropodes.
- les brèches pyroclastiques marron grisâtre.
- les laplli-tufs lithiques et cristallins gris-clairs.
- les tufs grossiers noirâtres ou gris-verdâtre à stratification oblique ou horizontale ; les
tufs grossiers gris-verdâtre à nodules silicifiées
- les tufs cendreux marron.
- les tufs cristallins gris-verdâtre lités, localement à stratifications oblique ou horizontale;
les tufs cristallins gris-foncés ou gris-violacé.
- les tufs vitreux lités.
- les argilites tufacées rouge-brique ou marrons.
E- Association de faciès et séquences sédimentaires
Les faciès, ainsi définis, sont agencés en séquences, de puissance et polarité variées. Elles
sont subordonnées aux discontinuités sédimentaires précitées.
1-Les séquences de 2 ème ordre
Les séquences de 2ème ordre, positives, montrent une organisation interne différente
suivant leur position sur la coupe.
a-La Formation de Tawrirt est structurée en cinq séquences :
-La première séquence, à base ravinante, débute par des brèches et à stratification
oblique et se termine par des dépôts volcano-sédimentaires grossiers à stratification oblique et
entrecroisée. Ce type de séquences, qui est défini à la base de la Formation de Tawrirt, est
caractérisé par des faciès qui ont subi un faible transport et une sédimentation proximale
correspondant à la partie basale d’un cône de déjection.
-Les deuxième et troisième séquences, à bases ravinantes, débutent par des barres de
volcano-sédimentaires, que relayent des argilites rougeâtres où s’intercalent des tufs fins
stratodécroissants. Ces séquences sont caractérisées par des faciès du système fluviatile en
tresse proximale, qui évoluent en un milieu de chenaux distributeurs en bordure d’une plaine
d’inondation (Oujidi, 1993). La deuxième séquence est formée par des faciès relativement
plus distaux.
-La quatrième séquence est composée de faciès tour à tour du système fluviatile distal et
de plaine d’inondation. Ce type de séquences est formé par à la base des volcanosédimentaires
fins que coiffent des argilites rougeâtres à passées litées.
76

Fig. 27-Evolution sédimentologique des dépôts triasico-liasiques de
la région Tawrirt (coupe TW).
77

-La cinquième séquence, identique à la précédente, est tronquée au sommet.
b- Les Formations de Tizi n’ Toumelba et d’ Aghbalou Oumlil sont organisées
en trois séquences granodécroissantes.
- la première débute par des volcano-sédimentaires grossiers; que surmontent des
argilites rougeâtres où s’intercalent des passées de volcano-sédimentaires fins, lités. Elle est
coiffée par des calcrêtes et des niveaux argileux consolidés et très bioturbés (à valeur de
paléosols).
- les deuxième et troisième séquences montrent la succession suivantes : des volcanosédimentaires
grossiers et fins, des argilites rougeâtres à passées de volcano-sédimentaires
fins. La deuxième séquence est marquée par le développement de niveaux pédogénétiques.
Ces séquences indiquent l’installation du système fluviatile en tresse en zone distale que
relayent des chenaux distributeurs, étroits et très peu profonds (Oujidi, 1993), en bordure de
plaine d’inondation (première et troisième séquences) ou par des faciès de plaine
d’inondation sous à un climat chaud et humide, et soumise à des émersions fréquentes
(développement des niveaux pédogénétiques : deuxième séquence). La première séquence est
relativement plus proximale que les deux suivantes.
2- Les séquences de 3 ème ordre
Les argilites salifères supérieures sont structurées en trois mésoséquences positives :
-La première mésoséquence est formée par à la base des brèches, organisées en barres
plurimétriques que relayent des argilites rougeâtres à passées consolidées et litées. Cette
séquence que coiffe une surface de ravinement atteste de l’installation d’un cône de déjection,
qui évolue en un système fluviatile en tresse relativement proximal.
-La deuxième mésoséquence comprend à la base des faciès de système fluviatile en
tresse proximale et se termine par une dominance de faciès de plaine d’inondation
qu’alimentent des chenaux distributeurs étroits et peu profonds (Oujidi, 1996).
-La troisième mésoséquence, coiffée par une surface de ravinement, est caractérisée par
un enrichissement en argilites rougeâtres de plaine d’inondation. Elle serait formée lors
d’écoulement laminaire de fluides dont l’énergie décroît progressivement d’un système
fluviatile en tresse relativement proximal puis distale.
F -Conclusion
Dans la région de Tawrirt affleurent bien les argilites salifères supérieures et les volcanosédimentaires
associés, que ravinent les carbonates liasiques. Trois formations y sont définies.
La Formation de Tawrirt, aux caractéristiques faciologiques variées, a enregistré divers
types de discontinuités sédimentaires. Les dépôts grossiers à la base et fins au sommet,
traduisent l’installation de cône de déjection que relayent des faciès du système fluviatile en
tresse proximal à la base et de plus en plus distal vers au sommet ; ils sont couronnés par des
faciès de plaine d’inondation, dont les bordures connaissent le développement de chenaux
distributeurs.
78

Ces dépôts détritiques sont concomitants d’un volcanisme explosif. Les pyroclastites
grossières (brèches et tufs grossiers) attestent de la proximité de l’évent de la région de
Tawrirt.
Les Formations de Tizi n’Toumelba et d’Aghbalou Oumlil sont caractérisées par des
faciès du système fluviatile en tresse essentiellement distale que relayent des faciès de plaine
d’inondation. Elles sont marquées par l’abondance de niveaux fins lités, de pyroclastites
fines, d’argilites tufacées, de calcrêtes et des niveaux pédogénétiques. Les niveaux lités
caractérisent la décroissance de l’hydrodynamisme du courant à la fin de chaque cycle de crue
(bas régime fluviatile).
La présence des pyroclastites et des argilites tufacées attestent de la persistance de
l’activité volcanique et témoignent : les premières de retombées de projections volcaniques à
secs ou sous faible tranche d’eau dans des plaines d’inondation (Chalot-Prat & al., 1989) ;
alors que les deuxièmes de la décantation de boue basaltique restée longtemps suspendue
dans l’eau ou dans l’air. Les niveaux de calcrêtes et les niveaux pédogénétiques indiqueraient
l’émersion d’une plaine d’inondation soumise à un climat tropical à saisons alternativement
chaudes et humides.
L’évolution de la région de Tawrirt très complexe est guidée par le climat, la tectonique et
la morphologie de l’arrière pays.
79

VI-LA COUPE DE BOUTKHOUBAYE (COUPE BK)
A-Présentation de la coupe
Cette coupe est levée au voisinage du village de Boutkhoubaye au Sud de Kerrouchène le
long de cette coupe affleurent bien les argilites salifères et les volcano-sédimentaires associés.
Elle nous a permis aussi de montrer le passage des argilites salifères supérieures aux
carbonates liasiques. Dans cette zone, les dépôts triasico-liasiques sont affectés par des
lamprophyres alcalins d’âge post-triasique voire passage Jurassique-Tertiaire (comm. orale
Mahmmoudi)
B-Les formations
Les dépôts de cette région, très variés sur le plan faciologique, peuvent être subdivisés en
trois formations : la Formation de Tawrirt (dépôts fluviatiles à dominante volcanosédimentaire),
la Formation de Tizi n’ Toumelba très réduite (volcano-sédimentaire et à
nombreuses intercalations argileuses) et la Formation d’Aghblou Oumlil (presqu’ entièrement
détritique).
1- La Formation de Tawrirt (niveaux 1 à 10 ; 28,50m)
Cette formation repose sur le complexe basaltique. Ce dernier est de texture microlitique
porphyrique, localement doléritique, qu’affectent des niveaux carbonatés silicifiés et
ferrugénéisés à traces circulaires (terriers ou dégazage). Cette formation, caractérisée par des
dépôts volcano-sédimentaires, est organisée en deux membres :
a-Le membre inférieur (niveaux 1à 6 ; 13,80m)
Il montre l’organisation verticale suivante :
-le niveau 1, épais de 5m, est représenté par une brèche violacée et chenalisée à
stratification oblique à ciment carbonaté (40%) ; elle comporte plus de 60% d’éléments, dont
la taille peut atteindre le décimètre ; ils sont représentés par : des fragments de basaltes à
texture microlitique à tendance doléritique de taille comprise entre (0,9 et 2,5mm), à fond
opacifié, alors que leurs contours anguleux sont ferruginisés; des fragments de lave vitreuse
lenticulaires, chloritisés ou opacifiés, ou formant des traînées vitreuses totalement calcitisées;
des plagioclases ( séricitisés et chloritisés) et des opaques.
-des tufs fins à matrice argileuse rougeâtre (4m) où s’intercale une barre plurimétrique
d’un conglomérat (niveau 2; 2m), à base ravinante et à stratifications entrecroisée et oblique
en auges, à ciment (80%) carbonaté et argileux et à fragments de basalte de texture
doléritique (moins de 20 %), à fond opacifié et de taille moyenne (0,25mm); lave vitreuse
chloritisée ; opaques abondants et de taille (0,25 mm) et fantômes de ferro-magnésiens
(chloritisés)
-des calcaires tufacés (niveau 3 ; 1,50mm) à fragments de basaltes (moins de 5%) de
texture doléritique à microlites de plagioclases enchevêtrés et de taille comprise entre 0,5 et 3
mm; fragments de lave vitreuse montrant un début de calcitisation ; opaques ; oxydes de fer
en proportion élevée. Ces éléments baignent dans un ciment sparitique
-le niveau 4, métrique et à base ravinante, est une brèche pyroclastique à ciment calcitisé
et chloritisé, à fragments de lave vitreuse (en formes de flammes mèche); fragments de
basaltes doléritiques (80%), partiellement ou totalement opacifiés, de taille moyenne (3mm)
et à contours irréguliers et opaques. Le ciment, occupant 20% du volume de la roche, est
sparitique.
80

Fig. 28-Analyse lithologique et volcano-sédimentaire de la région de
Boutkhoubaye (coupe BK).
81

-des tufs lithiques et cristallins à stratification oblique et lentilles bréchiques ; que
surmontent des cendres verdâtres (niveau 5).
b-Le membre supérieur (niveaux 6 à 10; 14,70m)
Ce membre est formé de deux unités:
- l’unité basale (niveaux 6 à 9 ; 6m) est caractérisée par une alternance d’argilites rougebrique
et de niveaux volcano-sédimentaires. Elle est structurée comme suit :
+des conglomérats (niveau 6) à fragments de basaltes doléritiques (25%), dont la taille
varie entre 1 et 2,5 mm et à contours émoussés; opaques (5%) ; fragments de lave vitreuse,
émoussés et arrondis souvent chloritisés. Le ciment est argilo-carbonaté.
+des argilites tufacées rouge-brique à passées décimétriques d’argilites tufacées
consolidées rouge-brique.
+le niveau 7, à base ravinante, est représenté par un conglomérat à stratification
entrecroisée à éléments millimétriques à centimétriques de basaltes et à matrice carbonatée
hématitisée noire. Il comporte des fragments de basalte (50%) à fond opacifié et de taille
moyenne (1mm); des fragments de lave vitreuse chloritisée (22%) et de forme arrondie et des
opaques (8%). Le ciment (20%) est une sparite hématitisée.
+une passée pluridécimétrique d’argilites tufacées rouge-brique.
+une barre pluridécimétrique, à base irrégulière, de tufs cristallins et lithiques gris-violacé
(niveau 8), à passées litées; à fragments de lave vitreuse (40%), à contours opacifiés et fond
chloritisé; opaques (5%); cristaux de plagioclases (25%), calcitisés ; fragments de basalte
doléritique (10%) à fond opacifié. Le liant (20%) est une sparite ferruginisée.
+le niveau 9, pluridécimétrique et à base ravinante, est une brèche pyroclastique verdâtre
à stratification oblique. Les éléments (80%), de taille pouvant atteindre 1cm et aux contours
sinueux ou aplatis rarement émoussés, sont formés par des fragments : de lave vitreuse; de
basalte doléritique et d’opaques ; ils sont liés par un ciment (20%) carbonaté et chloriteux. Il
est encadré par deux passées pluridécimétriques d’argilites consolidées rouge-brique, tufacées
au sommet.
-l’ unité sommitale (niveaux 10 ; 9m) débute par une brèche pyroclastique gris-verdâtre,
plurimétrique, à stratification entrecroisée "diffuse" et à éléments centimétriques de basaltes.
Elle est surmontée par des argilites tufacées rouge-brique que ravinent des cendres verdâtres
(niveau 10) ; il s’agit de tufs cristallins et lithiques à fragments : de basaltes doléritiques
(10%) à fond opacifié; de lave vitreuse (50%), de forme sinueuse et lenticulaire ; de cristaux
de plagioclase (20%), calcitisés et d’opaques (5%). Le ciment est une calcite ferruginisée.
Elle se termine par des argilites tufacées rouge-brique à lentilles d’argilites consolidées.
2-La Formation de Tizi n’ Toumelba (niveau 11; 2,50m)
Cette formation débute par des tufs lithiques et cristallins verdâtres (niveau 11), lités à la
base. Ils montrent des fragments de basalte doléritique (10%) à fond opacifié, de taille
inférieure 2mm; cristaux isolés de plagioclases (60%), partiellement ou totalement calcitisés ;
fragments fins de lave vitreuse (10%) à contours sinueux et opaques (5 à 10 %). Le liant est
une calcite ferruginisée.
Elle se termine par une passée pluridécimétrique d’argilites tufacées rouge-brique à
lentilles consolidées.
82

3-La Formation d’Aghbalou Oumlil (5,50m) débute par une passée d’argilites
rouge-brique à lentilles d’argilites tufacées consolidées et litées ; que coiffent des argilites
rouge-brique à noirâtres, à passées pluridécimétriques, à base ravinante, d’argilites
consolidées tufacées rouge-brique. Elles sont couronnées par une passée décimétrique
d’argilites verdâtres.
4-La Formation de Lissit (niveaux 12 et 13)
Cette formation, dont seule la base est levée, est représentée par les carbonates tidalitiques
du Lias inférieur et moyen. Elle débute par un calcaire tufacé jaunâtre (niveau 12a) à rares
éléments volcaniques (cristaux de plagioclases et fragments de basaltes), rares opaques et à
plages d’argiles. Il est relayé par des tufs cristallins jaunâtres à cristaux de plagioclases (70%)
et fragments de lave vitreuse (10%), à contours anguleux. Le ciment est une microsparite
Vient ensuite un tuf cristallin et lithique (niveau 12b) lité à bois fossiles; plagioclases
(30%) de taille comprise entre (0,01m et 0,5 mm) et à contours anguleux ; opaques (2 à 3%) ;
fragments de basalte de taille moyenne (2,5 mm) et de forme sinueuse; fragments de lave
vitreuse de forme diverticulée et dentelée, formant des traînées (texture vitroclastique) et des
échardes de verre aplatis (lave visiculée et canaliculée à lithophyses. Le ciment est carbonaté.
Elle se termine par une alternance marno-calcaire à bois fossiles et gastéropodes
(niveau 13 ; 1m). Les calcaires sont des sparites tufacées jaunâtres à plagioclases (10%) ;
oxydes de fer; chlorite et gravelles.
C-Les discontinuités sédimentaires
Plusieurs types de discontinuités sédimentaires sont reconnus et définis sur la coupe BK,
elles sont matérialisées par :
-les discontinuités sédimentaires mineures qui sont représentées par des diastèmes,
variations brusques de la lithologie, joints argileux, surfaces irrégulières, surfaces de
ravinement.
-les discontinuités sédimentaires majeures sont matérialisées par trois surfaces de
ravinement : les deux premières affectent la Formation de Tawrirt ; alors que la troisième
sépare les argilites salifères supérieures des carbonates liasiques.
D-les faciès
Divers types de faciès sont reconnus et définis :
-argilites rouge-brique, noirâtres ou verdâtres.
-conglomérats à ciment carbonaté et stratifications oblique et entrecroisée ; conglomérats
à stratification oblique en auges et à ciment carbonaté, argileux et hématitisé.
-brèches pyroclastiques à ciment calcaires et chloriteux ; brèches pyroclastiques à
stratification oblique et entrecroisée à ciment carbonaté et chloriteux.
-tufs cristallins et lithiques gris-violacé ou verdâtres ; tufs cristallins et lithiques à bois
fossiles; tufs fins à matrice argileuse rouge.
-cendres verdâtres ;
-argilites tufacées consolidées et/ou litées ; argilites tufacées rouge-brique ;
-calcaires tufacés jaunâtres ; calcaires tufacés à bois fossiles et gastéropodes.
83

E-Association de faciès et séquences sédimentaire
Les dépôts triasico-liasiques de Boutkhoubaye sont organisés en plusieurs séquences dont
la polarité, la puissance et l’organisation interne, changent.
1- Les séquences de 2 ème ordre
Le long de la coupe BK, on a défini huit séquences de 2 ème ordre.
-Les deux premières séquences, à bases ravinantes, sont formées par des conglomérats à
stratification oblique et en auges que surmontent des volcano-sédimentaires fins jaunâtres. La
deuxième est coiffée par des calcaires tufacés rougeâtres (à valeur de paléosols). Ces faciès
sont caractéristiques d’un cône de déjection sous climat aride.
-Les troisième et quatrième séquences, à bases ravinantes, montrent la succession
suivante : des conglomérats, des cendres lités et des argilites consolidées rougeâtres. Le terme
lité peut être lacunaire (quatrième séquence).
Ces dépôts du système fluviatile en tresse proximal avec: creusement du chenal lors des
fortes crues suivie d’une chute de l’hydrodynamisme de crue se traduisant d'abord par le
dépôt de niveaux lités puis la décantation dans un milieu de plaine d’inondation. Les faciès
de la quatrième séquence sont relativement distaux.
-La cinquième séquence, à base ravinante, débute par des brèches à stratification
oblique; et se termine par des volcano-sédimentaires fins et des argilites tufacées rougeâtres à
lentilles d’argilites consolidées (paléosols). Ces faciès sont caractéristiques d’un système
fluviatile en tresse proximale.
-La sixième séquence débute par des tufs fins, et lités à la base; viennent ensuite des
argilites tufacées qui montrent au sommet des lentilles d’argilites consolidées tufacées. Ces
faciès se sont mis en place dans une zone basse avale dans un paysage de plaine d’inondation,
alimentée par des chenaux étroits peu profonds qui s’observe dans des régions semi-arides.
-La septième séquence est entièrement argileuse et à passées consolidées. Elle traduit
l’installation d’une plaine d’inondation soumise à un climat chaud à aride en régime
rhéxistasique.
-La huitième séquence, à base ravinante, est de type estran. Elle est tronquée au sommet
et débute par des calcaires bioclastiques à bois fossiles et gastéropodes où s’intercalent des
passées laminitiques. Ces faciès intertidaux attestent de l’installation d’un environnement de
type tidal-flat.
2-Les séquences de 3 ème ordre
Les séquences de 2 ème ordre sont regroupées en trois mésoséquences positives
-La première mésoséquence, que coiffe une surface ravinante, montre des dépôts
grossiers à la base et fins au sommet. Cette séquence, qui englobe les deux
premières.séquences de 2 éme ordre, est formée par des dépôts grossiers à stratification oblique
en auges, qui témoignent de l’installation de cône de déjection.
84

Fig. 29-Evolution sédimentologique des dépôts triasico-liasiques de la région de
Boutkhoubaye (coupe BK)
85

-La deuxième mésoséquence, granodécroissante, englobe des séquences élémentaires ;
qui montrent chacune des faciès grossiers à la base, souvent à stratification oblique en auges,
et au sommet des faciès fins généralement lités. Elle indique la diminution de
l’hydrodynamisme du milieu de dépôt depuis un système fluviatile en tresse proximale à un
système relativement distale; qui s'affirme avec l'installation d'une plaine d'inondation.
-La troisième mésoséquence, que coiffe une surface de ravinement, débute par des
dépôts grossiers à stratifications oblique et entrecroisée et se termine par des argilites
rougeâtres, très abondantes au sommet. Elle atteste de l'installation d'un système fluviatile en
tresse proximale que relaye une plaine d'inondation. Ces faciès indiquent que l'érosion est
active à la base, suite à un hydrodynamisme important et sous un climat tropical à saisons
alternées (en phase rhéxistasique). Au sommet, la dominance des argilites indique une
accalmie de l'érosion ou un aplanissement des reliefs avoisinants (sources nourricières) et
dépôts par décantation sous climat chaud à aride.
F- Conclusion
Le long de la coupe BK affleurent essentiellement les argilites salifères supérieures et
volcano-sédimentaires associés.
Les dépôts, grossiers à la base et fins au sommet, sont agencés au 2 ème ordre en séquences
granodécroissantes qui sont regroupées en mésoséquences positives. Ils montrent une
diminution de l’hydrodynamisme de crue fluviatile depuis le dépôt des faciès de cône de
déjection à des faciès fluviatiles en tresse proximal, puis distal; que coiffe une plaine
d’inondation. Les dépôts grossiers sont dus à un rajeunissement des reliefs et à une activation
des processus d’érosion, suite à une tectonique synsédimentaire favorisant l’installation d’une
pente suffisamment forte pour faciliter des écoulements boueux
Dans ces dépôts la présence de fragments de lave vitreuse en forme de flammes mèches
(texture vitro clastique: témoins de la mise en place de la lave à l’état chaud eutaxitique,
commun. Orale Zahour), lenticulaires ou à contours sinueux ou dentelés témoigne que les
dépôts des sédiments de dégradation sont concomitants à une émission des produits
volcaniques (volcanisme explosif).
Les pyroclastes, grossiers à la base, deviennent de plus en plus fins en montant dans la
série. Ils indiquent probablement plusieurs phases d'émission volcanique: la première serait
issue d'un centre d'émission voisin du bassin et qui l'alimente lors du dépôt de la Formation de
Tawrirt. Cette source se tarit progressivement. Une deuxième phase, qui est à l'origine des
pyroclastes fins, a probablement débutée avant la fin de la première phase, puisqu'on trouve
en association avec les laplli-tufs et les tufs lithiques, des argilites tufacées et des tufs fins.
Cette deuxième phase correspondrait soit à une source lointaine, ou à des produits restés
longtemps en suspension lors d'émissions précédentes.
Par la suite, une accalmie tectonique et volcanique s’affirme avec l’installation d’une
plaine d’inondation lors du dépôt de la Formation d’ Aghbalou Oumlil. Une troisième phase
de volcanisme explosif a commencé à la base de la Formation de Lissit, lors du dépôt des
carbonates tidalitiques. Elle se matérialise par des fragments de basaltes de forme sinueuse et
des fragments de lave vitreuse de forme diverticulée et des échardes.
86

VII-COUPE DE BOUMIA (BM)
A-Présentation de la coupe
La coupe BM, située au Sud immédiat de Boumia, est localisée à l’Est de Tabelkhirt. Elle
est levée sur la rive droite d’Oued Kiss
B- Les formations (Fig. 30)
Les dépôts triasico-liasiques de la coupe BM, épais de 40m, sont organisés en deux
formations : la Formation de Boumia et la Formation d’Aghbalou Oumlil ; alors que la
Formation de Tizi n’Toumelba y est lacunaire.
1-La Formation de Boumia (niveaux 1 à 5; 11,50m)
Cette formation repose sur le complexe basaltique par le biais de deux niveaux de
calcaires silicifiés marron. Elle est formée de deux membres :
a-Le membre inférieur (niveaux 1 à 4 ; 6m) débute par une brèche pyroclastique
violacée (niveau 1) à fragments de basaltes doléritiques (20%) à fond opacifié, contours
anguleux et sinueux, et de taille pouvant atteindre (2,5mm) ; à fragments de lave vitreuse
(20%), localement calcitisée, de formes sinueuse ou rubanée de lave complètement opacifiée ;
des opaques (oxydes de fer) pouvant se concentrer en aiguilles (forme dendritique) et en amas
disséminés dans le ciment (60%) qui est calcitique et chloriteux.
Vient ensuite une passée, pluridécimétrique, d’argilites violacées, que surmontent des tufs
grossiers lithiques gris (niveau 3) à traces de terriers, organisés en bancs décimétriques à
pluridécimétriques, que séparent des niveaux carbonatés microgrenus silicifiés et ferruginisés
noirâtres (niveau 2). Les tufs sont formés de fragments : de lave vitreuse (30 %) de formes
anguleuses et sinueuses ; de basaltes doléritiques (40%) de taille inframillimétrique inférieure
à (3mm) et de forme irrégulière; d’opaques (5%) et de fantômes de ferro-magnésiens (5%).
Le ciment est microsparitique (20%).
Ce membre est coiffé par une barre métrique, à base ravinante, de tuf lithique et cristallin
marron (niveau 4), à stratification oblique, à cristaux isolés de feldspaths plagioclases (40%)
et de rares cristaux d’orthoses de taille qui varie entre (0,75mm et 1mm); de fragments de
lave vitreuse (10%), localement chloritisée et de formes sinueuses; d’opaques (2 à 3%) ;
quelques fragments de basaltes opacifiès de taille comprise entre (0,1 et 2 mm) ; d’oxydes de
fer (en proportion élevée). Quant au ciment (50%), il est microsparitique.
b-Le membre supérieur (niveau 5 ; 5,50 m) est structuré comme suit:
-des argilites rouge-brique où s’intercalent deux niveaux pluridécimétriques chenalisés, de
tufs, grossiers rougeâtres à la base et fins et à stratification oblique au sommet. Elles sont
coiffées par un niveau pédogénétique (niveau à poupées).
-une barre métrique, à base ravinante, de conglomérat rougeâtre à stratification oblique
(lamines orientées N110, 15 NE) à fragments centimétriques à décimétriques, de basaltes,
d’argilites et de calcaires silicifiés, et à matrice argileuse rougeâtre.
-un banc pluridécimétrique, de tuf fin rougeâtre lité.
-le niveau 5, métrique et à base ravinante, est représenté par des calcaires tufacés à
fragments, de formes sinueuses et anguleuses, de lave vitreuse (5 à 7%); de basaltes
microlitiques porphyriques ; d’opaques; d’agrégats, de bioclastes et de lithoclastes
ferruginisés.
87

Fig. 30-Analyse lithologique et volcano-sédimentaire de la région de
Boumia (coupe BM).
88

2-La Formation d’Aghalou Oumlil
Cette formation débute par des argilites rougeâtres (2m), à passées décimétriques
d’argilites tufacées consolidées rougeâtres et à passées décimétriques de tufs fins rougeâtres.
Elles sont surmontées par 20m d’argilites rouge-brique que transgressent les carbonates
tidalitiques du Lias inférieur et moyen
3-La Formation de Lissit (20m ; Saâdi, 1996)
Cette formation, représentée par les carbonates tidalitiques du Lias, débute par des
dolomies calcareuses bréchifiées organisées en bancs décimétriques ; que surmontent une
alternance d’argilites rougeâtres et de dolomie bioturbée rosâtre dont les toits sont coiffés par
des surfaces irrégulières encroûtées. Viennent ensuite des argilites rougeâtres à intercalations
variées : dolomies bioclastiques, dolomies stromatolithiques, argilites consolidées à traces de
racines et de terriers et dolomies et dolomies argileuses bioturbées. Elle est transgressée par
un conglomérat mio-pliocéne.
C-Les discontinuités sédimentaires
Plusieurs discontinuités sédimentaires sont reconnues et définies sur la coupe BM. Elles
sont représentées par:
Les discontinuités mineures qui sont matérialisées par des : diastèmes, variations
brusques de la lithologie, joints argileux, surfaces de ravinement et niveaux pédogénétiques.
Les discontinuités majeures sont représentées par :
-la surface de ravinement qui sépare le complexe basaltique des argilites supérieures.
-la surface de ravinement, à laquelle est subordonnée une variation brusque de la
sédimentation, et qui affecte le sommet du membre inférieur de la Formation de Boumia.
-le niveau à poupées (à valeur de paléosol) qui affecte le membre supérieur de la
Formation de Boumia.
-le changement brusque de la lithologie qui souligne la base des carbonates liasiques.
D-Les faciès
Sept types de faciès ont été reconnus et définis sur la coupe BM :
-niveaux pédogénétiques; niveaux carbonatés hématitisés et silicifiés; argilites
consolidées à traces de racines et de terriers
- argilites violacées, rougeâtres ou rouge-brique;
-dolomies et dolomies argileuses bioturbées; dolomies stromatolithiques ; dolomies
bioclastiques
-conglomérats rougeâtres à stratification oblique.
-brèches pyroclastiques violacées
-tufs grossiers lithiques gris ou rougeâtres; tufs lithiques et cristallins marrons à
stratification entrecroisée ; tufs fins à stratification oblique ; tufs fins lités rougeâtres ;
-calcaires tufacés.
-argilites tufacées consolidées rougeâtres.
89

E-Associations de faciès et séquences sédimentaires
1-Les séquences de 2 ème ordre (Fig. 31)
Les dépôts de Boumia sont structurés au 2 ème ordre en six séquences positives, dont la
composition interne change.
-La première séquence débute par des carbonatés silicifiés et ferruginisés que
surmontent des brèches. Elle est coiffée par des argilites rougeâtres.
-La deuxième séquence est formée par une alternance de volcano-sédimentaires grossiers
et de calcaires silicifiés et hématitisés.
Ces deux séquences formées essentiellement de faciès grossiers, seraient probablement
indicatrices de dépôt de cône de déjection.
-Les troisième et quatrième séquences, à base ravinante, sont granodécroissantes et
stratodécroissantes. Elles sont formées par des volcano-sédimentaires granoclassés à
stratification oblique, à éléments millimétriques à pluridécimétriques, de basaltes et de
calcaires silicifiés et hématitisés. La première séquence est tronquée au sommet, alors que la
deuxième, coiffée par des argilites, est couronnée par un niveau pédogénétique. Ces faciès se
seraient déposés dans un système fluviatile en tresse relativement proximal ; que relayent des
faciès de plaine d’inondation en climat semi-aride à aride.
-La cinquième séquence, à base ravinante, montre la succession suivante : des
conglomérats à stratification oblique ; volcano-sédimentaires fins, à stratification oblique à la
base et à matrice argileuse ; calcaires tufacés. Ces faciès indiquent l’installation d’un système
fluviatile en tresse proximale.
-La sixième séquence débute par des argilites à rare passées d’argilites consolidées
tufacées et de volcano-sédimentaires fins que coiffent des argilites rougeâtres. Elle témoigne
de la décantation des faciès fins dans une plaine d’inondation en climat tropical humide
(absence des niveaux pédogénétiques).
2-Les séquences de 3 ème ordre
Les séquences de 2 ème ordre sont ordonnées en trois mésoséquences positives
-La première mésoséquence, coiffée par une surface de ravinement, est formée par une
alternance de volcano-sédimentaires grossiers à la base et fins au sommet, et de calcaires
silicifiés et ferruginisés. Les niveaux carbonatés épigenèises traduiraient des phénomènes
d’encroûtement liés à une activité pédogénétique ou à un battement de nappes phréatiques qui
se développe sur les lobes inactifs des cônes de déjection
(Oujidi, 1996).
-La deuxième mésoséquence, peu épaisse, est coiffée par un niveau pédogénétique (à
valeur de paléosol). Elle est formée par des faciès du système fluviatile en tresse proximal
que coiffent des faciès de plaine d’inondation.
90

Fig. 31-Evolution sédimentologique des dépôts triasico-liasiques de
la région de Boumia (coupe BM)
91

-La troisième mésoséquence, que coiffe un niveau carbonaté tufacé (à valeur de
paléosol), est formée par des faciès du système fluviatile en tresse de plus en plus distale. Ils
se seraient déposés dans des barres transversales à la base après retrait ou migration latérale
du transit principal. Après quoi l’hydrodynamisme du milieu chute et se traduit par la
décantation dans un milieu de plaine d’inondation sous climat chaud hydrolysant.
F- Conclusion
Les dépôts triasico-liasiques de Boumia sont représentés par le complexe basaltique, les
argilites salifères supérieures et les carbonates liasiques.
Les argilites salifères reposent sur les basaltes par le biais de calcaires silicifiés et
hématitisés. Elles sont formées par des dépôts détritiques grossiers à la base (conglomérats à
stratification oblique en auges) et fins au sommet (argilites rougeâtres) ; auxquelles sont
associés des éléments de projection volcanique. Les dépôts sont représentés par des faciès
pyroclastiques (brèches, tufs lithiques et / ou cristallins, des calcaires tufacés et des argilites
tufacées) et des faciès détritiques (conglomérats et argilites). Ils témoignent de l’activité
volcanique explosive parallèlement à la sédimentation détritique, issue de la dégradation des
reliefs en voie de surrection (arrière pays et substratum). La concentration des pyroclastes,
dans les formations de base, révèle des retombées abondantes et rapides sous faible tranche
d’eau de projections d’affinité tholéiitique et de la proximité des bouches éruptives (Badra,
1993).
Les dépôts de cette coupe s’ordonnent en trois mésoséquences positives : La première
témoigne de l’installation d’un cône de déjection; quand aux deux suivantes, qui montrent des
faciès grossiers à la base et fins au sommet, attestent d’abord d’un dépôt dans des chenaux
distributeurs étroits et peu profonds qu’alimentent la marge d’un environnement de type
plaine d’inondation. Par la suite, une chute de l’hydrodynamique, se traduit par installation de
faciès distaux d’une dépression humide assez plate et très étendue (plaine d’inondation).
92

VIII-Evolution spatio-temporelle
A-Corrélation et répartition des corps sédimentaires
Dans cette région, qui s'étend au SE de la faille d’Aït Oufella, affleure essentiellement le
socle paléozoïque granitisé ainsi que les arkoses, les grès lie de vin, les argilites salifères
inférieures, les basaltes et les argilites salifères supérieures. Quant aux carbonates, ils forment
de larges plateaux légèrement gauchis au NW, ainsi que les cuestas qui ceinturent la
boutonnière de Boumia au SW et au Sud. Le Crétacé affleure au SW et au NE; où il repose
respectivement sur les carbonates liasiques et les argilites salifères. Alors que les dépôts
cénozoïques, ils reposent : sur les argilites saliféres au cœur de la boutonnière de Boumia,
sur le Crétacé au NE et au SW ; sur le complexe basaltique et les carbonates liasiques au Sud.
Les détritiques grossiers de base et les argilites saliféres inférieures (Carnien
supérieur-Norien basal), sont réduits (30m) dans la région de Boumia, et peuvent atteindre
200m dans la région de Tizi n'Rechou. Ils reposent sur le socle paléozoïque par
l’intermédiaire des détritiques grossiers de base (arkoses grossières à nombreuses structures
sédimentaires : bioturbations, niveaux pédogénétiques ; stratification oblique, pseudo-litage).
Viennent ensuite les argilites rougeâtres et rouge-brique (80m), localement silteuses et litées à
passées d'arkoses, que coiffe localement un liseré d'argilites noirâtres.
Ces dépôts sont organisés en des mésoséquences positives (granodécroissantes), formées
par des dépôts grossiers, du système fluviatile en tresse proximale, que relayent des dépôts
fins du système fluviatile en tresse distale voire souvent à des plaines d'inondation.
L'extension limitée des dépôts grossiers (absence des dépôts de piémonts) dans ces couches
atteste de la faible dénivellation des reliefs riverains aux bassins de sédimentation. Ce
paysage aplani est le résultat de l'érosion vigoureuse du Permien, qui a affecté les reliefs
érigés lors de l'orogenèse hercynienne. Les changements de faciès peuvent-êtres lier aussi à
une remontée eustatique du niveau marin entraînant un blocage des apports détritiques
grossiers.
Les variations d'épaisseur et les changements de faciès, qui caractérisent ces dépôts,
témoignent d'une paléogéographie différenciée sous un régime rhéxistasique à saisons
alternées et en climat tropical chaud rubéfiant, probablement à saisons alternées.
Le complexe basaltique (Norien-Lias basal), dont l’épaisseur peut atteindre une
centaine de mètres, est formé par des basaltes microlitiques à pyroxène et olivine. Ils sont
généralement altérés à billes, et montrent localement des faisceaux prismés (photo 1, pl. VI),
des niveaux à pillow-lavas (photo 2, pl. VI) et des carbonates silicifiés et ferruginisés.
Localement, dans la région de Boumia (Aït Ouchrif et au Sud du village de Boumia), les
surfaces de certaines coulées sont perforées voire taraudées (ces fentes seraient probablement
dus à l’échappement de gaz ou à des traces de terriers : photo 1, pl. VI).
Ces épanchements basaltiques indiquent le début des manifestations de la distension
mésozoïque ; ils seraient montées à la faveur des accidents majeurs de la région selon le
modèle d'un volcanisme fissurale (Oujidi, 1994), comme en témoignent les dykes à
remplissage de basalte (Boutkhoubaye et Awrire). Puis, les laves se seraient épanchées dans
un milieu subaérien ou sous une très faible tranche d'eau comme en atteste la présence des
Pillow-lavas et les intercalations sédimentaires.
93

Les argilites salifères supérieures
Les argilites salifères supérieures (Héttangien (?)-Sinémurien inférieur), très développés au
NW (150m à Tawrirt et Tizi n'Rechou) et réduites au SE (Boumia), sont marquées par des
pyroclastites. Elles sont organisées en trois Formations (Fig. 32 et 33):
La Formation de Tizi n'Rechou et Formations équivalentes (10 à 100m) débutent au
SE (Fig. 33) par des dépôts grossiers (conglomérats polygéniques à fragments de basaltes,
grés et argilites ; brèches très bioturbées à concrétions siliceuses et fragments de basaltes) à
nombreuses structures sédimentaires (stratifications obliques diffuse et stratifications obliques
en auges) ; ils sont séparés par des passées d’argilites consolidées et concrétionnées (à valeur
de paléosols) des calcaires tufacés, des calcaires silicifiés et hématitisés et des argilites
tufacées violacées, Ils sont relayés au NW par des dépôts essentiellement argileux rougebrique
à rares lentilles de tufs et/ou de calcaires tufacés. Ces dépôts, que coiffent des niveaux
pédogénétiques ou un calcaire tufacé, caractérisent au SE des cônes de déjection que relayent
des faciès du système fluviatile en tresse; attestant du démantèlement intense des reliefs
avoisinants; alors rajeunis, ils alimentent à chaque flot saisonnier en détritiques grossiers
(faible transport), les zones subsidentes adjacentes. En revanche, le développement au NW du
détritisme fin atteste de l'instauration d'une plaine d'inondation réceptacle d'épandages
fluviales, éloignée de la zone nourricière; et ayant subi de multiples phases pédogénétiques.
Les variations d'épaisseurs et les changements de faciès importants (Fig. 34), que présentent
ces dépôts, témoignent de la réactivation du cadre paléogéographique préexistant (dépôt sous
contrôle tectonique) sous climat tropicale humide à saisons alternées et en régime
rhéxistasique.
Ils sont surmontés (membre supérieur) au NW par des argilites rougeâtres ou grisverdâtre,
où s’intercalent des passées d’argilites bioturbées, concrétionnées ou à nodules
siliceuses, des carbonates tufacés, des calcrêtes et de rares lentilles de conglomérats, tufs lités
et dolomies gréseuses à traces de contournements. Ils attestent de l’installation d’une plaine
d’inondation marquée par plusieurs phases d’émersion (niveaux pédogénétiques à valeur de
paléosols). Ils sont relayés latéralement au SE par des dépôts grossiers (brèches,
conglomérats à stratifications obliques et tufs grossiers) que coiffent des argilites souvent
tufacées et à passées de tufs fins localement concrétionnées.
Les dépôts grossiers, couronnés par des niveaux pédogénétiques et des calcrêtes, sont
agencés, en des séquences fluviatiles en tresse proximale et distale. Avec toutefois une
variation dont l’épaisseur : réduites à Boutkhoubaye (coupe BK) et dilatées à Tawrirt (coupe
TW). Elles indiquent une subsidence croissante du bassin dans le même sens. La variation de
faciès et des épaisseurs témoigne d’un dépôt sous contrôle tectonique et de la réactivation du
canevas morphostructural préétabli ainsi que de la poursuite de la même dynamique
sédimentaire que précédemment, traduisant une recrudescence de l'érosion des reliefs accusés
environnants, en voie de surrection.
Ils nourrissent un bassin intracontinental dissymétrique (Fig. 32 et 33) montrant un
approfondissement graduel qui s'effectue en paliers successifs en allant du SE vers le NW et
dont l'axe d'approfondissement maximal serait situé à Tawrirt.
Parallèlement à ces faciès de dégradation, se déposent des pyroclastites, issues
d'émissions volcaniques explosives. A la base de la Formation de Tizi n’Rechou, se déposent
des pyroclastites grossières, abondantes au SE où elles témoignent de la proximité de la
bouche principale de l'émission volcanique (accident à l'aplomb de Tawrirt et de Boumia).
Alors qu’au NW, elles sont réduites à quelques passées de tufs fins et d’argilites tufacées.
94

95
Fig. 32-Corrélation des dépôts triasico-liasiques des coupes de la région
de Boumia-Tizi n’Rechou. cf. Fig. 12 pour la légende de la carte.

Elles se seraient formées par des avalanches (Fisher & Schmincke, 1984 ; Smith, 1986 ;
Schneider, 1990) ou par une fragmentation du magma lors de son ascension et résulteraient de
projections à l'air libre ou à sec (Chalot-prat & al., 1978) et leur chute s'est effectuée en
milieu aérien ou subaérien ou sous faible tranche d'eau (tufs à lapilli).
L'abondance des échardes de verre atteste d’un transport par fluidisation gazeuse de
fragments volcaniques (Parson, 1969). Alors que l'abondance des cristaux de plagioclases, au
sommet du membre inférieur, atteste de la désintégration explosive d'une lave à cristallisation
avancée (Lucas & al, 1976).
La concentration des pyroclastites dans le membre inférieur de la Formation de Tizi n'
Rechou révèlent des retombées abondantes et rapides sous faible tranche d'eau. Ces
conditions persistent jusqu’au sommet du membre supérieur ; néanmoins, elles sont
interrompues au SE par des périodes d’accalmie qui se traduisent par le dépôt par simple
décantation d’argilites tufacées. Exceptionnellement, au NW (Tizi n’Rechou) se développent
au sommet du membre supérieur des pyroclastites grossières attestant probablement de
l'apparition d'une nouvelle source d'émission, dont rares sont les produits qui parviennent
jusqu'à Tizi n'Toumelba; au-delà de laquelle on ne les retrouve plus (absents à Tanourdi et
Kerrouchène).
La Formation de Tizi n'Toumelba, lacunaire à Boumia, réduite à Boutkhoubaye et
développée ailleurs, est caractérisée essentiellement par des cendres jaunes fauves. On assiste
là une inversion de la situation installée auparavant; les pyroclastites, absentes à Boumia
voire rares à Boutkhoubaye et Tawrirt, sont plus abondantes au NW (Tizi n'Toumelba) et
marquées par une dominance de fragments de laves et de cristaux. Ils proviennent
d'explosions violentes (Poirier & al., 1994) d’une lave à cristallisation avancée, et se forment
par accrétion à l'air libre en milieu riche en vapeur d'eau (Boucarut & Crevola, 1972). Ces
cendres fins peuvent rester longtemps en suspension dans l'air ou dans l'eau et se déposer en
dernier; ou sont transportées très loin de la source volcanique (Fisher & Schmincke, 1984 ;
Cas & Wright, 1987). Ils attestent soit de l'éloignement de la bouche d'émission, ou du dépôt
par accrétion des éléments peu denses, longtemps après une phase d'émission ultérieure.
La Formation d’Aghbalou Oumlil, réduite à Boutkhoubaye et épaisse à Boumia, montre
une extension régionale. Elle est composée d’argilites rouge-brique à rares passées :
d’argilites consolidées et tufacées, de grés argileux, de conglomérats polygéniques (à
fragments de basaltes, d’argilites et de dolomies) et de tuf cristallins (Tawrirt, Tizi n’Rechou
et Tizi n'Toumelba). Elle est souvent coiffée par des argilites verdâtres ou noirâtres.
Avec la Formation d’Aghbalou Oumlil (Fig. 33), se généralisent des faciès
essentiellement argileux, témoignant de l'instauration d’une plaine d'inondation sous un
climat hydrolysant. Ces dépôts fins, déposés dans un schéma paléogéographique différencié
(Fig. 34), attestent d’une homogénéisation paléogéographique, d’une accalmie volcanique et
tectonique ; ainsi que de la chute de l’érosion suite à l’adoucissement du climat (climat
chaud) et de la diminution de l’énergie de l’hydrodynamisme fluvial.
Quant aux argilites verdâtres, elles attestent d'une mise à l'eau de la région et de
l'instauration d’un environnement de type sebkha. Cette incursion marine s'affirme avec le
dépôt des carbonates tidalitiques du Lias inférieur. Le passage des argilites salifères
supérieures aux carbonates liasiques est progressif (rive droite de Oued Kiss et Tizi
n'Toumelba) ou brutal (Boumia, Boutkhoubaye, Tawrirt, Tizi n'Toumelba).
96

97
Fig. 33-Bassin de Boumia-Tizi n’Rechou : A-Répartition et géométrie des corps sédimentaires.
B-Séquences types : 1- séquence de plaine d’inondaton; 2-Séquence fluviatile en tresse; 3- séquence de cône.

Fig. 34-Région de Boumia-Tizi n’Rechou : profil paléogéographique
et morphostructuraion en blocs basculés. 1-Complexe basaltique, 2-Dépôts de
cône, 3-Dépôts fluviatils en tresse proximal, 4-Dépôts fluviatils en tresse distal,
5-Plate forme carbonatée, 6-Plaine d’inondation
La Formation de Lissit est représentée par les carbonates tidalitiques du Lias, de type
tidal flat. Ils sont formés par des carbonates bioclastiques tufacés à laminites, gastéropodes et
bois fossiles. Viennent ensuite, des calcaires bioclastiques et des dolomies laminitiques à
structures oeillées ; que séparent des passées d’argilites, localement ligniteuses. Ils sont
organisés en séquences de type sebkha (Boumia), à lignites (Boutkhoubaye) et de chenal de
marée (Tawrirt, Tizi n'Rechou et Tizi n'Toumelba) ; et attestent d’une homogénéisation
paléogéographique relative, qui se traduit par l'installation d'une plate-forme tidale suite à
l'augmentation du niveau eustatique du Lias inférieur et moyen. Une faible activité
volcanique perdure à la base de ces carbonates avec des retombées de rares niveaux
pyroclastiques (Tizi n'Rechou et Boutkhoubaye) représentés par des carbonates tufacés
bioclastiques. Cette ultime émission volcanique est à mettre en relation avec la réactivation
des linéaments majeurs de la région (persistance du régime distensif triasico-liasique).
Après quoi toute la région est ennoyée, suite à la remontée eustatique du Sinémurien
supérieur, et elle évolue en tant que plate-forme carbonatée tidale, de type marais maritime.
B-Modalités et principaux paramètres de la sédimentation
Dans la région de Boumia-Tizi n’Rechou, la couverture méso-cénozoïque du socle
paléozoïque, est composée essentiellement d'argilites salifères triasico-liasiques, où
s'intercalent des coulées basaltiques; quant aux carbonates tidaux, ils sont réduits et
transgressés par le Mio-Pliocène ou le Crétacé.
Les détritiques grossiers de base et les argilites saliféres inférieures (Carnien supérieur-
Norien basal), qui reposent sur le socle paléozoïque granitisé et schistosé, traduisent d’abord
une érosion active du socle paléozoïque, érigé en horst, et d’un hydrodynamisme fluviale
important, dont la chute se traduit par une diminution de la granulométrie au dépend d’un
enrichissement en argilites. Ce détritisme fin atteste de l’instauration d’une plaine
d’inondation, localement confinée.
Le complexe basaltique (Norien-Lias basal), généralement altérés à billes, se présente
localement en faisceaux prismés; comme ils montrent des niveaux de calcaires silicifiés et
ferruginisés. Tous ces caractères attestent d’une mise en place sous faible tranche d’eau.
98

Fig. 35-Les argilites saliféres supérieures de la région de Boumia-Tizi n’Rechou :
paramètres sédimentaires et modalités de dépôts
99

Les argilites salifères supérieures reposent localement sur le complexe basaltique par le
biais d’un ou plusieurs niveaux de calcaires silicifiés et hématitisés ; elles sont formées par
des dépôts détritiques ; auxquelles sont associées des pyroclastites.
Les dépôts sont structurés en mésoséquences positives, débutant chacune par des dépôts
grossiers que relayent des dépôts de plus en plus fins au sommet. Le matériel grossier,
représenté par des conglomérats et microconglomérats à galets de basaltes (issus du
remaniement local du complexe basaltique sous-jacent) ; auxquels sont associés des volcanosédimentaires
grossiers (où la facture pyroclastites est conservée). La matrice, localement
immature, est argileuse ou cendreuse.
Ces dépôts grossiers, déposé en chenaux, s’organisent en séquences dont la tendance
globale est strato- et granodécroissante (Fig. 35). Ils s’accumulent sous forme de cônes de
déjection ; et attestent d’une tectonique active de l’aire de dépôt avec une subsidence
synsédimentaire (Allen, 1965) et de l’érosion importante de l’arrière pays en voie de
surrection. Ils traduisent également un dépôt aux pieds des massifs montagneux, le long des
escarpements de failles (Fig. 34).
Ces dépôts sont contrôlés par une activité tectonique continue, qui se manifeste par
saccades à la base de chaque mésoséquence et sous climat humide, donnant lieu à une
sédimentation grossière ramenée sur une faible distance par des courants torrentiels d’une
source proche. Ces cônes progradent comme des lobes à chenaux emboîtés et migrants,
intercalés vers le haut par des silts et des niveaux pédogénétiques, témoins de périodes
d’accalmie tectonique et érosive.
Les termes supérieurs montrent un enrichissement en matériels de plus en plus fins
(granodécroissance progressive) qui traduisent une baisse de l’énergie de transport et de
l’activité tectonique. Ils attestent d’une atténuation des reliefs et de l’instauration d’abord de
cônes plus distaux qui évolue en un système fluviatile en tresse. Après quoi, les dépôts siltoargileux
prennent le relais. Ils sont les témoins du débordement et l’ennoyage des structures
préexistantes, avec l’instauration d’une plaine d’inondation suite à la chute de l’énergie
hydrodynamique et de l’atténuation de l’érosion des reliefs bordiers.
La sédimentation et le régime d’écoulement sont contrôlés par des inondations répétitives
sur une plaine d’inondation très étendue. Les discontinuités du sommet des séquences
correspondent à des périodes d’émersion, exprimée par des horizons pédogénétiques, des
encroûtements carbonatés et des calcrêtes.
Quant aux pyroclastites, elles sont grossières à la base; elles attestent de l’activité
d’évents situés à l’aplomb des bassins de dépôts, matérialisés par les failles bordières
(volcanisme fissural); Alors qu'au sommet, ces volcano-clastites sont fines et matérialisées
par des cendres et des argilites tufacées ; elles seraient issues de sources plus lointaines ou
déposées tardivement par simple décantation, après êtres restées plus longtemps en
suspension dans l’aire ou dans l’eau (Fisher et Schmincke, 1984 ; Cas et Wright, 1987).
Le passage des argilites saliféres supérieures aux carbonates tidalitiques du Lias est soit
brutal ou progressif, avec un enrichissement en carbonates bioclastiques tufacés. Ils attestent
de l’instauration de la plate forme carbonatée liasique, où se différentient des milieux tidaux
variés. Les changements de faciès et les variations importantes des épaisseurs traduisent la
restructuration du cadre morphostructurale préétabli, suite à une remobilisation des accidents
bordiers, en attestent les pyroclastites qui marquent les premiers niveaux carbonatés
100

Chapitre 2 LA BORDURE MERIDIONALE DU MOYEN
ATLAS
I-Etude stratigraphique et analyse sédimentologique (Fig. 36 et 37)
Les dépôts triasico-jurassiques de la bordure SE du Moyen Atlas sont représentés
essentiellement par les argilites salifères rouges, le complexe basaltique et les carbonates
liasiques. Le long de cette bordure moyenne atlasique, particulièrement active durant le Trias
supérieur, se sont individualisés des bassins et des blocs basculés, guidés par des failles
normales. Les argilites salifères, par leur organisation lithologique et par leur épaisseur,
soulignent cette morphostructuration et la dynamique sédimentaire associée.
A-Les argilites saliféres inférieures (Carnien supérieur-Norien inférieur), discordantes
sur le socle paléozoïque et puissantes de 350m, débutent par une brèche, polygénique et
hétérométrique à éléments, centimétriques à plurimétriques, d’arkose, grés et schistes.
Viennent ensuite: des grès, des argilites rouges à gypse disséminé (Tabet & al, 1979), des
siltites et des argilites grisâtres à noirâtres où s'intercalent des dolomies légèrement indurées
et taraudées.
B-Le complexe basaltique est composé de basaltes doléritiques verdâtres, altérés à
billes et à faisceaux prismés. Il montre de rares intercalations sédimentaires lenticulaires,
carbonatés ou argileux, souvent ferruginisés et minéralisés.
C-Les argilites salifères supérieures (40 à 120m)
Ces argilites, plurimétriques, sont organisées en trois formations (Fig.: Formation d’Aït
Lhaj, Formation de Tizi n’Toumelba et Formation d'Aghbalou Oumlil. Notons que les deux
premières formations, très développés au SW, sont lacunaires au NE, entre Aït Oufella et
Touariit Tomakrant, où la troisième formation sert de transition entre le complexe basaltique
et les carbonates liasiques.
La Formation d’Aït Lhaj (45 à 75m) est organisée en deux membres :
•Le membre inférieur (47m) repose localement sur le complexe basaltique par le biais
d’un ou plusieurs niveau (x) de carbonates silicifiés et ferruginisés. Il débute par des brèches
pyroclastiques, organisées en barres plurimétriques à stratification oblique, séparées par des
passées d'argilites tufacées noires ou rouge-brique. Elles sont surmontées par une alternance
de brèches pyroclastiques et de tufs grossiers ou fins gris-verdâtre, où les niveaux
pédogénétiques sont de règle. Ce membre est coiffé par des argilites noirâtres,
concrétionnées et tufacées.
•Le membre supérieur (26m) débute par une brèche, que surmonte une alternance de
tufs gris-verdâtre et d’argilites rougeâtres localement tufacées. Elles sont coiffées par des tufs
fins lités qui sont chargés en tufs grossiers verdâtres, carbonates silicifiés et hématitisés et
d’argilites tufacées. Ce membre se termine par des argilites à rares passées volcanosédimentaires
consolidées (tufs lithiques et tufs fins lités).
101

Fig. 36-Log stratigraphique synthétique de la bordure méridionale du Moyen Atlas.
102

La Formation de Tizi N’Toumelba (30 à 40m) est composée essentiellement de cendres
meubles jaunâtres, lités au sommet, où s'intercalent des passées d'argilites rougeâtres ou
noirâtres, des niveaux pédogénétiques et des passées de dolomies concrétionnées verdâtres à
rognons de silex.
La Formation d'Aghbalou Oumlil (13m) est formée d'argilites rougeâtres, localement
évaporitiques et intègre des passées : de grés rouges, de tufs fins verdâtres, d’argilites
verdâtres et de dolomies laminitiques.
Plus au NE, cette formation de puissance plurimétrique, repose directement sur le
complexe basaltique (Mitre et Oued Akhnig). Le passage de ces argilites aux carbonates
liasiques est brutal ou progressif. Ce passage est net ; il se manifeste clairement dans la
morphologie de la région par la mise en place de barres chenalisées de dolomies bioclastiques
oolitiques, localement tufacées.
D-Les carbonates liasiques (Fig. 37)
La bordure méridionale du Moyen Atlas (Fig. 1) se caractérise par une série sédimentaire,
essentiellement carbonatée (Formation de Lissit), dont les caractéristiques faciologiques
particulières diffèrent de celles des autres régions du Moyen Atlas, de positions, centrale et
septentrionale (Colo 1961, El Arabi 1987, Fedan 1989, Charrière 1990, Hauptman 1990,
Echarfaoui 1991, Akhssas 1993, Laadila 1996).
Les carbonates liasiques sont représentés par des tidalites, dont l'âge s'échelonne du
Lotharingien moyen à un Carixien élevé, voire Domérien (Saâdi, 1996 ; Saâdi & al., 2003).
Ils sont caractérisés par trois passées d'argilites : les deux premières sont d'extension limitée;
la troisième, d'extension régionale, est qualifiée de "Faciès d'Itzer" (Termier 1936). Ce faciès
particulier, qui peut être suivi le long de la bordure sud-est du Moyen Atlas, permet de
subdiviser les carbonates liasiques en "carbonates anté-Itzer" et "carbonates post-Itzer"
(Saâdi 1996).
+Les carbonates anté-Itzer (Lotharingien moyen voire Carixien: biozone C 1 ). Ils
débutent par des calcaires oncholitiques et bioclastiques (essentiellement à brachiopodes
Lotharingien) et des faciès oolithiques à stratifications obliques et entrecroisées. Ces
carbonates chenalisés, localement tufacés, sont organisés en barres que séparent localement
des passées volcano-sédimentaires.
Le Carixien inférieur (Saâdi, 1996) est marqué au SW, par une passée, pluridécimétrique
d’ argilites rougeâtres, verdâtres au sommet. Il débute par des carbonates bioclastiques
(essentiellement à Mégalodon sp. et Lithios sp.) que séparent des dépôts à dominante
laminitique et à structures oeillées. Il se termine par une alternance d'argilites verdâtres,
localement rougeâtres et évaporitiques, et de carbonates laminitiques et stromatolitiques à
passées bréchiques et à structures oeillées.
Les carbonates anté-Itzer sont coiffés par une discontinuité sédimentaire d'extension
régionale, dont la matérialisation change d'une région à l'autre : surface émersive à mudcraks,
surface irrégulière ferruginisée et encroûtée, surface bréchifiée, surface karstifiée et
hard-ground (Saâdi, 1996).
103

Fig. 37-Log stratigraphique synthétique du Lias inférieur et moyen de la Haute Moulouya
et de la bordure méridionale du Moyen Atlas.
104

+Les carbonates post-Itzer, datés du Carixien supérieur (biozone C 2 )-Domérien voire
Toarcien, ravinent localement le faciès d'Itzer (Bou Iziar, Oued Akhnig, Mitre, Taouarda et
Taouariit Tameziant). Ils sont caractérisés par "le niveau à Hesperthyris", qui forme un ou
plusieurs horizons au NE ; alors qu’il se biseaute en allant vers le SW (Aït Lhaj et Aghbalou
Oumlil).
Ils débutent par une alternance, plus ou moins régulière, d'argilites verdâtres, localement
versicolores (Oued Akhnig), et de dolomies à dominante stromatolitiques. Viennent ensuite
des dépôts dynamiques, calcaires et dolomitiques, qui montrent des intercalations de marnes
ou d'argilites, verdâtres ou bleuâtres, à lignites et charbon (Aït Qbal Lahlam et Aït Lhaj), de
dolomies laminitiques et stromatolitiques à lentilles bréchiques (Aït Atman, Bou Iziar, Aït
Oufella et Taouarda) et géodes (Aït Lhaj) .
Le sommet des carbonates post-Itzer est marqué par une alternance plus ou moins
régulière d'argilites verdâtres, localement rougeâtres (Aït Oufella, Bou Iziar et Aït Atman) et
de dolomies stromatolithiques, de dolomies bioturbées, de dolomies bréchiques, de dolomies
laminitiques et à rides de courant (Aït Oufella et Aït Lhaj). Ils sont coiffés, à Aït Oufella, par
des argilites versicolores (Domérien probable), riches en concrétions férrugineuses, qui
montrent des intercalations de dolomies cargneulisées.
Ils se terminent par une barre de calcaire ou de dolomie encrinitique fauve (Aït Atman et
Aït Oufella), d'extension régionale, attribuée au Toarcien (?). Les carbonates post-Itzer sont
transgressés par le Crétacé.
105

II-LA COUPE D’AGHBALOU OUMLIL (COUPE OL)
A-Présentation de la coupe
La coupe OL est située au SSW du village d’Itzer, et plus exactement au Nord immédiat
de la maison forestière d’Aghbalou Oumlil.
B-les formations (Fig. 38 et 39)
Le long de cette coupe, affleurent les basaltes traisico-liasiques ; les argilites saliféres
supérieures, où s’intercalent les dépôts volcano-sédimentaires, et les carbonates liasiques.
Le complexe basaltique (33m) est représenté par à la base des basaltes verdâtres
(niveau 1) de texture microlitique porphyrique à microlites et phénocristaux de plagioclases
dont la taille peut atteindre 1 mm ; ils sont isolés ou groupés en agglomérats de deux à
plusieurs individus ; ils sont limpides et à mâcle polysynthétique ; des phénocristaux de
clinopyroxène de taille (0,25 à 0,5 mm) à biréfringence forte et montrant un seul plan de
clivage sur la section longitudinale. Les opaques sont de forme arrondies ou amiboïdes, de
taille inférieure ou égale à 0,1mm (fantômes d’olivine altérée). Quant à la mésostase, elle
montre des microlites de plagioclases noyés dans un fond vitreux ferruginisé.
Viennent ensuite des basaltes verdâtres, altérés à billes où s’intercalent des niveaux,
décimétriques, de calcaires ferruginisés et silicifiés (niveau 2).
Quant aux argilites saliféres supérieures, à caractères faciologiques variés, elles peuvent
être subdivisées en trois formations
1-La Formation d’ Aït El Haj (47m)
Cette formation peut être subdivisée en deux membres :
a-Le membre inférieur (15m) débute par des tufs grossiers jaunâtres à
stratifications obliques ; que coiffent des tufs fin lités jaunâtres. Ils sont surmontés par une
brèche à blocs, décimétriques à pluridécimétriques, de basalte verdâtre et à matrice
pyroclastique fine.
Ce terme est coiffé par des tufs, grossiers à la base et fins lités au sommet. Il est clôturé
par une passée décimétrique d’argilites consolidées et très bioturbées (à valeur de paléosol).
b-Le membre supérieur (32m)
Ce membre débute par des tufs fins verdâtres où s’intercale une barre, chenalisée, de tufs
grossiers lithiques marron, consolidés à la base. Vient ensuite une passée pluridémétrique
d’argilites rouge-brique ; que surmontent des argilites rougeâtres, tufacées et consolidées à la
base ; que surmonte une alternance de tufs fins verdâtres et d’argilites rougeâtres (dont le
pourcentage augmente vers le sommet). Ils sont coiffés par un niveau pluridécimétrique, à
base ravinante, de tuf fin consolidé violacé très bioturbé (niveaux à poupées à valeur de
paléosol).
Ce membre est clôturé par des tufs fins verdâtres lités; que coiffent des argilites rougebrique,
plurimétriques, à rares passées décimétriques de tufs consolidés.
106

Fig. 38-Coupe lithostratigraphique d’Aghbalou Oumlil
107

2-la Formation de Tizi n’Toumelba (25m)
Elle est formée par la succession suivante:
-16m de tufs lithiques gris-violacé à éléments millimétriques de basalte et à matrice
argileuse rougeâtre. Ils sont consolidés dans la partie médiane.
-des argilites tufacées, noirâtres à la base et rougeâtres et très bioturbées au sommet
(niveau pédogénétique).
-un niveau pluridécimétrique d’argilites verdâtres concrétionnées et noduleuses, et
feuilletées, qu’encadrent deux surfaces de ravinement.
-le niveau 3, pluridécimétrique, est une dolomie chenalisée et concrétionnée (noduleuse)
verdâtre à rognons de silex. Il s’agit d’une dolosparite à cristaux xénomorphes,
hypidiotopiques à plages de silice, oxydes de fer et gravelles.
-un niveau pluridécimétrique de tuf fin, à éléments millimétriques, de basalte et à matrice
argileuse.
-des argilites tufacées consolidées rougeâtres que coiffent des argilites noirâtres
-un niveau plurimétrique de tufs fins lités verdâtres.
-des tufs fins (4m) à matrice argileuse rougeâtre, où s’intercalent des passées
décimétriques de tufs consolidés et lités.
3-La Formation d’ Aghbalou Oumlil
Cette formation, épaisse de 13m, est formée par des argilites rouge-brique où s’intercale
une passée de tufs fins verdâtres.
4-La Formation de Lissit (Saâdi, 1996)
Cette formation, dont seule la base est levée, est caractérisée par les carbonates liasiques.
Ils montrent la succession suivante :
-(6m) d’argilites rouges où s’intercale une passée lenticulaire de dépôts volcanosédimentaires.
-deux barres carbonatées lumachelliques (niveaux 4 et 5) ; que sépare un joint d’argilites
rougeâtres à galets de basaltes. La première (niveau 4), puissante de 2m, est composée de
dolomies lumachelliques chenalisées, à stratifications entrecroisées et à lentilles de volcanosédimentaires
; il s’agit d’une dolosparite tufacée à cristaux subautomorphes à automorphes,
imbriqués, à clivage net. Le sédiment originel serait un calcaire lumachellique de texture
wackestone à packstone à gastéropodes, bivalves, brachiopodes (Spiriferina sp.), pellets,
gravelles, ooïdes, cristaux isolés de plagioclases (6%) de formes quadrangulaires en éclats,
fragments basaltiques (1%) de taille comprise entre (0,1 et 0,25mm), plages de micrite et
d’argiles (3%), glauconie, oxydes de fer en proportion élevée. La deuxième (niveau 5 ;
0,80m) est formée de dolomies tufacées lumachelliques à gastéropodes, pectinidés,
brachiopodes (Hesperithyris sp. et Rhynchonelle moghrabiensis), bivalves, bois fossiles,
oncholithes, oolites souvent ferruginisées, pellets, gravelles, agrégats, lithoclastes, cristaux
isolés de plagioclases (5%), en éclats ou en macle tordue, fragments de basaltes microlitiques
localement porphyrique (0,5%) à fond chloritisé et opacifié, de taille qui varie entre 0,25 et
2mm, glauconie, oxydes de fer en proportion élevée et quartz authigène.
Ces éléments souvent ferruginisés ou silicifiés, sont liés par une dolosparite à cristaux
xénomorphes à subautomorphes, limpides à clivage net et encapuchonnés (texture
xénotopique à sub-idiotopique)
108

Fig. 39-Analyse lithologique et volcano-sédimentaire d’Aghbalou Oumlil
(coupe OL).
109

-des argilites rouges (6m) à passées, centimétriques à décimétriques, de dolomies
tufacées, chenalisées et granoclassées (niveau 6) renfermant des fragments micritiques ; des
ooïdes ; des fragments de cristaux de plagioclases (10%) de formes anguleuses, en éclats
tordus et à extinction roulante et à nombreuses microfractures ; des fragments de basaltes
(moins de 1%), à fond opacifié et de taille inférieure à 0,25 mm ; des lithoclastes argileux de
forme arrondies à elliptiques
C- Les discontinuités sédimentaires
Au niveau de la coupe OL, les discontinuités sédimentaires, d’expression locale, sont
fréquentes et matérialisées par : des joints, diastèmes, changements brusques de la lithologie,
surfaces de ravinement et niveaux pédogénétiques à valeur de paléosol (niveaux à poupées)
Quant aux discontinuités sédimentaires, d’expression régionale, elles sont en nombre de
quatre :
-La première est matérialisée par la surface qui ravine le complexe basaltique.
-La deuxième, qui affecte le membre supérieur de la Formation d’Aït Lhaj, est représentée
par une surface de ravinement.
-La troisième est la surface de ravinement qui sépare les Formations d’Aït Lhaj et de Tizi
n’Toumelba.
-La quatrième, à laquelle est subordonnée un changement brusque de la lithologie,
souligne la base des carbonates liasiques.
D-Les faciès
Le long de la coupe OL plusieurs types de faciès sont définis :
-argilites rougeâtres très bioturbées et consolidées; argilites feuilletées concrétionnées
verdâtres; argilites rouge-brique, rougeâtres ou noirâtres ;
-dolomies concrétionnées verdâtres à rognons de silex ; dolomies argileuses ;
-argilites consolidées tufacées rougeâtres ou noirâtres ; argilites rougeâtres à galets de
basalte ;
-dolomies tufacées lumachelliques chenalisées, à stratifications entrecroisées et lentilles
de tufs fins ; dolomies tufacées lumachelliques ; dolomies tufacées granoclassées ;
-tufs fins consolidés violacés à matrice argileuse rougeâtre ; tufs fins consolidés violacés
et très bioturbées; tufs fins à matrice argileuse rougeâtre ; tufs fins verdâtres, gris-violacé ;
tufs fins lités verdâtres ou jaunâtres ; tufs fins à rares éléments grossiers ;
-tufs lithiques marron ou gris-violacé à matrice argileuse rougeâtre; tufs grossiers
jaunâtres à stratification oblique et/ou granoclassés ;
-brèches pyroclastiques verdâtres à matrice fine.
E-Associations de faciès et séquences sédimentaires
Les argilites salifères supérieures sont structurées en séquences de composition interne, de
polarité et de puissance variées.
a-Les séquences de 2 éme ordre (Fig. 40).
Le long de la coupe OL, on a défini sept séquences de 2 éme ordre :
110

Fig. 40-Evolution sédimenthologique des dépôts triasico-liasiques
d’Aghbalou Oumlil (coupe OL)
111

-Les deux premières, granodécroissantes, débutent par des volcano-sédimentaires
grossiers que couronnent des tufs lités. La deuxième séquence est coiffée par un niveau
pédogénétique (à valeur de paléosol). Ces faciès sont caractéristiques d’une zone relativement
distale d’un cône de déjection. Le changement brutal de la granulométrie indique une
variation rapide dans l’énergie du milieu où s’effectue le dépôt des produits pyroclastiques.
L’existence des niveaux pédogénétiques indique une période d’accalmie de l’énergie du
milieu sous un climat aride.
-Les troisième et cinquième séquences, à bases ravinantes, débutent par du volcanosédimentaires
grossiers à la base. Viennent ensuite des argilites rougeâtres où s’intercalent de
nombreux niveaux pédogénétiques. Ces faciès caractérisent un système fluviatile en tresse
proximal en climat aride.
-Les quatrième et sixième séquences, débutent par des argilites rougeâtres à rares
passées de tufs grossier. L’abondance des niveaux fins à litage plan témoigne d’une
sédimentation lors de la décroissance progressive de l’hydrodynamisme du courant à la fin de
chaque cycle de crue. Ces faciès sont caractéristiques de chenaux distributeurs en bordure de
plaine d’inondation. La base des séquences comprend une granulométrie plus ou moins
grossière, avec une stratocroissance des niveaux argileux qui indiquent la diminution de la
dynamique fluviatile du système distale (fin des crues) et envahissement de la plaine
d’inondation.
- La septième séquence, formée essentiellement par des argilites rougeâtres, atteste de
l’installation, par simple décantation, des dépôts fins de plaine d’inondation.
b-Les séquences de 3 ème ordre
Les dépôts liasiques d’Aghbalou Oumlil sont regroupés en trois mésoséquences positives.
-La première mésoséquence, qu’encadrent deux surfaces de ravinement, englobe des
dépôts grossiers à la base et fins et lités au sommet. Elle atteste de la décroissance progressive
de l’hydrodynamisme du courant fluvial et le dépôt de cônes de déjection, rétrogradants.
-La deuxième mésoséquence, que coiffe une surface de ravinement, est marquée par
l’augmentation du pourcentage d’argilites. Elle témoigne de l’installation à la base d’un
système fluviatile en tresse proximale que relayent des faciès de zones de plus en plus
distales; ces derniers annoncent l’instauration d’une zone basse avale dans une plaine
d’inondation alimentée par des chenaux peu profonds.. Elle est formée par les trois dernières
séquences de 2 éme ordre.
-La troisième mésoséquence, que ravinent les carbonates liasiques, est identique à la
précédente. Elle témoigne aussi de la décroissance de l’énergie du milieu, qui s’affirme au
sommet, par l’instauration d’une plaine d’inondation sous climat rubéfiant.
F- Conclusion
Le long de la coupe d’Aghbalou Oumlil affleurent, essentiellement, le complexe
basaltique, les argilites salifères supérieures et les carbonates liasiques.
Le complexe basaltique, représenté par des basaltes de texture microlitique porphyrique,
est altéré à billes au sommet et montre de nombreuses intercalations décimétriques de
carbonates ferruginisés et silicifiés.
112

Les argilites salifères supérieures, rapportées au Lias inférieur, sont marquées par des
dépôts détritiques et des dépôts volcanoclastiques (volcanisme explosif contemporains à la
sédimentation).
Elles débutent par des dépôts essentiellement grossiers (conglomérats et volcanosédimentaires);
que coiffent des argilites rougeâtres et volcano-sédimentaires fins souvent à
litage horizontale. Ils sont agencés en deux séquences granodécroissantes, caractéristiques de
cônes de déjection. Cette sédimentation serait liée à un rajeunissement des reliefs bordiers et
qui sont soumis à une érosion vigoureuse, dont la dénivellation est forte par rapport aux aires
de dépôt, réceptacles des détritiques grossières, en climat à saisons alternées (chaude et
humide) et sous régime rhéxistasique.
Le somment de la Formation d’Aït Lhaj et la Formation de Tizi n’Toumelba, sont
caractérisés par des volcano-sédimentaires, relativement grossiers (éléments essentiellement
centimétriques) souvent lités et à matrice argileuse rougeâtre. Ils sont séparées par des
argilites rougeâtres ou rouge-brique, rarement noirâtres ou verdâtres souvent tufacées, et dont
le pourcentage augmente vers le sommet.
Ces dépôts sont structurés en séquences, à bases ravinantes, caractéristiques d'un système
fluviatile en tresse, alternativement proximale et distale. Elles attestent de la persistance des
conditions préétablies, avec toutefois une diminution de la dénivellation de la surface
topographique des zones nourricières (reliefs bordiers), en attestent les dépôts détritiques,
relativement plus fins, de la base de ces séquences. Celles-ci sont clôturées par des argilites
qui indiquent la chute de l’énergie du milieu et de la mise en place des sédiments par simple
décantation dans une plaine d’inondation. Ce milieu plat et très étendu est soumis à une
importante activité pédogénétique (abondance des niveaux très bioturbés à valeur de
paléosols ; dolomie concrétionnée noduleuse à rognons de silex, argilites consolidées ;
argilites très bioturbées (niveaux à poupées) ; argilites concrétionnées voire noduleuses).
Ces processus de sédimentation sont liés à un rajeunissement des reliefs bordiers et à une
activation du processus d’érosion suite à une tectonique synsédimendataire. Le rejeu de ces
accidents tardi-hércyniens serait à l’origine d’un volcanisme explosif qui se traduit par des
retombées d’éjectas parallèlement à la sédimentation détritique de la Formation d’Aït Lhaj et
de Tizi n’Toumelba.
Ces pyroclastites sont représentées essentiellement par : des brèches, des tufs lithiques des
tufs cristallins et des tufs vitreux peu abondants. Les pyroclastites grossières (brèches et tufs
lithiques) sont restreints à un petit nombre d’horizons à la base de la coupe OL ; elles
témoignent de l’éloignement relatif de ce secteur du centre émersif, soit à la faible production
des blocs liée à une violence atténuée des éruptions lorsque l’évent est situé en milieu sous
aquatique de profondeur réduite.
Les tufs cristallins et tufs vitreux appuient la première hypothèse, vue leur faible densité,
qui leur permet de rester longtemps en suspension dans l’air ou dans l’eau, ou provenir
probablement de source lointaine.
L’abondance des tufs cristallins atteste de la désintégration explosive d’une lave à
cristallisation avancée. Ces phases sont interrompues momentanément par l’émission de tufs
vitreux (de faible extension) et qui indique la pulvérisation et chute des éléments ainsi que
leur refroidissement rapide.
L’alternance des pyroclastites et des dépôts détritiques atteste des périodes de retours au
calme interrompant le processus d’explosion.
113

Par la suite, une accalmie tectonique et volcanique se traduit par le retour à des conditions
de plaine d’inondation d’Aghbalou Oumlil et à l’arrêt des émissions volcaniques. Ce
détritisme fin atteste de l’arrêt de l’érosion, active auparavant, sous un climat rubéfiant.
Les argilites salifères supérieures se chargent progressivement en barres carbonatées,
représentées par des dolomies tufacées lumachelliques et à stratification entrecroisée
essentiellement à brachiopodes, oncholithes et bois fossiles. Ils attestent de l’instauration
d’une plate forme carbonatée de type tidal flats dés le Lias inférieur suite à une remontée
eustatique progressive. Elle est marquée par le développement de milieux intertidaux à la
base et subtidaux au sommet. Ces dépôts de haute énergie sont contemporains d’une nouvelle
phase de volcanisme explosif, dont les pyroclastites sont essentiellement représentées par des
cristaux de plagioclases tordus, issus de la désintégration explosive d’une lave à cristallisation
avancée et riche en gaz.
Entre ces barres carbonatées s’intercalent des passées d’argilites tufacées correspondants
à la décantation de boues basaltiques associées à des retombées de projections volcaniques à
sec ou sous faible tranche d’eau, dans une plaine d’inondation
Les dépôts de la région d’Aghbalou Oumlil sont régis par la tectonique à laquelle est
associée un volcanisme explosif, par le climat et les reliefs de l’arrière pays.
114

III-LA COUPE D’AIT LHAJ (LH)
A-Présentation de la coupe
La coupe d’Aït Lhaj est levée au niveau de la retenue du barrage d’Aït Lhaj, sur la rive
gauche d’oued Aqqa n’Tichout.
L’étude de la coupe d’Aït Lhaj est intéressante puisqu’elle montre le passage du complexe
basaltique aux argilites salifères supérieures et de ces dernières aux carbonates liasiques
(Saâdi, 1996). De plus, elle nous a permis d’étudier les volcano-sédimentaires associées aux
argilites.
B-Les formations (Fig. 41 et 42)
Les dépôts de la coupe LH, très variés sur le plan faciologique, peuvent être subdivisés
en : Formation d’Aït Lhaj, Formation de Tizi n’Toumelba ; la Formation d’Aghbalou Oumlil
et la Formation carbonatée de Lissit.
1-La Formation d’Aït Lhaj (47m)
Cette formation, reposant sur le complexe basaltique (30 m) par le biais d’une surface de
ravinement, est organisée en deux membres :
a-Le membre inférieur (25,50m) repose sur le complexe basaltique par le biais
d’un niveau, pluridécimétrique, de calcaire hématitisé et silicifié que surmonte une brèche, à
éléments essentiellement pluridécimétriques, de basaltes verdâtres à matrice volcanosédimentaire
fine marron et à stratification oblique. Elle est recouverte par une passée
pluridécimétrique d’argilites consolidées rougeâtres, où s’intercale une lentille de tufs fins.
Vient ensuite une brèche granodécroissante (7m) à stratification oblique, à éléments
centimétriques à décimétriques, de basaltes verdâtres et à matrice de volcano-sédimentaire
fin ; qu’affecte des dykes neptuniens
Ils sont surmontés par des tufs grossiers jaunâtres à stratification oblique,
stratodécroissants, que coiffent deux barres plurimétriques, à bases ravinantes, de
conglomérats à stratification oblique et à éléments de basalte décimétriques à
pluridécimétriques (première barre), ou centimétriques à décimétriques (deuxième barre) et à
matrice de fine jaunâtre.
Ce membre est couronné par des argilites tufacées concrétionnées noirâtres, que coiffent
des argilites consolidées rouges (niveaux pédogénétiques)
b-Le membre supérieur (20m) montre l’organisation verticale suivante :
-une brèche granodécroissante (2m), à éléments centimétriques à pluridécimétriques, de
basaltes que couronnent des tufs fins ;
-une passée pluridécimétrique d’argilites consolidées tufacées rouge-brique ;
-deux barres pluridécimétriques, à bases ravinantes, de tufs fins gris-verdâtre, consolidés
au sommet ;
-un niveau de calcaires silicifiés et hématitisés noirâtres ;
-des conglomérats verdâtres (5m) à lentilles d’argilites rougeâtres ;
115

Fig. 41-Coupe lithostratigraphique d’Aït Lhaj
116

-un niveau pluridécimétrique d’argilites noirâtres tufacées, à galets centimétriques de
basalte ;
-deux barres plurimétriques, à base ravinante, de conglomérats que séparent des argilites
rougeâtres (0,50 m) ;
-des argilites consolidées rouge-brique concrétionnées à valeur de paléosol.
-une alternance de conglomérats et de tufs fins lités (6m), où s’intercale un niveau
décimétrique pédogénétique.
2-La Formation de Tizi n’Toumelba (39m)
Cette formation est composée de tufs fins meubles jaunâtres (cendres). Ils sont surmontés
par des argilites tufacées noirâtres (13m), à passées de tufs fins ; que coiffe un niveau
plurimétrique d’argilites consolidées tufacées noirâtres (à valeur de paléosol) Elle est
couronnée par des tufs fins lités.
3-La Formation d’Aghbalou Oumlil (12,50 m)
Elle est formée par des argilites rouge-brique, qui montrent à la base deux niveaux de tufs
fins, dont le premier est plurimétrique et le deuxième pluridécimétrique.
4-La Formation de Lissit (Saâdi, 1996)
Le passage des argilites saliféres supérieures aux carbonates liasiques est progressif ; il se
fait par un enrichissement en niveaux carbonatés, représentés par des calcaires et des
dolomies bioclastiques et tufacées à gastéropodes, bivalves, oolites ; que coiffent des croûtes
de dolomie argileuse bioclastique beige (calcrêtes). Ces carbonates sont séparés par des
niveaux, pluridécimétriques à métriques, de grés-dolomitiques jaunâtres à rides de courant et
de volcano-sédimentaires rouges à galets de basalte ; que coiffent des croûtes de dolomie
argileuse rouge à la base ou de grés-dolomitique jaunâtre à rides de courant au sommet.
Viennent ensuite (Saâdi, 1996) des dolomies grisâtres à gris-rosâtre, bioclastiques à la
base (bivalves et gastéropodes), organisées en barres métriques à plurimétriques. Il s’agît de
dolomicrosparite à dolosparite de texture idiotopique à hypidiotopique, à plages de sparite,
granules d’oxydes de fer et fantômes d'éléments Figurés (ooïdes, pellets et bivalves). Le
sédiment originel serait un calcaire de texture wackestone.
Elles sont surmontées par des dolomies bioclastiques grises à bivalves (Pecten sp. entre
autre), gastéropodes, brachiopodes (Spiriferina sp., Rhynchonella moghrabiensis DUB. et
Davidsonnella sp.) et oncholithes. Ce niveau, que coiffe un niveau de remaniement, montre
une association de brachiopodes caractéristique du Lotharingien (Sinémurien sup.).
Ces dépôts sont couronnés par des dolomies bioclastiques grises, bioturbées au sommet, à
polypiers isolés, radioles d’échinides, brachiopodes (Terebratula mediterranea CANAVARI,
Spiriferina sp. gr. Rostrata et Davidsonella sp.), bivalves (Pinna sp., pectinidés et huîtres) et
gastéropodes. Elles sont organisées en bancs centimétriques à pluridécimétriques,
stratocroisants où s’intercalent une passée décimétrique de dépôts volcano-sédimentaires et
un niveau de remaniement ;
117

Fig. 42-Analyse sédimenthologique et volcano-sédimentaire d’Aït Lhaj
(coupe LH).
118

C-Les discontinuités sédimentaires
Dans la coupe LH, les discontinuités sédimentaires locales sont abondantes et
représentées par des diastèmes, variations brusques de la lithologie, joints argileux et
marneux, surfaces irrégulières, surfaces de ravinement et niveaux pédogénétiques (à valeur de
paléosol)
Quand aux discontinuités d’extension régionale, elles sont en nombre de quatre :
-La discontinuité qui affecte le sommet du complexe basaltique à laquelle est subordonnée
un niveau de calcaires ferruginisés et hématitisés ;
-Le niveau pédogénétique sus-jacent au membre inférieur de la Formation de Boumia.
-La surface de ravinement qui sépare la Formation de Boumia de la Formation de Tizi
n’Toumelba.
-La surface de ravinement qui coiffe la Formation d’Aghbalou Oumlil. Elle souligne le
changement brusque de la lithologie du passage argilites saliféres supérieures aux carbonates
liasiques.
D-Les faciès
Les dépôts triasico-liasiques d’Aït Lhaj sont essentiellement de type volcanosédimentaire.
Parmi les faciès inventoriés et définis, on peut citer :
-les argilites consolidées rougeâtres très bioturbées ; les argilites consolidées
concrétionnées rouge-brique; les calcaires hématitisés et silicifiés ; les calcrêtes dolomitisées
rougeâtres ;
-les argilites rougeâtres ou rouge-brique ;
- les grés-dolomitiques jaunâtres à rides de courant ;
- les dolomies bioclastiques gris à gris-rosâtre à brachiopodes et oncholites ; les dolomies
bioclastiques grises.
- les argilites consolidées tufacées noires ; les argilites tufacées concrétionnées noires ; les
argilites tufacées noires ;
- les calcaires et dolomies bioclastiques tufacées à oolites et gastéropodes ; les calcaires et
des dolomies bioclastiques et tufacées à gastéropodes, bivalves, oolites
- les tufs fins verdâtres ou jaunâtres ; les tufs fins consolidés ; les tufs fins lités ;
- les tufs grossiers verdâtres ou jaunâtres.
-les brèches à matrice tufacée fine marron ; les brèches à stratification oblique ou
entrecroisée à matrice tufacée fine jaunâtre ;
E- Les associations de faciès et les séquences.
Les argilites saliféres supérieures de la coupe d’Aït Lhaj sont structurées en séquences
d’ordres et de composition interne variés.
1- Les séquences de 2 ème ordre (Fig. 43)
reconnus :
a- La Formation d’Aït Lhaj est agencée en huit séquences, où deux types ont été
-Le type 1, dont deux exemples ont étés reconnus, pour illustrer ce type de séquences.
119

+Le premier exemple, à base ravinante, est granodécroissant et stratodécroissant. Il
débute par des dépôts volcano-sédimentaires et détritiques grossiers. Vient ensuite une barre
plurimétrique de volcano-sédimentaires à stratification oblique. Ce type de séquences peut
être coiffé d’un niveau d’argilites très bioturbées ; il caractérise un environnement de cône de
déjection en zone proximale.
+Le deuxième exemple, à base ravinante, est formé par une alternance, de volcanosédimentaires
grossiers à litage oblique et de volcano-sédimentaires fins à stratification
oblique, que coiffent deux niveaux d’argilites noirâtres tufacées concrétionnées et très
bioturbées (niveaux pédogénétiques à valeurs de paléosols).
Cet exemple, qui caractérise les deuxième et troisième séquences, présente les variantes
suivantes : il peut-être réduit et coiffé par un niveau carbonaté silicifié et hématitisé. Le
changement brutal de la granulométrie dans ce type de séquences indique une variation rapide
dans l’énergie du milieu, où s’effectue le dépôt. Ces faciès seraient caractéristiques de cônes
de déjection en zones relativement distale. Les niveaux pédogénétiques attestent de
l’aridification du climat et de l’émersion du milieu.
-Le type 2, à base ravinante, est formé par une alternance de volcano-sédimentaires
grossiers à stratification oblique et de dépôts fins lités. Cette séquence caractéristique d’un
milieu fluviatile en tresse proximale, avec une variation brutale de l’énergie du milieu : élevé
à la base et faible au sommet. Elle est définie par les quatrième et cinquième séquences.
b-Les Formation de Tizi n’Toumelba et d’Aghbalou Oumlil sont organisées en
trois séquences positives :
-Les deux premières, à bases ravinantes, débutent par de volcano-sédimentaire fins que
relayent des argilites rougeâtres. Le premier terme de ce type de séquence peut-être lité ; alors
que son sommet peut-être représenté par des argilites tufacées que coiffe un niveau consolidé
(à valeur de paléosol).
Ces séquences résultent d’un écoulement laminaire à énergie moyenne, suivis d’une chute
de l’énergie hydrodynamique, responsable du dépôt de la plaine d’inondation soumise à un
climat chaud rubéfiant. Elle caractérise un système fluviatile en tresse distale.
-La troisième séquence, à base ravinante, est à dominante argileuse. Elle traduit un
épandage sous une très faible tranche d’eau ou en milieu plat, pratiquement émergé (plaine
d’inondation), alimenté par des chenaux peu profonds (rares niveaux de volcanosédimentaires
fins) qui s’observent dans des régions semi-arides.
2- les séquences de 3 ème ordre
Les séquences de 2 ème ordre sont ordonnées en trois mésoséquences positives de puissance et
composition interne variées.
-La première mésoséquence, grano et stratodécroissante, est formée par des brèches à
stratifications oblique et entrecroisée à la base, et par du volcano-sédimentaires fins au
sommet ; elle est coiffée par un niveau pédogénétique (à valeur de paléosol). Cette séquence
traduit une sédimentation de cônes de déjections respectivement rétrogradant (les deux
premières séquences) ; que relaye un système fluviatile en tresse proximale (la quatrième
séquence). Elle atteste donc d’une différenciation des reliefs de l’arrière pays sous un climat
chaud rubéfiant voire aride (présence de profils pédogénétiques).
120

Fig. 43-Evolution sédimenthlogique des dépôts triasico-liasiques d’Aït Lhaj
(coupe LH)
121

-La deuxième mésoséquence, coiffée par une surface de ravinement, débute par des
dépôts grossiers de cônes de déjections et se termine par des faciès du système fluviatile en
tresse proximale.
-La troisième mésoséquence, qu’encadrent deux surfaces de ravinement, débute par des
faciès du système fluviatile en tresse relativement proximale que relayent des dépôts de plaine
d’inondation, qui connaît une alimentation détritique fugace lors des crues par des chenaux
peu profonds.
F-Conclusion
Sur la coupe LH, on relève une granodécroissance et stratodécroissance des dépôts
détritiques et volcano-sédimentaires ; ils sont grossiers à la base et des dépôts plus fins au
sommet. Ces derniers indiqueraient un retrait du transit détritique au dépend de l’avancée de
la mer peu profonde et de l’installation de la plaine d’inondation d’abord puis des carbonates
liasiques.
L’abondance des paléosols et de la couleur rouge suggère un paléoclimat tropical chaud à
saisons alternativement sèches et humides.
Cette sédimentation détritique a évolué d’un dépôt de cône de déjection à un système
fluviatile en tresse, d’abord proximale puis distale, puis à une plaine d’inondation. Elle atteste
au début de la forte dégradation par une érosion vigoureuse de l’arrière pays de cette région.
Des cours d’eau, à crues saisonniers, assuraient le transport des produits de démantèlement et
les déposent plus au moins loin dans le bassin d’Aït Lhaj.
Les dépôts fins sommitaux attestent de l’accalmie de cette désagrégation mécanique ou de
la chute de l’hydrodynamisme du milieu fluviatile.
Cette sédimentation détritique est concomitante à des dépôts pyroclastiques. Ceux-ci
seraient issus de violentes éruptions volcaniques, qui alimentaient cette région en éjectas
volcaniques ; qui seraient plus au moins remaniés dans les dépôts fluviatiles.
Les pyroclastites, grossières à la base, sont représentées par des brèches volcaniques et
des tufs lithiques. Elles sont témoins de la proximité de la bouche éruptive de la région d’Aït
Lhaj. Quand aux cendres et argilites tufacées, qui restent longtemps en suspension dans l’air
ou dans l’eau, ils se seraient déposés plus tard par décantation.
Après quoi, la remontée eustatique du Sinémurien se traduit par l’installation progressive
de la plate forme liasique de type tidal flat.
L’évolution la région d’Aït Lhaj est régit par le climat, la tectonique, la morphologie de
l’arrière pays et du milieu de dépôts.
122

IV-Evolution spatio-temporelle
A-Corrélation et répartition des corps sédimentaires
La bordure méridionale du Moyen Atlas, qui s'étend depuis Anjil Ikhatarn au NE jusqu'à
Kerrouchène au SW, est séparée de la cuvette de la Haute Moulouya, à dépôts continentaux
mio-pliocènes et quaternaires, par l'accident d'Aït Oufella, qui s'étend de Tizi n'Rechou à
Taouarda.
La corrélation, réalisée à partir des coupes étudiées le long de cette bordure du Moyen
Atlas, montre que les affleurements sont essentiellement des dépôts triasico-jurassiques; ils
sont représentés par les argilites saliféres rouges et les carbonates liasiques. Notons que les
dépôts triasico-liasiques affleurent largement dans la région de Kerrouchène qui est entaillée
profondément par Oued Serrou.
Les détritiques grossiers de base, épais de 100 à 150m, sont formés essentiellement par
des conglomérats, des arkoses et des grés lie de vin. Ils montrent de nombreuses structures
sédimentaires: niveaux pédogénétiques, traces de racines, fentes de dessiccation,
stratifications entrecroisée et oblique.
Ces dépôts sont organisés en séquences granodécroissantes (positives); qui attestent de
l'instauration d’un système fluviatile en tresse, qu’entrecoupent plusieurs phases d'émersions.
Ils montrent une évolution depuis des dépôts de cônes de déjection à des dépôts de plaine
d'inondation très étendue et peu pentée.
Les argilites salifères inférieures (Carnien-Norien inférieur), n'affleurent que
localement en trois pointements en bordure occidentale du bassin de Kerrouchène au niveau
de la boutonnière de Kerrouchène et dans les vallées des Oueds Assif Ichour et Assif-n-
Marrout dans la partie nord orientale (Ouarhache, 2002).
Ces argilites, épaisses de 350 à 800m (A. Charroud, 1995), débutent par des grés et des
argilites évaporitiques rougeâtres à gypse disséminé, que coiffent des siltites et des argilites
grisâtres à rares intercalations dolomitiques Elles montrent de nombreuses variations
d'épaisseurs et témoignent de l'instauration d'une plaine d'inondation sous climat tropical
chaud et rubéfient, sur un cadre paléogéographique différencié.
Le complexe basaltique (Norien supèrieur-Lias basal) peut atteindre 225m (Lorenz,
1976), avec l'épaisseur moyenne des coulées qui varie de quelques centimètres à 100m (Tabet
& al., 1999). Ces basaltes, de texture microlitique à tendance doléritique, sont souvent altérés
à billes ou prismés; comme ils montrent localement des intercalations de carbonates
ferruginisés et minéralisés. Ils se seraient mis en place sur un milieu plat très étendu et
rarement inondé (présence des niveaux carbonatés).
Les argilites salifères supérieures (Fig. 44 et 45)
Les argilites salifères supérieures (Héttangien (?)-Sinémurien inférieur), puissantes de
quelques mètres à 40m dans la partie occidentale du bassin de Kerrouchène et au NE du
Moyen Atlas et de 120m au SW du Moyen Atlas, sont lacunaires dans la partie centrale et
nord orientale du bassin de Kerrouchène, à Oued Akhnig (Saâdi, 1996), où les carbonates
liasiques transgressent directement le complexe basaltique et à Tanourdi et Sanwal où le
conglomérat de base infra-Crétacé transgresse directement les argilites salifères inférieures.
123

.
Fig. 44-Corrélation des dépôts triasico-liasiques de la bordure méridionale
du Moyen Atlas (cf. Fig. 12 pour la légende de la carte).
124

Fig. 45-Bordure méridionale du Moyen Atlas. A-Répartition et géométrie
des corps sédimentaires. B-Séquences types : 1- séquence de plaine d’inondation;
2-séquence fluviatile en tresse; 3-séquence de cône.
125

Ces argilites reposent sur le complexe basaltique (Fig. 44) avec lequel, elles montrent un
contact faillé (Mitre et Aït Oufella : Fig. 1) ou une surface de ravinement (Aghbalou Oumlil,
Aït Lhaj, Oued Akhnig). Elles sont organisées en trois formations ; dont seule la troisième
(Formation d’Aghbalou Oumlil) affleure à l’échelle de toute la région.
La Formation d'Aït Lhaj (équivalente de la formation de Tizi n’Rechou), repose sur le
complexe basaltique par le biais d'un ou de plusieurs niveaux de calcaires ferruginisés et
hématitisés. Elle est formée au NE (Fig.45) par des dépôts grossiers (des brèches altérées
strato-décroissantes et de conglomérats à stratification oblique) ; où s’intercalent des argilites
rougeâtres, argilites tufacées noirâtres ou rougeâtres, niveaux pédogénétiques, calcaires
ferruginisés et silicifiés et tufs lithiques Ils caractérisent des milieux de cônes de déjection à la
base et fluviatiles en tresse proximaux au sommet (Fig. 45). Ces dépôts sont plus distaux à
Aghbalou Oumlil (SW), où les termes sommitaux sont relayés par des argilites rougeâtres
Ces dépôts, qui montrent des variations d'épaisseur et des changements de faciès, attestent
du rajeunissement des reliefs bordiers en voie de surrection et d’une activation des processus
d'érosion suite à une tectonique synsédimentaire. Cette dégradation est favorisée par un climat
à tendance humide favorable à un hydrodynamisme fluvial élevé.
L’abondance des niveaux pédogénétiques dans le membre supérieur, traduit des périodes
d’émersion temporaire suite à un réchauffement climatique (climat tropical à tendance
chaude) et chute de l’énergie fluviatile.
Cette association de faciès traduit une décroissance progressive de l'hydrodynamisme
dans le temps et aussi dans l’espace ; où les dépôts sont drainés du NE vers le SW (Fig. 46).
Parallèlement, la diminution progressive des éjectas, du NE vers le SW, conduit à
rechercher le centre éruptif du côté d’Aït Lhaj où les pyroclastites sont représentées
essentiellement par des brèches pyroclastiques. Alors qu’au SW (Aghbalou Oumlil), elles
sont relayées par des tufs fins lités et d’argilites tufacées ; là, elles attestent de l’éloignement
de la bouche d’émission ou de l’accrétion de ces pyroclastites longtemps après une phase
d’émission volcanique antérieure.
La Formation de Tizi n'Toumelba est formée par des dépôts à granulométrie
relativement fine (taille des grés) où prédominent des cendres meubles litées jaunâtres. Ils
sont intercalés par des passées d'argilites rougeâtres ou noirâtres généralement tufacées et des
niveaux pédogénétiques (niveaux argileux concrétionnés et très bioturbés, calcaires très
bioturbés à rognons de silex).
Avec la Formation de Tizi n’Toumelba, les conditions, établies au sommet de la
formation de Tizi n’Rechou, persistent: énergie fluviatile relativement faible, conséquente
d’une érosion faible sous climat Tropical à saisons alternées, chaudes et humides ; aussi la
même source d’émission, volcanique, connue auparavant à l’aplomb d’Aït Lhaj, continue à
être active.
La Formation d'Aghbalou Oumlil, qui s'étend depuis Aghbalou Oumlil au SW jusqu'à
Taouariit Tamokrant au NE, est formée d'Argilites rougeâtres, localement évaporitiques
(Taouariit Tamokrant), ou à passées de grés rouge (Mitre, Aït Lhaj, Oued Akhnig), d’argilites
verdâtres (Mitre) et de dolomies laminitiques (Aghbalou Oumlil, Mitre et Taouariit
Tamokrant).
126

Fig. 46- Bordure méridionale du Moyen Atlas : profil paléogéographique
et morpho-structuration en blocs basculés. 1-Complexe basaltique, 2-Dépôts de
cône, 3-Dépôts fluviatils en tresse proximal, 4-Plate forme carbonatée, 5-Plaine
d’inondation, 6-Niveaux pédogénétiques.
Ce détritisme fin, d’extension régional, atteste de l’instauration d'une plaine d'inondation,
où la sédimentation se fait par simple décantation, suite à la chute de l’énergie du milieu
fluviatile et sous un climat chaud à tendance aride Il témoigne de l’accalmie volcanique,
tectonique et érosive ou de la dénivellation des reliefs bordiers qui se traduit par l’ennoyage
des structures préexistantes.
Le passage des argilites saliféres supérieures aux carbonates liasiques et progressif ou
brutal
La Formation de Lissit (Fig. 47 et 48)
La Formation de Lissit est représentée par les carbonates liasiques du Lotharingien
moyen-Carixien élevé voire Domérien probable (Saâdi, 1996; Saâdi & al., 2003). Ils sont
caractérisés par le "faciès d’Itzer" (Carixien : biozones C 1 -C 2 ) ; qui les subdivise en
carbonates anté-Itzer (CAI) et carbonates post-Itzer (CPI).
-Les carbonates anté-Itzer (base du Lotharingien moyen-supérieur voire Carixien
inférieur). Essentiellement carbonaté au NE (entre Aït Oufella et Taouariit Tamokrant), ils
débutent au SW (Aghbalou Oumlil et Aït Lhaj) par une alternance de dolomies bioclastiques
tufacées à stratification entrecroisée, essentiellement à brachiopodes, et d’argilites tufacées
rougeâtres à galet de basaltes et lentilles de dolomies tufacées. (Fig. 47 et Fig. 48: types 3a et
4a). Les carbonates anté-Itzer (Fig. 47) sont structurés à la base en des séquences tidalitiques
rétrogradantes (Fig. 47) de types estran (Fig. 48: type 3) et chenal de marée (Fig. 48: type4).
Elles attestent de la transgression du Tidal flat par des marées importantes ; qui se traduisent
par des chenaux progressant sur cet estran très étendu et peu penté; ils s’emboîtent en des
onlaps très étendus de grande épaisseur.
127

Fig. 47-Corrélations du Lias inférieur et moyen de la bordure méridionale du Moyen Atlas.
CAI, carbonates anté-Itzer ; CPI, carbonates post-Itzer ; NH, niveau à Hesperithyris
(cf. Fig. 12 pour la légende de la carte).
128

Fig. 48-Séquences tidalitiques du Lias inférieur et moyen de la bordure méridionale
du Moyen Atlas : séquences de sebkha (1) et à lignites (2).
129

Fig. 48 (suite)-Séquences tidalitiques du Lias inférieur et moyen de la bordure méridionale
du Moyen Atlas : séquences d’inondation et de comblement des milieux de
type d’estran (3) et chenal de marée (4).
130

Ces dépôts tidalitiques attestent de l'instauration d'un environnement de type tidal flat
sous climat chaud et en régime biostasique, suite à la remontée eustatique du Lias inférieur.
Ils sont marqués par le développement de milieux subtidaux et intertidaux au Lotharingien
moyen-Carixien basal qui évoluent en un environnement supratidal au Carixien inférieur
(biozone C 1 ). La présence des récurrences argileuses, qui marquent essentiellement le secteur
SW, indique la proximité d'un rivage et d'une terre ferme.
Ces dépôts montrent des variations d'épaisseurs et des changements de faciès notables ;
qui attestent d’un approfondissement graduel s'effectuant en paliers successifs, en allant du
SW vers le NE. Ils traduisent la réactivation du canevas structural préétabli, dont est témoin
les pyroclastites des premiers niveaux carbonatés. Cette reprise timide du volcanisme explosif
correspond à l’ultime manifestation volcanique, de la base du Lias inférieur ; elle est en
relation avec le rejeu des accidents majeurs et de la poursuite de la distension triasico-liasique
lors du dépôt des prémices de la plate forme carbonatée. Elle est synchrone de la remontée
eustatique du Lias. Ce volcanisme se tarit plus tard.
Viennent ensuite des séquences de sebkha (Fig. 48 : type 1) ; qui attestent de la régression
marine, se manifestant par des dépôts évaporitiques et une abondance de discontinuités
(niveaux pédogénétiques, surfaces à mud-craks, niveaux à tipis et brèches de tempêtes). Avec
le sommet des carbonates anté-Itzer, on assiste à une homogénéisation paléogéographique,
qui se traduit par l’instauration d’environnements supratidaux (développement des séquences
de type 1). Ils sont les prémices de l’émersion généralisée du secteur. Celle-ci, se manifeste
par le dépôt du faciès d’Itzer (Carixien biozones C 1 -C 2 ).
Le faciès d’Itzer (Fig. 49)
Le faciès d'Itzer repose sur les carbonates anté-Itzer par le biais d'une discontinuité
sédimentaire d'extension régionale, dont la matérialisation change d'une région à l'autre:
surface émersive à fentes de dessiccation, surface karstifiée colmatée par des argilites rouges,
surface de ravinement ferruginisée, surface bioturbée et surface durcie encroûtée.
La composition du faciès d’Itzer et son organisation ainsi que sa puissance changent d'une
coupe à l'autre. Essentiellement détritique à la base, il matérialise l'émersion prolongée de
cette bordure moyenne atlasique ; ainsi que la phase de l'érosion météorique importante qu'ont
subi les carbonates anté-Itzer. Notons que cette émersion, diachrone d'un secteur à l'autre, est
tardive dans le secteur SW. Viennent ensuite les argilites rougeâtres du Carixien (biozone C 1 ),
conséquentes de l'instauration d'une plaine d'inondation, réceptacle d'épandages fluviatiles
(coupe Mi) et siège de transformations pédogénétiques multiples (Aït Qbal Lahlam et
Taouariit Tameziant).
Ce détritisme fin caractérise un régime rhéxistasique en périodes pluvieuses et sèches
alternées (Saâdi, 1996). Ce type de sédimentation, qui témoigne de dessiccations et de
rubéfactions importantes, est concomitant d'un épisode tectonique. Le démantèlement des
reliefs avoisinants, alors rajeunis, alimente à chaque flot saisonnier en détritiques les zones
subsidentes adjacentes. Après cet épisode émersif, le faciès d'Itzer se termine par des argilites
verdâtres (Carixien supérieur : biozone C 2 ), qui attestent d'une remise en eau de cette région
où certains blocs ont connu des émersions épisodiques (Aït Qbal Lahlam et Taouariit
Tameziant).
Dés le sommet du faciès d’Itzer s’instaure des faciès sebkhaïques (type 1) sont les
témoins d’une nouvelle remontée eustatique dés le Carixien supérieur (biozone C2).
Localement, au SW se développent des faciès ligniteux (type 2), qui attestent de l’abondance
des paysages à Mangroves.
131

132
Fig. 49-Le Faciès d’Itzer de la bordure méridionale du Moyen Atlas : organisation
et relation avec l’émerssion régionale intra-carixienne

Les changements de faciès et les variations d'épaisseur traduisent une instabilité du
tréfonds, marquant la réactivation des structures préexistantes. Le passage du faciès d'Itzer
aux carbonates post-Itzer est graduel (Aït Qbal Lahlam, Aït Lhaj et Oued Akhnig: coupe
KH 1 ) ou brutal (Taouariit Tameziant, Aït Oufella, Aït Otman, Miter et Taouarda).
-Les carbonates post-Itzer (Fig. 47)
Après le dépôt du faciès d'Itzer (Saâdi, 1996; Saâdi & Fedan, 1999 a), les conditions de
sédimentation changent du tout au tout. On assiste alors à une homogénéisation
paléogéographique qui se marque par une généralisation de faciès tidaux (carbonates post-
Itzer du Carixien supérieur (biozone C 2 -Domérien). Ils sont caractérisés dans le secteur NE
par un niveau lumachellique à brachiopodes le "niveau à Hesperithyris".
La remise en eau, annoncée par les argilites verdâtres du faciès d'Itzer, s'affirme avec
l'instauration de la plate-forme carbonatée du Carixien (biozone C 2 ) sous un régime
biostasique. Elle débute par le développement d'un milieu supratidal qui évolue, suite à une
accentuation de la subsidence et à une reconquête marine, en un estran très étendu. Les
périodes d'inondation maximale de cette bordure moyen-atlasique correspondent à des marées
exceptionnelles qui recouvrent ces estrans (Fig. 47). Ces incursions marines épisodiques sont
génératrices d’épandages bioclastiques et oolitiques qui s’intègrent dans des séquences
rétrogradantes de type chenal de marée (Fig. 48: type 4a). Cette dynamique sédimentaire se
généralise au cours du Carixien élevé et le Domérien inférieur. Durant le Domérien supérieur,
la progradation marine et l’exhaussement relatif de la région sont favorables à la
généralisation de milieux supratidaux (Fig. 48: type 1) et annoncent l’émersion et
l'instauration d'une plaine d'inondation. L'évolution jurassique de cette bordure moyenatlasique
s'achève avec le développement de platiers encrinitiques doméro-toarciens. Ce
retour à un régime marin atteste d'un ennoyage éphémère de cette région, au début du cycle
toarcien.
B-Modalités et principaux paramètres de la sédimentation
La bordure méridionale du Moyen Atlas (Fig. 1) se caractérise par une couverture,
essentiellement liasique, dont les caractéristiques faciologiques particulières diffèrent de
celles des autres régions du Moyen Atlas, de position septentrionale (COLO, 1961; Charriére,
1990; Echarfaoui, 1991; El Arabi, 1987; Hauptman, 1990; Akhssas, 1993; Laadila, 1996).
Les dépôts triasico-liasiques sont formés par la succession de deux ensembles
lithostratigraphiques majeurs : les argilites salifères supérieures et les carbonates tidalitiques.
Les argilites supérieures, rapportées au Lias inférieur, reposent sur le complexe
basaltique par le biais d'un ou de plusieurs niveau (x) de calcaire (s) hématitisé (s) et
ferruginisé (s). Elles sont structurées en trois formations : formation d’Aït Lhaj (équivalente
de la formation de Tizi n’Rechou), formation de Tizi n’Toumelba et formation d’Aghbalou
Oumlil (Fig. 50).
La formation d’Aït Lhaj débute au NE par des dépôts grossiers à éléments constitutifs
anguleux, séparées au sommet par des niveaux relativement plus fin. Ces dépôts sont
organisés en séquences progradantes, à base ravinante, grano- et strato-décroissantes. Elles
sont de puissances plurimétriques à pluridécamétrique et formées de dépôts grossiers à la base
et de plus en plus fins au sommet. Les termes bréchiques de base sont formés par des
éléments dus au remaniement local des basaltes sous-jacents et de pyroclastites grossières,
issues d’un volcanisme explosif ; dont la matrice est fine et généralement formée de cendres
marron-verdâtre.
133

Fig. 50-Les argilites saliféres supérieures de la bordure méridionale du Moyen Atlas:
paramètres sédimentaires et modalités de dépôts
134

Ces décharges grossières, progradantes, attestent du démantèlement des reliefs bordiers en
voie de surrection ; elles caractérisent le développement des milieux de cône de déjection à
l’aplomb des escarpements montagneux. La dégradation mécanique des reliefs érigés est sous
contrôle tectonique ; comme elle est régit par un climat humide responsable de l’élévation des
crus des cours d’eau (facteurs d’érosion et de transport). La tendance grano-décroissante
progressive des sédiments montre une évolution vers un réseau en tresse proximal.
Ces dépôts sont coiffés par des niveaux pédogénétiques matérialisés par : des argilites
consolidées et concrétionnées et des calcaires silicifiés et hématitisés ; ils traduisent des
phases émersives de la région et les arrêts momentanés de la dégradation en climat chaud et
rubéfiant.
Les termes suivants (membre supérieur de la formation d’Aït Lhaj) sont marqués par une
alternance argilo-conglomératique, avec prédominance des conglomérats et abondances de
niveaux pédogénétiques. Ils sont structurés en séquences progradantes, grano- et
stratodécroissantes à deux pôles, montrant la dualité entre les dépôts du système fluviatile et
de plaine d’inondation ; et donc de l’avancée du détritisme fin.
La succession des séquences élémentaires, dénonce l’installation d’un réseau fluviatile en
tresse, où les chenaux se relaient et s’emboîtent. La granodécroissance atteste de la
diminution de l’énergie hydrodynamique faisant réduire l’alimentation en détritiques
grossiers. Les niveaux pédogénétiques reflètent des phases d’émersion accompagnée de phase
d’arrêt de l’érosion qui alternent avec les phases de démantèlement ; en accord avec une
alternance de périodes climatiques humides, où le réseau fluviatile est important et son
énergie élevée, responsable des apports grossiers, et de périodes chaudes où l’énergie fluviale
diminue brusquement et s’installent des phases d’émersion soulignée par des horizons
épigénéisés.
La formation de Tizi n’Toumelba est formée de dépôts à éléments relativement plus fins
(prédominance des éléments de la taille des grés). Elle est marquée essentiellement par une
dominance des cendres fauves, qui attestent d’une activité volcanique importante. Le
détritisme fin est marqué par l’abondance d’argilites tufacées.
Il va s’affirmer au sommet des argilites saliféres supérieures par la Formation d’Aghbalou
Oumlil. Elle est formée par des argilites rouge-brique, où les niveaux grossiers sont rares
voire absents (chenaux distributeurs quasi-absents). Ce détritisme fin atteste du débordement
et l’ennoyage des structures préexistantes suite à une homogénéisation relative ; comme il
traduit l’instauration d’une plaine d’inondation sous régime rhéxistasique en climat chaud et
rubéfiant. Elles sont coiffées généralement par des argilites verdâtres, localement,
évaporitiques (Taouariit Tamokrant), qui reflètent un changement dans les conditions de
sédimentation, avec l’installation d’un milieux sebkhaïque suite à la remontée eustatique qui
devient plus franche avec le développement de la plate forme carbonatée liasique.
Les argilites saliféres supérieures sont organisées en mésoséquences progradantes, où les
dépôts sont grossiers à la base et de plus en plus fins au sommet. A ces dépôts détritiques sont
associées des pyroclastiques issues d’un volcanisme explosif. Les pyroclastites montrent une
variation granulométriques, qui se fait dans le même sens que la grano-décroissance détritique
(Fig. 50). Elles sont grossières à la base des mésoséquences ; indiquant l’activité importante
des évents ; sources du volcanisme explosif (aplomb des failles). Alors qu’au sommet des
mésoséquences, on note le dépôt de niveaux à rares pyroclastites fines ; qui se mettent en
place généralement loin de la source d’émission ou longtemps après une émission volcanique
ancienne. Ces roches volcaniques seraient à mettre en relation avec le rejeu des accidents
135

préexistants ; cette tectonique continue, qui est également à l’origine des décharges
détritiques, s’accentue épisodiquement (base des mésoséquences).
L’association d‘éléments issus de la dégradation des basaltes sous-jacents et de
pyroclastites issues d’un volcanisme explosif, alimentent des bassins en voie de subsidence
(effondrement qui migre du NE vers le SW) ; organisés en zones hautes et zones effondrées.
Avec la formation d’Aghbalou Oumlil, on assiste à une accalmie volcanique, tectonique
et érosive, qui traduit le débordement et l’ennoyage des structures préexistantes avec
l’instauration d’une plaine d’inondation. Celle-ci, évolue en un domaine sebkhaïque dés le
début de la transgression liasique.
Le passage de ces argilites aux carbonates liasiques est brutal ou progressif.
La Formation de Lissit est représentée par les carbonates tidalitiques du Lias, rapportés au
Lotharingien moyen- Carixien élevé voire Domérien.
Au cours du Lias inférieur et moyen, La bordure méridionale du Moyen Atlas a suivi une
évolution marine qu’entrecoupent des épisodes émersifs plus ou moins prolongés ; la
première de faible extension est intra-Lotharingien, la deuxième généralisée est carixienne,
elle est matérialisée par le développement du "Faciès d’Itzer" ; et la troisième coiffe les
carbonates tidalitiques liasiques, et prélude à l’émersion de la région avant la crise toarcienne.
Elle est marquée par le développement d’une plate forme carbonatée tidalitique; où
s’intercalent des dépôts terrigènes qui s’amenuisent en allant du SW vers le NE. Ce détritisme
liasique résulte de l’interférence des variations eustatiques avec la dynamique du tréfonds. Il
st alimenté par les produits du démantèlement des seuils érigés avoisinants.
Quant aux dépôts carbonatés, ils sont organisés en séquences rétrogradantes de types
variés : séquences de chenal de marée, d’estran et de sebkha ; elles se répartissent
différemment dans le temps et dans l’espace. Ils traduisent les hausses eustatiques, que
connaît la région, dont le maximum est atteint au Carixien.
La transgression s’affirme au Carixien et atteint un maximum d’inondation avec l’avancée
des cordons oolithiques et bioclastiques (niveaux à Hesperithyris) ; qui s’intègrent dans des
séquences de chenal de marée.
Après quoi, le niveau marin "recule" et se marque par le retour d’abord à des conditions
sebkhaïques et ensuite d’une nouvelle période d’émersion de la région
136

Chapitre 3 LA REGION D’AOULI-SIDI AYAD
I-Etude stratigraphique et analyse sédimentologique
Dans la région d’Aouli-Sidi Ayad, les dépôts triasico-liasiques rouges reposent sur un
socle paléozoïque granitisé et sont transgressés par les carbonates liasiques. Ces dépôts,
discordants sur le socle paléozoïque plissé et métamorphisé, avec lequel ils présentent
localement un contact faillé, sont représentés essentiellement par les argilites salifères
rougeâtres, où s’intercale un complexe basaltique ; d’où la distinction d’argilites inférieures et
supérieures.
A-Les détritiques grossiers de base
Sur le socle paléozoïque repose, en discordance nette, un conglomérat (0 à 10 m) à
éléments de socle (schistes, quartz filoniens et amphibolites) baignant dans une matrice
gréseuse rouge.
Plus à l’ouest de Ksar Aouli, sur les granitoïdes, se déposent des arkoses qui comportent
des conglomérats à éléments de granite, des grès et des argilites.
B-Les argilites salifères inférieures (30m) sont chargées à la base en intercalations de
grés quartzeux et feldspatho-quartzitiques, de conglomérats et de dolomies gréseuses. Au
sommet, elles montrent des passées d’argilites versicolores généralement feuilletées, des
niveaux d’argilites consolidées (niveaux pédogénétiques) et d’argilites rougeâtres ou
noirâtres. Elles sont coiffées par des calcrêtes microplissées gris-verdâtre à noirâtres,
feuilletées au sommet, que séparent des argilites verdâtres; au NE de Boulaâjoul, elles sont
couronnées par une alternance d’argilites rougeâtres ou blanchâtres et de niveaux d’argilites
consolidées rougeâtres.
Localement, les basaltes et les argilites salifères supérieures sont lacunaires, et les
argilites inférieures sont transgressées par le conglomérat de base du Crétacé (Oued Kiss et
Assif Boulaâjoul) ou recouvert par des placages quaternaires (Dhar Al Khach).
Le passage de ces argilites inférieures aux basaltes sus-jacents est généralement plat,
rarement irrégulier avec des Figures de charges (bordure orientale de la boutonnière de Zeïda-
Aouli, à Akebbab et au NE de Boulaâjoul.
C-Le complexe basaltique est épais de 150 m, dans la région de ksar Aouli où il est
organisé en plusieurs coulées. Il débute par un niveau pluridécimétrique où se mélangent des
éléments de basaltes et d’argilites.
Il s'agît de basaltes à billes verts, bruns ou gris, prismés ou altérés, souvent affectés par
des fentes de tailles et de formes variées, à remplissage siliceux et de dykes décimétriques à
pluridécimétriques à remplissage varié (silice et argilites rouges) et souvent à épontes
recristallisées (Ifri Ichabar). Dans ce complexe basaltique s’intercalent localement des
niveaux silicifiés et ferruginisés (Tourarine) et une passée d’argilites rougeâtres (Aghanbou
Ou Foullous). Une surface de ravinement, généralement à fentes remplies d’argilites
rougeâtres, coiffe ce complexe.
137

D-Les argilites salifères supérieures (Fig. 51)
Dans cette région, les argilites salifères supérieures, marquées par des dépôts volcaniques
à facture pyroclastiques (Ouarhache, 1993 ; 1995 ; 2002 ; Ouarhache & al., 1999 ; Saâdi &
al., 1997b ; 1999b ; 2004a et b ; 2006), sont organisées en deux formations : la Formation de
Boumia et la Formation d’Aghbalou Oumlil.
1-La Formation de Boumia est composée de deux membres :
a-Le membre inférieur (1 à 21 m) débute par une brèche pyroclastique,
monogénique et hétérométrique, à ciment siliceux, que surmonte un conglomérat à éléments
de basaltes, matrice argileuse rougeâtre et à stratification oblique et entrecroisée. Il admet
dans la partie médiane une passée plurimétrique d’argilites rougeâtres, chargées en volcanosédimentaires
; comme elle montre localement (Oued Moulouya) à la base une récurrence de
basalte microlitique. Il est coiffé par des tufs fins lités, ou localement par des argilites
rougeâtres.
b-Le membre supérieur
Le membre supérieur (10 à 40m) débute par des barres chenalisées stratodécroissantes de
conglomérats monogéniques à stratification oblique en auges et à éléments de basaltes et/ou
de brèches pyroclastiques, que séparent des passées d’argilites rougeâtres, généralement
tufacées et/ou consolidées.
Leur succèdent soit des argilites rougeâtres à tufs grossiers noirâtres à stratification
oblique diffuse qu’intercalent des carbonates palustres, des grés et des niveaux
pédogénétiques ; soit des barres chenalisées de conglomérats polygéniques, à galets de
basaltes et d’argilites rougeâtres, à stratification oblique et entrecroisée et à rares passées de
tufs fins lités, d’argilites tufacées consolidées et concrétionnées et de niveaux pédogénétiques.
2-La Formation d’Aghbalou Oumlil
La Formation d’Aghbalou Oumlil, dont le passage avec la Formation de Boumia est
progressif, est lacunaire au NW et réduite sur la rive gauche d’Oued Moulouya. Ailleurs, elle
est composée d’argilites rougeâtres ou rouge brique où se développent des passées de tufs
grossiers, fins au sommet, de calcaires argileux et de calcaires lités rosâtres. Leur succèdent
des argilites feuilletées versicolores, que coiffent des argilites verdâtres.
E-La Formation de Lissit (6 à 25m) repose soit sur le complexe basaltique au NW,
soit sur la formation d’Aghbalou Oumlil avec laquelle, elle montre un passage brutal ou
progressif. Les argilites feuilletées, rougeâtres ou verdâtres, se chargent en concrétions
calcaires, localement riches en lignites, et en passées de dolomies ou de calcaires
bioclastiques. Cette alternance est marquée par divers types d’intercalations : tuf cristallin à
ciment argileux, niveaux pédogénétiques et pseudonoduleux, argilites à mud-craks, tuffite
grossière et grés à éléments de basaltes. Viennent ensuite des lumachelles à bivalves à tests
épais (Mégalodontidés), bois fossiles et stromatolites à structures oeillées. Une passée
d’argilites rosâtres consolidées, dolomitisées et ferruginisées, drape ces carbonates.
138

Fig. 51-Log stratigraphique synthétique des dépôts triasico-liasiques de
la région Aouli-Sidi Ayad
139

II-LES COUPES DE OUED MOULOUYA
Le long du lit de Oued Moulouya ; et plus précisément à l’Est immédiat du village de
Aouli, deux coupes sont levées. Il s’agit des coupes OM 1 et OM 2 . Le long de ces coupes
affleurent bien les argilites saliféres supérieures et les volcano-sédimentaires associés. Alors
que les carbonates liasiques, ils sont pelliculaires et forment le sommet des falaises.
A-Coupe OM 1
1-Présentation de la coupe
La coupe OM I est levée au SE du plateau d’Akebbab sur la rive sud de Oued Moulouya ;
elle intéresse le passage des argilites saliféres supérieures aux carbonates liasiques.
2-Les formations (Fig. 52)
Le complexe basaltique altéré à billes, gris-rougeâtre est recouvert par des dépôts à
dominante détritique qui évoluent aux carbonates. Ces dépôts aux caractéristiques
faciologiques variés, sont organisés en trois formations : la Formation de Boumia, la
Formation d’Aghbalou Oumlil et la Formation de Lissit.
a-La Formation de Boumia (niveaux 1 à 4 ; 10m)
Cette Formation est structurée en deux membres :
-Le membre inférieur (1 à 2a; 1,50m) transgresse le complexe basaltique. Il débute par
des brèches pyroclastiques vert-grisâtre, pluridécimétriques, à géodes (niveau 1). Ces brèches
d’explosion sont formées de 40% de fragments de basaltes microlitiques porphyriques et
vacuolaires, à fond opacifié et microlites fines de plagioclases, chloritisées, albitisées ou
calcitisées et à contours sinueux et de taille (0,2 à 2,50 mm) ; 20% de fragments lithiques
holofeldspathiques ; 1% de fragments de cristaux de plagioclases de taille (0,25 mm). Le
liant, sparitique (40%), montre de nombreuses vacuoles elliptiques ou arrondies tapissées de
calcite et de silice néoformée. Viennent ensuite des basaltes verdâtres (niveau 2a ; 0,50m) de
texture microlitique très peu porphyrique localement doléritique : à microlites (80 %) de
plagioclases en baguettes et de taille comprise entre 0,1 et 0,25 mm, parfois séricitisées et/ou
chloritisées ; à cristaux de pyroxénes chloritisés et opaques (6%). La mésostase (10 %) est
chloritisée et séricitisée.
-Le membre supérieur (niveaux 2b à 4 ; 8,50m montre l’organisation verticale suivante :
+une brèche pyroclastique gris-verdâtre (niveau 2b) à ciment micritique (80 %). Les
éléments, représentant 20 % du volume de la roche, sont formés par des fragments de basaltes
microlitiques à fond opacifié et chloritisé, à microlites fines, chloritisées et séricitisées ; de
taille qui varie de 0,25 et 3 mm et à contours sinueux ; des cristaux de plagioclases et des
opaques.
+un niveau pluridécimétrique, à base irrégulière, d’argilites rouge-brique, tufacées à la
base, et à galets décimétriques à pluridécimétriques, de basaltes verdâtres (niveau 3). Ces
galets sont formés de basaltes de texture microlitique à très peu porphyrique, localement
doléritique, passant latéralement à une texture microlitique porphyrique, localement
doléritique à anciens fantômes de ferro-magnésiens, chloritisés et opacifiés, formés de
l’association de biotite et d’Albite, ou de biotite, Albite et oxydes de fer et à microfissures
remplies de silice néoformée et/ou de calcite.
140

Fig. 52-Analyse lithologique et volcano-sédimentaire de Oued Moulouya
(coupe OM 1 )
141

+des argilites tufacées consolidées rouge-brique bréchifiées (niveau 4), organisées en
deux barres pluridécimétriques à bases ravinantes, comportent des fragments de basaltes
microlitiques très peu porphyriques localement doléritiques (5 %) dont la taille varie entre
(0,5 et3mm), de forme sinueuse et à limites diffuses ; des plages de silice néoformée et de
plages de dolosparite à cristaux subautomorphes imbriqués et à clivage net.
+des argilites rouge-brique où s’intercale une passée pluridécimétrique, à base ravinante,
d’argilites tufacées rouge-brique à éléments, centimétriques à pluridécimétriques, de basaltes.
+une brèche chenalisée (1,50m), à éléments centimétriques à décimétriques de basaltes,
de forme angulaire à subarrondie. La matrice est formée d’argilites rouge-brique.
+des argilites rouge-brique, consolidées à la base et feuilletées au sommet et à lentilles de
brèche à éléments, centimétriques à décimétriques, de basaltes.
+des argilites tufacées rouge-brique à galets de basaltes verdâtres et à passées consolidées
d’argilites tufacées rouge-brique.
b- La Formation d’ Aghbalou Oumlil (2m)
Cette formation est composée d’ argilites rouge-brique que coiffe une passée
pluridécimétrique d’argilites verdâtres.
c- La Formation de Lissit (niveaux 5 à 7).
Cette formation, dont seule la base est levée (plus de 25m), est représentée par les tidalites
liasiques. Elle comporte deux membres :
-Le membre inférieur (niveaux 5 à 7 ; 5,80m) est formé d’une alternance de lentilles,
décimétriques à pluridécimétriques, d’argilites rougeâtres, localement verdâtres et de barres, à
bases ravinantes, pluridécimétriques à plurimétriques, stratocroissantes, de dolomies verdâtres
à grisâtres. Ces carbonates sont des dolomicrites (niveau 7b), des dolomicrosparites (niveaux
5 et 6) ou des dolosparites (niveau 7a) à cristaux xénomorphes, clivés, hypidiotopiques,
imbriqués ; à gravelles, oolites (niveau 7b); pellets et pelletoïdes (niveau 7b); agrégats;
ostracodes (niveau 7b) et oxydes de fer. Le sédiment originel serait un calcaire de texture
packstone à wackestone.
-Le membre supérieur débute par des calcaires grisâtres, organisés en trois barres,
plurimétriques, stratocroissantes ; que surmontent des marnes verdâtres (1m) à lentilles
décimétriques de calcaires argileux qui se biseautant latéralement. Il se termine par des barres
pluridécamétriques de carbonates grisâtres.
3-Les discontinuités sédimentaires
Les discontinuités sédimentaires, qui sont définies dans les dépôts argileux et volcanosédimentaires
de la coupe OM 1 , sont représentés par :
-des discontinuités mineures, qui sont matérialisées par des diastèmes, changements
brusques de la lithologie, joints argileux, surfaces irrégulières et surfaces de ravinement.
-des discontinuités majeures sont représentées par :
+La discordance qui coiffe le complexe basaltique.
+La surface de ravinement, à laquelle est subordonnée un changement brusque de la
lithologie. Elle souligne la base des carbonates liasiques.
142

4-Les faciès
Le long de la coupe OM 1, différents types de faciès sont inventoriés :
-les basaltes verdâtres de texture microlitiques très peu porphyriques localement
doléritiques.
-les brèches pyroclastiques gris-verdâtre à liant micritique ; les brèches pyroclastiques
vert-grisâtre à géodes et à matrice sparitique; les brèches à matrice argileuse rouge-brique.
-les argilites tufacées où l’on distingue : les argilites rouge-brique à galets de basaltes
verdâtres ; les argilites consolidées rouge-brique, bréchifiées ; les argilites rouge-brique à
galets d’argilites consolidées rouge-brique tufacées.
-les argilites consolidées rouge-brique ; les argilites rouge-brique ou verdâtres ; les
argilites feuilletées rougeâtres.
-les marnes verdâtres.
-les dolomies verdâtres ou grisâtres.
-les calcaires argileux ; les calcaires grisâtres.
5-Associations de faciès et séquences sédimentaires
Les faciès, ainsi inventoriés, s’agencent en plusieurs séquences, qui sont subordonnées
aux discontinuités sédimentaires précitées. Ces séquences sont de polarité et d’ordre variés.
a-Les séquences de 2 éme ordre (Fig. 53)
Les dépôts de la coupe OM 1 sont regroupés en six séquences de 2 éme ordre.
-La première séquence, à base irrégulière, débute par des volcano-sédimentaires
grossiers à géodes ; que surmontent des calcaires tufacés et des argilites tufacées à galets
décimétriques à pluridécimétriques de basalte.
-La deuxième séquence est formée par des argilites dolomitisées et ferruginisées. Elles
sont surmontées par des argilites, tufacées à éléments, centimétriques à décimétriques, de
basalte.
-La troisième séquence, à base ravinante, est formée par des brèches, à éléments
centimétriques à décimétriques, et à matrice argileuse rougeâtres ; que surmontent des
argilites tufacées rougeâtres, consolidées à la base, et litées et à lentilles de brèches tufacées
au sommet.
-La quatrième séquence, à base ravinante, est formée d’ argilites tufacées feuilletées
rougeâtres ; que surmontent des argilites à lentilles et galets de basaltes.
-La cinquième séquence est formée par des argilites rougeâtres à la base et verdâtres au
sommet.
-La sixième séquence, de type estran et à base ravinante, est formée par des calcaires
oolitiques, à agrégats et pellets que surmontent des dolomies à granules d’oxydes de fer ; que
coiffe une passée de marnes verdâtre à lentilles de calcaires argileux.
143

Fig. 53-Evolution sédimentaire des dépôts triasico-liasiques de Oued Moulouya
(coupe OM 1 )
144

Les premières et troisièmes séquences, à bases ravinantes et à dépôts grossiers seraient
caractéristiques de faciès du système fluviatile en tresse proximal. Alors que les deuxième,
quatrième et cinquième séquences, elles se seraient déposées dans un milieu fluviatile en
tresse en zone distale. La sixième séquence indique l’installation d’une plaine d’inondation en
climat tropical humide (absence des niveaux pédogénétiques).
b-Les séquences de 3 éme ordre
Les séquences de 2 éme
mésoséquences.
ordre sont agencées à une échelle moyenne en quatre
-Les deux premières mésoséquences, que coiffent des surfaces de ravinement, sont
positives. Elles sont formées par des séquences continentales de 2 éme ordre qui indiquent une
évolution d’un système fluviatile en tresse proximal puis distal. Elle témoigne de l’érosion
intense des reliefs de l’arrière pays (phase rhéxistasique). L’existence des pyroclastes
témoigne d’un volcanisme explosif parallèlement à la sédimentation.
-La troisième mésoséquence serait formée par des faciès essentiellement argileux. Elle
traduit l’installation d’ abord d’un système fluviatile distale ; après quoi, se développe une
plaine d’inondation en climat tropical humide, où la sédimentation se fait par décantation des
particules fines.
-La quatrième mésoséquence, tronquée au sommet, témoigne de l’installation d'un
environnement de type tidal flat, suite à la remontée eustatique du Lias sous régime
biostasique en climat tropical aride.
6-Conclusion
Le long de la coupe OM 1, affleurent le complexe basaltique, les argilites salifères
supérieures et la base des carbonates liasiques.
Les argilites salifères supérieures, réduites, montrent de nombreuses récurrences
d’émission effusive basaltiques (à tendance doléritique) et des faciès pyroclastiques, témoins
de l’activité pérenne du volcanisme triasico-liasique suite à la réactivation des failles
préexistantes.
Les dépôts détritiques sont agencés en séquences fluviatiles en tresse d’abords proximaux,
puis distaux que relayent d’une plaine d’inondation sous climat tropical à saisons alternées
chaude et humide.
Les carbonates liasiques tidalitiques, sont agencés en séquences d’estran. Ils témoignent
de l’instauration d’un environnement de type marais maritime lors de l’inondation de la
région en phase biostasique, avec arrêt des apports détritiques et de l’activité volcanique.
Les dépôts de la coupe OM 1 sont contrôlés par le climat, l’eustatisme et la tectonique.
145

B-La coupe OM 2
1-Présentation de la coupe
La coupe OM 2 est levée aussi le long de la cluse de Oued Moulouya, à l'Ouest de la coupe
OM 1 et au SE du plateau d’Akabbab.
Cette coupe intéresse essentiellement les argilites saliféres supérieures et les volcanosédimentaires
associés. Ces dépôts, triasico-liasiques aux caractéristiques faciologiques très
variées, sont subdivisés en trois formations.
a-La Formation de Boumia (Fig. 54)
Cette formation (63m) est structurée en deux membres :
α-Le membre inférieur (21m)
Il repose sur le complexe basaltique par le biais d’une brèche (12 m) à éléments,
décimétrique à pluridécimétrique, de basaltes que surmontent des argilites rougeâtres à
passées lenticulaires de volcano-détritiques relativement fins. Ce membre se termine par des
conglomérats chenalisés (6m) à stratifications oblique et entrecroisée.
β-Le membre supérieur (42m)
Ce membre est subdivisé en trois unités.
-la première unité (22m) est organisée comme suit:
+argilites rougeâtres que ravine une barre (1,50m) de brèche pyroclastique verdâtre à
éléments centimétriques à décimétriques de basaltes ;
+argilites rouge-brique à passées décimétriques de tufs fins et d'argilites consolidées
rouge-brique;
+brèches pyroclastiques à éléments, centimétriques à décimétriques, de basaltes, sont
organisées en trois barres chenalisées, pluridécimétriques à plurimétriques,
stratodécroissantes et séparées par des argilites tufacées rougeâtres, pluridécimétriques, à
éléments centimétriques à décimétriques, de basaltes ;
+argilites tufacées rouge-brique, à passées consolidées.
+tufs grossiers noirâtres (8m) à stratification oblique à la base à calcrêtes et niveaux à
poupées ;
+une barre chenalisée pluridécimétrique, de tufs consolidés rougeâtres, que surmontent
des argilites tufacées rougeâtres.
+ une barre métrique, chenalisée, de brèche à éléments centimétriques à décimétriques, de
basaltes et à matrice argileuse rougeâtre.
-la deuxième unité (11m) débute par des argilites rougeâtres consolidées tufacées à la
base et riches en concrétions calcaires et galets d'argilites rougeâtres. Vient ensuite une barre
pluridécimétrique, chenalisée, de calcaire micritique gris à galets d’argilites rougeâtres ;
auxquelles fait suite une passée, pluridécimétrique, d'argilites consolidées tufacées rougeâtres
à éléments de basaltes. Elles sont coiffées par une alternance de brèches, chenalisées, à
éléments centimétriques à décimétriques, et de niveaux décimétriques à plurimétriques
d'argilites rougeâtres.
146

Fig. 54-Analyses lithologique et volcano-sédimentaire de Oued Moulouya
(coupe OM 2 )
147

-la troisième unité (10m) est formée par des argilites tufacées noirâtres consolidées et
concrétionnées (à valeur de paléosols).
b-La Formation d’ Aghbalou Oumlil
Cette formation, épaisse de 10m, est composée d’argilites rouge-brique ; que coiffent des
argilites verdâtres.
c-La Formation de Lissit (13m), représentée par les carbonates liasiques et dont
seule la base est levées, débute par des calcaires argileux grisâtres où s’intercalent des
argilites verdâtres.
2-Les discontinuités sédimentaires
Au niveau de la coupe OM 2 , les discontinuités sédimentaires mineures sont matérialisées
par des : diastèmes, joints argileux, changements brusques de la lithologie, surfaces
irrégulières, surfaces de ravinement et niveaux à poupées.
Quant aux discontinuités sédimentaires majeures, elles sont représentées par quatre
surfaces de ravinement : la première coiffe le complexe basaltique, les deuxième et troisième
affectent la base du membre supérieur de la Formation de Boumia. La quatrième souligne la
base des carbonates liasiques.
3-Les faciès
Les dépôts triasico-liasiques de la coupe OM 2 présentent des caractéristiques
faciologiques très variés, parmi lesquels sont reconnus et définis:
-des niveaux pédogénétiques (niveaux à poupées) ; des argilites consolidées riches en
concrétions calcaires; des argilites consolidées rouge-brique ;
-des argilites rougeâtres, rouge-brique, verdâtres ou noirâtres ;
-des calcaires gris à galets d'argilites rougeâtres; des calcaires et des calcaires argileux
grisâtres ;
-des conglomérats à éléments de basalte et à stratifications oblique et entrecroisée ;
-des argilites consolidées tufacées rouge-brique, rougeâtres ou noirâtres ; des argilites
tufacées rougeâtre;
-des tufs grossiers noirâtres à stratification oblique; des tufs consolidés rougeâtres ; des
tufs fins marron à stratification entrecroisée; des tufs jaunâtres.
-des brèches verdâtres ou jaunâtres
4-Associations de faciès et séquences sédimentaires
Les faciès, ainsi définis, sont agencés en séquences de puissance et de polarité variées.
a-Les séquences de 2 éme ordre (Fig. 55)
Les dépôts liasiques de la coupe OM 2 sont regroupés en huit séquences de 2 éme ordre.
-La première séquence formée par une brèche que coiffent des niveaux chenalisés de
tufs lenticulaires, que séparent des argilites. Cette séquence, à base ravinante, caractérise un
cône de déjection.
148

Fig. 55-Evolution sédimentologique des dépôts triasico-liasiques de Oued Moulouya
(coupe OM 2 )
149

-Les deuxième et quatrième séquences sont formées par une alternance de brèches et de
volcano-sédimentaires grossiers chenalisés à stratification oblique ; que surmontent des tufs
consolidés, puis des brèches à matrice argileuse ; coiffées par des argilites concrétionnées où
s’intercale un banc de calcaire. Ces séquences caractérisent des faciès du système fluviatile
proximale. La troisième séquence est du même type que les précédentes, néanmoins les
faciès qu’elle montre sont relativement plus distaux
-Les cinquième et sixième séquences sont caractéristiques du système fluviatile distal.
Ce type de séquences débute par une alternance de brèches et d’argilites rougeâtres Elles sont
surmontées par des argilites tufacées rougeâtres ; que coiffent des argilites noirâtres à passées
consolidées.
-La septième séquence est entièrement argileuse.
b-Les séquences de 3 éme ordre
Quatre mésoséquences positives ont été définies sur la coupe OM 2
-La première mésoséquence, englobe le membre inférieur et la base du membre
supérieur de la Formation de Boumia. Elle est formée par des faciès de cône de déjection à la
base que coiffent des faciès du système fluviatile proximal.
-La deuxième mésoséquence comprend les deux tiers du membre supérieur de la
Formation de Boumia. Elle est formée par des faciès à dominante grossière, à la base, et fine
au sommet. Elle comprend des faciès du système fluviatile en tresse proximal à la base et
distal au sommet.
-La troisième mésoséquence, que coiffe la surface de ravinement des carbonates
liasiques, est à "cheval" sur les Formations de Boumia et d’ Aghbalou Oumlil. Elle débute par
des faciès du système fluviatile en tresse; que coiffent des faciès de plaine d’inondation
soumise à un climat hydrolysant.
-La quatrième mésoséquence, où seule la base est levée, est carbonatée. Elle atteste de
l'instauration de la plate-forme carbonatée tidale suite à l'immersion de la région et de la
hausse eustatique du Lias.
5-Conclusion
Les dépôts de la région de Oued Moulouya (coupe OM 2 ) sont représentés par les argilites
salifères supérieures et les carbonates liasiques. Les argilites salifères sont marquées par des
pyroclastites de taille et de nature variées. Ils attestent de l'activité volcanique qui se poursuit
au cours de la sédimentation : ce volcanisme explosif est actif à la base et atteste de la
proximité d’un évent et se tarit progressivement. Les argilites salifères supérieures et les
volcanoclastites associés, sont subdivisées en deux formations :
La Formation de Boumia montre une évolution des faciès de cône de déjection à des
faciès du système fluviatile proximal puis distal. Ces faciès attestent de l'érosion active de
l'arrière pays et de l'important réseau hydrographique, existant dans la région, parallèlement à
une activité volcanique pérenne.
150

Ces faciès, grossiers où s’intercalent des faciès argileux à nombreux niveaux
pédogénétiques, attestent de l’alternance de phases d’érosion et de phases d’accalmie où se
met en place une plaine d’inondation soumise à de nombreuses phases d'émersion (climat
chaud à aride).
La Formation d'Aghbalou Oumlil est représentée par des argilites plurimétriques,
rougeâtres à la base et verdâtres au sommet. Elle atteste de l'avènement d'une plaine
d'inondation puis son immersion progressive ; qui s’affirme avec l’instauration des carbonates
tidalitiques du Lias (Formation de Lissit). Ceux-ci témoignent de l'instauration d'une plate
forme carbonatée de type marais maritime suite à une hausse eustatique.
L'évolution liasique de la région de Oued Moulouya est sous le contrôle de plusieurs
facteurs: la tectonique, de l'arrière pays et du climat (biorhéxistasie).
151

III- COUPES D’AOULI
A-Présentation des coupes
Dans la région d'Aouli, affleurent bien les argilites salifères inférieures, le complexe
basaltique, les argilites salifères supérieures et les carbonates liasiques.
Deux coupes ont été levées au NE du village de Aouli, sur la falaise d’Akebbab ; la
première (AH) montre le passage des argilites salifères inférieures au complexe basaltique.
Quant à la deuxième (HA), elle est levée dans le Trias-Lias d’Aghouch, et montre : le passage
des basaltes aux argilites salifères supérieures d’une part et aux carbonates liasiques d’autre
part.
B-La coupe HA
1-Les formations (Fig. 56)
Les dépôts de la coupe HA peuvent être subdivisés en deux formations représentées.
a-Les argilites saliféres inférieures, dont seule le sommet est levé, sont
structurées en deux membres :
-Le membre inférieur débute par des argilites rougeâtres que coiffe des argilites
verdâtres. Vient ensuite une alternance d’argilites rougeâtres et verdâtres, généralement,
feuilletées que coiffe un niveau pédogénétique.
-Le membre supérieur (7m) débute par des argilites, rougeâtres à la base, verdâtres dans
la partie médiane et versicolores au sommet ; elles sont coiffées par une passée
pluridécimétrique d’argilites consolidées feuilletées rougeâtres (à valeur de paléosol). Elles
sont surmontées par des argilites rosâtres à passées verdâtres à la base et rouge-brique
marmorisées au sommet. Vient ensuite une alternance de calcrêtes feuilletées et microplissées
gris-verdâtre à noirâtres et de niveaux pluridécimétriques d’argilites, verdâtres à la base et
noirâtres au sommet.
b-Le complexe basaltique, présentant un contact plat ave les argilites inférieures
qu’ils surmontent, sont représentés par des basaltes verdâtres à billes (plus de 12m), altérés au
sommet (desquamation importante).
2-Les discontinuités sédimentaires
Le long de la coupe (HA), les discontinuités sédimentaires, inventoriées et définies, sont
matérialisées par :
-la discontinuité majeure, représentée par un contact plat et des calcrêtes microplissées,
elle sépare les argilites saliféres inférieures du complexe basaltique.
-les discontinuités mineures représentées par : des diastèmes, variations brusques de la
lithologie, joints argileux, calcrêtes et niveaux pédogénétiques.
152

Fig. 56-Evolution sédimentologique des dépôts triasiques d’Aouli
(coupe HA).
153

3-Les faciès
Quatre types de faciès sont reconnus sur la coupe HA :
-niveaux pédogénétiques ; argilites consolidées feuilletées rougeâtres ; calcrêtes
feuilletées, microplissées, noirâtres ou gris-verdâtre ;
-argilites feuilletées verdâtres ; argilites rouge-brique marmorisées; argilites verdâtres,
noirâtres, rosâtres, rougeâtres ou versicolores.
4-Associations de faciès et séquences sédimentaires
Les argilites inférieures de la coupe HA sont d’ordre et de composition variée.
a-Les séquences de 2 éme ordre
-Les trois premières sont composées par une alternance d’argilites rouges ou vertes,
localement versicolores, que coiffent des argilites rougeâtres feuilletées. Les deuxième et
troisième séquences sont couronnées par un niveau pédogénétique.
-La quatrième séquence débute par des argilites rosâtres à passées verdâtres ; que coiffe
une alternance d’argilites verdâtres ou noirâtres et de calcrêtes microplissées.
b-Les séquences de 3 éme ordre
Cette mésoséquence est formée d’argilites rouges et versicolores que coiffe une alternance
d’argilites vertes et de calcrêtes microplissées. Elle atteste de l’installation d’une plaine
d’inondation soumise à de nombreuses phases d’émersion (abondance des niveaux à
poupées). Les marmorisations seraient dues à des activités pédogénétiques; qui suggère aussi
que l’aire de dépôt était relativement humide avec une végétation plus ou moins développée.
Les calcrêtes témoignent de l’augmentation des phénomènes d’encroûtement par une activité
pédogénétique importante (Spay Anderson, 1980). Quant aux argilites noires, elles
témoignent du confinement du milieu de sédimentation. Pour les microplissements, ils
correspondraient à la charge et à une cuisson du matériel suite à l’épanchement des premières
coulées de lave sur un matériel encore plastique.
5-Conclusion
Les argilites saliféres inférieures de la coupe HA (Carnien supérieur-Norien ; Ouarhache,
2002) sont formées par des argilites rougeâtres à passées d’argilites verdâtres, versicolores ou
rosâtres. Certains niveaux sont consolidés, feuilletés ou très bioturbés (niveaux à poupées à
valeur de paléosols). Elles sont coiffées par une alternance d’ argilites verdâtres et noirâtres et
de calcrêtes plissotées. Ces dépôts sont regroupés en une mésoséquence négative, qui englobe
quatre séquences de 2 éme ordre. Ces sédiments attestent d’un dépôt par décantation dans une
dépression (plaine d’inondation) souvent exondée et soumise à des phénomènes
d’encroûtement sous climat chaud et aride.
154

C-LA COUPE AH
1-Présentation de la coupe
Le long de cette coupe affleurent le complexe basaltique, les argilites salifères
supérieures, les volcano-sédimentaires associés et les carbonates liasiques.
2-Les formations (Fig. 57 et 58)
Le complexe basaltique est formé par des basaltes verdâtres (30m), souvent altéré à billes,
où s’intercalent deux coulées de basaltes "frais". Ils sont coiffés par un faisceau de basaltes
prismés (7m).
Quant aux dépôts sus-jacents, à caractères faciologiques variés, ils sont subdivisés en trois
formations :
a-La Formation de Boumia (32m)
Cette première formation, essentiellement volcano-sédimentaire, peut être subdivisée en
deux membres :
-Le membre inférieur (21m), reposant sur le complexe basaltique par le biais d’une
brèche pyroclastique grisâtre altérée (altération perdescendum) à éléments de basaltes
pouvant atteindre un diamètre supérieur à 5cm.
Viennent ensuite des conglomérats monogéniques et polymétriques, à éléments
centimétriques à pluridécimétriques, de basalte désorganisé à stratification oblique en auges.
Ils sont couronnés par des tufs fins lités granodécroissants.
-Le membre supérieur (21m) est structuré comme suit :
+des conglomérats à éléments centimétriques à pluridécimétriques, désorganisés, à
stratification oblique en auges, sont organisés en barres pluridécimétriques à plurimétriques,
chenalisées, stratodécroissantes, que séparent des argilites rougeâtres ;
+une alternance de barres, plurimétriques à métriques, chenalisées de conglomérats et de
tufs fins ;
+des argilites consolidées tufacées rouge-brique (2m) à concrétions de calcaires argileux
jaunâtres ;
+un niveau pluridécimétrique, à base ravinante, de brèches pyroclastiques, désorganisées ;
+(2m) de tufs fins lités à lentilles de tufs grossiers ;
+une alternance (5,50m) d’argilites rougeâtres et de brèches pyroclastiques ;
+le niveau (1a) est représenté par un tuf cristallin et lithique à ciment dolosparitique
(50%) à cristaux automorphes ferruginisés. Les éléments (50%) sont représentés par des
fragments de basaltes doléritiques (5%), partiellement opacifiés, à contour diffus, irréguliers
et anguleux et de taille variant de 0,25 et 1,5 mm ; des fragments de cristaux isolés gris (40%)
de plagioclases et feldspaths potassiques à mâcle Carlsbad et biréfringence faible (Sanidine) ;
ils sont entourés par une auréole noire ; ils ont une taille qui varie de 0,1 à 0,5mm, et sont en
forme d’éclats aigus ; des opaques (5%) ; des plages de micrites (fragments d’anciens
ferromagnésiens micritisés) ; des fragments d’un minéral vert (Augyte ou Aegyrinite) et des
plages d’argiles.
155

Fig. 57-Coupe lithostratigraphiqque d’Aouli
156

-La Formation d’ Aghbalou Oumlil (niveaux 1b à 3 ; 11,50m) montre
l’organisation verticale suivante :
+6m d’argilites rouge-brique, litées à la base ;
+des calcaires argileux rouge-violacé (niveau 1b), il s’agit d’un packstone à oolites,
lithoclastes, gastéropodes, granules d’oxydes de fer et quartz détritique silteux. Ils sont
organisés en quatre bancs pluridécimétriques, à bases ravinantes, que séparent des joints
d’argilites rougeâtres ;
+3m d’argilites rouge-brique;
+des calcaires laminitiques roses (niveau 2), qu’intercalent des joints d’argilites rougebrique.
Il s’agit de packstone/mudstone dolomitisé à oolites, lithoclastes, oxydes de fer et
quartz détritique silteux ;
+un niveau pluridécimétrique d’argilites feuilletées rouge-brique (niveau 3).
c-La Formation de Lissit (niveaux 4 à 10 ; 8,60m)
Cette formation est composée de deux membres :
-Le membre inférieur (niveaux 4 à 7 ; 4m) débute par des dolomies argileuses
blanchâtres pseudo-noduleuses (niveau 4b) à bois fossiles que séparent des marnes feuilletées
ligniteuses verdâtres (niveau 4a). Vient ensuite une barre métrique, à base ravinante, de
dolomies grisâtres (niveau 5) que coiffe une surface irrégulière ferruginisée. Il s’agît d’une
dolosparite à cristaux automorphes impriqués (texture idiotopique) à lithoclastes
dolomicritiques et ferruginisés. Elles sont surmontées par un banc pluridécimétrique de
dolomies argileuses beiges pseudo-noduleuses à bivalves.
Ce membre est couronné par des marnes verdâtres feuilletées qui passent progressivement
à des calcaires argileux blanchâtres.
-Le membre supérieur (niveaux 8 à 10 ; 4,50m) montre à la base des dolomies grisâtres
(2m) à ooïdes et lithoclastes que coiffent des calcaires laminitiques gris-rosâtres (niveau 9), à
structures oeillées ; il s’agit de packstone dolomitisé à oolites, lithoclastes, pelletoïdes, quartz
détritique et oxydes de fer. Ils sont surmontés par un banc métrique de dolomies gris-rosâtres
(niveau 10) riches en bois fossiles à lithoclastes et oxydes de fer.
Viennent ensuite des calcaires grisâtres laminitiques à la base, que couronne une surface
ravinante ferruginisée (Saâdi, 1996).
3-les discontinuités sédimentaires
Dans les dépôts de la coupe de AH, différents types de discontinuités sédimentaires sont
enregistrées
-les discontinuités majeures sont représentées par trois surfaces de ravinement : la
première sépare le complexe basaltique des argilites saliféres supérieures. La deuxième
affecte le membre supérieur de la Formation de Boumia ; alors que la troisième, elle souligne
la base des carbonates liasiques.
-les discontinuités sédimentaires mineures sont matérialisées par : des diastèmes ;
changements brusques de la lithologie ; joints marneux et argileux ; surfaces irréguliers ;
surfaces de ravinement ; surfaces irrégulières ferruginisées et surfaces ravinantes ferruginisée
157

Fig. 58-Analyse lithologique et volcano-sédimentaire d’Aouli
(coupe AH)
158

4-Les faciès
A Aouli, différents types de faciès sont reconnus et définis :
-conglomérats désorganisés à stratification entrecroisée ;
-argilites rougeâtres ou rouge-brique ; argilites feuilletées rouge-brique ;
-marnes feuilletées verdâtres riches en lignites ;
-dolomies laminitiques rosâtres ; dolomies argileuses pseudo-noduleuses blanchâtres à
bois fossiles ; dolomies argileuses pseudo-noduleuses beiges à bivalves ; dolomies grisâtres
ou gris-rosâtres ;
-calcaires laminitiques gris-rosâtres à structures oeillées ; calcaires laminitiques ; calcaires
argileux rouge-violacés ou blanchâtres ; calcaires micritiques grisâtres ;
-brèche pyroclastique altérée ;
-tuf cristallin et lithique ; tufs fins lités ;
-argilites rouge-brique tufacées à concrétions de calcaires argileux jaunâtres ;
5- Association de faciès et séquences sédimentaires.
Les faciès, ainsi inventoriés s’agencent en plusieurs séquences qui sont subordonnées aux
discontinuités sédimentaires précitées. Ces séquences sont de polarité et d’ordre variés.
a- les séquences de 2 ème ordre (Fig. 59)
On distingue sept séquences de 2 ème ordre, dont quatre types ont été définis :
-Le premier type, stratodécroissant, débute par des brèches altérées (altération
perdescendum) que surmontent des conglomérats à stratification oblique en auges. Il est
coiffé par des tufs fin lités. Cette séquence, définie à la base de la Formation de Boumia,
caractérise des dépôts de cône déjection.
-Le deuxième type est formé par des brèches que coiffent des tufs fins lités à lentilles de
brèches. Il est couronné par une alternance d’argilites rougeâtres et de brèches. Ce type, qui
caractérise les deuxième, troisième et quatrième séquences, montre des variantes : l’absence
du terme lité, absence des interlits argileux de la base, développement de conglomérats à
stratification oblique an auges, dépôt au sommet d’un niveau d’argilites consolidées tufacées
à concrétions calcaires. Ce type de séquence atteste de l’instauration d’un système fluviatile
en tresse proximale ou relativement distale (les deuxième et quatrième séquences).
-Le troisième type débute par une brèche et se termine par des argilites où s’intercalent, à
la base des tufs grossiers et des argilites litées. Cette séquence, où les éléments grossiers sont
réduits, serait caractéristique du système fluviatile distal. Elle est définie par la cinquième
séquence.
-Le quatrième type débute par une alternance de calcaires argileux et d’argilites rougebrique,
que coiffent une passée plurimétrique d’ argilites rouge-brique. Ce type, défini par la
sixième séquence, caractérise un milieu de type plaine d’inondation soumise à un climat
tropical à saisons alternées chaude et humide.
159

Fig. 59-Evolution sédimentologique des dépôts triasico-liasiques d’Aouli
(coupe AH).
160

- les séquences de 3 ème ordre
Les séquences de 2 ème ordre s’ordonnent en trois mésoséquences positives.
-La première, qu’encadrent deux surfaces de ravinement, est formée par des faciès
essentiellement grossiers avec l'apparition de quelques interlits argileux au sommet. Elle
atteste de l’installation d’abord d’un cône de déjection puis d’un système fluviatile en tresse
proximale. Elle traduit une évolution continentale avec l’installation des conditions de climat
tropical à saisons alternées, favorisant les cycles de rhexistasie avec le rajeunissement des
reliefs de l’arrière pays.
-La deuxième mésoséquence englobe deux séquences granodécroissantes. Elle est
formée par des faciès du système fluviatile proximale à la base et relativement distale au
sommet.
-La troisième mésoséquence, que coiffe une surface de ravinement, comprend des faciès
grossiers à la base et fins au sommet. Elle atteste de la présistance des conditions
préexistantes à la base qui évolue au sommet en une plaine d’inondation.
-La quatrième mésoséquence, tronquée au sommet, débute par des séquences de sebkha.
Elle atteste de l’instauration d’un environnement de type tidal-flat, marqué par des faciès peu
profonds (essentiellement supratidaux).
6-Conclusion
A Aouli, les dépôts sont représentés, essentiellement, par les argilites saliféres supérieures
et les pyroclastites associées. Elles sont généralement grossières à la base attestant de
l’érosion active des reliefs émergés avoisinants sous un climat tropical à saisons alternées
(phase rhéxistasique) et de l’activité volcanique continue (volcanisme explosif) parallèlement
à la sédimentation.
Quant aux sédiments fins, qui augmentent vers le sommet, ils attestent de l’arrêt de
l’érosion ou de l’aplanissement des reliefs bordiers. Ces faciès qui se déposent par
décantation, attestent de la chute de l’hydrodynamisme, d’un changement climatique et d’une
accalmie tectonique et volcanique.
Ces dépôts, à caractères faciologiques variés, sont agencés en quatre mésoséquences
positives. Ces dépôts sont composés de faciès de cône de déjection que relayent des faciès du
système fluviatile en tresse proximale. Elles traduisent l’évolution d’un système fluviatile en
tresse, de plus en plus distale ; qui se tarissent avec l’avènement d’une plaine d’inondation.
Le passage des argilites salifères supérieures aux carbonates liasiques est progressif. Il se
marque par un enrichissement des argilites en carbonates noduleux à bois fossiles à passées
de marnes ligniteuses. Ces carbonatés attestent de l’ennoyage de la plaine d’inondation avec
l’augmentation de la tranche d’eau. Ils sont marqués par des faciès peu profonds qui
traduisent le début de l’édification de la plate forme carbonatée néritique.
L’évolution de la région d’Aouli est régie par le climat, la morphologie de l’arrière pays,
la tectonique et les fluctuations hydrodynamiques marines et fluviatiles.
161

IV- LA COUPE D’AGHANBOU OU FOULLOUS (AF)
A-Présentation de la coupe
Cette coupe est levée au Nord du village d’Aouli et dans le Trias-Lias d’Akebbab. Le
long de cette coupe affleurent : le complexe basaltique, les argilites salifères supérieures et les
carbonates liasiques.
B-Les formations (Fig. 60 et 61)
Le complexe basaltique, épais de plus de 53m, est formé de basaltes prismés sur lesquels
reposent des basaltes altérés verdâtres à billes, "frais" dans les 10 mètres supérieurs. Au sein
de ce terme s’intercale une passée pluridécimétrique d’argilites rouge-brique.
Ces argilites saliféres supérieures (63m) sont organisées en trois formations :
1-La Formation de Boumia.
Cette première formation est structurée en deux membres :
a-Le membre inférieur (10m) débute par une brèche pyroclastique
polymétriques, à base ravinante, à ciment siliceux, que coiffe un conglomérat, à éléments
centimétriques à décimétriques, de basaltes et à matrice argileuse rougeâtre.
b-Le membre supérieur (15m) débute par des argilites rouge-brique à passées
décimétriques de grès roux, que surmontent des argilites consolidées tufacées rougeâtres à
passées d’argilites silteuses consolidées et niveaux pédogénétiques. Vient ensuite une
alternance de conglomérats lenticulaires et d’argilites rouge-brique, où s’intercalent des tufs
fins lités.
2-La Formation d’ Aghbalou Oumlil (10m), débute par des argilites rouge-brique
(2m), que surmontent des argilites rougeâtres à passées pluridécimétriques, stratodécroissants,
de tufs grossiers à la base et fins au sommet (granodécroissants). Elle est couronnée par des
argilites versicolores (4m).
3-La Formation de Lissit (25m)
Cette formation, représentée par les carbonates tidalitiques du Lias inférieur et moyen, est
organisée en deux membres :
a-le membre inférieur (15m) montre l’organisation verticale suivante :
-des calcaires argileux blanchâtres à violacés (2m), organisés en bancs pluridécimétriques,
que coiffe une surface sommitale durcie encroûtée et très bioturbée ;
-des argilites rougeâtres, pluridécimétrique, à concrétions de calcaires argileux violacés
-un banc pluridécimétrique, à base ravinante, de calcaires cargneulisés jaune-violacés,
stromatolitiques au sommet, que coiffe une surface plane encroûtée.
-des marnes, verdâtres à la base et rougeâtres feuilletées et à concrétions calcaires au
sommet.
-deux niveaux pluridécimétriques de calcaires argileux gris-violacé, dont la base est très
bioturbée (niveau pédogénétique), intercalés par des passées d’argilites rougeâtres.
-un joint décimétrique d’argilites verdâtres.
162

Fig. 60-Coupe lithostratigraphique d’Aghanbou Ou Foullous
163

Fig. 61-Analyse lithologique et volcano-sédimentaire d’Aghanbou Ou Foullous
(coupe AF)
164

-le membre supérieur (20m) est une alternance de calcaires massifs grisâtres et
de calcaires argileux beiges, à joints d’argilites verdâtres.
C-Les discontinuités sédimentaires
Au niveau de la coupe AF, les dépôts Triasico-jurassiques ont enregistré différents
types de discontinuités sédimentaires.
Parmi les hiatus mineurs, on peut citer : les diastèmes, changements brusques de la
lithologie, joints argileux et marneux, surfaces irrégulières, surfaces de ravinement, surfaces
planes encroûtées, surfaces durcies encroûtées à poupées et niveaux à poupées.
Quant aux hiatus majeurs, ils sont matérialisés par :
-La discordance qui sépare le complexe basaltique des argilites salifères supérieures.
-Les deux surfaces du ravinement qui affectent respectivement le membre supérieur de
la Formation de Boumia et la Formation d’Aghbalou Oumlil.
-La surface ravinante qui souligne la base des carbonates liasiques.
D-Les faciès
Sur la coupe d’Aghanbou Ou Foullous différents types de faciès sont inventoriés :
-des niveaux à poupées ;
-des conglomérats à matrice argileuse ;
-des grés roux ;
-des argilites silteuses consolidées rougeâtres ; des argilites rouge-brique, versicolores,
rougeâtres ou verdâtres ; des argilites rougeâtres à concrétions de calcaires argileux violacés ;
-des marnes feuilletées à concrétions calcaires ; des marnes rougeâtres feuilletées ; des
marnes verdâtres ;
-des calcaires cargneulisés jaune-violacés ; des calcaires cargneulisés stromatolitiques
jaune-violacés ; des calcaires argileux blanchâtres, violacés, beiges ou gris-violacé ; des
calcaires grisâtres ;
-des argilites consolidées tufacées rouges ;
-des tufs grossiers ; des tufs fins ; des tufs fins lités ;
-des brèches, monogéniques et polymétriques, à ciment siliceux.
E-Association de faciès et séquences sédimentaires
Les différents faciès sus-cités sont agencés en séquences de polarité, puissance et
composition variées.
a-Les séquences de 2éme ordre (Fig. 62)
α-Dans les argilites salifères supérieures sont définies sept séquences de 2 éme
ordre où quatre types ont été reconnus.
-Le première type, défini par la première séquence, est composé par des faciès grossiers
seraient caractéristiques d’un cône de déjection.
-Le deuxième type, défini par les deuxième et septième séquences, est formé par une
alternance d’argilites rouge-brique et de grés rouges que surmontent des argilites rougebrique
à passées consolidées, tufacées et bioturbées (paléosols) et d’argilites silteuses. Il peut
montrer des variantes : absence de niveaux pédogénétiques et des grés (septième séquence)
165

Ces faciès sont caractéristiques d’une plaine d’inondation soumise à des émersions répétitives
en climat c chaud à aride.
-Le troisième type, défini par les troisième, quatrième et cinquième séquences, à base
ravinante, est représenté par des conglomérats à stratifications obliques et de tufs fins lités,
que séparent des argilites rouge-brique. Ces faciès grossiers sont témoins de l’installation
d’un système fluviatile en tresse proximal.
-Le quatrième type, caractéristique de la sixième séquence et à base ravinante, débute
par des tufs granodécroissants et stratodécroissants qu’intercalent des niveaux stratocroissants
d’argilites rougeâtres.
β-Les carbonates liasiques sont structurés en séquences tidalitiques de deux
types : séquences de sebkha et d’estran.
-La séquence de sebkha, où les discontinuités sédimentaires sont de règle, montre la
succession suivante : des calcaires argileux, des argilites rougeâtres à concrétions calcaires,
des calcaires cargneulisés et stromatolitiques que coiffe une surface plane encroûtée, des
marnes feuilletées à concrétions calcaires, des calcaires argileux à passés bioturbées (niveaux
à paléosols), des argilites verdâtres. Elle est reconnue à la base des carbonates liasiques.
-La séquence d’estran est formée par des barres de calcaires grisâtres où s’intercalent
des calcaires argileux beiges. Elle est définie au sommet des carbonates liasiques.
b-Les séquences de 3 éme ordre
Trois mésoséquences positives sont reconnues le long de la coupe AF.
-La première mésoséquence, que coiffe une surface de ravinement, est à "cheval" sur le
membre inférieur et le membre supérieur de la Formation de Boumia. Elle montre, à la base,
des faciès de cône de déjection, qui témoignent de l’érosion active de l’arrière pays. Ils sont
relayés par des faciès fins déposés par décantation dans une plaine d’inondation sous climat
chaud rubéfiant.
-La deuxième mésoséquence, coiffée par une surface de ravinement, est formée par une
alternance de conglomérats à stratification oblique en auges, des volcano-sédimentaires
laminitiques et d’argilites rougeâtres. Ces faciès attestent d’abord de la sédimentation dans
un fond de chenal fluviatile par des phénomènes de creusement et de remplissage, puis la
diminution progressif de l’hydrodynamisme du courant à la fin de chaque cycle de crue, qui
sont répétitive avant la chute de l’hydrodynamisme à laquelle fait suite la décantation des
particules fines dans une dépression humide de type plaine d’inondation.
-La troisième mésoséquence, que ravine les carbonates liasiques, traduit l’instauration
d’un système fluviatile que relaye un environnement plat de type plaine d’inondation,
soumise à un climat chaud à humide en phase rhéxistasique.
-La quatrième débute par une séquence de sebkha que relayent des séquences d’estran.
Elle témoigne de l’installation d’un tidal flat suite à l’inondation du milieu en phase
biostasique et sous climat chaud et aride.
166

Fig. 62-Evolution sédimentaire des dépôts triasico-liasiques d’Aghanbou Ou Foullous
(coupe AF)
167

F- Conclusion
Le long de la coupe AF affleurement essentiellement le complexe basaltique, les argilites
salifères supérieures et les carbonates liasiques.
Le complexe basaltique, très développé, est prismés à la base et altéré à billes dans la
partie médiane, où s’intercalent une passé d’argilites rouge-brique.
Les argilites salifères supérieures sont organisées en quatre types de séquences de 2 éme
ordre qui s’organisent en deux mésoséquences positives. Ces séquences grossières, à la base,
et fines au sommet, attestent de l’installation, d’abord d’un cône de déjection (première
mésoséquence) ou de système fluviatile en tresse proximale que relaye une plaine
d’inondation. Les premiers faciès attestent de l’érosion active des reliefs préexistants. Après
quoi, la diminution progressif de l’hydrodynamisme se traduit par l’accroissement du
pourcentage des argilites qui se déposent par décantation dans une plaine d’inondation
humide (absence de niveaux pédogénétiques).
Cette sédimentation détritique, qui s’effectue sous climat tropical à saisons alternées et en
phase rhéxistasique, est concomitante à un volcanisme explosif à l’origine de pyroclastites de
faciès variés (brèches, tufs grossiers ou fins, carbonates et argilites tufacées), témoins d’une
activité pérenne des évents voisins du bassin de dépôt et de la réactivation des failles
bordiéres qui véhiculent ce type de magma.
Après quoi, une inondation généralisée de la région se traduit par le dépôt des carbonates
liasiques de la Formation de Lissit. Ces faciès tidalitiques attestent de l’installation de la plate
forme carbonatée de type marais maritime en climat tropical aride (phase biostasique).
168

V-COUPE D’AQBAB AMELLAL (COUPE AB)
A-Présentation de la coupe
La coupe AB est située au Nord du village d’Aouli. Dans cette coupe, les argilites
salifères supérieures y sont lacunaires ; alors que le complexe basaltique est transgressé par
les carbonates liasiques.
B-Les formations (Fig. 63)
Le long de cette coupe affleurent le complexe basaltique et les carbonates liasiques. Le
terme basaltique débute par des basaltes tholéiitiques prismés, que surmontent 15m de
basaltes altérés à billes. Quant aux carbonates liasiques, représentée par la Formation de
Lissit, ils sont organisés en deux membres :
1-Le membre inférieur (niveaux 1 à 5 ; 4,50m) est structuré comme suit:
-le niveau 1, à base ravinante et de puissance pluridécimétrique, est un calcaire argileux
gris. Il s’agit d’un mudstone à fantômes d’éléments arrondis (oolites ?), quartz détritique
silteux et granules d’oxydes de fer. Il est surmonté de marnes gris-verdâtre (niveau 2) ;
-une barre (niveau 3 ; 1,50 m) de calcaires, bioclastiques gris-violacé à la base et
stromatolitiques beiges à géodes calcitisées au sommet ; que coiffe une surface ondulée et
encroûtée. Il s’agit d’un packstone (niveau 3a) à wackestone (niveau 3b) à lamellibranches à
test épais, oolites, lithoclastes, gravelles et quartz détritique silteux ;
-une passée pluridécimétrique d’argilites rouge-brique, feuilletées au sommet et à lamines
blanchâtres (niveau 4) ;
-des calcaires laminitiques blanchâtres à structures oeillées (niveau 5 ; 1m), organisés en
quatre niveaux pluridécimétriques. Il s’agit de packstone à grainstone à pellets, pelletoïdes,
gravelles, agrégats, oolites (parfois composites), ostracodes, foraminifères, oxydes de fer et
quartz silteux. Ils sont coiffés par une surface irrégulière ferrugineuse que surmontent des
marnes violacées.
2-Le membre moyen (niveaux 6 à 9 ; 10m), qui débute par des calcaires argileux
gris-violacé à bois fossiles, est formé par quatre barres :
-la première barre (niveau 6), plurimétrique, est représentée par des calcaires massifs gris
à grains fins, de texture packstone (niveau 6b) à wackestone (niveau 6a) à lamellibranches,
lithoclastes, gravelles, oolites et plages dolosparitiques (niveau 6b) à cristaux automorphes à
subautomorphes et à clivage net ;
-la deuxième barre (niveau 7; 3 m) est représentée par des dolomies violacée, massives
gris- violacées à la base (niveau 7a) et grenues pseudolaminitiques (niveau 7b) au sommet. Il
s’agit de dolomicrite (niveau 7b) à dolomicrosparite (niveau 7a) à lamellibranches, fantômes
d’éléments arrondis (oolites ?), oxydes de fer et plages de dolosparite à cristaux automorphes
à subautomorphes à clivage net ;
-la troisième barre (niveau 8), pluridécimétrique, est formée par des calcaires massifs grisviolacé
de texture packstone (niveau 8b) à wackestone (niveau 8a) à lamellibranches à test
épais, gravelles, oolites (niveau 8b), pelletoïdes et granules d’oxydes de fer ;
-la quatrième barre (niveau 9 ; 2,50m) est un calcaire bioclastique à lamellibranches
(essentiellement Megalodon sp.), oolites, pelletoïdes, granules d’oxyde de fer et plages de
dolosparite à cristaux automorphes à subautomorphes et à clivage net.
169

Fig. 63-Evolution sédimentologiste des dépôts triasico-liasiques d’Aquabab Amellal
(coupe AB)
170

3-Le membre supérieur (niveaux 10 à 12 ; 3m) débute par des calcaires
laminitiques blanchâtres à structures oeillées (niveau 10 ; 1m). Il s’agit de packstone
(niveaux 10b et 10c) à mudstone (niveau 10a) à lamellibranches, ostracodes, oolites (niveau
10b), pelletoïdes, lithoclastes et quartz détritique silteux. Ils sont surmontés par un banc
pluridécimétrique, à base ravinante et surface sommitale irrégulière et encroûtée, de dolomie
blanchâtre à structures oeillées (niveau 11). Il s’agit d’une dolosparite à dolomicrosparite à
fantômes d’éléments et granules d’oxyde de fer. Viennent ensuite des calcaires argileux
blanchâtres, organisés en bancs décimétriques que séparent des interlits décimétriques de
marnes grisâtres.
Il se termine par des calcaires beiges à structures oeillées (niveau 12), organisés en
trois barres métriques que séparent des joints marneux rougeâtres ou grisâtres. Ils sont de
type grainstone à packstone à oolites (généralement micritisés), pellets, pelletoïdes,
ostracodes, lamellibranches, glauconie, oxydes de fer et quartz détritique silteux (en faible
proportion). Ils sont coiffés par des calcaires laminitiques beiges à structures oeillées à la
base et argileux grisâtres dans la partie médiane.
C- Les discontinuités sédimentaires
Au niveau de la coupe AB, les discontinuités sédimentaires mineures sont de règle. Elles
sont matérialisées par : des diastèmes, joints marneux et argileux, changements brusques de la
lithologie, surfaces irrégulières, surfaces de ravinement, surfaces irrégulières ou ondulées et
encroûtées et surfaces irrégulières et ferruginisées.
Quant aux discontinuités sédimentaires majeures, elles sont représentées par une surface
de ravinement, à laquelle est subordonnée la lacune des argilites saliféres supérieures, et qui
met en contact le complexe basaltique et les carbonates liasiques.
D- Les faciès
A Aquebab Amellal, plusieurs types de faciès sont reconnus :
-argilites rouge-brique ; argilites feuilletées rouge-brique et à lamines blanchâtres ;
-marnes gris-verdâtre, violacées, grisâtres ou rougeâtres ;
-calcaires argileux grisâtres, calcaires et dolomies gris à gris-violacé ;
-calcaires stromatolitiques beiges à géodes calcitisées et lamellibranches à tests épais ;
calcaires laminitiques blanchâtres à structures œillées; calcaires et dolomies grenus
pseudolaminitiques gris-violacé ; calcaires et dolomies blanchâtres à structures oeillées.
-calcaires bioclastiques gris-violacé à Megalodon sp.; calcaires gris-violacé à bois
fossiles.
E-Associations de faciès et séquences sédimentaires (Fig. 63)
Les carbonates liasiques de la coupe AB sont agencés en séquences d’ordre, de type et de
polarité variés.
a-Les séquences de 2 éme ordre
Le Lias inférieur et moyen est organisé en séquences tidalitiques où deux types sont
définis : Les séquences d’estran et les séquences de sebkha.
171

-type 1 : Séquence d’estran
Ce type de séquence, à base ravinante, est composé de calcaires oolitiques et bioclastiques
à Mégalodontidés que surmontent des calcaires oolitiques à laminites et structures oeillées.
Ce type de séquences, qui caractérise les deuxième et troisième séquences, peut-être tronqué
au sommet et montrer des barres dolomitiques à pseudolaminites.
-type 2 : Séquence de sebkha
Ce deuxième type de séquence débute par des calcaires oolitiques à bivalves,
stromatolites et géodes; que surmontent des calcaires laminitiques, bivalves et agrégats. Ils se
terminent par des marnes violacées. Ce type caractérise la première séquence.
b-Les séquences de 3 éme ordre
Les dépôts liasiques d’Aquabab Amellal sont regroupés en une mésoséquence positive,
organisée en une séquence de sebkha et deux séquences d’estran. Cette formation, à base
ravinante, atteste de l’instauration d’un environnement de type tidal-flat où règnent des
conditions supratidales à la base et intertidales au sommet.
F- Conclusion
Les carbonates liasiques d’Aquabab Amellal reposent directement sur le complexe
basaltique. Ils sont représentés par des dépôts argilo-carbonatés du Lias inférieur et moyen.
Ces dépôts sont caractérisés par des faciès tidalitiques, essentiellement, bioclastiques à
Mégalodon sp. Ils sont structurés en trois séquences de sebkha et d’estran.
A l’échelle moyenne, ils forment une mésoséquence positive, qui atteste de l’instauration
d’une plate forme carbonatée de type tidal-flat, qui s’approfondie progressivement. La région,
qui a joué le rôle d’un haut fond au cours du Lias basal (lacune des argilites saliféres
supérieurs), est inondée lors de hausse eustatique du Lias.
172

VI-LA COUPE DE TOURARINE (COUPE TR)
A-Présentation de la coupe
La coupe de Tourarine est située au NW de Bou Tazart. Dans cette région, le complexe
basaltique est transgressé directement par les carbonates liasiques ; alors que les argilites
salifères supérieures y sont lacunaires.
B-Les formations (Fig. 64)
Le complexe basaltique, épais de plus 21,50 m, débute par des basaltes prismés ; que
surmontent des basaltes altérés verdâtres à billes (13,50m), où s’intercale un niveau
pluridécimétrique de calcaire noir silcifié et hématitisé. Il se termine par des basaltes altérés
(8m) gris à veines et fentes remplies de silice.
Il s’agit d’un basalte microlitique à ancienne texture vitreuse porphyrique (niveau 1). Les
éléments, entourés d’une auréole opacifiée, sont représentés par (10%) de cristaux de
plagioclases, (40%) d’olivines, localement micritisées de taille qui varie entre 0,1 et 2,5 mm ;
(30%) d’orthopyroxènes, à clivage net, biréfringence faible, de forme tabulaire et de taille est
comprise entre 0,5 mm et 1,5 mm et à (10%) de fragments de lave vitreuse recristallisée,
opacifiée (hématitisée) et séricitisée, en forme de filaments, ou d’amas et de taille comprise
entre 0,5 à 3 mm. La mésostase (10%) est partiellement ou totalement opacifiée.
1-La Formation de Lissit
Les dépôts liasiques, à caractères faciologiques variés, peuvent être regroupés en deux
membres :
a-Le membre inférieur (niveaux 2 à 8 ; 5m), discordant sur le complexe
basaltique, montre la succession verticale suivante :
-le niveau 2 pluridécimétrique est une tuffite grossière à cristaux dont les éléments sont
représentés par : (27%) de feldspaths plagioclases de taille qui varie entre 0,05 mm et 0,25
mm, souvent micritisés ou calcitisés, de forme quadrangulaire, tordue, long de 0,5 mm et
large de 0,25 mm ; 30% de fragments micritisés (anciens orthopyroxènes à une seule famille
de clivage); (3%) d’opaques. Quant au liant (40%), il est représenté par une calcite
hématitisée.
-un banc pluridécimétrique de calcaire rose (niveau 3) à structures oeillées de type
mudstone à pelletoïdes, gravelles et granules d’oxyde de fer. Il est surmonté par un joint
décimétrique d’argilites rouge-brique.
-des calcaires (0,50m), beiges à la base (niveau 4a) et lumachelliques gris au sommet
(niveau 4b) ; ils sont coiffés par une surface irrégulière bioturbée. Il s’agit d’un packstone
dolomitisé à oolites, ostracodes (niveau 4b), gravelles, lithoclastes, quartz détritique silteux,
granules d’oxyde de fer et plages de dolosparites à cristaux automorphes à subautomorphes à
clivage net (texture hypidiotopique)
-une passée pluridécimétrique de grès à éléments basaltiques que ravine un banc de
dolomie blanchâtre (niveau 5 ; 0,30m) à structures oeillées et à rares fantômes d’éléments ( ?)
-des dolomies grisâtres à structures oeillées (niveaux 6 et 7 ; 2m) organisées en bancs
stratodécroissants (pluridécimétriques à la base et décimétriques au sommet). Il s’agit de
dolomicrosparite à granules d’oxyde de fer et quartz détritique silteux.
173

Fig. 64-Evolution sédimentologique des dépôts
triasico-liasiques de Tourarine (coupe TR)
174

-le niveau 8 est représenté par des dolomies gris-blanchâtre, argileuses au sommet. Il
s’agit d’une dolomicrite à granules d’oxyde de fer, quartz détritique fin (en proportion élevée)
et glauconie.
b-le membre supérieur (niveau 9 ; 1,50 m), à base ravinante, est représenté par des
calcaires gris massifs à la base (niveau 9a) et lumachelliques à mégalodontités et bois fossiles
au sommet (niveau 9b). Il s’agit de wackestone à packstone à gravelles, bivalves, oolites
(recristallisées), oxydes de fer et manganèse.
C-Les discontinuités sédimentaires
Les discontinuités sédimentaires mineures, définies dans les dépôts carbonatés de la
coupe de Tourarine, sont représentées par : des diastèmes, changements brusques de la
lithologie, joints argileux, surfaces irrégulières bioturbées, surfaces de ravinement et surfaces
irrégulières ferrugineuses.
Une seule discontinuité sédimentaire d’importance régionale est reconnue sur la coupe
TR ; elle est caractérisée par la surface de ravinement qui coiffe le complexe basaltique. Elle
est soulignée par la lacune des argilites saliféres supérieures.
D- Les faciès
Les différents faciès reconnus et définis sur la coupe TR sont :
-basaltes prismés verdâtres ; basaltes microlitiques grisâtres altérés à billes et à veines et
fentes à remplissages siliceux ;
-tuffite grossière cristallines et à matrice carbonatée et ferruginisée ;
-argilites rouge-brique ;
-grès à éléments volcaniques ;
-calcaires silicifiés et hématitisés; calcaires rosâtres à structures oeillées ; calcaires
massifs gris ou beiges ; calcaires lumachelliques gris à bois fossiles et Mégalodontidés.
-dolomies blanchâtres ou grisâtres à laminites et structures oeillées ; dolomies et dolomies
argileuses gris-blanchâtre ;
E- Associations de faciès et séquences sédimentaires
1-Les séquences de 2 éme ordre
Le long de la coupe TR les argilites salifères supérieures y sont lacunaires; et les
carbonates liasiques transgressent directement le complexe basaltique.
Les carbonates liasiques sont organisés en deux séquences tidalitiques de deux types :
-La première de type estran débute par des calcaires bioclastiques à lumachelliques (au
sommet) que surmontent des dolomies litées à structures oeillées. Elle est coiffée par des
dolomies argileuses gris-blanchâtres.
-La deuxième de type chenal de marée, à base ravinante, est tronquée au sommet. Elle
débute par une lumachelle à lithiotis sp. et Mégalon sp.
2-Les séquences de 3 éme ordre
Les séquences de 2 éme ordre sont organisées en une seule mésoséquence. Celle-ci,
tronquée au sommet, atteste de l’installation d’un environnement de type tidal-flat.
175

F- Conclusion
Dans la région de TR affleurent essentiellement des basaltes tholéiitiques, que
transgressent les carbonates liasiques.
Les basaltes, très altérés, montrent des intercalations de calcaires silicifiés et ferruginisé et
des fentes remplies de silice. Les fragments de lave vitreuse en forme de filaments témoignent
de la mise en place et l’aplatissement à l’état chaud lors d’un magma explosif.
Les carbonates liasiques reposent sur les basaltes par le biais d’une tuffite grossière à
cristaux tordus de feldspaths plagioclases, qui attestent de la facture pyroclastique d’un
magma explosif. Elle indiquerait des retombées en masse de projections volcaniques
aériennes, en milieu aqueux et très peu profond.
Après quoi, toute la région suit une évolution continentale. Au Lias inférieur et moyen
l’inondation de la région suite à la remontée eustatique se traduit par le dépôt de faciès
essentiellement intertidaux à la base et subtidaux au sommet. Ils sont organisés en deux types
de séquences tidalitiques (séquence d’estran à la base et de chenal de marée au sommet). Ils
attestent de l’instauration d’un environnement de type tidal-flat en climat tropical aride et en
phase biostatique.
176

VII-LA COUPE D’IFRI ICHABAR (COUPE IF)
A-Présentation de la coupe (IF) est levée sur la rive droite de Oued Sehb bni Oura, au
SE de Taouarda. Sur cette coupe les carbonates tidalitiques du Lias transgressent le complexe
basaltique.
B-Les formations (Fig. 65)
Le long de cette coupe affleurent essentiellement le complexe basaltique et les
carbonates liasiques. Quant aux argilites saliféres supérieures, elles sont réduites à une passée
pluridécimétrique.
Le complexe basaltique, organisé en plusieurs coulées plurimétriques, débute par des
basaltes prismés (niveau 1 ; 30m) de type basaltes doléritiques localement sub-ophitiques à
microlites de plagioclases (85%) de taille inframillimétrique, et généralement disposés en
rosace (texture subophitique) ; pyroxènes (5%) de teinte brune (altérés en amphibole) et
englobant les cristaux de plagioclases (texture intérsertale) ; ils peuvent aussi se présenter en
petits cristaux dans les interstices entre les plagioclases.
Quant à la mésostase (10%), elle est représentée par les opaques en proportion élevée et
oblitérant les espaces interstitiels (texture intergranulaire) et localement par des amphiboles
(issues de l’altération d’anciens pyroxénes)
Il se termine par des basaltes altérés à billes (niveau 2 ; 50m) à fantômes de plagioclases,
enduits de malachite, cavités remplies de chlorite et silice, et ferruginisation dendritique ; ils
sont affectés par des fentes de taille et forme différentes à remplissage siliceux et par trois
dykes, décimétriques à pluridécimétriques, orientés NW-SE (niveau 3). Ces dykes sont des
basaltes microlitiques peu porphyriques localement doléritiques et vacuolaires (vacuoles
elliptiques remplies de silice) à microlites de plagioclases (60%) de taille inframillimétrique,
noyés dans une mésostase opacifiée (40%). Ils sont parcourus par des microfissures de
chlorite et par des filonnets à remplissage calcitique et dont les parois sont tapissées soit par
de la silice néoformée ou par des oxydes de fer.
Quant aux argilites salifères supérieures, elles sont réduites à une passée
pluridécimétrique qui se biseaute latéralement. Elles sont transgressées par des dépôts
liasiques à dominante carbonatée. Ces tidalites liasiques sont regroupées dans la Formation de
Lissit qui repose, généralement, sur le complexe basaltique par le biais d’une surface de
ravinement. Elle est organisée en deux membres.
1-Le membre inférieur (niveaux 4 à 12 ; 12m) est structuré en trois unités :
a-l’unité basale (niveaux 4 à 9 ; 3m) est structurée comme suit :
-le niveau 4, pluridécimétrique et à base ravinante, est un calcaire rougeâtre à structures
oeillées de type packstone à bivalves, pelletoïdes, oolites, quartz détritique silteux (en
proportion élevée), oxydes de fer et glauconie.
-le niveau 5a, métrique, est un tuf cristallin à ciment argileux (60%) et à fragments de
cristaux de plagioclases (40%), de formes anguleuses ou en éclats acérés, aigus et pointus ;
des opaques (2%) et des fragments de basaltes (1%) à fond opacifié.
-des argilites feuilletées rosâtres et à lamines d’argilites verdâtres.
-un banc centimétrique, de calcaire argileux rougeâtre (niveau 5b) de texture packstone à
gravelles, pelletoïdes, agrégats, oolites, bivalves, quartz détritique silteux et oxydes de fer (en
proportion élevée).
177

Fig. 65-Evolution sédimenthologique des dépôts triasico-liasiques
d’Ifri Ichabar (coupe IF)
178

-des dolomies, argileuses à la base (niveau 6a) et bioclastiques et à structures oeillées au
sommet (niveau 6b) ; elles sont organisées en deux bancs pluridécimétriques que sépare un
joint argileux à mud-craks. Il s’agit de dolomicrite à dolomicrosparite à fantômes d’éléments
et granules d’oxyde de fer. Ces dolomies, à base ravinante, sont coiffées par une croûte
décimétrique carbonatée blanchâtre.
-des argilites rouge-brique (0,70m) où s’intercalent au sommet des calcaires en plaquettes.
-le niveau 7, pluridécimétrique, de calcaire stromatolitique jaunâtre, argileux à la base, et
à structures oeillées au sommet. Il est de texture packstone à pellets, pelletoïdes, granules
d’oxydes de fer, quartz détritique silteux, glauconie (?) et plages de dolosparite à cristaux
subautomorphes à clivage net. Il est clôturé par une croûte décimétrique de dolomicrite
(niveau 8) à lamellibranches, granules d’oxyde de fer, glauconie et plages de silice
néoformée.
-une passée pluridécimétrique d’argilites consolidées feuilletées, violacées et ferruginisées
à la base (niveau 9a), verdâtres et chloritisées au sommet (niveau 9b), montrant un début de
dolomitisation (cristaux automorphes zonés).
b-l’unité sommitale (niveau 10 et 12; 9m) débute par un niveau chenalisé,
pluridécimétrique, de dolomies argileux gris-verdâtre à la base (niveau 10a), chaotiques
caverneuses et grisâtres (niveau 10b) à oolites (niveau 10b), gravelles et oxydes de fer. Le
sédiment originel serait un packstone (niveau 10b) à wackestone (niveau 10a). Viennent
ensuite des dolomies massives lumachelliques à bivalves et structures oeillées (niveau 11),
que coiffent des argilites consolidées rosâtres, dolomitisées et ferruginisées (niveau 12).
2-Le membre supérieur (niveaux 13 à 15 ; 8m)
Ce membre, entièrement carbonaté, est organisé comme suit :
-des calcaires argileux blanchâtres (niveau 13 ; 1m), organisés en bancs
pluridécimétriques;
-un banc pluridécimétrique, à base ravinante, de calcaires en plaquettes violacés et à
structures oeillées (niveau 14) de type packstone/mudstone
-une barre métrique, à base ravinante, de calcaires (niveau 14) stromatolitiques à la base,
lumachelliques à Megalodon sp. dans la partie médiane, et laminitiques à bivalves au
sommet. Il s’agit de packstone à bivalves à tests épais (niveaux 15b et 15c), gastéropodes,
ostracodes, lithoclastes recristallisés (niveau 15a), granules fines d’oxyde de fer (15a et 15b),
dendrites de manganèse et quartz détritique silteux (faible proportion).
-des calcaires argileux gris-violacé à structures oeillées, organisés en bancs décimétriques
à pluridécimétriques à passée métrique de calcaire gris à structures oeillées.
-2m de calcaires laminitiques à stromatolitiques grisâtres
C-Les discontinuités sédimentaires
Au niveau de la coupe IF, les dépôts triasico-liasiques ont enregistré différents types de
discontinuités sédimentaires :
-Parmi les hiatus mineures on peut citer : diastèmes, changements brusques de la
lithologie, joints marneux, joints argileux à mud-cracks, surfaces irrégulières, surfaces de
ravinement et croûtes carbonatées.
-Alors que les hiatus majeurs sont en nombre de deux :
179

-La surface irrégulière à laquelle est subordonnée la lacune de la Formation de Boumia et
la base de la Formation d’Aghbalou Oumlil. Elle met en contact le complexe basaltique et les
dépôts sus-jacents
-La surface irrégulière qui coiffe le membre inférieur de la Formation de Lissit. Elleest
soulignée par une variation brusque de la lithologie.
D-Les faciès
Les dépôts de la coupe IF présentent des caractéristiques faciologiques très variées.
Parmi lesquels on a reconnu et défini:
-les basaltes prismés doléritiques localement subophitiques ; les basaltes altérés à billes ;
les basaltes microlitiques peu porphyriques localement doléritiques et vacuolaires ;
- les tufs cristallins à ciment argileux ;
-les argilites rouge-brique ; les argilites consolidées feuilletées violacées ou verdâtres ; les
argilites feuilletées rosâtres à lamines d’argilites verdâtres ; les argilites à mud-cracks ;
-les calcaires stromatolitiques jaunâtres à structures oeillées ; les calcaires argileux
stromatolitiques jaunâtres ; les calcaires en plaquettes violacés à structures oeillées ; les
calcaires laminitiques à bivalves ;
-les calcaires et calcaires argileux à structures oeillées ; - les calcaires argileux rouges ; les
calcaires argileux blanchâtres ;
-les dolomies argileuses gris-verdâtre ;
-les dolomies à structures oeillées ; les dolomies bioclastiques à bivalves ; les dolomies
caverneuses chaotiques gris ;
-les calcaires lumachelliques à mégalodontidès.
E-Associations de faciès et séquences sédimentaires
a-Les séquences de 2 éme ordre (Fig. 65)
Le long de la coupe IF, les dépôts liasiques de la formation de Lissit sont structurés en
quatre séquences tidalitiques.
-La première débute par des calcaires rouges à structure oeillées, que coiffe des argilites
feuilletées rosâtres à lamines verdâtres.
-La deuxième, où les croûtes calcaires et les mud-craks sont de règle, est une séquence de
sebkha Elle montre la succession suivante : dolomies bioclastiques à bivalves et structures
oeillées, alternance de calcaires en plaquettes et d’argilites rouge-brique, des calcaires et
calcaires argileux à passées laminitiques et stromatolitiques, calcaires à structures oeillées et
argilites consolidées laminitiques.
-Les troisième et quatrième séquences, à bases ravinantes, sont des séquences d’estran.
Elles sont formées par des calcaires et calcaires argileux à structures oeillées et des calcaires
stromatolitiques. Elles peuvent-êtres tronquées au sommet et coiffées par des argilites
consolidées rosâtres.
180

-Les séquences de 3 éme ordre
Les séquences tidalitiques de 2 éme ordre sont regroupées en deux mésoséquences positives.
-La première mésoséquence est définie par la Formation d’Aghbalou Oumlil et le
membre inférieur de Lissit. Elle débute des faciès de plaine d’inondation que surmontent des
faciés supratidaux et intertidaux. Cette mésoséquence, qu’encadrent deux surfaces de
ravinement, atteste de l’instauration d’une plaine d’inondation à la base et de l’émersion de la
région. Après quoi, elle évolue en un milieu de marais maritime, suite à une remontée du
niveau marin et de l’inondation de la région d’Ifri Ichabar.
-La deuxième mésoséquence, carbonatée et tronquée au sommet, atteste de la persistance
des conditions tidalitiques préétablies.
F- Conclusion
Au niveau de la coupe IF affleurent le complexe basaltique et les carbonates liasiques.Les
basaltes sont prismés à la base et altérés à billes au sommet. Ces basaltes microlitiques,
localement doléritiques et vacuolaires, sont affectés par des dykes doléritiques et des
microfissures et fentes à remplissage varié (chlorite, calcite…etc.)
Les carbonates liasiques de types tidal-flat sont organisés en séquences tidalitiques de
type estran et sebkha, agencées en deux mésoséquences positives. Elles attestent de
l’instauration d’un milieu de marais maritimes suite à l’inondation de la région.
181

VIII-Evolution spatio-temporelle
A-Corrélation et répartition des corps sédimentaires
Dans la région d’Aouli-Sidi Ayad, la couverture triasico-jurassique, est représentée par les
argilites triasico-liasiques. Elles jalonnent les accidents majeurs et ceinturent les boutonnières
paléozoïques. Ils affleurent largement le long de la bordure septentrionale de la boutonnière
de Zeïda-Aouli où ils sont encadrés par le socle paléozoïque et les carbonates liasiques. Sur
cette marge, les dépôts, aux caractéristiques faciologiques variées, sont représentés par : les
détritiques grossiers de base et les argilites salifères inférieures, le complexe basaltique et les
argilites salifères supérieures». Ils sont transgressés au Nord par le Crétacé et au NW, par le
Néogène.
Les détritiques grossiers de base et les argilites salifères inférieures, débute par un
terme clastique grossier (conglomérats, arkoses et grès grossiers) et comporte différents types
d’intercalations (grès, dolomies gréseuses, argilites feuilletées verdâtres, argilites versicolores
et niveaux pédogénétiques). Viennent ensuite les argilites inférieures, représentées par des
argilites silteuses rougeâtres qui attestent de l’installation d’une plaine d’inondation Ces
dépôts évoquent un remplissage sédimentaire en milieux de cônes alluviaux progradants. Elle
se termine par des argilites noirâtres, de mares temporaires à caractères palustres, où se
développent des calcrêtes feuilletées microplissées.
Ces dépôts montrent des variations d’épaisseurs et des changements de faciès notables,
traduisant un cadre tectono-sédimentaire mobile et l’instauration d’une paléogéographie
différenciée. L’extension intracontinentale donne naissance à une remobilisation des
paléostructures. Le découpage en horsts et grabens conditionne la répartition et l’organisation
du remplissage sédimentaire. Les épandages clastiques sont générés par un réseau fluviatile
intermittent à forte charge. L’érosion des zones bordières, en phases rhéxistasiques, engendre
des cônes alluviaux proximaux et alimente en détritiques grossiers immatures, d’extension
limitée, les zones subsidentes au voisinage des linéaments actifs.
La généralisation des dépôts fins (argilites rougeâtres, localement silteuses) est brutale.
Les marqueurs sédimentaires traduisent l’instauration d’une plaine d’inondation sous un
climat tropical à saisons alternées sèches et humides.
Localement, les basaltes et les argilites salifères supérieures sont lacunaires, et les argilites
inférieures sont transgressées par le conglomérat de base du Crétacé (Oued Kiss et Assif
Boulaâjoul) ou recouvert par des placages quaternaires (Dhar Al Khach). Le passage de ces
argilites inférieures aux basaltes sus-jacents est généralement irrégulier avec des figures de
charges (bordure orientale de la boutonnière de Zeïda-Aouli, à Akebbab et au NE de
Boulaâjoul).
182

Fig. 66-Passage argilites infèrieures-complexe basaltique
(Région d’Aouli-Sidi Ayad)
Le complexe basaltique (Fig. 66)
Le complexe basaltique, rapporté au Norien inférieur-Lias basal, est très développé au
nord et NW de la boutonnière d’Aouli (150m) et aux environs de ksar Aouli
Ce complexe, généralement altéré, est organisé en plusieurs coulées superposées, dont
l’épaisseur varie entre 10 et 80m (activité volcanique polyphasée). Il débute par un « niveau
mélange » à éléments de basaltes et d’argilites (Photo 3, pl. VI). Il est composé de basaltes à
billes, localement prismé, qu’affectent des dykes et des fentes à remplissage de nature variée
(silice et calcite). Les épanchements sont bien individualisés grâce à la présence d’horizons
intercalés sous formes de cuirasses, manifestant le refroidissement rapide, caractérisés par des
calcaires silicifiés et ferruginisés et des argilites rougeâtres. Ces basaltes se seraient
probablement mis en place à l'aire libre (en atteste la présence des coulées prismées) et/ou
sous une faible tranche d'eau (niveaux carbonatés interstratifiés).
Les argilites salifères supérieures, rapportées à l’Héttangien supérieur (?)-Sinémurien
inférieur (Fiechtner, 1990; Fiechtner et al., 1992), sont pelliculaires (12m) sur la berge sud
d’Oued Moulouya (coupe OM 1 ), dilatées (72m) sur sa berge nord et relativement plus
réduits au SE (Aghanbou Ou Foullous) ; alors qu’elles se biseautent en allant vers le NW
(Tourarine et Aquabab Amallal), où le complexe basaltique est transgressé par les carbonates
du Lias inférieur et moyen ou par le Crétacé.
A l’issue de la corrélation des différentes coupes levées le long de la région étudiée (Fig.
67), il ressort l’individualisation au NNW d’une région haute, marquée par la lacune des
argilites salifères supérieures ; alors que vers le SSE, ces argilites sont plus développées.
183

Ces argilites montrent localement à la base une passée de basalte effusif (rive droite
d’Oued Moulouya). Cette récurrence basaltique, de faible amplitude (3 à 5m), pourrait être
l’équivalent de la troisième phase d’émission volcanique triasico-liasique du Haut Atlas
(article Mahmoudi et al., en cours de publication). Quant aux argilites, elles sont composées
par des dépôts détritiques, auxquels sont associés des roches pyroclastiques issues d'émissions
volcaniques explosives. Elles sont organisées en deux formations: la Formation de Boumia et
la Formation d’Aghbalou Oumlil.
La Formation de Boumia (équivalente de la formation de Tizi N’Rechou)
débute par des dépôts grossiers, plurimétriques, monogéniques et hétérométriques
(conglomérats à stratification entrecroisée, brèches à ciment siliceux). Vient ensuite une
alternance de conglomérats et d’argilites rougeâtres où s’intercalent : tufs, niveaux
pédogénétiques, grès, calcrêtes. Elle se termine par des argilites rougeâtres, localement à
passées de tufs.
Les corrélations verticales des dépôts de la Formation de Boumia, montrent une
dominance de détritiques, grossiers à la base ; organisés en séquences continentales, réduites
et tronquées au NNW et développées au SSE (coupe OM 2 ). Elles témoignent (Fig. 68) de
l’édification de cônes de déjection qui évoluent vers un système fluviatile en tresse
proximale. Ce régime persiste à Aghanbou Ou Foullous jusqu’au sommet de la Formation de
Boumia ; où il est rarement interrompu par des périodes d’accalmie tectonique et érosive, se
traduisant par le développement de plaine d’inondation. Ces dépôts indiquent une érosion
active, décroissante, des reliefs avoisinants sous climat tropical à saisons alternées et à
tendance chaude, favorisant les cycles rhéxistasiques ; ainsi que l'importance du réseau
hydrographique existant dans la région.
Ces dépôts, développés sur la rive droite de Oued Moulouya et réduits sur sa rive gauche
et à Aghanbou Ou Foullous, nourrissent un bassin continental dissymétrique, dont
l’approfondissement graduel s’effectue par paliers successif en allant du NNW vers le SSE ;
le maximum de subsidence est atteint sur la berge Nord de Oued Moulouya (coupe OM 2 ).
Les variations latérale et verticale des faciès et des épaisseurs des dépôts (Figs 68 et 69)
expriment trois phases d’effondrement, migrant du SSE vers le NNW ; et qui crée des
gouttières réceptacles de cette sédimentation mixte (détritique et volcaniques). Parallèlement,
au SSE, où se sont instaurer des gouttières relativement profondes, le régime "agressif"
d’auparavant, s’atténue au sommet de la Formation de Tizi n’Rechou, se traduisant par
l’avènement des faciès du système fluviatile distale et de plaine d’inondation.
Le long de cet inventaire sédimentaire, on note la persistance des dépôts volcanosédimentaires,
ce qui atteste de la permanence de l’activité volcanique à caractère explosif en
relation avec la réactivation des paléoaccidents.
Les pyroclastiques grossières sont générées par avalanches (brèches) ou par fragmentation
du magma lors de son ascension (Fisher et Schmincke, 1984 ; Schneider, 1990). Ces
volcanoclastites résulteraient des projections à l’air libre ou à sec (tufs) et des mises en place
en milieux aériens ou sous une faible tranche d’eau (Chalot-Prat et al., 1978) ; elles attestent
de la proximité de la bouche principale des émissions volcaniques (Badra, 199) ; qui se
situerait à l’aplomb de la rive nord de Oued Moulouya (accident de Taddammout-Aouli :
photo 4, pl. VI).
La Formation de Boumia passe graduellement à celle d' Aghbalou Oumlil.
184

185
Fig . 67-Corrélation des dépôts triasico-liasques de la région de Aouli-Sidi Ayad
cf. Fig. 12 pour la légende de la carte.

186
Fig. 68-Bassin d’Aouli-Sidi Ayad. A-Répartition et géométrie des corps sédimentaires.
B-Séquences types : 1-séquence de plaine d’inondation ; 2-séquence du systéme fluviatile
en tresses; 3-séquence de cône.

Fig. 69-Région d’Aouli-Sidi Ayad : profil paléogéographique et morphostructuration
en blocs basculés. 1-Complexe basaltique, 2-Dépôts de cône, 3-Dépôts fluviatils
en tresse proximaux, 4-Dépôts fluviatils en tresse distaux, 5-Plate forme
carbonatée, 6-Plaine d’inondation, 7-Niveaux pédogénétiques.
La Formation d'Aghbalou Oumlil, lacunaire au NNW, réduite sur la rive sud de Oued
Moulouya (coupe OM 1 ), est relativement développée ailleurs. Elle est composée
essentiellement d’argilites rougeâtres ou rouge-brique, localement tufacées où se développent
des calcaires lités (Aouli) et des niveaux pedogénitique. Elle se termine par des argilites
versicolores ou verdâtres.
Cette Formation traduit une homogénéisation paléogéographique et assure tour à tour le
comblement des gouttières résiduelles, le débordement et l’ennoyage des paléoreliefs
résistants (Fig. 69). Le remblaiement des plaines d’inondation, sous un climat rubéfiant,
s’effectue dans un contexte d’accalmie tectonique et d’arrêt de l’activité volcanique, preuves
de la fin de la période synrift. Les rares passées d’argilites tufacées, témoignent d’un dépôt
par simple décantation de fines particules basaltiques restées longtemps en suspension dans
l'air ou dans l'eau et qui sont issues des émissions volcaniques antérieures ou de source
lointaine et déposées sous une faible tranche d'eau (Fisher et Schmincke, 1984 ; Cas et
Wright, 1987).
La Formation de Lissit
La Formation de Lissit transgresse au NNW directement le complexe basaltique ; ailleurs,
elle repose sur les argilites saliféres supérieures avec lesquelles, elle présente un passage
brutal ou localement progressif (régions d’Aouli). Elle est matérialisés par les carbonates
tidalitiques du Lias inférieur, totalement dolomitisés : dolomies argileuses tufacées
bioclastiques et dolomies feuilletées jaunâtres et/ou à structures oeillées. Elles sont intercalées
par des argilites ligniteuses, des niveaux pédogénétiques, des marnes à mud-cracks, un tuf
cristallin, une tuffite et des calcaires lumachelliques à bivalves à tests épais.
Cette première récurrence carbonatée dénote une mise à l'eau de la région d’Aouli-Sidi
Ayad ; qui se traduit par le développement de la plate forme carbonatée bien différenciée,
régie par un climat tropical aride et par un régime biostasique. Ce tidal-flat montre un
approfondissement progressif ; avec l’instauration d’un paysage essentiellement sebkhaïque ;
relayé localement (Ifri Ichabar) par une plaine d’inondation.
187

188
Fig. 70-Passage des argilites saliféres supérieures aux tidalites liasiques au travers
du paléoseuil de la Haute Mouloya : expression de la transgression carixienne

Après quoi, toute la région est ennoyée par les dépôts carbonatés tidalitiques du Lias
moyen. Ils se traduisent par la généralisent d’un estran ; avec le développement locale d’un
chenal de marée (Tourarine) ou de sebkha (Aït Ouchrif) . Les changements de faciès et les
variations d'épaisseur, que montrent ces dépôts, attestent de la réactivation du canevas
morphostructural préétabli ; d'où l'instauration de milieux variés, essentiellement, intertidaux
et supratidaux ailleurs.
Les niveaux pyroclastiques, rares (un tuf cristallin à Ifri Ichabar et une tuffite à
Tourarine), témoignent de l’accalmie de l’activité volcanique.
B-Modalités et principaux paramétres de la sédimentation (Fig. 71)
Les dépôts triasico-liasiques de la région d’Aouli-Sidi Ayad sont représentés,
essentiellement, par les argilites salifères ; où s’intercale le complexe basaltique. Quant aux
carbonates liasiques, ils sont réduits et peu fossilifères.
Les argilites salifères supérieures, lacunaires au NNW et au Nord et très épaisses au SSE
où elles sont marquées par des dépôts pyroclastiques, témoins d’un volcanisme explosif
parallèle à la sédimentation. Elles sont regroupées en deux formations: les Formations de
Boumia et d'Aghbalou Oumlil.
La formation de Boumia est formée par des dépôts mixtes (détritiques et pyroclastiques),
grossiers à la base et de plus en plus fins au sommet. Ils sont regroupés en des séquences
strato- et grano-décroissantes, dont la tendance est progradante. Ces séquences (Fig. 71),
developpées à Oued Moulouya (coupe OM 2 ) et réduites à Aghanbou Ou Foullous, traduisent
un effondrement progressif du SSE vers le NNW, suite à la réactivation des failles bordiéres
du secteur. Elle est à l’origine de la création de bassins, structurés en gouttiéres montrant une
subsidence migratoire. Ces gouttiéres siéges d’une sédimentation mixte (détritique et
volcano-clastique).
Les dépôts du membre inférieur sont structurés en des séquences continentales
caractéristiques d’abord de milieux de cônes de déjection ; qui évoluent dans le temps à un
milieu fluviatile en tresse proximale. Elles sont générées par : une tectonique active à
l’origine de la mise en relif des zones bordiéres érigées ; qui vont alimentées en détritiques
grossiers les zones effondrées ; une énergie hydrodynamique élevée, qui a véhiculé sur une
faible distance cette décharge détritique issue de source proche, et un climat humide propice à
un réseau fluviatile important. Ce membre est marqué à la base par des bréches
pyroclastiques ; elles attestent de la proximité de l’évent à l’origine d’un volcanisme explosif.
Ce magmatisme fissurale confirme la réactivation des accidents préexistantes, dont
l’activation intense à la base, s’attenue au sommet.
Avec le dépôt du membre supérieur, les même conditions définies auparavant persistent,
avec néanmoins un certains ralentissement des paramétres géodynamiques. Les dépôts
grossiers sont limités à quelques barres de faibles épaisseurs ; elles sont intercalées par des
dépôts relativement plus fins (éléments de la taille des microconglomérats et des grès). Ils
sont organisés en des séquences du systéme fluviatile en tresse souvent distale et localement
proximale. Elles expriment une accalmie de l’érosion ou une atténuation des reliefs. Ces
séquences sont souvent marquées par une abondance de niveaux pédogénétiques (niveaux
concrétionnés et bioturbés et calcrêtes), témoins de périodes d’émersions, parfois prolongées.
189

Fig. 71-Les argilites salifères supérieures de la région d’Aouli-Sidi Ayad :
paramétres sédimentaires et modalités de dépôts.
190

Quant aux pyroclastites, elles sont variées et représentées par des niveaux grossiers
(bréches et tufs lithiques). Ils sont épisodiques mais de faibles épaisseurs. Alors que les
argilites tufacées sont plus abondantes. Ce qui traduit une activité volcanique pérenne ; les
bréches et les tufs grossiers, attestent de la proximité de la source d’émission. Alors que les
argilites tufacées, elles se seraient déposées longtemps après l’émission volcanique ou
provenir de sources lointaines.
La Formation d’Aghbalou Oumlil est caractérisée par un détritisme fin, témoins de
l’instauration d’une plaine d’inondation. Elle atteste d’une homogénéisation
paléogéographique suite à une accalmie tectonique, érosive et volcanique ; ainsi que d’un
réchauffement climatique, associée à une remontée eustatique.
Cette avancée marine se traduit plus tard avec le dépôt des argilites verdâtres du sommet
de la Formation d’Aghbalou Oumlil. Elle s’affirme avec l’instauration de la plate forme
carbonatée liasique de type tidal falt.
191

Chapitre 4 LA REGION DE MIDELT-MIBLADENE
I - PRESENTATION DES LOGS STRATIGRAPHIQUES
SYNTHETIQUES
Dans la région de Midelt-Mibladène, les dépôts triasico-jurassiques, s'étageant du Trias
supérieur jusqu'au Bajocien inférieur, forment la bande étroite orientée NE-SW (plateau
d’Adghwal) qui sépare le socle paléozoïque (dôme d’Adar Akorar) du Synclinal crétacé d’Ari
Bou Hou. Les carbonates du Lias inférieur et moyen de cette région sont cactérisés par le
niveau à Hesperityris et deux passées plurimétriques d’argilites rouges à la base et vertes au
sommet, la première intra-Lias inférieur et la deuxième est carixienne (Faciés d’Itzer). Le
Toarcien pelliculaire, est composé par le faciès de Mibladène. Quant au Dogger, il est très
developpé et représenté par l’Aalénien et le Bajocien inférieur
A-Le socle paléozoïque
Les terrains paléozoïques affleurent dans la boutonnière d’Aouli, située au Nord immédiat
de Midelt. Ils sont représentés par un massif granitique et son encaissant schisteux, peu
métamorphisé. Ces dépôts, rapportés au Cambrien, sont représentés par des schistes, des
amphiboloschistes et des quartzites. Quant au massif cristallin (granite de la Moulouya), il est
représenté par un granite mésocrate, souvent migmatitique où s’individualisent des filons de
granite rose aplitique.
B-Les détritiques grossiers de base (Fig. 72)
Le Trias, essentiellement argileux, est discordant sur le socle paléozoïque, plissé et
métamorphisé, avec lequel, il présente localement un contact faillé. Dans le secteur de
Midelt-Mibladène, il comporte une semelle conglomératique métrique à plurimétrique, à
éléments du socle. Il s'agît d'un conglomérat très ferrugineux à éléments de quartz laiteux, de
schistes et de barytine, qui sont cimentés par un grés rouge-violacé. Ces détritiques grossiers
de base montrent des stratifications entrecroisées et horizontales (Lissit); comme il est
caractérisé par des intercalations de microconglomérats à rides symétriques et d'arkoses à
matrice rougeâtre.
Dans la région de Zeïda, le Trias débute par des arkoses rosâtres ou blanchâtres (pouvant
atteindre 800 m) à ciment de barytine, où se développent des niveaux d’arkoses litées à
granoclassement inverse, à stratifications obliques et entrecroisées et microrides. Notons que
ces arkoses drapent localement les granites (route Zeïda-Midelt) et comportent des
intercalations de grés et de marnes.
C-Les argilites salifères inférieures (Fig. 72), d'épaisseur variable (5 m à Lissit, 25 m
à Bou Selloum et plus de 400 à Zeïda), débutent par une alternance d’arkoses en plaquettes et
d’argilites feuilletées rouge-brique (Lissit), une alternance argilo-grèseuse (Zeïda) ou par un
conglomérat (3m) à éléments de schistes et de quartz laiteux.
Le sommet de ces argilites est marqué à Bou Selloum par le développement de calcaires
blancs et d'argilites noirâtres plissotées.
192

Fig. 72-Région de Lissit : contact détritiques grossiers de base avec
le socle paléozoïque
D-Le complexe basaltique n'affleure qu'au pied de la falaise liasique où il est
représenté par des basaltes à billes altérés verdâtres et affectés localement par des dykes à
remplissage siliceuxc (Adarhal).
E-Les argilites salifères supérieures
Dans cette région, les argilites salifères affleurent le long de l’accident de Taddammout-
Aouli ; elles sont organisées en deux formations :
•La Formation de Boumia, réduite ou lacunaire, repose sur le complexe basaltique ; elle
est formée par une alternance d’argilites rougeâtres et de dolomies argileuses ou de tufs
lithiques et/ou cristallins ; où s’intercalent des passées d’argilites consolidées tufacées,
d’argilites noirâtres, conglomérat et grés. Localement, elles montent à la base une
réccurrences de quelques métres de basaltes microlitiques porphyriques à pyroxéne et olivine.
•La Formation d’Aghbalou Oumlil, plurimétrique, est représentée par des argilites
rougeâtres, localement évaporitiques ; elles sont chargées en passées de tufs cristallins
feuilletées gris-violacé, argilites consolidées tufacées rougeâtres, argilites noirâtres,
détritiques grossiers, dolomies, calcaires argileux jaunâtres et cargneules.
Cette formation est recouverte par les carbonates tidalitiques liasiques ; le changement de
paysage est total, il s’opère brutalement ou graduellement par l’installation de barres
stromatolitiques à rares passées bioclastiques.
193

F-Les carbonates liasiques sont matérialisés par la Formation de Lissit (Fig. 37).
Ils sont caractérisés par le "Hesperithyris" d'extension régionale. Dans la région d'Aouli-
Mibladène, ce niveau repère, sert de limite entre Lias inférieur et moyen; il nous a permis
d'adopter la subdivision suivante: le niveau à Hesperithyris, les carbonates anté-niveau à
Hesperithyris, les carbonates post-niveau à Hesperithyris (Saâdi & al., 1993; Saâdi, 1996;
Saâdi & Fedan, 1997a).
Les carbonates anté-niveau à Hesperithyri (Lias inférieur), épais de 25 à 80m, sont
représentés par des carbonates tidaux, marqués par le développement des laminites, des
stromatolites, de barres bioclastiques (bivalves, gastéropodes et bois fossiles) et d'argilites
gypsifères et ligniteuses. Ils sont caractérisés par une passée plurimétrique d'argilites
évaporitiques, rouges à la base et vertes au sommet, équivalentes du « faciès d'Itzer ».
Le niveau à Hesperithyris (1 à 5 m), d’extension régionale et datés du Lias moyen (Du
Dresnay 1987), montre un aspect caverneux et bréchique. Ce niveau repère, essentiellemnt à
brachiopodes (Hesperithyris renierii Catullo, H. renierii var. sinuosa Dubar, Rhynchonellidae
et Spiriferina sp.), est très fossilifère: brachiopodes, gastéropodes, échinodermes, polypiers
isolés, bivalves (Opis cf.. provocordinata, Pinna sp., pectinidés), encrines et bois fossiles.
Les carbonates post-niveau à Hesperithyris, dont l’épaisseur dépasse 100m et rapportés
au Carixien infèrieur-Carixien supérieur voire Domérien (?), débutent par des carbonates
tidaux, essentiellement stromatolitiques et laminitiques à structures oeillées et lentilles de
brèches, que séparent des passées centimétriques à décimétriques d'argilites verdâtres. Ils sont
marqués par des niveaux bioclastiques, métriques à plurimétriques, à brachiopodes,
foraminifères (Pseudopfendina butterlini : Carixien, biozone C1 ; Septfontaine 1986),
oncholites, polypiers isolés, bivalves et gastéropodes; ils montrent, localement, une passée
plurimétrique d'argilites, rougeâtres à la base et vertes au sommet, correspondant au "faciès
d'Itzer" Carixien du Moyen Atlas.
Ils sont surmontés par des marno-calcaires (Carixien supérieur-Domérien), riches en
Mégalodon sp., Oncholithes et foraminifères (Pseudocyclammina liasica et Lituosepta
compressa : biozones C 2 -D, Septfontaine 1986). Viennent ensuite des argilites rougeâtres où
s'intercalent des dolomies violacées à noires peu fossilifères.
G-Le Toarcien (Fig. 73)
Le Lias supérieur (5 à 17 m) est représenté par "le faciès de Mibladène", marneux à la
base et calcaire au sommet. Dans la région d’Al warraq, il affleure largement et forme des
buttes témoins qui longent la route reliant Midelt à Mibladène. Alors que dans la plaine
d’Amghouzif, il constitue une large bande, ceinturant le Lias carbonaté.
Le Toarcien inférieur est composé de marnes rouges, appelées classiquement « couches
de Mibladène » ; comme, elles sont armées de bancs de calcaires, gréseux à la base et
chenalisés au sommet.
Quant au Toarcien moyen-supèrieur, il est représenté par une barre carbonatée
bioclastique à ammonites, brachiopodes, échinides, polypiers isolés et traces de zoophycos,
localement à coraux (région de Midelt-Aïn Outat) où s’intercalent des calcaires noduleux.
194

Fig. 73-Log stratigraphique synthétique du Lias supérieur et du Bajocien de la région
de Midel-Mibladène
195

H-Aalénien est généralement lacunaire voire très réduit. Lorsqu’il existe, il se présente
par les mêmes faciès que ceux du Toarcien moyen-supérieur (plaine d’Adaghwal). Il peut être
également formé de marno-calcaires gris-noirs à bélemnites et à nombreux niveaux
charbonneux.
I- Bajocien inférieur (zone à Laeviuscula et base de la zone à Sauzei ; Fig. 73)
La base du Bajocien inférieur, peu épaisse, est représentée par des marnes et des marnocalcaires
à Cancellophycus. Localement, elle débute par une brèche de calcaire bioclastique à
ammonites (base de la zone à sauzei) que surmonte une alternance plus ou moins régulière de
bancs, décimétriques à pluridécimétriques, de calcaires à surfaces sommitales bioturbées et
ferruginisées et de lits décimétriques de marnes verdâtres.
Localement, les dépôts de l’ Aalénien et du Bajocien inférieur se traduisent par des
placages ferrugineux à ammonites, bélemnites et nodules algaires.
Ils affleurent largement dans la plaine d’Amghouzif (SW de Jbel Aouli) ainsi que dans la
région d’Al Warraq ; ailleurs ils sont lacunaires.
J-Le Bajocien inférieur (sommet de la zone à Sauzei et zone à
Humphriesianum ;Fig. 73)
Le sommet du Bajocien inférieur, épais de 23 à 44 m, affleure essentiellement dans la
plaine d’Amghouzif; il débute localement par des marno-calcaires à bélemnites et ammonites.
Il est généralement représenté par les marnes de Talsinnt, qui s’épaississent du NW vers le
SE. Elles sont matérialisées par des marnes verdâtres à la base et rougeâtres au sommet, où
s’intercale localement, un complexe de calcaires bioclastiques et lités à Cancellophycus et
ammonites (d’aspect turbiditique).
Le sommet des marnes de Talsinnt est chargé en bancs de calcaires bioclastiques à faunes
benthiques, passées de marnes versicolores ou rouges, ou de marnes à Posidonomies et à rares
ammonites. Ces marnes bajociennes forment le noyau de l’anticlinal d’Ari Aouli ; où elles
sont recouvertes en discordance par un conglomérat polymétrique et polygénique qui est
rapporté à l’infra-cénomanien (Felnec & Lenoble, 1962).
196

I- COUPE DE TAGHBALOU N’AIT SIDI LAHBIB (COUPE SL)
A-Présentation de la coupe
La coupe SL est levée dans la région de Taddammout, plus précisément près de
l’ancienne mine de Taghbalou n’Aït Sidi Lahbib.
B-Les formations (Fig. 74)
Les dépôts triasico-liasiques de la coupe SL, puissants de 31m, sont structurés en deux
formations :
1-La Formation de Boumia
Cette première formation, entièrement argileuse, est formée de trois membres:
a-Le membre inférieur (6m) débute par des argilites consolidées rougeâtres à
passées décimétriques à pluridécimétriques, à base ravinante, d’argilites consolidées
rougeâtres d’aspect bréchifié (niveau 1; 1,50m) à quartz détritique fin (en proportion élevée),
manganèse et à plages de dolosparite. Elles sont coiffées par une passée pluridécimétrique
d’argilites rouge-brique.
b-Le membre supérieur (niveaux 2 à 4 ; 23m)
Ce deuxième membre, à dominante volcano-sédimentaire, montre l’organisation verticale
suivante :
-le niveau 2, pluridécimétrique et à base ravinante, est représenté par une dolomicrosparite
à plages de quartz néoformé, plages de dolosparite et oxydes de fer (en proportion élevée) ;
-des volcano-sédimentaires (10m), altérés, verdâtres parcourus de nombreuses veinules de
calcite ;
-des dolomies tufacées (niveau 3 ; 6m), organisées en bancs décimétriques. Il s’agit d’une
dolosparite, à cristaux automorphes à subautomorphes parfois zonés, à fragments de basalte
(15%) à fond hématitisé ; feldspaths plagioclases calcitisés, de taille comprise entre (0,25 mm
et 1mm) ; opaques (de forme rappelant des titanomagnétiques) ; fantômes de ferromagnésiens
entourés d’une auréole d’oxydes de fer et parcourue de microfractures d’oxydes de fer
(rappelant la forme des amphiboles) et à fond chloritisé. Alors que le liant, occupant 85% du
volume de la roche, est dolosparitique;
-5m de volcano-sédimentaires verdâtres très altères (chloritisés) et à nombreuses veinules
de calcite ;
-le niveau 4, puissant de 5m, est composé de basaltes altérés, de texture microlitique
porphyrique localement doléritique ; ils sont formés par des : plagioclases (93%) à mâcle
polysynthétique et de taille supérieure ou égale à 3mm, opaques (2%) de forme cubique
(rappelant des ferromagnésiens complètement opacifiés), pyroxènes et plages de calcite. Ces
éléments montrent une certaine fluidité ; alors que la mésostase, réduite (5%), est parcourue
de fissures anastomosées remplies d’oxydes de fer et de chlorite.
2-La Formation d’Aghbalou Oumlil, puissant de 10,70 m, débute par une passée
pluridécimétrique d’argilites consolidées rouge-brique que surmontent des argilites violacées
(10m). Elles sont coiffées par une alternance de bancs décimétriques de calcaire argileux
violacés et de lits pluridécimétriques de marnes azoïques versicolores.
197

Fig. 74-Evolution sédimentologique des dépôts triasicoliasiques
de Taghbalou n’Aït Sidi Lahbib (coupe SL)
198

3-La Formation de Lissit (Saâdi, 1996)
Cette formation (niveaux 5 et 6 ; 1,20m), dont seule la base est levée, est représentée par
les carbonates liasiques. Ils débutent par un banc pluridécimétrique, à base ravinante, de
dolomicrosparite argileuse chaotique (niveau 5) à lithoclastes ; auquelle fait suite une barre
métrique de calcaires gris-violacé à stratification oblique (niveau 6). Il s’agit d’un packstone
à oolites, bivalves, échinides, lithoclastes, ostracodes, quartz détritique silteux fins et rares
granules d’oxyde de fer.
C-Les discontinuités sédimentaires
Les discontinuités sédimentaires, qui sont définies dans les dépôts de la coupe SL, sont
représentées par :
-des discontinuités sédimentaires locales, matérialisées par des diastèmes, changements
brusques de la lithologie, joints argileux et surfaces de ravinement.
-des discontinuités sédimentaires majeures, représentées par :
*le changement brusque auquel est subordonné le niveau de calcaire silicifié et ferruginisé
(à valeur de paléosol), qui souligne le sommet du membre inférieur de la Formation de
Boumia.
*le niveau argileux consolidé à valeur de paléosol qui sépare la Formation de Boumia de
la Formation d’Aghbalou Oumlil.
*la surface de ravinement qui souligne la base des carbonates liasiques.
D-Les faciès
Les dépôts triasico-liasiques de la région de Taghbalou n’Aït Sidi Lahbib sont représentés
par les types de faciès suivants :
-basaltes à texture microlitique porphyrique ;
-volcano-sédimentaires verdâtres très altérés à nombreuses veinules calcitiques ;
-dolomies tufacées verdâtres ;
-argilites consolidées rougeâtres ; argilites rougeâtres, rouge-brique ou violacées;
-dolomies verdâtres ; dolomies argileuses chaotiques ;
-calcaires gris-violacé à stratification oblique.
E-Associations de faciès et séquences sédimentaires
1-Les séquences de 2 éme ordre
La base de la coupe de Boumia est structurée en trois séquences de même type. Elles
débutent chacune par des argilites consolidées, à bases ravinantes, que coiffent des argilites
rougeâtres.
2-Les séquences de 3 éme ordre
Les argilites saliféres supérieures de la coupe SL sont organisées en deux
mésoséquences : la première englobe le membre inférieur de la Formation de Boumia ; alors
que la deuxième est formée par la Formation d’ Aghbalou Oumlil. Ces séquences attestent de
l’instauration d’une plaine d’inondation, réceptacle d’un détritisme fin, souvent exondée
(présence de niveaux consolidés et bréchifiés). Elle est soumise à un climat chaud rubéfiant.
199

F-Conclusion
Le long de la coupe SL, alors que les argilites inférieures et le complexe basaltique sont
lacunaires, les argilites supérieures reposent sur le socle paléozoïque par un contact faillé.
Elles sont formées essentiellement par des argilites rougeâtres à nombreux niveaux
consolidés (à valeur de paléosol). Elles attestent de l’instauration d’une plaine d’inondation
souvent exondée et soumise à un climat chaud rubéfiant.
Dans la partie médiane s’intercale un complexe volcano-sédimentaire, altéré et affecté de
nombreuses veinules de calcite. Ils attestent d’émissions volcaniques explosives qui
devancent une émission effusive timide. Celle-ci est représentée par des basales microlitiques
porphyriques localement doléritiques, dont les éléments montrent une certaine fluidité. On
note l’absence des éléments du granit ; alors qu’il constitue le substratum (haut fond)
avoisinant ; c’est encors un argument en faveur du dépôt synsédimentaires des éléments
pyroclastiques
Les argilites saliféres supérieures sont transgressées par les carbonates liasiques qui
débutent par des dolomies chaotiques surmontés par des dépôts dynamiques et bioclastiques à
Speriferina sp., bivalves à tests épais.
200

II-LA COUPE D’ADARHAL (AR)
A-Présentation de la coupe
La coupe AR est levée sur la rive gauche de Oued Adarhal, au Nord de Midelt et à l’Est
d’Ighiz n’Imnayn.
Dans cette région affleurent bien les carbonates du Lias inférieur et moyen au sein
desquels s’intercale une passée plurimétrique d’argilites, rouges à la base et vertes au
sommet, riches en gypse (équivalent non par l’ âge mais par le faciès du "Faciès d’ Itzer" du
Moyen Atlas : Saâdi, 1996) .
B-Les formations (Fig. 75)
Le long de cette coupe affleurent le complexe basaltique, les argilites salifères triasicoliasiques
et les carbonates liasiques.
Les basaltes verdâtres altérés à billes sont recoupés par des dykes doléritiques de 500m de
long et 1m de large ; d’où se détachent des veinules plus siliceuses ; leurs sommets présentent
des Figures diagénètiques concentriques (Saâdi, 1996).
Quant aux dépôts triasico-liasiques et liasiques, à caractères faciologiques variés, ils
peuvent être regroupés en trois formations : la Formation de Boumia, la Formation d’
Aghbalou Oumlil et la Formation de Lissit.
1-La Formation de Boumia (niveaux 1 à 2 ; 3,50m)
Cette formation débute par un tuf cristallin et lithique gris (proche d’une brèche
d’explosion : niveau 1a). Les éléments sont représentés par : 45% de cristaux de plagioclases
entièrement micritisés en forme d’éclats acérés, (30%) de fragments de basalte doléritique ou
microlitique peu porphyrique, localement doléritique à fond vitreux, à contours sinueux,
diffus et en forme de choux fleur, (4%) d’opaques et des gravelles ferruginisées. Ces
éléments, de taille comprise entre 0,25 et 2,5 mm, baignent dans un ciment micritique à
microsparitique (20%) correspondant à du verre calcitisé et hématitisé.
Viennent ensuite des tufs cristallins gris (niveau 1b), organisés en bancs lenticulaires. Ils
sont formés par : 55% de cristaux quadrangulaires de plagioclases, souvent micritisés, leur
taille varie entre 0,05 et 0,25mm (avec une dominance des élément de taille 0,1mm) ; 5%
d’opaques (pyrite) et de rares fragments de basalte doléritique à fond opacifiés et 7% de
gravelles. Ces éléments sont liés par une microsparite (40%) hématitisée parcourue par des
microfractures anastomosées à remplissage calcitique.
Ils sont surmontés par un basalte xénolithique gris-violacé (niveau 2) à texture
microlitique à tendance doléritique. Ils renferment des plagioclases (60%) sous forme de
lattes quadrangulaire dont la taille varie entre 1,5 à 3mm, mâclées partiellement ou
totalement, calcitisées ou chloritisées. Les xénolites de basalte (20%), de texture microlitique
porphyrique à pyroxéne, ont une taille millimétrique (5mm) à pluridécimétrique et des formes
sinueuses à contours diffus.
La mésostase est peu abondante (20%).
201

Fig. 75-Evolution sédimentologique des dépôts triasico-liasiques d Adarhal
(coupe AR)
202

2- La Formation d’Aghbalou Oumlil (niveaux 3 ; 10m)
Cette formation montre l’organisation verticale suivante :
-des argilites rouge-brique (5,50m) à passées pluridécimétriques d’argilites consolidées
rouge-brique. Elle montre dans la partie médiane une passée pluridécimétrique d’argilites
tufacées consolidées rouge-brique à éléments millimétriques de basalte.
-des calcaires argileux jaunâtres (niveau 3), organisés en bancs pluridécimétriques, sont
de type mudstone à quartz détritique silteux, oxydes de fer et manganèse.
-des argilites rouge-brique (4m) à passées pluridécimétriques d’argilites consolidées
rouge-brique.
3- La Formation de Lissit (niveaux 4 à 11; 10m)
Cette formation, qui ravine les argilites salifères supérieures, est représentée par les
carbonates liasiques. Elle est organisée en trois membres :
a-le membre basal (niveaux 4 à 7 ; 3m) montre l’organisation verticale suivante :
-une barre métrique (niveau 4), à base ravinante, de calcaires bioclastiques jaunâtres et à
structures oeillées, laminitiques au sommet (niveau 4b). Il s’agit d’un wackestone à
lithoclastes, bivalves, oolites micritisées (niveau 4a), quartz détritique fin et oxydes de fer ;
-le niveau 5, pluridécimétrique est un calcaire laminitique jaunâtre à structures oeillées. Il
est de texture packstone à bivalves, oolites, pelletoïdes, lithoclastes, quartz détritique silteux,
oxydes de fer et dendrite de manganèse ;
-une passée pluridécimétrique d’argilites consolidées rouge-brique, pseudo-noduleuses au
sommet ;
-des calcaires argileux jaunâtres à structures oeillées (niveaux 6 et 7) de texture mudstone
(niveau 7) à wackestone (niveau 6) à lithoclastes, pellets et pelletoïdes, oolites micritisées
(niveau 6), quartz détritique silteux fin et oxydes de fer. Ils sont organisés en deux bancs
pluridécimétriques que sépare une passée décimétrique d’argilites rouge-brique.
b-Le membre médian (niveau 8 ; 5,50m), débute par une passée pluridécimétrique
d’argilites rouge-brique, à lentilles d’argilites consolidées rouge-brique au sommet. Elles sont
surmontées par une barre métrique chenalisée (niveau 8) de calcaires bioclastiques jaunâtres à
bivalves à tests épais (Mégaladon sp. et Lithotis sp.), laminitiques à la base.
Il est coiffé par des argilites rouge-brique (3m) que couronne une passée
pluridécimétrique d’argilites verdâtres à lentilles consolidées au sommet.
c-Le membre supérieur (niveaux 9 à 11 ; 1,50m) est formé par : à la base un banc
pluridécimétrique, à base ravinante, de calcaire micritique verdâtre (niveau 9). Il s’agit d’un
mudstone à bivalves et quartz détritique silteux fins. Il est raviné par un banc
pluridécimétrique de calcaire jaunâtre (niveau 10), laminitique à la base et bioclastique au
sommet ; il est de texture wackestone à lithoclastes, bivalves, pelletoïdes et oxydes de fer.
Vient ensuite une passée pluridécimétrique d’argilites verdâtres.
Ce membre est coiffé par une barre pluridécimétrique, à base ravinante, de calcaire
micritique jaunâtre (niveau 11) de texture wackestone à pellets, pelletoïdes, bivalves, oolites
micritisées, oxydes de fer, quartz détritique fin, et plages de dolosparite à cristaux
automorphes à subautomorphes.
203

C-Les discontinuités sédimentaires
Plusieurs hiatus sédimentaires ont été reconnus sur la coupe AR :
-les hiatus majeurs sont représentés par deux surfaces de ravinement : la première sépare
le complexe basaltique des argilites supérieures ; et la deuxième met en contact les argilites
supérieures et les carbonates liasiques.
-quant aux hiatus mineurs, ils sont matérialisés par des diastèmes, joints argileux et
marneux, changements brusques de la lithologie, surfaces de ravinement et surfaces planes
encroûtées.
D-Les faciès
Les faciès reconnus et définis sur cette coupe sont :
-les basaltes doléritiques verdâtres altérés à billes ; les basaltes xénolithiques gris
violacés ;
- les tufs cristallins et lithiques gris ; les tufs cristallins gris ;
- les argilites tufacées consolidées rouge-brique ;
- les argilites consolidées rouge-brique ou verdâtres ; les argilites consolidées pseudonoduleuses
rouge-brique ; les argilites rouge-brique ou verdâtres ;
- les calcaires argileux jaunâtres ;
- les calcaires laminitiques jaunâtres ; les calcaires laminitiques à structures oeillés ;
- les calcaires bioclastiques verdâtres ou jaunâtres ; les calcaires bioclastiques jaunâtres à
structures oeillées.
E-Associations de faciès et séquences sédimentaires
Les dépôts liasiques d'Adarhal sont organisés en séquences de polarité et de composition
interne variée.
1-Les séquences de 2 ème ordre (Fig. 75)
Les dépôts de AR sont structurés en six séquences :
-La première séquence, positive, débute par du volcano-sédimentaires grossiers à
stratification oblique et lenticulaire que surmontent du volcano-sédimentaires fins.
-Les deuxième et troisième, à bases irrégulières, débutent par des calcaires argileux
jaunâtres que surmontent des argilites rouge-brique à passées consolidées.
-Les quatrième et cinquième séquences sont tidalitiques de type sebkha. Elle débute
par des calcaires bioclastiques à structures oeillées, des calcaires argileux à structures oeillés
et des argilites rougeâtres. Elles peuvent-être tronquées et montrer une augmentation des
niveaux argileux (cinquième séquence)
-La sixième séquence, tronquée au sommet, est de type estran.
204

2- Les séquences de 3 ème ordre
Les séquences de 2 ème ordre sont agencées en deux mésoséquences positives:
-La première mésoséquence est formée essentiellemnt par des argilites rougeâtres à
passées consolidées (paléosols) et rares niveaux volcano-sédimentaires. Elle atteste de
l'instauration d'une plaine d'inondation, témoin de l’émersion de la région soumise à un climat
rubéfiant.
-La deuxième mésoséquence, tronquée au sommet, est formée par deux séquences de
sebkha. Elle atteste de l'installation de marais maritime suite à la remontée eustatique du Lias.
F-Conclusion
Le long de la coupe AR affleurent : le complexe basaltique, les argilites saliféres
supérieures et les carbonates liasiques.
La Formation de Boumia est formée par des tufs cristallins et lithiques qui témoignent
d'un volcanisme explosif concomitant à la sédimentation et qui précède une émission effusive
réduite se traduisant par l’installation d’un basalte xénolithiques.
Alors que la Formation d' Aghbalou Oumlil, à dominance argileuse, atteste de
l'instauration d'une plaine d'inondation sous climat aride, soumise à de nombreuses phases
émersives (niveaux pédogénétiques).
La Formation de Lissit, argilo-carbonatée, est à dominante laminitique et à rares passées
bioclastiques à Mégalodontidés. Ces dépôts de type tidal-flat sont organisés au 2éme ordre en
trois séquences (deux de type sebkha et une d’estran). Elles sont agencées en mésoséquences
positives, témoins de l'installation d'une plate forme carbonatée tidalitique. Dans ce milieu se
déposent des faciès essentiellement supratidaux à continentaux.
205

III-LA COUPE DE LA LAVERIE (COUPE LV)
A-Présentation de la coupe
La coupe (LV) est située au Nord-Ouest de Mibladène au Nord immédiat de la laverie de
la mine de Mibladène. Elle nous a permis d’étudier les carbonates tidalitiques sous-jacents à
l’équivalent du "faciès d’Itzer"; qui reposent par contact faillé sur le socle paléozoïque.
B-Les formations (Fig. 76)
Au niveau de la coupe LV, les dépôts, argilo-carbonatés à la base et carbonatés au
sommet, sont subdivisés en deux membres.
1-Le membre inférieur (niveaux 1 à 3 ; 3m)
Ce membre, dont on n’observe que le sommet, débute par une alternance de bancs
pluridécimétriques de calcaires et de calcaires argileux beiges ou jaunâtres (niveaux 1 et 2),
que séparent des passées pluridécimétriques d’argilites rouge-brique à passées d’ argilites
consolidées. Les calcaires sont de type mudstone à gravelles, granules d’oxydes de fer, quartz
détritique silteux et manganèse.
Viennent ensuite des argilites verdâtres, organisées en passées centimétriques à
décimétriques où s’intercalent un banc pluridécimétrique de calcaires micritiques grisverdâtre
(niveau 3) de texture mudstone à gravelles, oxydes de fer et quartz détritique silteux ;
et que coiffe une surface irrégulière encroûtée.
Ce membre se termine par un banc décimétrique de calcaire argileux vert-jaunâtre,
couronné par une surface irrégulière encroûtée ferruginisée.
2-Le membre supérieur (niveaux 4 à 14 ; 12m)
Ce membre montre l’organisation verticale suivante :
-3m de calcaires à passées laminitiques et à structures oeillées (niveaux 4 à 6). Il s’agit de
wackestone (niveau 4) à mudstone (niveaux 5 et 6) à gravelles, pelletoïdes, lamellibranches
(niveau 6), ostracodes (niveau 5) et granules d’oxyde de fer en forte proportion. Ils sont
coiffés par une surface gondolée et encroûtée.
-deux barres de dolomies grisâtres ou gris-verdâtre (niveaux 7 et 8 ; 3,50m). Il s’agit de
dolomicrosparite à fantômes d’éléments (lamellibranches, oolites), granules d’oxyde de fer
(niveau 7) et plages de dolosparite à cristaux automorphes et ferruginisés (niveau 7). Elles
sont couronnées par une surface encroûtée.
-5m de calcaires laminitiques (niveaux 9 à 14) et/ou à structures oeillées (niveau 10) gris à
gris-verdâtre (niveaux 11 et 13), vert-jaunâtre (niveau 10) ou beiges (niveau 12). Ils sont de
type mudstone (niveau 10) ou wackestone à packstone (niveaux 12 et 13) à lamellibranches
(niveaux 12 et 13), ostracodes (niveau 12), foraminifères imperforés (niveau 13 : Hauranidés :
Haurania desertata et Lituolidés du Sinémurien-Carixien), oolites (niveau 13), gravelles,
oxydes de fer, manganèse (niveaux 10 et 11) et plages de dolosparite à cristaux
subautomorphes. Ils sont organisés en bancs pluridécimétriques à métriques où s’intercalent
des bancs pluridécimétriques de dolomies grisâtres (niveaux 9 et 14). Il s’agit de
dolomicrosparite à fantômes d’éléments (gravelles, oolites et lamellibranches), oxydes de fer,
plages de dolosparite à cristaux automorphes ferruginisées et à plages de silice néoformée
(niveau 14). Le sédiment originel serait un calcaire de texture wackestone à packstone.
206

Fig. 76-Evolution sédimentologique du Lias moyen de
la laverie de Mibladène (coupe LV)
207

C-Les discontinuités sédimentaires
Les discontinuités sédimentaires, qui sont définies dans les dépôts carbonatés de la
laverie, sont représentées par : des diastèmes; joints argileux, changements brusques de la
lithologie, des surfaces de ravinement, surfaces irrégulières encroûtées, surfaces irrégulières
encroûtées et ferruginisées et surfaces gondolées encroûtées.
D-Les faciès
Dans les dépôts liasiques de la laverie, plusieurs types de faciès sont définis :
-argilites rouge-brique ; argilites consolidées rouge-brique.
-dolomies grisâtres ou gris-verdâtre.
-calcaires et calcaires argileux vert-jaunâtre ou beiges ; calcaires micritiques gris-verdâtre.
-calcaires laminitiques et/ou à structures oeillées, gris-verdâtre, vert-jaunâtre ou beiges.
E-Associations de faciès et séquences sédimentaires.
a- séquences de 2 ème ordre (Fig. 76)
Les dépôts liasiques de la Formation de Lissit sont agencés en trois séquences tidalitiques
de deux types.
-Le premier type est une séquence de type sebkha. Cette séquence incomplète, est
formée par une alternance de calcaires et calcaires argileux et d'argilites rouge-brique à passée
verdâtre ou sommet. Il est défini dans le membre inférieur.
-Le deuxième type, correspondant à des séquences d'estran, est reconnu dans le membre
supérieur. Il est représenté par des dolomies oolitiques à bivalves; des calcaires laminitiques
et / ou à structures oeillées et des dolomies stromatolitiques.
b- séquences de 3 ème ordre
Les séquences de 2 ème ordre sont ordonnées en une mésoséquence positive. Elle est
représentée par le sommet des carbonates anté-Itzer et organisée en une séquence de sebkha
et deux séquences d'estran. Cette mésoséquence atteste de l'instauration d'une plate forme
carbonatée tidalitique où se développent des faciès essentiellement supratidaux et intertidaux.
F-Conclusion
Le long de la coupe LV affleurent seulement le sommet des carbonates anté-Itzer. Ces
carbonates tidalitiques d’âge Carixien inférieur, à dominante laminitique, structures oeillées
et passées argileuses, sont agencés en trois séquences tidalitiques (de type sebkha et d’estran),
qui s’ordonnent en une mésoséquence positive. Ils caractérisent un environnement tidalitique
en climat chaud à aride et sous régime biostasique.
208

IV-COUPE DE JBEL BOU SELLOUM (COUPE BS)
A-Présentation de la coupe
Elle est levée sur Jbel Bou Selloum dans la cluse de Oued Bou Adil à l’est de Sidi
Abdelatif. Dans cette région affleurent bien les dépôts du Lias inférieur et moyen, au sein
desquels s’intercale une passée plurimétrique d’argilites, rouges à la base et vertes au sommet
("Faciès d’ Itzer").
B-Les formations (Fig. 77)
Les dépôts liasiques de Jbel Bou Selloum, représentés par la Formation de Lissit, sont très
variés sur le plan faciologique. Ils peuvent être subdivisés en trois membres : le premier,
argilo-carbonaté correspond aux carbonates anté-Itzer ; le deuxième essentiellement argileux
est le faciès d’ Itzer et le troisième carbonaté matérialisé par les carbonates post-Itzer.
1-Les carbonates anté-Itzer (niveaux 1 à 11 ; 20,50m) sont composés de trois
unités :
a-l’unité basale (niveaux 1 et 2 ; 7,50m) montre l’organisation verticale suivante :
-des argilites consolidées rose-violacées (0,30m) ; que coiffe une surface irrégulière
encroûtée et ferruginisée
-des argilites verdâtres (1m) où s’intercale un banc pluridécimétrique, à base ravinante, de
dolomie noirâtre, stromatolitique, que coiffe une surface irrégulière encroûtée et minéralisée à
barytine. Elles sont surmontées par des argilites consolidées rouge-brique.
-un banc pluridécimétrique de calcaire argileux violacé, qu’encadrent deux joints
d’argilites verdâtres
-des argilites versicolores (2m) à passées, pluridécimétriques stratocroissantes, d’argilites
consolidées rouge-brique. Ces passées, à bases ravinantes, sont coiffées par des surfaces
irrégulières ferruginisées.
-une passée pluridécimétrique d’argilites verdâtres à lentilles d’argilites rougeâtres.
-le niveau 1 est représenté par des calcaires micritiques gris en plaquettes (1 m). Il s’agit
d’un packstone/mudstone à ostracodes, lamellibranches, foraminifères (Dentalina sp.,
Nodosaria sp. et Siphovalvulina sp.) et quartz détritique silteux.
-des calcaires grenus bioclastiques grisâtres (niveau 2), organisés en bancs décimétriques.
Il s’agit d’un grainstone à lithoclastes, pelletoïdes, oolites, foraminifères à test
microgranulaire (Hoyenella sp., Planesepta compressa HOTTINGER et Orbitopsella
primaeva HENSON : Carixien biozone C 1 de Septfontaine, 1986), gastéropodes,
lamellibranches, échinodermes, oxydes de fer, quartz détritique, plages de silice néoformée et
de sparite.
b-l’unité médiane (niveaux 3 à 5 ; 6 m)
Elle débute par des argilites versicolores, consolidées et ligniteuses au sommet. Vient
ensuite une altérance de bancs décimétriques de dolomies argileuses gris-verdâtre à bois
fossiles et de passées, centimétriques à pluridécimétriques, d’argilites verdâtres. Les
dolomies sont représentées par des dolomicrosparites à gravelles, quartz détritique silteux
(niveau 4), oxyde de fer et plages de silice néoformée (niveau 3).
209

Elle se termine par des argilites verdâtres (1m) où s’intercalent deux bancs
pluridécimétriques de calcaires gris-verdâtre, feuilletés au sommet (niveau 5) de texture
packstone à pellets, oolites, gravelles, lamellibranches et oxydes de fer (en faible proportion).
c-l’ unité sommitale (niveaux 6 à 11 ; 7, 50 m) montre la succession suivante :
-le niveau 6, pluridécimétrique et à base ravinante, est une dolomie stromatolitique
grisâtre, que coiffe une surface irrégulière ferrugineuse. Il s’agit d’une dolosparite à cristaux
subautomorphes à xénomorphes hypidiotopiques, à clivage net, parfois zonés et à granules
d’oxyde de fer.
-des argilites verdâtres (1,50 m) où s’intercalent des niveaux, pluridécimétriques, de
dolomies stromatolitiques grisâtres, coiffés souvent par une surface irrégulière ferrugineuse.
Elles sont couronnées par des dolomies noirâtres (niveau 7).
-des calcaires (niveau 8) et des dolomies stromatolitiques grisâtres ou noirâtres,
qu’encadrent des joints d’argilites verdâtres. Les calcaires sont de texture packstone à
gastéropodes, ostracodes, lamellibranches à tests fins, pellets, oolites, quartz détritique fin et
granules d’oxyde de fer.
-le niveau 9 est composé de calcaire micritique noirâtre que coiffe une croûte
centimétrique de calcaire grenu noirâtre. Il s’agit d’un grainstone à ostracodes, gastéropodes,
lamellibranches, bryozoaires, foraminifères, échinodermes, annélides, pellets, pelletoïdes,
agrégats et oolites.
-des calcaires argileux verdâtres en plaquettes (1m), que séparent des joints d’argilites
verdâtres. Ils sont coiffés par une dolomie stromatolitique noire (niveau 10), représentée par
une dolomicrosparite à plages de dolosparite à cristaux automorphes à subautomorphes, zonés
et entourés d’un liseré ferrugineux.
-une passée pluridécimétrique d’argilites verdâtres où s’intercalent des calcaires en
plaquettes, riche en bois fossiles.
-deux niveaux, pluridécimétriques à bases ravinantes, de calcaires argileux verdâtres
lenticulaires, que sépare un joint décimétrique d’argilites verdâtres.
-le niveau 11, pluridécimétrique à base ravinante, est une dolomie massive gris-violacée
coiffée par une surface irrégulière, encroûtée, ferruginisée et minéralisée. Il s’agit d’une
dolosparite à cristaux subautomorphes ferruginisés, à clivage net et souvent zonés.
2-Le faciès d’ Itzer (32m), entièrement argileux, débute par des argilites rouge-brique
(25m) qui montrent à la base un niveau pluridécimétrique d’argilites consolidées. Elle sont
surmontées par des argilites verdâtres (7m).
3-Les carbonates post-Itzer (niveaux 12 à 19 ; 17,50m) sont organisés en deux
unités :
a-l’unité basale (niveaux 12 à 18 ; 11m), riche en passées laminitiques, montre
l’organisation verticale suivante :
-un banc pluridécimétrique de calcaire micritique noirâtre que coiffe un joint décimétrique
d’argilites ligniteuses verdâtres ;
-des calcaires laminitiques grisâtres (niveau 12), organisés en deux bancs
pluridécimétriques. Il s’agit de packstone à ostracodes, pellets, pelletoïdes, oolites, quartz
détritique fin (en proportion élevée) et granules d’oxyde de fer ;
-le niveau 13, pluridécimétrique et à base ravinante, est une dolomie grisâtre. Il s’agit
d’une dolomicrite à rare pelletoïdes, quartz détritique fin et granules d’oxyde de fer. Ce
niveau est encadré par deux passées décimétriques d’argilites verdâtres, ligniteuses à la base ;
210

Fig. 77-Evolution sédimentologique des dépôts liasiques de
Jbel Bou Selloum (coupe BS)
211

-un banc pluridécimétrique de calcaire pseudo-noduleux noirâtre que coiffe une surface
irrégulière à polygones de dessiccation ;
-des calcaires micritiques (2,70m), souvent laminitiques, gris-verdâtre (niveau 18),
organisés en bancs pluridécimétriques à métriques, que séparent au sommet des passées
décimétriques d’argilites ou de marnes feuilletées gris-verdâtre ;
-un niveau, pluridécimétrique, de calcaire stromatolitique grisâtre, que coiffe une surface
ravinée.
c-l’unité sommitale (niveau 19 ; 6m), dont seule la base est levée, est formée de
dolomies bioclastiques caverneuses (moules creux) gris-verdâtre à bois fossiles, organisées en
bancs pluridécimétriques. Il s’agit d’une dolomicrite à lamellibranches, pelletoïdes, quartz
détritique silteux et oxydes de fer.
C-Les discontinuités sédimentaires
Les discontinuités sédimentaires, qui sont définies dans les dépôts liasiques de la coupe
BS, sont représentées par :
-des discontinuités mineures, matérialisées par : des diastèmes, changements brusques de
la lithologie, joints argileux ou marneux, surfaces irrégulières, surfaces irrégulières
ferrugineuses, surfaces encroûtées à barytine, surfaces irrégulières encroûtées et
ferrugineuses, croûtes calcaires, surfaces irrégulières à polygones de dessiccation, surfaces
irrégulières à ripple-marks et surfaces de ravinement.
-des discontinuités d’importance régionale s’expriment de la façon suivante :
+la surface de ravinement qui affecte les carbonates anté-Itzer.
+la surface irrégulière encroûtée ferrugineuse et minéralisée qui coiffe les carbonates
anté-Itzer.
+la variation brusque de la lithologie qui sépare le faciès d’ Itzer des carbonates post-
Itzer.
+la surface de ravinement, à laquelle est subordonnée la variation lithologique brutale et
qui affecte les carbonates post-Itzer.
D-Les faciès
Les dépôts liasiques de Jbel Bou Selloum, essentiellement de type tidal-flats, sont
représentés par des faciès intertidaux voire supratidaux et continentaux. Notons que le faciès
subtidaux y sont peu représentés.
Parmi les faciès inventoriés et définis, on peut citer :
-argilites consolidées rose-violacées ou rouge-brique ; argilites consolidées ligniteuses
versicolores ; argilites verdâtres, versicolores ou rougeâtres ; argilites ligniteuses verdâtres ;
argilites charbonneuses; argilites feuilletées gris-verdâtre.
- marnes feuilletées gris-verdâtre
- dolomies stromatolitiques grisâtres ou noirâtres.
-dolomies massives noires ou gris-violacée ; dolomies argileuses gris- verdâtres à bois
fossiles ; dolomies bioclastiques caverneuses gris-verdâtre à bois fossiles.
-calcaires stromatolitiques gris, gris-verdâtre ou noirâtres ; calcaires feuilletés grisverdâtres
; calcaires laminitiques gris ; calcaires en plaquettes et à bois fossiles ; calcaires
pseudonoduleux noirs ; calcaires laminitiques chenalisés à bois fossiles ;
-calcaires argileux violacés ; calcaires argileux lenticulaires verdâtres ;
212

-calcaires gris-verdâtre, grisâtres ou noirâtres ; calcaires gris-verdâtre ou noirâtres et à
bois fossiles ; calcaires bioclastiques grisâtres.
-des calcaires fins grisâtres (niveau 14) de texture packstone à lamellibranches, gravelles,
pellets, quartz détritique silteux et granules d’oxyde de fer. Ils sont coiffés par une surface
irrégulière à ripple-marks que surmonte un joint décimétrique d’argilites verdâtres ;
-des calcaires gris-verdâtre à noirâtres, stromatolitiques à la base (niveau 15) et riches en
bois fossiles (tronc d’arbres, tiges, poches de charbon) au sommet (niveau 16), organisés en
trois bancs pluridécimétriques. Il s’agit de mudstone (niveau 15) à packstone (niveau 16), à
lamellibranches, pelletoïdes, gravelles (niveau 16), granules d’oxyde de fer et quartz
détritique silteux ;
-le niveau 17, épais de 1,50m et à base ravinante, est composé de calcaire laminitique
noirâtre chenalisé à bois fossile. Il est organisé en bancs décimétriques que séparent des joints
d’argilites ligniteuses ;
-des argilites verdâtres (0,60 m), charbonneuse à la base, à lentilles de calcaires argileux à
bois fossiles ;
E-Association de faciès et séquences sédimentaires
Les dépôts liasiques de Jbel Bou Selloum sont agencés en séquences de polarité et de
composition interne variées.
1-Séquences de 2 éme ordre
a-Les carbonates anté-Itzer sont structurés en quatre séquences tidalitiques de
deux types :
-Le type 1 : Séquence de sebkha est à dominante stromatolitique et à passées argileuses.
Les surfaces irrégulières et ferruginisées y sont de règle. Elle peut-être coiffée par des
argilites verdâtres à lentilles d’ argilites rougeâtres (première séquence). Ce type est
caractéristique des première et troisième séquences.
-Le type 2 : Séquence d’estran
Ce type montre la succession suivante : des calcaires bioclastiques, des calcaires argileux
en plaquettes que séparent des joints d’argilites verdâtres, des dolomies stromatolitiques, des
argilites verdâtres où s’intercalent des calcaires en plaquettes et des calcaires argileux
lenticulaires. Ce type est défini par les deuxième et quatrième séquences.
b-Les carbonates post-Itzer sont organisés en trois séquences.
-La première est une séquence de sebkha. Elle est formée par des calcaires micritiques,
laminitiques au sommet. Viennent ensuite des dolomies à passées noduleuses que coiffent des
calcaires stromatolitiques.
-La deuxième, à base ravinante, est une séquence d’estran. Elle montre la succession
suivante : des calcaires à bois fossiles, des calcaires laminitiques à bois fossiles que séparent
des joints d’argilites ligniteuses, des argilites verdâtres charbonneuses, des calcaires
laminitiques que séparent des marnes feuilletées, des calcaires stromatolitiques
-La troisième séquence est de type chenal de marée. Elle est tronquée au sommet. Cette
séquence débute par des calcaires lumachelliques et oolitiques à bois fossiles.
213

2-Séquences de 3 éme ordre
Les dépôts tidalitiques de Bou Selloum sont ordonnés en cinq mésoséquences positives.
-Les deux premières mésoséquences, définies dans les carbonates anté-Itzer, englobe à
la base une séquence de sebkha et au sommet une séquence d’estran. Ces mésoséquences,
coiffées par des surfaces de ravinement, montrent des faciès supratidaux à la base et
intertidaux au sommet. Elles attestent de l’instauration d’un tidal-flat progressivement
immergé.
-La troisième mésoséquence, définie par le faciès d’Itzer, est entièrement argileuse. Elle
atteste de l’instauration d’une plaine d’inondation, témoin de l’émersion de la région.
-La quatrième mésoséquence, coiffée par une surface de ravinement, est formée par une
séquence de sebkha à la base et une séquence d’estran au sommet. Elle affecte la base des
carbonates post-Itzer. Elle est témoin du retour aux conditions tidalitiques et de l’inondation
de la région.
- La cinquième mésoséquence, dont le sommet est tronqué, montre une séquence de
chenal de marée à la base. Elle atteste de la persistance des conditions tidalitiques, avec un
maximum d’inondation du milieu.
F– Conclusion
Les dépôts de Jbel Bou Selloum (Carixien inférieur et moyen: biozones C 1 -C 2 ) sont
représentés essentiellement par des carbonates où s’intercale une importante passée argileuse
(équivalente par le faciès et l’âge avec le "faciès d'Itzer" du Moyen Atlas : Saâdi, 1996).
Les carbonates anté-Itzer sont ordonnés en quatre séquences tidalitiques. Ils forment deux
mésoséquence positives, qui traduisent respectivement, l’évolution d'un environnement
supratidal à un environnement intertidal (avec une dominance des faciès supratidaux à la base
et intertidaux au sommet).
Les argilites, de puissance plurimétrique, rouge à la base et vertes au sommet, attestent de
l'instauration d'une plaine alluviale, témoin de l'érosion des reliefs émergés avoisinants sous
un climat tropical à saisons alternées chaude et humide (phase rhéxistasique).
Les carbonates post-Itzer, presque entièrement carbonatés, débutent par des calcaires
laminitiques et stromatholitiques. Ces faciès sont caractéristiques de milieux supratidaux où
prolifèrent les tapis algaires. Ils sont interrompus, épisodiquement par des dépôts riche en
matière organique (carbonates à bois fossile et marnes ligniteuses voire charbonneuses). Ces
dépôts sont structurés en séquences de sebkha et d'estran, agencés en une mésoséquence
transgressive. Elle indique l’installation d’une plate forme carbonatée tidale à faciès
supratidaux aux sommets
Ces carbonates sont coiffés par des épandages oolitiques et bioclastiques, qui sont
véhiculés par des chenaux tidaux lors des grandes marées. Ils sont organisés en une séquence
de chenal de marée, et indiquent l’inondation maximale de la région étudiée.
214

V-LA COUPE D’ALMOU N’ BOUTSALLI (AL)
A-Présentation de la coupe
La coupe (AL) est située à Almou n’Boutsalli, au SE immédiat de Midelt. Dans cette
région affleurent bien le Lias moyen, le Toarcien et le Bajocien.
B-Les formations (Fig. 78)
Les dépôts liasiques et bajociens de la région d’Almou n’Boustalli se présentent sous
divers faciès. Ils sont organisés en trois formations : la Formation de Lissit, représentée par
les tidalites du Lias moyen, le faciès de Mibladène du Toarcien et les marnes de Talsinnt du
Bajocien inférieur
1-La Formation de Lissit (niveaux 1 à 5 ; 3,70 m)
Cette formation, qui représente le sommet des carbonates post-niveau à Herperithyris
(Saâdi, 1996), est formée par des calcaires bioclastiques grisâtres (niveaux 1 et 3) où
s’intercalent des passées pluridécimétriques de calcaires gris en plaquettes (niveaux 2 et 4).
Les niveaux bioclastiques sont de type packstone à gastéropodes, lamellibranches, algues
(dasycladacées: niveau 3), foraminifères (Reophax sp., Paleomayncina termieri
HOTTINGER et Ammobaculites : niveau 1b ; Haurania deserta, Haurania amiji HENSON,
Valvulina sp. entre autre, Siphovalvulina sp. , Hoyenella sp. et Plani involuta Carinata :
niveau 3) ; ostracodes, structures oeillées (niveau 1b), oolites ( niveaux 1a et 3) pellets,
pelletoïdes, gravelles (niveau 1b), quartz détritique silteux (en proportion élevée), granules
d’oxyde de fer (niveau 1a) et plages de sparite. L’association de foraminifères est
caractéristique du Pleinsbachien (Carixien moyen supérieur : biozone C 2 ). Quant aux
calcaires en plaquettes, ce sont des packstone (niveau 2) à grainstone (niveau 4) à
foraminifères (Paleomayncina termieri HOTTINGER et Haurania deserta : niveau 2),
lamellibranches, échinodermes (niveau 2), épines d’échinides, algues (Cayeuxia sp.), pellets,
pelletoïdes, oolites (niveau 4), granules d’oxyde de fer et quartz détritique silteux (en
proportion élevée).
Cette formation est clôturée par un banc pluridécimétrique de calcaires gris (niveau 5) de
type grainstone à foraminifères (Haurania amiji, Haurania deserta, Valvulina sp.,
Siphovalvulina sp., Pleomayncina Termieri HOTTINGER, Planesepta compressa : biozone
C 2 -D, Carixien-Domérien), ostracodes, lamellibranches, gastéropodes, algues, pellets,
pelletoïdes, rares granules d’oxyde de fer et de quartz détritique silteux.
2-Le faciès de Mibladène (niveaux 6 à 13 ; 15m)
Cette formation, marneuse à la base et carbonatée au sommet, est structurée en deux
membres.
a- Le membre inférieur (10m), entièrement marneux, est représenté par « les
couches de Mibladène » du Toarcien inférieur (Saâdi, 1996).
b-Le membre supérieur (niveaux 6 à 13 ; 5m), rapporté au Toarcien moyensupérieur
voire Aalénien (Saâdi, 1996), montre la succession verticale suivante :
215

Fig. 78-Evolution sédimentologique des dépôts du Lias et du Dogger de
Almou n’Boutsalli (coupe AL)
216

-le niveau 6 est composé de calcaire encrinitique marron (1m) de type grainstone à
brachiopodes, lamellibranches, échinides, gastéropodes, ostracodes, oolites (ferruginisées ou
à cortex recristallisés), foraminifères fixés et encroûtés (Nobecularia sp. et Ophtalmidium) et
granules abondants d’oxydes de fer.
-des calcaires bioclastiques noduleux violacés (niveau 7 ; 0,30m) de type grainstone à
brachiopodes (Rhynchonellidès et Térébratulidès), polypiers isolés, gastéropodes,
lamellibranches, échinides, foraminifères, gastéropodes, ostracodes, agrégats, gravelles,
oolites allongées et microfissures soulignées par des oxydes de fer.
-des calcaires bioclastiques grisâtres (niveaux 8 et 9 ; 0,90 m) de texture grainstone à
ammonites (niveau 9 : Hildoceras sp., Dactylioceras sp.), bivalves, gastéropodes, polypiers
isolés, foraminifères , essentiellement des Nodosariidés à tests hyalins représentés par divers
types d’ enroulement , genres unisériés (planispiralés: Lenticulina sp. ; droit : Nodosaria sp.
et arqué : Dentalina sp.), échinides, ostracodes, agrégats, gravelles, oolites (proto-oolites à
cortex recristallisés ou ferruginisés et oolites composites) et oxydes de fer (niveau 9).
-un banc, pluridécimétrique, de calcaire bioclastique bioturbé grisâtre que coiffe une
passée décimétrique de calcaires grenus rouge-brique en plaquettes.
-des calcaires grenus bioclastiques, marrons à la base et gris verdâtres au sommet,
essentiellement à bivalves, sont organisés en deux bancs pluridécimétriques et à bases
ravinantes.
-des calcaires grenus bioclastiques gris-violacé, pseudonoduleux aux sommet (niveau 12),
structurés en trois bancs pluridécimétriques. Il s’agit de grainstone à ammonites (niveaux 10
et 11), bivalves (Pecten sp. entre autres), encrines, échinides (bordure silicifiée),
foraminifères (Lenticulina sp. et Nodosaria sp.), gastéropodes, ostracodes, gravelles
(localement ferruginisées : niveau 10), oolites (cortex parfois recristallisés et à noyaux
généralement ferruginisés : niveau 12) et oxydes de fer (en proportion élevée). Ils sont coiffés
par une surface ferrugineuse durcie.
-une croûte décimétrique de calcaire bioclastique chaotique ferrugineux (niveau 13) à
galettes algaires, gastéropodes, bivalves et lithoclastes ; que clôture une surface ravinante
voire taraudée.
3-Les marnes de Talsinnt (niveaux 14 à 16 ; 15,20 m)
Cette formation, rapportée au Bajocien inférieur (zones à Sauzei et Humphriesianum)
voire base du Bajocien supérieur (Saâdi, 1996), débute par une passée décimétrique de
marnes verdâtres remaniant galettes et bélemnites (niveau 14). Elle est surmontée par des
marnes schisteuses verdâtres d’âge Bajocien inférieur (zone à Sauzei : Igmoullan, 1993), où
s’intercale une passée décimétrique de calcaire feuilleté verdâtre (niveau 16) ; il s’agit de
calcaire gréseux à bivalves, foraminifères, ostracodes, gravelles, pelletoïdes, quartz détritique
silteux (en forte proportion), glauconie et granules d’oxyde de fer.
C- Les discontinuités sédimentaires
Dans les dépôts jurassiques de la coupe AL, les discontinuités sédimentaires sont
fréquentes.
Deux discontinuités sédimentaires majeures sont reconnues et définies :
-La surface irrégulière à laquelle est subordonné un changement brusque de la lithologie
et qui marque le passage des tidalites liasiques aux « couches de Mibladène » du Toarcien
inférieur.
217

-La surface plane durcie ferrugineuse qui coiffe la barre calcaire du Toarcien moyensupérieur
et que surmonte une croûte de calcaire chaotique ferrugineux à galettes et
bélemnites. A ce hiatus est subordonnée la lacune d’une partie du Toarcien moyen-supérieur,
de l’Aalénien et du Bajocien inférieur (zones à Discites, Laeviuscula et base de la zone à
Sauzei).
Quant aux discontinuités sédimentaires mineures, elles sont matérialisées par des
diastèmes, joints marneux et argileux, variations brusques de la lithologie, surfaces de
ravinement et surface plane ferrugineuse durcie.
D- Les faciès
Dans les dépôts d’Almou n’ Boutsalli, plusieurs types de faciès sont reconnus :
-argilites rougeâtres ;
-marnes verdâtres ; marnes bioclastiques verdâtres à galettes et bélemnites ;
-calcaires en plaquettes grisâtres ou rougeâtres; calcaires gréseux feuilletés verdâtres ;
-calcaires gris-verdâtre, gris-violacé ou grisâtres ;
-croûte de calcaires chaotiques, ferrugineux et bioclastiques à galettes algaires,
gastéropodes, bivalves et lithoclastes
-calcaires bioclastiques où on distingue : des calcaires bioclastiques à bivalves et
gastéropodes, marrons ou gris ; des calcaires encrinitiques marrons ; des calcaires grenus
bioclastiques pseudonduleux gris-violacé ; des calcaires bioclastiques noduleux violacés à
brachiopodes, polypiers, bivalves et gastéropodes ; des calcaires bioclastiques gris bioturbés ;
des calcaires bioclastiques gris à polypiers isolés et bivalves et des calcaires bioclastiques
gris-violacé à ammonites, gastéropodes et bivalves.
E-Associations de faciès et séquences sédimentaires
Les dépôts jurassiques d’Almou n’Boutsalli sont structurés en séquences d’ordre, de
puissance et de composition interne variée.
1- Les séquences de 2 éme ordre (Fig. 78)
a-La Formation de Lissit, dont seul le sommet est levé, est organisée en une
séquence d’estran. Elle est formée par des calcaires bioclastiques et des calcaires en
plaquettes.
b-Le faciès de Mibladène, daté du Toarcien, est structurée en trois séquences :
-La première est entièrement marneuse; elle correspond aux couches de Mibladène.
-La deuxième débute par des calcaires encrinitiques que surmontent des calcaires
bioclastiques à ammonites et à intercalations noduleuses. Elle se termine par un calcaire très
bioturbé que coiffe un calcaire rouge-brique en plaquettes.
-La troisième, à base ravinante, est formée des calcaires bioclastiques, essentiellement à
bivalves, que surmontent des calcaires bioclastiques à ammonites, échinides et bivalves. Elle
est couronnée par une croûte de calcaire bioclastique chaotique et ferruginisé.
218

2-Les séquences de 3 éme ordre
Les dépôts liasiques et bajociens de la coupe AL sont regroupés en trois mésoséquences
de polarité variée.
-La première mésoséquence, datée du Lias moyen, est incomplète. Elle atteste de
l’instauration d’une plate forme carbonatée de type tidal-flat.
-La deuxième, datée de Toarcien, est de type Klupfélien. Elle montre une semelle de
marnes rougeâtres ("couches de Mibladène") que surmonte une barre de calcaires
bioclastiques à encrines, ammonites et bivalves. Elle est couronnée par une croûte de
calcaires bioclastiques chaotiques ferrugineux à galettes algaires que coiffe une surface de
ravinement. Elle indique l’ouverture du milieu, suite à la dislocation de la plate forme
vomérienne et l’installation des conditions de vasière au Toarcien moyen-supérieur.
-La troisième, rapportée au Bajocien inférieur (zone à Sauzei), est tronquée au sommet.
Elle débute par des marnes vertes à galettes et bélemnites ; que surmontent des marnes
verdâtres (marnes de Talsinnt). Elle témoigne de l’instauration d’une vasière subsidence lors
de la remise en eau qui fait suite la lacune de l’Aalénien et du Bajocien inférieur (zones à
Discites et Laeviuscula) ; et de l’installation d’une vasière très profonde voire bassin,
réceptacle des marnes de la zone à Sauzei.
F-Conclusion
Au niveau de la coupe AL affleurent, essentiellement, le Toarcien et le Bajocien inférieur
(zone à Sauzei).
Le Lias moyen tidalitique est surmonté par un Toarcien marneux à la base et calcaire au
sommet ("faciès de Mibladène"). Les marnes de vasière du Toarcien inférieur traduisent une
remontée eustatique concomitante à la dislocation de la plate forme carbonatée domèrienne.
L’évolution de cette vasière est bloquée lors de l’instauration de la plate forme carbonatée
du Toarcien moyen-supérieur. Les dépôts toarciens sont organisés en une mésoséquence de
type Klupfélien.
Durant l’Aalénien et le Bajocien inférieur (zones à Discites et à Laeviuscula), la région
d’Amghouzif suit une évolution continentale, suite à une remontée des fonds sous-marins
et/ou à la chute eustatique. La remise à l’eau dés le Bajocien inférieur (zone à Sauzei) se
traduit par le dépôt des marnes de Talsinnt ; elles témoignent de l’instauration d’une vasière
très subsidente.
L’évolution de la région AL est régit par plusieurs facteurs l’eustatisme, la morphologie
du fond sous-marin, le climat et la subsidence.
219

VI-Evolution spatio-temporelle
A-Corrélation et répartition des corps sédimentaires
Au Sud et SE du paléoseuil de la Haute Moulouya, la couverture triasico-jurassique forme
un vaste plateau qu'affectent des accidents longitudinaux SW-NE ; alors qu’au NW où elle est
réduite, elle montre un contact faillé avec le socle paléozoïque. Le long de ce linéament
majeur, qui s’étend depuis Taddammout jusqu’à Aouli, affleurent bien les argilites triasicoliasiques
et les carbonates liasiques. Quant aux dépôts toarciens et bajociens, ils soulignent la
flexure faillée d’Amghouzif et d’Al Warraq. Au SE, cette couverture est transgressée par le
Crétacé.
Les argilites salifères inférieures, dont l’épaisseur est très variée (5m à Lissit, 200m au
NW de Mibladène et peuvant atteindre 400m à Zeïda), débutent par une semelle grossiére (les
détritiques grossiers de base). Ces argilites rougeâtres, généralement silteuses montrent
différents types d’intercalations : arkoses en plaquettes, argilites feuilletées rouge-brique
(Lissit ; Fig. 72), versicolores et marmorisées (Zeïda), grés-calcareux rouge-brun à
stratifications oblique ou horizontale (région de Mibladène) et gypse massif saccharoïde ou
fibreux, blanchâtre ou rosâtre (Zeïda et NW de Mibladène).
Localement (Bousselloum), le sommet de ces argilites montre des passées de calcaires
blancs ou d'argilites noirâtres plissotées.
Les détritiques grossiers de base et les argilites saliféres inférieures présentent des
variations d’épaisseur importantes et des changements de faciès notables ; comme elles
montrent également les indices d’une tectonique synsédimentaire. On assiste là à
l’instauration d’une paléogéographie différenciée, suite à la naissance d’un cadre
morphostructural nouveau organisé en zones hautes et zones basses.
Les dépôts grossiers de base (Fig. 72 ; photos 1 et 2, pl. II), riches en éléments du socle,
suggèrent des périodes d’érosion intense des zones bordières, alimentant en détritiques les
zones subsidentes qui longent les accidents, sous un climat tropical à saisons alternées chaude
et humide. Ce démantèlement des reliefs anciens et érigés, marque la réactivation tectonique
des accidents tardi-hercyniénnes et la mise en affleurement des massifs granitiques et du socle
schisteux. Ces dépôts de cône de déjection, de faible extension, témoignent d’une
paléogéographie différenciée sous un régime rhéxistasique.
Après quoi une accalmie tectonique et érosive se traduit par des dépôts à dominante
argileuse, attestant de l’instauration d’une plaine d’inondation que marquent de rares
récurrences carbonatées, gréseuses et gypsifères. Les grès à stratifications oblique et
entrecroisée suggèrent un environnement épicontinental à forte énergie hydrodynamique ;
alors que le gypse témoigne du confinement d'un milieu peu profond sous un climat chaud,
avec une influence marine probable (Fedan,1988). Les différentes structures et Figures
sédimentaires : niveaux pédogénétiques, calcrêtes, traces de pluies (Ourhache, 2003)
confirment l’instauration d’une sédimentation littorale dans un milieu peu profond de type
plaine d’inondation. Quand aux plissotements, ils se forment par compaction différentielle
entraînant l’échappement d’eau, sous l’effet de charge de la coulée sous-jacente, alors que le
matériel est encors gorgé d’eau (photo 5, pl. VI).
220

Le complexe basaltique
Le passage des argilites infra-basaltiques aux basaltes sus-jacents, est généralement plat,
rarement irrégulier. Localement, les basaltes reposent sur les argilites inférieures par le biais
d’un niveau bréchiques où se mélange les éléments d’argilites noires et de roches volcaniques
(photo 5, pl. VI).
Ces basaltes (Norien supérieur au Lias basal) ne sont connus que localement dans la
région de Midelt-Mibladène, au pied de la falaise liasique (60m) ; alors qu’ils sont lacunaires
au NE de Oued Bou Adil, et réduits plus au Sud, où leur puissance ne dépasse guère une
dizaine de mètres à Sidi Imiter et une cinquantaine de mètres à Oued Adarhal.
Il sont souvent altérés à billes (structures en choux fleur : desquamation ; photo 6 et pl.
VI), et montrent localement un niveau à pillow-lavas, des faisceaux prismés et des fentes et
microfissures à remplissage siliceux, calcitique et chloritique (Sidi Aït Lahbib ; photo 1, pl.
VII); comme, ils peuvent être affectés par des dykes neptuniens (Adarhal), qui attestent de la
proximité des accidents bordiers.
La vésicularité importante, occupant 5% du volume de la roche (Igmoullan, 2003),
matérialisée par des pores (de taille comprise entre 0,5 et 10 mm), suggère une mise en place
dans un milieu aquatique peu profond, en sont témoins aussi les pillow-lavas et niveaux
sédimentaires intercalés.
Les argilites salifères supérieures (Fig. 79)
Dans cette région, où la couverture triasico-liasique forme un vaste plateau, les argilites
salifères peu épaisse affleurent le long de l’accident de Taddammout-Aouli
Les argilites saliféres supérieures, rapportées au Lias basal (? Héttangien-Sinémurien),
reposent sur le complexe basaltitique par un contact faillé (laverie de Mibladène,
Bousselloum) ou par le biais d'une surface taraudée, à laquelle sont associées des fentes
remplies d’argilites rougeâtres (Lissit) ; elles sont organisées en deux formations:
La Formation de Boumia, réduite ou lacunaire, repose sur le complexe basaltique. Elle
est une alternance (de quelques métres d’épaisseur) d’argilites rougeâtres et de conglomérat,
dolomies argileuses ou de tufs lithiques et/ou cristallins. A la base de ces argilites se
développent localement une récurrence de magma effusive basaltique (1 à 5m: Adarhal et
Sidi Aït Lahbib). Il s’agit de basaltes souvent altérés, de texture microlitique, localement
doléritique (Adarhal ; photos 3 et 5, pl. I). Ce volcanisme effusif correspondrait à la troisiéme
émission volcanique triasico-liasique du Haut Atlas.
Les tufs grossiers, où on note l'absence des clastes du socle et des basaltes sous-jacents,
témoignent d'une pulvérisation du magma à l'air libre et à sec ou en milieu peu profond de
faible à moyenne énergie de type fluviatile. Le pourcentage de pyroclastes, dont la forme est
quadrangulaire, sinueuse ou en choux-fleurs, atteste de l’approche de la source d’émission
(volcanisme fissurale vehiculé par la faille de Taddammout-Aouli)..
Le passage de la Formation de Boumia à celle d’Aghbalou Oumlil est progressif.
La Formation d’Aghbalou Oumlil (Fig. 79) est composée par des argilites rougeâtres,
localement évaporitiques (Taddammout et Lissit), cargneulisés (Taddammout), dolomitiques
(coupes AD, TI, TM et LI) ou pédogénétiques (coupe TI).
221

Les argilites supérieures, marquées à la base par la présence de roches pyroclastiques et
des détritiques grossiers, de faible extension, sont organisées en séquences continentales
progradantes. Ces décharges grossières sont de faible extension, témoignant de l'évolution de
milieux de cônes de déjection à une plaine d’inondation. Elles indiquent d’ abord une érosion
active des reliefs avoisinants sous climat tropical à saisons alternées et à tendance chaude,
favorisant les cycles rhéxistasiques. Après se généralisent des argilites silteuses rougeâtres.
L’abondance des sédiments fins, dans la Formation d'Aghbalou Oumlil, atteste de
l'accalmie de l'érosion et/ou de l’atténuation des reliefs, de la chute de l'énergie du milieu et
dudépôt par décantation ; ils sont également gérés par un changement climatique (climat
tropical chaud rubéfiant) et une accalmie tectonique. La Formation d’Aghbalou Oumlil
traduit l'instauration d'une plaine d'inondation et du lessivage des reliefs évolués. Les
changements d’épaisseurs que présente cette formation et les changements de faciès, qui la
caractérisent, expriment une paléogégraphie différenciée.
La Formation de Lissit
La formation de Lissit est représentée par les carbonates tidalitiques liasiques. Dans la
région de Midelt-Mibladène, ces carbonates sont caractérisés par un niveau lumachellique
esssentiellement à brachiopodes : "niveau à Hesperityris" ; ils sont subdivisés en "Carbonates
anté-niveau à Hesperityris " et "Carbonates post- niveau à Hesperityris ".
Les argilites salifères sont coiffées par la première récurrence carbonatée du Lias inférieur
(base des Carbonates anté-Itzer), avec lesquels, elles montrent un passage brutal
(Taddammout et Mibladène) ou progressif (Lissit).
Fig. 79–Région de Midelt-Mibladéne : profil paléogéographique et
morphostructuration en blocs basculés. 1-Complexe basaltique, 2-Dépôts
de cône, 3-Plate forme carbonatée, 4-Plaine d’inondation, 5-Evaporites
222

Ces carbontes sont représentés par une barre plurimétrique de dolomies (LV) ou par une
altérnance de carbonates stromatolitiques et d’argilites, localement évaporitiques (BA et LI).
Cette premiére reccurence carbonatée dénote une mise à l’eau de la région de Midelt-
Mibladène. Il en résule le developpement d’une plate forme carbonatée tidalitique bien
différenciée ; où se developpent des milieux sebkhaïques (Fig. 80). Les changements de
faciés et les variations d’épaisseurs, que montrent ces dépôts, sont dictés par la réactivation de
canevas morphostructural préétabli (en est témoins aussi les indices d’une tectonique
synsédimentaires : failles synsédimentaires et discordancs progressive).
Cet avénement carbonaté, avorte et il est relayé par un épisode à sédimentation argileuse
généralisée. Ces faciès argileux rougeâtres, d’épaisseurs variées, montrent localement des
lentilles gréseuses et des passées carbontées. Ils traduisent le developpement d’une plaine
d’inondation, témoins de l’émersion lotharingienne.
Viennent ensuite des argilites verdâtes, à passées carbontées, localement évaporitiques
(Laverie de Mibladène et Adarhal). Elles attestent de la remise à l’eau de la région, qui est
soumise encors à un confinement plus ou moins prononcé
Le Sommet des carbonates "anté-niveau à Hesperithyris" (Fig. 81) du Lias inférieur
sont essentiellement agencés en séquences d'estran, avec toutefois le développement de
séquences à lignites à LI (Fig. 82, type 2), témoins de l’installation d’une mangrove littorale.
Au sommet de la coupe TM, on note la mise en place d’une séquence de sebkha (Fig. 82, type
1) marquant un confinement local. Ces dépôts s’amenuisent en allant du NE vers le SW. Cette
configuration paléogéographique est localement guidée par un cadre morphostructural plus ou
moins actif ; comme elle est régie également par un climat tropical aride sous un régime
biostasique, ayant favorisé le developement d’un couvert végétale important.
Le "niveau à Hesperithyris", que caractérise la fréquence des brachiopodes transportés
et accumulés, s'intègre dans des séquences de chenal de marée (Fig. 82, type 4); il traduit une
remontée marine rapide et le maximum d’inondation de la région.
Les "carbonates post-niveau à Hesperithyris",de type Tidal-flat, très épais à Lissit et
réduits à Taddammout. Dés la base du Carixien (biozone C 1 ) ; ces dépôts s’ integrent dans
une séquence de Chenal de marée, qui englobe le "niveau à Hesperityris". Le retour à des
conditions intertidales pendant le Carixien (biozones C 1 -C 2 ) se traduit par la généralisationdes
carbonates laminitiques et les épandages bioclastiques à la base, puis par des marno-calcaires
à Mégalodontidés au sommet. Cette évolution tidale est entrecoupéepar des intervalles plus
marins que carctérisent des dépôts, organisés en séquences de Chenal de marée (Coupes TS et
LI); comme, ils sont interrompus, à Bou Selloum, par des séquences de sebkha.
Au sommet du Carixien (biozones C 2 -D), cette évolution est relayée par un épisode
émersif ayant favorisé le developpement d’une plaine d’inondation : Faciès d’Itzer. Il
matérialise une émersion intra-carixienne de la région. Aprés quoi (passage Carixien-
Domérien), la région connaît une nouvelle remontée eustatique avant la crise Toarcienne.
Au passage Lias moyen-Lias supérieur, on assiste à une émersion généralisée de la
région Midelt-Mibladène et à sa restructuration. Il en résulte la naissance de cadres,
paléogéographique et structural, nouveaux suite à la dislocation de la plate-forme carbonatée
et/ou à une remontée eustatique relative.
223

224
Fig. 80-Le passage des argilites saliféres supérieures aux tidalitiques supérieur liasiques de la région
de Midelt-Mibladéne ; mise en évidence de l’émersion lotharingienne

225
Fig. 81-Le Lias inférieur et moyen de la région de Midelt–Mibladène : position des deux phases
d’émersions régionales (intra-lotharingienne (FI) et intra-carixienne (Faciès d’Itzer) et de la phase
d’inondation maximale (niveau à Hesperithyris : NH).

Fig. 82-Séquences tidalitiques du Lias inférieur et moyen de la Haute Moulouya : séquences
d’inondation et de comblement des milieux de type séquences de sebkha (1); séquence à
lignites (2); séquences d'estran (3) ; séquence de chenal de marée (4).
226

Dès le Domérien supérieur et pendant tout le Toarcien inférieur (Fig. 83), la région
est recouverte par des épandages détritiques fins (couches de Mibladène) qui s'accumulent
dans les zones subsidentes. Ce détritisme fin dénote l'instauration de conditions rhéxistasique.
Ce régime de vasière est bloqué par le développement d'une plate-forme carbonatée au
Toarcien moyen-supérieur voire Aalénien (Amghouzif et Adarhal).
Le faciès de Mibladène est organisé en des séquences rétrogradantes (Fig. 84), regroupées
en une séquence klupfélienne, qui est complète ou tronquée au sommet. Elle montre
d'importants changements de faciès et de variations d'épaisseur notables, en relation avec une
paléogéographie différenciée dans un contexte tectonique actif (failles normales
synsédimentaires à Amghouzif). Cette mobilité se traduit par une tectonique en blocs basculés
ayant induit la structuration de cette région en zones hautes et zones basses très subsidentes.
Pendant l'Aalénien et la base du Bajocien (zone à Discites et base de la zone à
Laeviuscula ; Fig. 83), la région de Taddammout-Mibladène-Aouli suit une évolution
continentale, suite à une remontée des fonds sous-marins et/ou un épisode régressif. Les
dépôts toarciens ont été partiellement ou totalement érodés. La réactivation du cadre
structural préétabli entraîne la restructuration de la région.
La remise à l'eau n'est assurée que partiellement pendant la zone à Laeviuscula et la base
de la zone à Sauzei. Les dépôts qui en résultent sont représentés par les marno-calcaires à
Cancellophycus et à céphalopodes, très développés à Amghouzif (coupes : AA et AM),
réduits à Adarhal et Al Warraq et lacunaires localement à Amghouzif (coupe AG) et Almou
n’Boutselli. Ils sont organisés en séquences d'ouverture (Fig. 85) attestant d'un
approfondissement des milieux de dépôts. Une réactivation du canevas structural préétabli
peut entraîner une réorganisation des blocs responsables d'inversions de situations notables.
Pendant le Bajocien inférieur, la remise à l'eau de la région, amorcée dès la zone à
Laeviuscula devient effective pendant la zone à Sauzei. Elle se marque par un ennoyage des
structures préexistantes suite à une généralisation de la sédimentation marneuse (marnes de
Talsinnt) ; qui marque la transgression maximale qui recouvre la région. Ce régime de
vasières très subsidentes se maintient jusqu'à la base du Bajocien supérieur.
B-Modalités et principaux paramètres de la sédimentation
Dans la région de Midelt-Mibladène, la couverture triasico-jurassique affleure largement
entre le plateau d’Akebbab au NE et Taddammout au SW (Saâdi, 1996 ; Saâdi et al., 2003)
Les argilites saliféres supérieures de la région de Midelt-Mibladène, dont l’épaisseur croît
du SW vers le NE, sont représentées par des argilites silteuses rouges, souvent riches en
évaporites, attribuées au Lias inférieur. Ces argilites montrent des variations d’épaisseur
important et des changements de faciès notables ; comme elles traduisent localement un
certain confinement.
On assiste là à l’installation d’une paléogéographie différenciée suite à la réactivation du
canevas morpho-structural préétabli, organisés en zones hautes et zones basses. L’érosion des
zones bordières, en phases rhéxistasiques, alimentent les zones subsidentes en dépôts
volcano-détritiques et volcano-sédimentaires. Alors que la réactivation des failles bordières,
témoins de la poursuite de la distension triasico-liasique, génère les émissions volcaniques
de nature variée : effusive de faible amplitude, qui serait à mettre en relation avec la troisième
phase du Haut Atlas, et explosive qui serait l’échos du volcanisme triasico-liasique.
227

228
Fig. 83-Le Lias-Dogger de la région de Midelt-Mibladène : Expressio régionales de la crise
toarcienne (couches de Mibladène) et de la transgression bajocienne (Marnes de Talsinnt)

Fig. 84-Séquences du Toarcien de la région de Midelt-Miblmadène
(Légende cf. Fig. 84)
229

Fig. 85-Séquences du Dogger de la région de Midelt-Miblmadène
(Légende cf. Fig. 84)
230

Fig. 85 (suite)-Séquences du Dogger de la région de
Midelt-Miblmadène (Légende cf. Fig. 84)
231

Le passage des argilites saliféres supérieures aux carbonates liasiques sus-jacents est
brutal ou progressif.
La transgression liasique, qui a débutée dés le Sinémurien, s’installe progressivement
dans la région de Midelt-Mibladène. Elle se traduit par l’installation de conditions tidales,
qu’entrecoupent des épisodes émersifs.
Dés le Lias inférieur, se développent des paysages sebkhaïques qui dénotent la mise en
eau de la région. Cette phase carbonatée "timide" est interrompue par une première phase de
retrait marin, favorable à l’installation d’une plaine d’inondation ; elle exprime une émersion
générale de la région au cours du Lotharingien.
Après quoi, une nouvelle hausse eustatique, plus "franche", se traduisant par le
développement d’un tidal-flat, où se développent des faciès variés, organisés en des séquences
rétrogradantes. Ces séquences d’inondation et de comblement sont de type estran, à la base, et
chenal de marée au sommet. Ces derniers, intègrent le "niveau à cours" ; ce niveau
lumachellique, que caractérise la fréquence des brachiopodes transportés et accumulés, traduit
une remontée marine rapide au Carixien (biozone C 1 ) et le maximum d’inondation de la
région.
Le retour à des conditions intertidales traduit une baisse relative du niveau eustatique, qui
est bien marqués au sommet des carbonates post-niveau à Hesperithyris, par les
bouleversements qui ont affectés la sédimentation (émersion, chenalisation…). Ils préludent à
l’émersion généralisée qu’a connu cette région ; au Carixien supérieur (biozone C2) et qui
s’exprime par le développement du "Faciès d’Itzer". Il est suivi par une nouvelle hausse
relative du niveau marin avant la crise toarcienne.
Au passage Lias moyen-Lias supérieur, la plate forme carbonatée est disloquée par un
épisode tectonique responsable de la restructuration de la région étudiée. Il en résulte
l’apparition de cadres, structural et paléogéographique, nouveaux, organisés en plusieurs
blocs. Dans les zones subsidentes se dépose le faciès de Mibladène du Toarcien, dont les
dépôts sont organisés en des séquences rétrogradantes. Ils témoignent de l’inondation
partielle de la région.
Pendant l’Aalénien et le Bajocien inférieur (zones à Discites et base de la zone à
Laeviuscula), la région de Midelt-Mibladène suit une évolution continentale. La réactivation
du cadre structural préétabli est responsable de la restructuration de cette région où les dépôts
toarciens sont partiellement ou totalement érodés.
Dés la zone à Laeviuscula, le secteur est inondée par une incursion marine qui devient
effective avec la zone à Sauzei. Elle s’exprime par l’installation d’une vasière généralisée qui
perdure jusqu’au Bajocien supérieur.
Les bouleversements paléogéographique et sédimentaires, qui caractérisent le Bajocien,
reflètent l’accentuation des événements tectono-eustatiques amorcés dés le Toarcien. Le
canevas structurale et paléogéographique ; hérités ou néoformés, ont contrôlé la répartition
des dépôts, qui montrent des changements de faciès et des variations d’épaisseurs
232

C- Evolution différentielle du Toarcien et de l’Aalénien de la marge méridionale
du paléoseuil de la Haute Moulouya et sa relation morphostructurale avec le
bassin du Haut Atlas.
La corrélation des coupes dans la région de Midelt le long du transect NS (marge
septentrionale du Haut Atlas : région de Foum Ikis ; paléoseuil de la Haute Moulouya :
régions de Midelt-Aïn Outat et de Taddammout-Mibladène-Amghouzif), montre que :
Le sommet des "carbonates post-Itzer" (Pleinsbachien: biozone C 2 -D) sont caractérisés
par des dépôts tidalitiques, peu épais. Ceux-ci sont formés, à la base, par des calcaires
bioclastiques à bivalves à test épais, gastéropodes et foraminifères (Everticyclammina sp.) et
des calcaires oncholitiques à thalles d’algues (Paléodasycladus sp.), bivalves et gastéropodes.
Alors qu’au sommet se développent une alternance de calcaires laminitiques et
stromatolitiques à structures oeillées, brèches de tempêtes, et d'argilites rougeâtres.
Au NE de Midelt (Al Warraq) et au Sud immédiat de Marraz Tissiliwiyn, ces dépôts sont
organisés en séquences tidalitiques de deux types : séquence de Chenal de marée et séquence
d’Estran. Elles attestent de l’instauration d’une plate forme carbonatée de type marais
maritime. Ils passent latéralement au Sud (zone de passage de l’accident nord haut atlasique)
à des dépôts de haute énergie et des dépôts récifaux (Foum Ikis : Igmoullan, 2003).
Les carbonates post-niveau à cours sont coiffés par une discontinuité sédimentaires de
grande extension, matérialisée par : une surface ferrugineuse et bioturbée, croûte ferruginisée
ou une surface bréchifiée à éléments de calcaire micritique gris-verdâtre.
Au passage Lias moyen-Lias supérieur, on assiste à une émersion généralisée et à la
restructuration de la région, suite à la dislocation de la plate forme carbonatée liasique par
l'épisode tectonique qui marque le passage Domérien-Toarcien, entraînant l'individualisation
de bassins subsides et l’instauration d’un paléoseuil qui souligne la zone de passage de
l’accident nord haut atlasique. Cette terre ferme sépare la région de Midelt-Mibladène-Aouli
au Nord du bassin haut atlasique au Sud. Les zones instables, organisés en rides et
dépocentres, sont délimitées par des accidents vivants et encadrées par des zones stables. Ils
sont organisés en une mosaïque de blocs, dont la réactivation au cours du temps, a guidé la
sédimentation toarço-aaléno-bajocienne.
Au Toarcien, les dépôts sont marqués par une variété faciologique importante d’une
région à l’autre voire le long d’une même région.
Dans la région de Foum Ikis, le Toarcien inférieur est caractérisé par des marnes
silteuses à brachiopodes qu’arment des bancs de calcaires, gréseux à la base et chenalisés au
sommet que surmontent des marnes et marno-calcaires à ammonites du Toarcien moyen
(zone à Bifrons :Igmoullan, 2003), témoins d’une subsidence accrue.
233

Fig. 86-Le Toarcien et l’Aalénien de la marge méridionale du paléoseuil de la Haute
Moulouya et sa relation morphostructurale avec le bassin du Haut Atlas : évolution
différentielle (coupes IK, OT et FL modifiées d’ Igmoulan, 1993). Pour la légende de
la carte cf. Fig. 12.
234

Or les régions de Taddammout-Mibladène-Amghouzif et la bordure septentrionale de
Midelt-Aïn Outat, émergées au Toarcien inférieur, suivent une évolution continentale qui
aboutit au développement « des couches de Mibladène ». Elles sont matérialisées par des
épandages détritiques qui s’accumulent dans les zones subsidentes. Ce détritisme fin provient
de l’érosion active de l’arrière pays aux reliefs évolués. Ce régime de vasière est bloqué dés le
Toarcien moyen, par le développement d'une plate forme carbonatée (calcaires bioclastiques
essentiellement à céphalopodes, brachiopodes et localement à coraux: région de Midelt-Aïn
Outat). Ces conditions marines franches persistent au cours du Toarcien supérieur voire
l'Aalénien dans la région de Taddammout-Mibladène-Amghouzif.
Quant aux dépôts aaléniens, ils ne sont représentés que dans la région de Foum Ikis par
des marno-calcaires à ammonites et Cancellophycus, où elle se continue pendant la zone à
Laeviuscula néanmoins sans trace de Cancellophycus. Alors que les autres domaines,
surélevés, et structurés en blocs basculés ; ils sont complètement émergés durant l'Aalénien et
la base du Bajocien (zone à Discites) voire même la base de la zone à Laeviuscula (région de
Taddammout-Mibladène-Amghouzif).
L'incursion marine de la zone à Laeviuscula se traduit sur la bordure méridionale de la
région de Midelt-Aïn Outat par des placages ferrugineux à ammonites. Alors que dans les
régions de Foum Ikis et Taddammout-Mibladène-Amghouzif, qui jouent le rôle de gouttières
à effondrement continu, elles sont le siége d’une sédimentation calcaire et marno-calcaire à
Cancellophycus voire à céphalopodes. Elle perdure jusqu’à la base de la zone à Sauzei.
L’inondation de ces régions devient effective au cours de la zone à Sauzei. Elle se
marque par l’ennoyage des structures préexistantes suite à une généralisation de la
sédimentation marneuse matérialisée par : les marnes de Talsinnt (région de Taddammout-
Mibladène-Amghouzif), dont le sommet est chargé, en bancs de calcaires bioclastiques à
faunes benthiques et en passées de marnes à Posidonies et à rares ammonites (région de
Midelt-Aïn Outat) et des marnes très dilatées où s’intercalent un complexe turbiditique
(Foum-Ikis). Ces marnes attestent de l’inondation maximale, qu’a connu la région, et qui est
d’âge bajocien inférieur.
Au cours de la zone à Humphriesianum, l’envasement se poursuit dans les régions de
Taddammout-Mibladène-Amghouzif, de Foum Ikis et de Midelt-Aïn Outat, avec le
développement de marnes, où apparaissent des dépôts marno-calcaires alternants, très
bioclastiques, indicateurs, d’une tendance à l’émersion. Cette diminution de la bathymétrie
s’affirme au Bajocien supérieur avec le développement du calcaire corniche.
Ultérieurement, ces domaines sont presque totalement exondés, à l’exception de la
bordure méridionale de la région de Midelt-Aïn Outat, où se sont installées des gouttières très
subsidentes, plus ou moins confinée, signe d'une sédimentation détritique silico-clastique et
terrigène.
235

236

DEUXIEME PARTIE
SYNTHESE REGIONALE
237

238

INTRODUCTION
La description et l’interprétation des coupes analysées montrent que la couverture
triasico-jurassique de la région étudiée est composée de dépôts aux caractéristiques
faciologiques différentes et aux puissances variées. Ces dépôts, où se côtoient détritiques
terrigènes, volcano-sédimentaires, évaporites et carbonates, s’étagent du Trias supérieur au
Dogger. . Ils sont très réduits voire lacunaires au droit du paléoseuil de la Haute Moulouya,
très développés dans le Moyen Atlas et dans la région de Mibladène-Aouli-Sidi Ayad où ils
sont bien conservés.
Les dépôts triasico-liasiques reposent sur un socle paléozoïque granitisé et sont
transgressés par les carbonates liasiques. Ils sont représentés essentiellement par des argilites
silteuses rouges où s’intercale un complexe basaltique et qui comportent une semelle de
détritiques grossiers. La série argileuse supra-basaltique, malgré sa monotonie apparente,
montre dans le détail une hétérogénéité lithologique, due à la présence de divers types
d’intercalations. Ces argilites, où prédominent les détritiques grossiers, issus de la
dégradation essentiellement de magma anciens (épiclastes à fragments de basaltes), sont
marquées par des éléments volcaniques à facture pyroclastique. Ces derniers sont les témoins
d’un volcanisme explosif concomitant à la sédimentation.
Du Lias inférieur au Dogger, la région étudiée a été le siége d’une sédimentation
carbonatée, où s’intercalent localement des passées terrigènes. Ces passées argileuses
plurimétriques, rougeâtres à la base et généralement verdâtres au sommet, ont fait l’objet de
plusieurs travaux de recherches. Elles ont été étudiées, aussi bien de point de vue
cartographique, sédimentologiste que chronostratigraphique.
Notre analyse, basée sur des levées cartographiques et des études sédimentologiques, dans
la totalité des secteurs d’étude (Saâdi, 1996 ; Saâdi & al., 1991 à 2004), nous a permis de
distinguer quatre principales passées plurimétriques argileuses de grande extension : La
première est intra-Lias inférieur, la deuxième correspond au «faciès d’Itzer» d’ âge Carixien,
la troisième est représentée par le «faciès de Mibladène» du Toarcien; alors que la quatrième
est matérialisé par les «marnes de Talsinnt».
Ces faciès argileux s’intercalent dans des faciès carbonatés de nature variée: Les
carbonates tidalitiques du Lias inférieur et moyen sont structurés au 2 éme ordre en séquences
en séquences tidalitiques de quatre type: sebkha, lignites, estran et chenal de marée. Quant au
Toarcien et au Dogger, ils sont cantonnés dans la région de Taddammout-Mibladène-Aouli.
Ils sont représentés par le faciès de Mibladène toarço-aalénien, ainsi que par les marnes et
marno-calcaires à Cancellophycus et les marnes bajociennes de Talsinnt.
L’évolution mésozoïque de la région est complexe. Cette complexité réside dans le
comportement du socle, qui se reflète dans les répliques sédimentaires aux influences
continentales et marines, ainsi que dans la pluralité des facteurs géodynamiques.
Par les corrélations suivantes nous visons à retracer l’évolution géodynamique comparée
des différents secteurs de cette région, et de définir les facteurs de contrôle.
239

I-CORRELATION A L’ECHELLE REGIONALE DES DEPOTS
TRIASICO-LIASIQUES
L’organisation spatio-temporelle des dépôts triasico-jurassiques de la région étudiée
retrace l’évolution du paléoseuil de la Haute Moulouya et des bassins bordiers, creusés
pendant la période du rifting. Ces zones subsidentes, sont le sièges d’une sédimentation mixte
(détritique et volcano-sédimentaire), marquée par des dépôts, aux caractéristiques
faciologiques et aux puissances variées, ayant enregistrés les multiples modalités
d’organisation et d’architecture des aires sédimentaires. La complexité réside dans les
répliques sédimentaires aux influences continentales et marines ainsi que dans la pluralité des
facteurs géodynamiques.
Les argilites saliféres, affleurent largement dans les boutonnières coalescentes de Boumia
et de Zeïda-Aouli, ainsi que le long de la vallée de Oued Srou ; comme elles soulignent aussi
les zones de passage des accidents majeurs. Elles sont interrompues par un complexe
basaltique, d’où la distinction des argilites inférieures et des argilites supérieures.
Les détritiques grossiers de base, discordants sur le socle paléozoïque, sont très
puissants à proximité et à l’aplomb des accidents majeurs. Ils traduisent l’instauration de
cônes alluviaux proximaux que séparent des phases d’arrêts momentanés de la sédimentation
(niveaux à paléosols témoins d’une pédogenèse active). Ils représentent le début de
démantèlement de zones hautes séparant ces bassins et des reliefs résiduels. Ce remblaiement
syntectonique se fait sous climat rubéfiant. Toutefois, des périodes de pénéplanation,
synchrones des phases de sédimentation fluviatiles actives, ont favorisé le développement de
plaine d’inondations éphémères.
Les argilites salifères inférieures, épaisses de plusieurs dizaines de mètres dans la Haute
Moulouya, sont très dilatées (100 à 400m) dans la vallée de Oued Srou. Ces argilites silteuses
traduisent l’instauration de plaine d’inondation qu’alimentent des produits d’érosion des
reliefs de l’arrière-pays et qui sont drainées par un système fluviatile dense et complexe. Ce
type d’évolution dénote un climat tropical chaud, rubéfiant, probablement à saisons alternées,
sous un régime rhéxistasique. De plus, le développement des évaporites est à mettre en
relation avec un confinement morpho-structural.
Les détritiques grossiers de base et les argilites salifères inférieures ont enregistrés les
marqueurs d’une tectonique synsédimentaire qui reflète la mobilité du tréfonds ainsi que
l’activité de bordure. On assiste là à une réactivation du cadre structural préétabli, qui se
manifeste également par la mise en place d’importants épanchements basaltiques et
doléritiques.
Le complexe basaltique (Norien supérieur-Lias basal), décamétrique à
pluridécamétrique, est représenté par des basaltes à billes, souvent altérés et à faisceaux
prismés Il débute souvent par un "niveau mélange" à éléments de basaltes et d’argilites
(Lissit) ; comme il montre des intercalations carbonatées (Boumia, SW du Moyen Atlas et
Tourarine) et argileuses, des dykes et des fentes à remplissage siliceux ou calcitique. Il
traduit, par les structures qu’il présente et par le cortège faciologique des niveaux
sédimentaires intercalés, un épanchement dans des milieux subaquatiques ou aériens.
240

Les argilites salifères supérieures
A une échelle régionale (Fig. 87), après la mise enplace du complexe basaltique, le cadre
structural préétabli est réactivé, en attestent les variations d’épaisseurs et les changements de
faciès notables que montrent les argilites supérieures. En conséquence de cette mobilité, le
paléoseuil de la Haute Moulouya, individualisé, est érigé en seuil entre Ifri Ichabar et
Aquabab Amalal (Fig. 87), et qui sépare la région d’Aouli-Sidi Ayad des régions plus
subsidentes de Boumia-Tizi n’Rechou et du Moyen Atlas où les argilites supérieures sont
organisées en trois formations : Formation de Tizi N’Rechou (et formations équivalentes),
Formation de Tizi N’Toumelba et Formation d’Aghbalou Oumlil.
•Le long de la Formation Tizi N’Rechou (Fig. 88 et 89), les dépôts sont organisés en
séquences continentales qui témoignent de l'évolution des milieux de cônes de déjection à un
système fluviatile en tresse proximal. Ils indiquent une érosion active des reliefs avoisinants sous
climat tropical à saisons alternées, favorisant les cycles rhéxistasiques ; ainsi que l'importance du
réseau hydrographique existant dans la région.
A ces dépôts détritiques sont associées des pyroclastites en relation avec une première
manifestation volcanique ayant généré des brèches pyroclastiques soit par fragmentation d’un
magma à l'état solide ou visqueux (Chalot-Prat, 1990), soit par explosion de la lave à proximité
immédiate de l’évent (Fisher et Schmincke, 1984 ; Smith, 1986 ; Schneider, 1990 et Bourdier,
1994). Les brèches pyroclastiques et les tufs se déposent au sein d’une sédimentation détritique
syntectonique sous forme d’une alternance de pyroclastites grossières et fines. Le changement
brutal de la granulométrie indique une variation rapide dans l’énergie du milieu où s’effectue le
dépôt des pyroclastites (Badra, 1993). Les manifestations volcaniques impliquent la pérennité du
contexte de rifting pendant la sédimentation.
La première phase de cette mobilité est à l’origine des premières gouttières, où sont drainées
les décharges grossières (phase de progradation) aux pieds des falaises à l’aplomb des failles
(Fig. 89) Les périodes d’accalmie se traduisent par la recrudescence de l’érosion des reliefs et le
transit des matériaux volcano-sédimentaires qui se répartissent dans des couloirs en fonction du
dispositif morphostructural préétabli. Localement, des plaines alluviales, réceptacles
d’écoulement fluviatiles fins (Phase de progradation), s’instaurent et subissent des phases
pédogénétiques multiples (mal conservées) La réactivation du cadre morphostructural et les
conditions climatiques, plutôt humides, expliquent la part importante des apports
conglomératiques.
A la base de la Formation de Tizi N’Rechou, les pyroclastites grossières, issues d’émissions
volcaniques explosives, sont abondantes et témoignent de la proximité de la bouche principale
de l'émission volcanique (Fig. 89). Elles seraient formées par des avalanches (Fisher et
Schmincke, 1984 ; Smith, 1986 ; Schneider, 1990), associés à des projections à l'air libre. Leur
chute s'est effectuée en milieu aérien ou subaérien, sous faible tranche d'eau, (tufs à lapilli,
Chalot-Prat et Le Gall, 1978, 1985). L'abondance des échardes de verre atteste d’un transport par
fluidisation gazeuse de fragments volcaniques (Parsons, 1969). Alors que l'abondance des
cristaux de plagioclases, au sommet du membre inférieur, atteste de la désintégration explosive
d'une lave à cristallisation avancée (Lucas et al., 1976). La concentration des pyroclastites dans le
membre inférieur de la Formation de Tizi N’ Rechou révèle des retombées abondantes et rapides
sous faible tranche d'eau (Badra, 1993).
241

242
Fig. 87-Corrélation des dépôts liasiques du paléoseuil de la Haute Moulouya et des régions limitrophes le long d’un transect
NW-SE (pour la légende cf. Fig. 12)

Les conditions persistent jusqu’au sommet du membre supérieur de la Formation de Tizi
N’Rechou, dont les dépôts s’organisent en séquences fluviatiles en tresse proximale et distale.
Les puissantes accumulations (phase progradante) se réalisent dans des bassins subsidents
(Fig. 88 et 89). Le comblement est assuré par des écoulements intermittents à forte charge,
favorisés par la réactivation du canevas morphostructural préétabli, assurant la surrection des
épaulements et l’approfondissement graduel des dépressions qui s’effectue en paliers
successifs du NW vers le SE (région d’Aouli-Sidi Ayad) ou du SE vers le NW (région de
Boumia-Tizi N’Rechou) . La dynamique sédimentaire s’effectue également sous un climat
relativement humide.
Ces dépôts sont relayés par une phase de progradation qui se traduisent par l’instauration
de faciès de plaine d’inondation éloignée des zones nourricières et ayant subi des phases
pédogénétiques en climat chaud et aride.
•Avec la Formation de Tizi N’Toumelba (Fig. 88 et 89), les conditions
environnementales, établies auparavant se maintiennent. Les mêmes linéaments et les mêmes
sources d’émission volcanique continuent d’être actifs. Cependant, on assiste à un
changement dans le mode de formation des volcanoclastites. Les pyroclastites, localement
abondantes, sont marquées par une dominance de fragments de laves et de cristaux. Ces
éléments proviennent d'explosions violentes (Poirier et al., 1994) d’une lave à cristallisation
avancée, et se forment par accrétion à l'air libre en milieu riche en vapeur d'eau (Boucarut et
Crevola, 1972). Ces cendres fines peuvent rester longtemps en suspension dans l'air ou dans
l'eau et se déposer en dernier; ou sont transportées très loin de la source volcanique (Fisher et
Schmincke, 1984 ; Cas et Wright, 1987). Elles attestent soit de l'éloignement de la bouche
d'émission ou du dépôt par accrétion des éléments peu denses, longtemps après une phase
d'émission ultérieure.
•La Formation d’Aghbalou Oumlil (Fig. 88 et 89) est marquée par une homogénéisation
paléogéographique avec l’instauration de larges plaines d’inondation, où la sédimentation
s’étale latéralement par rapport à l’axe fluvial, suite à la chute de la compétence de
l’écoulement. La diminution du taux des dépôts progradants favorise la décantation, sous un
climat hydrolysant. Les indices des émissions volcaniques sont restreints à de rares lentilles et
attestent d’une accalmie volcanique et tectonique. Les argilites tufacées prédominent et sont
le produit de la décantation de fines particules basaltiques longtemps restées en suspension
dans l'air ou dans l'eau et qui sont issues soit d’émissions volcaniques antérieures, soit de
source lointaine et déposées sous une faible tranche d'eau (Cas et Wright, 1987).
Cette formation est coiffée par des argilites verdâtres ; qui attestent d’un milieu réducteur.
Elles annoncent l’ennoyage progressif, qui aboutit aux vasières littorales, à caractère
évaporitique.
II-CORRELATION A L’ECHELLE REGIONALE DES DEPOTS
JURASSIQUES
Les carbonates liasiques (Formation de Lissit ; Fig. 75 et 76) confirment l’incursion
marine, qui a débuté au sommet des argilites saliféres supérieures, et qui devient plus
transgressive, en débordant l’ensemble des bassins triasico-liasiques. Ces faits sont liés à
l'augmentation du niveau eustatique global au Lias inférieur et moyen. Une faible activité
volcanique perdure à la base de ces carbonates avec des retombées de rares niveaux
pyroclastiques représentés par des carbonates tufacés bioclastiques, des tufs cristallins et des
tuffites.
243

Fig. 88-Modèle de l’évolution verticale des dépôts liasiques. Impacts
de l’hydrodynamisme et du climat sur l’organisation des dépôts
244

Fig. 89-Modalités du remplissage fluviatile synrift du Lias basal : Indicateurs
sédimentaires et systèmes environnementaux associés
245

Dés le Sinémurien supérieur, les marges subsidentes du paléoseuil de la Haute
Moulouya érigé en horst, sont soumises à un régime néritique. Parallèlement l’activité
volcanique se tarit et on assiste à l’instauration de la plate forme carbonatée de type tidal-flat.
Le Lias inférieur (Figs. 90 à 92) est marqué par une phase de restructuration. Il en résulte
l’individualisation de trois domaines suite à la réactivation des linéaments majeurs d'Aït
Oufella et de Taddammout–Aouli. Le paléoseuil de la Haute Moulouya, surélevé, forme une
terre émergée qui sépare le Moyen Atlas de la région de Taddammout–Mibladène–Aouli (Fig.
90). Ces deux domaines subsidents évoluent en une plate-forme carbonatée tidale (tidal flats)
que contaminent les produits de démantèlement du paléoseuil adjacent (détritisme fin
marquant l’émersion de la région au cours du Lotharingien). L'instabilité de ces domaines est
marquée par une tectonique en blocs basculés dont les marqueurs sont observables à toutes
les échelles (Fedan et al. 1991, 1993, Saâdi 1996).
Dans le Moyen Atlas s'instaurent des milieux subtidaux, voire intertidaux, où les dépôts
sont agencés essentiellement en séquences de chenal de marée et d'estran. L'évolution de la
région de Taddammout–Mibladène–Aouli s'est déroulée en trois épisodes sédimentaires :
deux épisodes relatifs à la remontée marine, générateurs d’environnements tidaux, et un
épisode d’émersion (émersion lotharingienne).
Durant le Carixien inférieur (biozone C1), le régime néritique préétabli s'affirme et
connaît une grande extension, marquant le maximum d’inondation ; il est caractérisé par
l’avancée des cordons oolithiques et bioclastiques sur le Moyen Atlas et la région de Midelt-
Mibladène et des niveaux à Tropidoceras sp. au travers du paléoseuil.
Le paléoseuil de la Haute Moulouya émergé jusqu'alors, est recouvert par un dépôt
pelliculaire transgressif. Les trois domaines, soumis à un régime néritique, ont connu des
évolutions relativement différentes (Figs. 90 à 92). La région de Midelt-Mibladène,
correspond à un tidal flat transgressif, dont le maximum d'approfondissement est atteint avec
le dépôt du niveau à Hesperithyris, qui s'intègre dans une séquence de chenal de marée. Sur le
paléoseuil s’instaure un environnement sebkhaïque, alors que sur ses bordures évoluent des
estrans.
En revanche, dans le Moyen Atlas s'instaure un paysage sebkhaïque qui évolue en une
plaine d'inondation. Le long de cette bordure, les dépôts forment un éventail qui s'ouvre vers
le NE. L’organisation sédimentaire est régie donc, au Carixien inférieur, par les variations
eustatiques que la tectonique locale a perturbées. D'une région à l'autre, les polarités
paléogéographiques sont subordonnées à l’importance des fluctuations marines.
Dés le passage du Carixien inférieur au Carixien supérieur, la région connaît de
grands bouleversements, qui préludent à l’instauration d’une émersion généralisée intracarixienne
; elle se traduit par le dépôt du "Faciès d’Itzer", dont le développement est
diachrone d’une région à l’autre.
Au cours du Carixien supérieur (biozone C2), l'émersion du paléoseuil de la Haute
Moulouya marque un changement paléogéographique important ; seuls le Moyen Atlas et la
région de Midelt-Mibladène étaient immergés (Fig. 91 et 92). Dans la région de Midelt-
Mibladène persistent les conditions intertidales préétablies ; ce n'est qu'avec le Domérien que
des indices d'émersion, plus ou moins prolongée, sont notables dans cette région qui va suivre
une évolution continentale dès le Domérien supérieur.
246

247
Fig. 90-Corrélation du Lias inférieur et moyen du paléoseuil de la Haute Moulouya et des régions
limitrophes le long d’untransect NW-SE. NH, niveau à Hesperityris (Saâdi, 1996 ; Saâdi et al., 2003)

En revanche, le Moyen Atlas entame une phase d'ennoyage progressive avec le
développement de milieux tour à tour supratidaux, intertidaux voire subtidaux. Le maximum
d’inondation est atteint au Carixien supérieur. L'émersion finale se généralise également au
sommet du Domérien.
La sédimentation du Carixien supérieur–Domérien marque la continuité du régime
carbonaté, lors d’une nouvelle remontée eustatique. La réorganisation des environnements
littoraux entraîne un changement dans le dispositif paléogéographique.
Les dépôts du Lias inférieur et moyen montrent les indices d’une activité tectonique
synsédimentaire, qui est active dés le Sinémurien. Cette mobilité se généralise et atteint son
paroxysme au passage Lias moyen-Lias supérieur. Cet épisode tectonique est responsable
de l’apparition de cadres structurale et nouveaux. Le paléoseuil et sa marge moyenne
atlasique émergent. La reconquête de cette dernière n’est assurée probablement qu’au
Toarcien ( ?), avec le développement de platiers encrinitiques
La région de Midelt-Mibladène, découpée en plusieurs blocs par des accidents
longitudinaux, n’est inondée que partiellement au cours du Toarcien inférieur. Elle a été le
siège du dépôt des couches de Mibladène (Fig. 91). Ces marnes traduisent une remontée
eustatique, concomitante de la dislocation de la plate-forme carbonatée domérienne.
L'évolution de cette vasière est bloquée lors du développement de la plate-forme carbonatée
toarço-aalénienne, marquée par des dépôts noduleux qui attestent de la mobilité du tréfonds
et /ou de l'existence de pentes. La complexité du cadre paléogéographique toarcien et la
variété de la sédimentation associée reflètent une réactivation du cadre structural préétabli en
régime transgressif.
Pendant l'Aalénien et la base du Bajocien inférieur (zone à Discites et base de la zone
à Laeviuscula) toute la région étudiée émerge suite à une remontée des fonds sous-marins
qui est subordonnée à un épisode régressif. Il en résulte une ablation partielle des dépôts
toarciens, voire domériens. Au Bajocien inférieur, seule la région de Midelt-Mibladène est
inondée. Une incursion marine la recouvre partiellement au cours de la zone à Laeviuscula et
la base de la zone à Sauzei, d'où le dépôt des marno-calcaires à Cancellophycus et à
céphalopodes (Fig 91).
Les marnes de Talsinnt, de la zone à Sauzei, marquent le maximum transgressif qui se
traduit par une homogénéisation paléogéographique suite à l’ennoyage et l'envasement des
structures préexistantes. Ce régime de vasière, qui recouvre toute la région de Taddammout-
Mibladène-Ahouli, englobe une partie du Moyen Atlas où à Boulemane même. Il perdure
jusqu’au Bajocien supérieur.
Les dépôts Bajociens, qui reposent sur un substratum différencié, montrent des variations
d'épaisseurs d'une région à l'autre. La structuration en plusieurs blocs, initiée dès le Toarcien
moyen-supérieur, s'affirme à l'Aalénien et au Bajocien. Après l’évolution bajocienne, la
région étudiée, émerge. Elle n’a été recouverte que par la transgression crétacée, lors de la
révolution atlantique.
248

Fig. 91-Modalités d’installation des dépôts post-rift du Lias-Dogger: Indicateurs
sédimentaires et systèmes environnementaux associés
249

250
Fig. 92-Schéma paléogéographique du paléoseuil de la Haute Moulouya et des régions bordières au
cours du Lias inférieur-Carixien (d’après Saâdi et al., 2003)

III-LES FACIES-CLES
Les dépôts mésozoïques de la Haute Moulouya et du Moyen Atlas méridional, aux
caractéristiques faciologiques et aux puissances variées, sont marqués par des faciés-types,
répliques sédimentaires des influences continentales et marines ainsi que des facteurs
géodynamiques.
A-Les volcanoclastites
Dans les argilites salifères supérieures, les dépôts de dégradation, essentiellement, de
magmas anciens (fragments de basalte), sont associés des éléments volcaniques à factures
pyroclastiques.
1-Caracteristiques pétrographiques
-Les épiclastites
Les épiclastites sont représentés par les conglomérats et microconglomérats ainsi que par
les carbonates tufacés.
•Les conglomérats et microconglomérats sont composés d’éléments variés à contours
émoussés et arrondis souvent ferruginisés ou entourés par un film calcitique: fragments de
basalte (5 à 40%, pl. II ph. 3, 4 et 5), de texture microlithique porphyrique à tendance
doléritique rarement chloritisé, dont la taille moyenne varie entre 0,25 et 1,5mm; fragments
de lave vitreuse, totalement chloritisés; fragments de plagioclases (plus de 13%), dont la taille
varie de 0,25 à 1,25mm, localement micritisés; opaques (2 à 8%) dont la taille peut atteindre
0,25mm; fantômes de ferromagnésiens chloritisés. Le liant, carbonaté et ferruginisé ou argilocarbonaté,
est souvent affecté par une dolomitisation poussée; il renferme: gravelles
ferruginisées (40% dont la taille est comprise entre 0,25 et 3mm, pl. I ph. 2), agrégats à
éléments volcaniques, fragments d’argilites tufacées verdâtres (20%, taille: 0,25mm) et des
plages de dolosparite à cristaux xénomorphes.
•Les carbonates tufacés (pl. II ph. 6) , sont composés d’éléments arrondis, enrobés
d’oxydes de fer, très variés: fragments de basaltes (1 à 15%) dont la taille est comprise entre
0,1 et 2mm et de texture microlitique porphyrique ou doléritique, à fond opacifié, albitisé ou
chloritisé et parfois à microlithes de feldspaths calcitisés; cristaux isolés de plagioclases (5 à
13%), partiellement calcitisés, dont la taille varie entre 0,1 et 1,25mm; fragments de lave
vitreuse, souvent épigénéisés, en faible proportion; agrégats à microlites de feldspaths
ferruginisés et fragments de basaltes à fond opacifié; opaques (2%); fragments d’argilites
tufacées (20%) dont la taille est comprise entre 0,25 et 1,25mm; gravelles (40%), parfois
entièrement calcitisés ou ferruginisés. Le liant et les éléments non volcaniques représentent
plus de 80% du volume total de la roche. Le liant, calcaire ou dolomitique, renferme oolithes,
chlorite, oxydes de fer, lamellibranches, gastéropodes et échinides. Comme il montre une
porosité importante (traces de dégazage); les pores sont tapissés de dolosparite automorphe et
de silice néoformée.
Les pyroclastites
Les pyroclastites sont représentées par des faciès variés, qui se différencient par le type de
leur ciment ainsi que par la nature et la taille des éléments Figurés. Selon la classification de
Schmid (1981) et de Chalot-Prat et Le Gall (1978), les faciès suivants sont distingués : les
brèches pyroclastiques, les tufs, les carbonates tufacés et les argilites tufacées.
251

•Les brèches pyroclastiques, gris-violacée, marrons ou marron-grisâtre, sont formées
d’éléments de nature variée et dont la taille moyenne est comprise entre 0,50 et 3,5mm. Les
fragments de basalte (20 à 80%) sont de texture microlitique porphyrique. Les microlithes
de plagioclases, généralement fins et de contours sinueux, irréguliers et en choux fleur, sont
chloritisés, séricitisés, albitisés ou calcitisés, ou noyés dans un fond opacifié et/ou chloritisé ;
comme ils peuvent être entourés par un film d'oxyde de fer ou de calcite. Les fragments de
lave vitreuse (20 à 40%) sont : de forme sinueuse ou rubanée, aplatis et lenticulaires, en
forme de flamme mèche ou en traînée de lave vitreuse (pl. III ph. 1, 2 et 3); ils peuvent être
chloritisés, calcitisés ou opacifiés. Les cristaux de plagioclases isolés (1%), de taille 0,25mm,
sont séricitisés ou chloritisés. Les opaques, en proportion élevée, peuvent se concentrer en
aiguilles ou en amas disséminés dans le ciment (texture dendritique, pl. III ph. 3). Le ciment
(10% à 60%), calcitique et/ou chloritique, montre localement, des gravelles d’argilites
ferruginisées ou des plages micritiques recristallisées.
•Les tufs différent par la taille et la nature des éléments qu’ils renferment ; on distingue:
-Tufs à lapilli ou (lapilli-Tufs) sont grisâtres et localement à stratifications oblique diffuse
ou horizontale. Ils sont composés de pyroclastes (70% à 90% du volume de la roche) variés,
souvent opacifiés ou chloritisés: fragments de basalte doléritique (12 à 50%) dont la taille
varie de 0,8 à 3,5mm; fragments de lave vitreuse (40%); cristaux de plagioclase (20%),
partiellement ou totalement épigéneisés; opaques (5%) et fragments micritisés. Ces éléments,
à contours irréguliers, sinueux, dentelés ou en choux fleur (pl. III ph. 4), montrent localement
des structures en flamme mèche; ils sont entourés souvent par un film d'oxyde de fer, calcite
palissadique et/ou un liseré de silice néoformée. Quant au ciment (10 à 25%), il est sparitique
ou microsparitique.
-Tufs lithiques. Ces tufs grossiers grisâtres (pl. IV ph. 3 et 4), localement à stratifications
oblique ou plane, sont composés d’éléments variés (70 à 90% du volume de la roche dont la
taille moyenne est 0,20mm): fragments de basalte (15 à 60%, taille comprise entre 0,10 et
1,25mm), de texture doléritique ou microlitique et localement porphyrique, ils montrent des
microlithes de plagioclases (30 à 40%) baignant dans un fond opacifié ; fragments de lave
vitreuse (10 à 60%, taille comprise entre 0,25 et 0,80mm), hématitisés, chloritisés ou
calcitisés, avec de rares phénocristaux de feldspaths (0,20 à 0,25mm); cristaux de plagioclase
isolés (5 à 20%, taille inférieure à 0,50mm), sous forme de baguettes, entourés localement
d’une gangue ferruginisée; opaques (3 à 5%, taille varie entre 0,10 et 0,25mm), représentés
par des paillettes de chlorite à gangue ferruginisée, des hématites et des pyrites;
pseudomorphoses de ferromagnésiens (5%) souvent chloritisés ou micritisés et dont la taille
varie entre 0,2 et 0,50 mm. Ces éléments montrent localement un fluage (pl. IV ph 1 et 2) et
sont de formes irrégulière, sinueuse ou anguleuse; ils sont liés par un ciment (20 à 60%)
carbonaté, argilo-carbonaté, chlorito-carbonaté ou argileux. Ces tufs montrent une
épigénéisation poussée, un début de diversification et des plages micritisées partiellement ou
totalement ferruginisées et des fragments argileux à gangue ferruginisée.
-Tufs cristallins et lithiques. Ces tufs fauves, grisâtres, marrons ou rouge-brique, à litage
horizontale ou à stratification oblique, sont formés par: fragments de basaltes (2 à 30%, taille
varie entre 0,10 et 1,50mm), sont de texture doléritique, ou microlitique peu porphyrique
localement doléritique; fragments de lave vitreuse (0 à 40%, taille 0,10mm), à rares microlites
de plagioclases inframillimétriques; cristaux de plagioclases (10 à 60%, taille varie entre 0,01
et 0,50mm), de forme anguleuse, ils se présentent sous forme de baguettes ou d’éclats aigus,
souvent séricitisés, calcitisés ou à gangue ferrugineuse; rares cristaux de feldspaths
potassiques (taille varie entre 0,75 et 1mm); opaques (2 à 15%) de forme anguleuse, en
baguettes, quadrangulaires ou en éclats aigus. Ces pyroclastes, localement chloritisés, se
252

présentent sous diverses formes: sinueuse, anguleuse, à contours diffus, en choux-fleurs,
dentelée, aplatie (structure vitroclastique, pl. IV ph. 5) ou lenticulaire. Ils sont liés par un
ciment (10 à 50%) microsparitique, localement ferruginisé ou argilo-carbonaté, qui renferme
des fragments d’augite aegyrinique, des lithoclastes de micrite (2 à 3%) à gangue
ferruginisée, des oolithes à noyaux ferruginisés, épigéneisés ou chloritisés, des fantômes de
ferromagnésiens souvent chloritisés (taille inférieure à 0,25mm) et localement des fragments
de roches pyroclastiques (éléments inalogènes).
-Tufs cristallins. Ces tufs fins, grisâtres, marrons, jaunâtres, violacés ou verdâtres, sont
lités et localement consolidés, ils montrent rarement une matrice argileuse et sont composés
par: des plagioclases (30 à 70%, taille varie entre 0,05 et 0,50mm), quadrangulaires, en éclats
tordus ou anguleux, souvent micritisés ou calcitisés; fragments de lave vitreuse (5 à 30%) à
contours irréguliers, anguleux ou à extrémités effilées (pl. II ph. 3), dentelés ou formant des
«traînées» (vésicules à lithophyse, pl. IV ph. 6) ou des échardes aplaties; fragments de basalte
(1 à 10%, taille varie entre 0,10 et 0,25mm) de forme irrégulière et sinueuse, de texture
doléritique ou microlitique à tendance doléritique à plagioclases souvent dissous et fond
opacifié; opaques (2 à 10%) amiboïdes, allongés, cubiques (pyrite) ou rectangulaires. Le
ciment (20 à 80%) est carbonaté et hématitisé, argilo-carbonaté ou argileux et ferruginisé. Ces
tufs cristallins montrent des microfissures tapissées de silice ou de calcite, d’anciens
pyroxènes complètement opacifiés ou chloritisés, des plages micritiques (2 à 7%) parfois de
formes arrondies ou elliptiques.
-Tufs vitreux. Ils sont formés d’éléments dont la taille varie entre 0,01 et 0,25 mm et à
gangue souvent ferruginisée; ils sont représentés par: fragments de laves vitreuses (60%),
souvent opacifiés, de formes sinueuses rappelant les flammes mèches (texture vitroclastique
en forme d’Y, pl. V ph. 1); fragments de basaltes (1 à 7%), opacifiés et de texture
microlitique porphyrique; cristaux de plagioclases (30%, taille inférieure à 0,20mm) et
opaques (1 à 2%). Le ciment (3 à 20%), carbonaté ou argilo-carbonaté, montre des plages de
dolosparite ou de silice néoformée, des fragments argileux et des fragments de chlorite.
•Les carbonates tufacés renferment des pyroclastes en faible proportion de formes
anguleuses, sinueuses et lenticulaires, représentés par: fragments de basalte (1 à 7%, taille
varie entre 0,1 et 2mm) montrent une texture microlitique porphyrique ou localement
porphyrique et à fond opacifié ou chloritisé; cristaux de plagioclases (jusqu’à 6%), parfois
calcitisés, de formes anguleuses, en éclats ou en mâcles tordues (pl. V ph. 3 et 4); fragments
de lave vitreuse (jusqu’à 7%, taille varie entre 0,25 et 0,5 mm); des opaques. Le ciment ainsi
que les éléments non volcaniques occupent 85 à 95% du volume total de la roche. Le ciment
carbonaté (sparitique, dolosparitique ou dolomicritique), montre: gravelles, oolithes, agrégats,
lamellibranches, lithoclastes ferruginisés, fragments argileux et plages de silice néoformée.
•Les argilites tufacées, localement bréchifiées, sont formées par : fragments de basaltes
(jusqu’à 5%, taille varie entre 0,5 et 3mm), aux contours sinueux et limites diffuses, sont de
texture microlitique très peu porphyrique et localement doléritique; opaques. Le liant est
argileux, ou localement dolomitisé et/ou ferruginisé, montre des plages de silice néoformée et
des plages de dolosparite à cristaux imbriqués, subautomorphes à automorphes.
253

2-Significations paléogeographique et structurale des volcanoclastites
a-Inventaire des volcanoclastites
La répartition des volcanoclastites triasico-liasiques, dans la région étudiée, est sélective
dans le temps et dans l’espace.
•Dans la région de Boumia-Tizi N’Rechou et le long de la bordure méridionale du
Moyen Atlas (Fig. 93), la répartition des pyroclastites montre les aspects suivants:
-La Formation de Tizi N’Rechou est caractérisée par l’abondance des brèches
pyroclastiques, le développement des tufs lithiques (membre inférieur) et des tufs cristallins
(sommet du membre inférieur), la présence des tufs vitreux (membre supérieur), l’existence
des carbonates tufacés et des argilites tufacées (membre supérieur).
-La Formation de Tizi N’Toumelba est marquée par les tufs et les argilites tufacées, ayant
une extension régionale.
-La Formation d’Aghbalou Oumlil est essentiellement riche en tufs cristallins et/ou
vitreux, associés à de rares passées d’argilites tufacées qui intéressent également la base des
carbonates liasiques.
•Dans la région de Midelt-Aouli (Fig. 94), les dépôts pyroclastiques sont représentés,
par les brèches, abondantes, essentiellement, à la base de la Formation de Tizi N’Rechou ; les
tufs sont repartis dans le membre supérieur de la Formation Tizi N’Rechou et rares dans la
Formation d’Aghbalou Oumlil ; les argilites tufacées sont omniprésentes dans les intervalles
argileux (membre supérieur de la Formation de Tizi N’Rechou et la Formation d’Aghbalou
Oumlil).
b-Implications géodynamiques
Les roches volcaniques à cachet pyroclastique, dont la nature et la répartition sont variées,
seraient issues d’émissions volcaniques explosives concomitantes de la sédimentation. Ce
volcanisme tardif est en relation avec les phases ultimes du développement du rift
intracontinental. Il se manifeste le long des linéaments majeurs: l’accident de Taddammout-
Aouli et l’accident de Tizi N’Rechou (Fig. 1). Il implique, par conséquent, leur réactivation et
la maintenance de la subsidence tectonique lors du remplissage des bassins par les argilites
salifères supérieures.
L’étude comparative de la répartition des pyroclastites des régions étudiées
(Fig. 93 et 94), montre que la nature des roches volcano-sédimentaires, varie d’une région à
l’autre, voire au sein de la même région. Ces variations traduisent des phases d’émissions
volcaniques diachrones, issues de différents évents.
A la base de la Formation de Tizi N’ Rechou (et les formations équivalentes), l’abondance
des pyroclastites grossières atteste d’une activité volcanique explosive active, elle est
également le témoin de la proximité des évents le long des paléostructures actives.
Ces volcanoclastites deviennent de plus en plus fines en s’éloignant des zones d’émission
et en montant dans la série triasico-liasique; les tufs cristallins et les tufs vitreux prennent
alors le relais ainsi que les argilites tufacées et les carbonates tufacés. Ce type de faciès atteste
de l’éloignement de la source d’émission et la présence de larges plaines alluviales à caractère
endoréique, où l’absence du renouvellement des eaux favorise la décantation des produits
d’émissions antérieures qui sont en suspension.
254

Fig. 93-Répartition des volcanoclastites dans la région de Boumia-Tizi n’Rechou et
le long de la bordure méridionale du Moyen Atlas
255

Fig. 94-Répartition des volcanoclastites dans la région de Midelt-Aouli
256

B-Les faciès rouges
A l’issue des travaux que notre groupe a entrepris (1991 à 2004) dans la Haute Moulouya,
le Moyen Atlas et au toit du paléoseuil de la Haute Moulouya nous avons pu mettre en
évidence:
-au Lias inférieur et moyen, le long de la bordure méridionale du Moyen Atlas et dans la
région de Midelt-Mibladène deux à trois passées d’argilites, rouges à la base et généralement
vertes au sommet; qui s’amenuisent latéralement, à l’exception de la passée supérieure (intra-
Carixien) qui a une extension régionale et qui correspond au "faciès d’Itzer", d’âge carixien
(biozones C1-C2).
-Le Toarcien inférieur est caractérisé par les argilites rougeâtes des couches de
Mibladène.
-Le Bajocien est marqué par les marnes de Talsinnt rougeâtres à la base.
1- Le Lias inférieur et moyen
Le long du Moyen Atlas, les tidalites liasiques sont caractérisées par trois passées
d’argilites: les deux premières sont d’extension limitée; alors que la troisième, d’extension
régionale est qualifiée de Faciès d’Itzer (Termier, 1936). Ce faciès particulier, qui peut être
suivi le long de la bordure SE du Moyen Atlas, permet de subdivisé les carbonates liasiques
en "Carbonates anté-Itzer" et "Carbonates post-Itzer" (Saâdi, 1996).
Les "Carbonates anté-Itzer" (Lotharingien moyen-Carixien inférieur) sont marqués au SW
(entre Aït Qbal Lahlam et Aït Lhaj) par des intercalations argileuses; ces argilites silteuses
rougeâtres se biseautent en allant vers le NE (entre Aït Oufella et Touariit Tameziant).
Au Carixien inférieur (biozone C1) s’intercalent deux passées métriques (à Aït Oufella et
Bou-Iziar) ou trois passées plurimétriques à (à Aghbalou Oumlil et Aït Lhaj) d’argilites
rougeâtres. Ces argilites comportent des niveaux microconglomératiques chenalisés et des
passées de dolomies argileuses à bois fossiles.
Quant au "faciès d'Itzer" (Carixien: biozones Cl et C2 ; Fig. 49), il repose sur les
carbonates anté-Itzer par le biais d'une discontinuité sédimentaire d'extension régionale, dont
la matérialisation change d'une région à l'autre: surface émersive à fentes de dessiccation,
surface karstifiée colmatée par des argilites rouges, surface de ravinement ferruginisée,
surface bioturbée et surface durcie encroûtée. Ce faciès particulier du Lias moyen est
représenté par des argilites rougeâtres à la base et verdâtres au sommet. Les argilites rouges
sont caractérisées par de nombreux niveaux pédogénétiques à « poupées », des passées de
dolomies argileuses silteuses (Oued Akhnig), des niveaux microconglomératiques chenalisés
(Mitre), des intercalations d'argilites verdâtres (Aït Qbal Lahlam) ou bleuâtres (Aït Oufella).
Les argilites verdâtres sont chargées, localement (Mitre), en passées carbonatées.
A Midelt-Mibladéne, les carbonates anté-niveau à Hesperithyris (Sinémurien
supérieur) montrent des passées plurimétriques d’argilites rougeâtres, localement (laverie de
qualifiée) à intercalations carbonatées et gréseuses; que coiffent des argilites verdâtres,
souvent évaporitiques et à passées carbonatées. Ces récurrences argileuses, lacunaires à TI, se
biseautent en allant vers le SW. Quant aux carbonates post-niveau à Hesperithyris, présentent
deux passées d’argilites plurimétriques. La première, intra-Carixienne, serait équivalentes du
"faciès d’Itzer" du Moyen Atlas; alors que la deuxième, rapportée au Carixien supérieur-
Domérien, est formée par des argilites rougeâtres armées de dolomies noirâtres ou violacées
peu fossilifères.
257

Dans la région de Boumia, le Carixien moyen montre une intercalation plurimétrique
d'argilites rouges débutant par un niveau pédogénétique
La composition de ces récurrences argileuses et leur organisation ainsi que leur puissance
changent d’une région à l’autre voire d'une coupe à l'autre. Essentiellement rouges et silteuses
à la base, elles matérialisent des épisodes d'émersion (périodes de retrait) plus ou moins
prolongées qui se traduisent par l’instauration de plaines d’inondation, lors de phases de
l'érosion météorique importante. Ces plaines d'inondation sont réceptacles d'épandages
fluviatiles (Mitre) et sièges de dessiccations, de rubéfactions importantes et de
transformations pédogénétiques multiples, témoins d’un long séjour en milieu continental.
Ce détritisme fin caractérise un régime climatique tropical chaud et humide (Saâdi 1996).
Après ces émersions prolongées, ces récurrences argileuses se terminent par des argilites
verdâtres (Carixien supérieur), qui attestent d'une remise en eau lente et progressive de ces
régions ; certaines régions ont connu des fluctuations répétitives.
2- Le Lias supérieur Dés le Domérien supérieur et au cours du Toarcien inférieur,
alors que le Haut fond de la Haute Moulouya, la bordure méridionale du Moyen Atlas
(qualifiée, 1996) et la zone de passage de l’accident nord haut Atlasique (Igmoullan, 1993),
suivent une évolution continentale, dans la région de Midelt-Mibladène, se déposent des
marnes rouges qu’on qualifie de "couches de Mibladène" (photo 5, pl X). Ces marnes
bioclastiques rougeâtres à gastéropodes et ostracodes, montrent localement une semelle de
marnes bioclastiques verdâtres à foraminifères (Lenticulina acutiangulata), gastéropodes,
bivalves et radioles d’échinides ; come elles sont coiffées par: une passée d’argilites
verdâtres (Amghouzif), de calcaires argileux (Al Warraq) ou par un niveau pédogénétique à
valeur de paléosol (Amghouzif).
Ces épandages de détritisme fin dénote l’instauration de conditions rhéxistasique et
l’instauration d’une vasière subsidente, suite à la dislocation de la plate forme carbonatée
domérienne et à une remontée eustatique. Ce régime de vasière serait bloqué plus tard par le
développement d’une plate-forme carbonatée au Toarcien moyen-supèrieur voire Aalénien.
3-Dogger
Le sommet du Bajocien inférieur (sommet de la zone à Sauzei et zone à
Humphriesianum) est représenté par les "marnes de Talsinnt" (photo 8, pl. X), verdâtres à la
base et rougeâtres au sommet; où s’intercalent localement un complexe de calcaires
bioclastiques lités à Cancellophycus et ammonites, d’aspect turbiditique.
Le sommet des marnes de Talsinnt est chargé en passées de calcaires bioclastiques à
faune benthique et passées de marnes versicolores et rougeâtres (région d’Anjil-Tagnamas) ;
et de marnes à Posidonomies et à rares ammonites (région de Midelt-Aïn Outat).
Ces dépôts, d’extension locale (Midelt-Mibladène et région de Boulmane), témoignent de
l’installation d’un régime de vasière au cours du maximum transgressif du Bajocien
inférieur. Ils entraînent l’ennoyage et l’envasement des structures préexistantes et donc une
homogénéisation paléogéographique qui perdure jusqu’à la base du Bajocien supérieur
258

C-Les carbonates
1-Les tidalites liasiques
Au cours des temps triasico-jurassiques, le paléoseuil de la Haute Moulouya et ses marges
(Moyen Atlas méridional et la région de Midelt-Mibladène) ont connu des évolutions
relativement différentes.
a- Région de Midelt-Mibladène
Les carbonates liasiques, datés du Lias moyen (Du Dresnay, 1987), sont caractérisés par
un niveau repère: "niveau à Hesperithyris"; ce niveau, bien repérable dans l’ensemble des
dépôts liasiques et très fossilifère essentiellement à brachiopodes: Hesperithyris renierii
CATULLO, H. renierii var. sinuosa DUBAR, Rhynchonellidae et Spiriferina sp., présente
une extension régionale, d'où l'adoption des subdivisions suivantes: le niveau à Hesperithyris,
les carbonates anté-niveau à Hesperithyris, les carbonates post-niveau à Hesperithyris (Saâdi
& al., 1993).
Les argilites saliféres supérieures sont coiffées par une première récurrence carbonatée,
représentée soit par une barre dolomitique, une alternance de dolomies noduleuses à bois
fossiles et d’argilites ligniteuses ou une alternance de carbonates stromatholitiques et
d’argilites évaporitiques. Elle dénote une mise à l’eau de la région, à l’origine du
développement d’un tidal flat différencié : milieux généralement supratidaux voire
localement (laverie de Mibladène) intertidaux à subtidaux. Cet avènement avorte
ultérieurement et il est relayé par une plaine d’inondation.
Celle-ci est ravinée par les carbonates anté-niveau à Hesperithyris (Lias inférieur).
Epais de 25 à 60 m, ils sont représentés essentiellement par des carbonates tidaux de milieux
essentiellement intertidaux, à dominante laminitiques, où divers faciès sont reconnus:
dolomies stromatolitiques, dolomies pulvérulentes, dolomies bioclastiques à structures
oeillées, des dolomies bréchifiées et ligniteux. Ces carbonates, où les hard-grounds sont de
règle et qui montrent localement des passées plurimétriques d'argilites, sont agencés en
séquences d’estran; néanmoins on note le développement d’une séquence de lignites à Lissit
et d’une séquence de sebkha à Taddammout. Ils traduisent l’installation d’une plate forme
tidale sous climat tropical aride en un régime biostasique ayant favorisé le développement
d’un couvert végétal important.
Le niveau à Hesperithyris (Carixien), puissant de 1 à 5 m est une dolomie bioclastique
d’aspect caverneux et bréchique à faune diversifiée: brachiopodes, gastéropodes,
échinodermes, polypiers isolés, bivalves (Opis cf. provocordinata, Pinna sp. pectinidés),
encrines et bois fossiles. Il s’intègre dans des séquences de chenal de marée, dont il forme la
base; il atteste de l’inondation maximale de cette région.
Les carbonates post-niveau à Hesperithyris (Carixien biozone C1-C2 et Domérien
inférieur, dont la puissance dépasse les 100 m et à caractère tidalitique, attestent de la
persistance des conditions instaurées dés le sommet du Lias inférieur.
Ils débutent par des dépôts essentiellement intertidaux, qui sont agencés en séquences
d’estran. Après quoi, se généralisent des faciès essentiellement supratidaux et continentaux
organisés en séquences de sebkha. Notons que localement se développe une séquence de
lignites (Ighiyz n’Imnayn) ou une séquence de chenal de marée (Lissit). Le retour de la mer et
l’instauration des conditions intertidales pendant le Carixien supérieur-Domérien inférieur se
259

traduit par la généralisation de dépôts carbonatés à dominante laminitiques et à épandages
bioclastiques, et des marno-calcaires à Mégalodontidés au sommet.
Cette évolution tidale est entrecoupée par des épisodes émersifs ayant favorisé le
développement de plaines d'inondation. Elle est également perturbée par des épisodes
transgressifs, générateurs d’intervalles plus marins.
b- Le paléoseuil de la Haute Moulouya Le paléoseuil de la Haute Moulouya, n'est
recouvert par une transgression pelliculaire qu'au Carixien inférieur. Il débute par des
alternances argilo-dolomitiques ou par des dolomies, localement bioclastiques, structurés en
séquences d'estran puis de sebkha. Ces dépôts traduisent l’installation d'environnements
intertidaux qui évoluent en milieux supratidaux voire continentaux.
c- La bordure méridionale du Moyen Atlas
Le long de la bordure méridionale du Moyen Atlas, les carbonates liasiques sont
représentés par des tidalites, dont l'âge s'échelonne du Lotharingien moyen à un Carixien
élevé voire Domérien. Ils sont marqués par le "Faciès d’Itzer", qui les subdivise en
"carbonates anté-Itzer" et "carbonates post-Itzer".
Les carbonates anté-Itzer (Lotharingien moyen voire Carixien biozone C1) débute
par des dolomies bioclastiques essentiellement à brachiopodes, oncholites, stratifications
obliques et entrecroisées où s'intercalent des passées laminitiques et bioclastiques à
mégalodontidés; ils sont ordonnés en séquences de chenal de marée et d’estran. Cette
généralisation des carbonates plaide en faveur d'un régime biostasique sous un climat chaud
et humide. Quant aux récurrences argileuses, qui caractérisent essentiellement le secteur SW,
elles témoignent de la proximité d'un rivage et d'une terre émergée. Il se termine par une
alternance de dolomies laminitiques ou stromatolitiques et d’argilites localement (Mitre)
évaporitique. Ces dépôts, à rares niveaux bioclastiques à mégalodontidés et oncholites, sont
agencés en séquences de sebkha qui attestent de l’instauration d’environnement supratidaux,
prémices de l’émersion qu’à connue cette région au Carixien (biozones C1-C2) et qui s’est
traduite par le dépôt du faciès d’Itzer.
Les carbonates post-Itzer: Carixien (biozone C2)-Domérien voire Toarcien sont
caractérisés par la présence du niveau à Hesperithyris qui forme un ou plusieurs horizons au
NE. Ils débutent par une alternance argilo-dolomitique, à dominance stromatholitique,
agencés en séquences de sebkha.Viennent ensuite des dépôts dynamiques (épandages
bioclastiques et oolithiques), qui montrent des intercalations de dolomies laminitiques et
stromatholitiques; ils sont organisés d’abord en séquences d’estran; puis en séquences de
chenal de marée et de sebkha. Leur succèdent des faciès essentiellement oolithiques et
bioclastiques, que coiffent des dolomies stromatholitiques ou laminitiques à rides de courant,
des dolomies bioturbées et des dolomies bréchifiées ; ils sont structurés en séquences de
chenal de marée que relayent des séquences de sebkha, prémisses de l’émersion de la région.
2-Les carbonates toarço-aalèniens
Les couches de Mibladène (Toarcien inférieur) sont coiffées par des calcaires oolitiques et
bioclastiques à ammonites (Hildoceras sp., Catacoeloceras sp. , Hammatoceras sp.),
brachiopodes (Terebratula jauberti Davidson, Rhynchonella méridionalis et Rhynchonalla
bourchardi), échinides, polypiers, traces de zoophycos, bivalves (Pholadomya sp., Trigonia
sp., Pecten cf. ambongoensis Thevenin, Lima sp. et Cténostreon sp.), foraminifères,
bélemnites, encrines, algues, gastéropodes et localement à coraux (région de Midelt-Aïn
260

Outat). Ces calcaires, rapportés au Toarcien moyen-supérieur voire Aalénien, sont
représentés soit par une barre massive plurimétrique, ou organisés en bancs,
pluridécimétriques à métriques, qu’intercalent des passées de calcaires bioclastiques
noduleux; de calcaires bréchifiés bioclastiques; de calcaires argileux bioturbés lités rosâtres
ou des calcaires argileux en plaquettes et à rares passées d’argilites verdâtres.
Ces dépôts, où les surfaces ferruginisées sont de règle, sont coiffés par un hard-ground,
une surface irrégulière ou une surface ferrugineuse à galettes algaires, lithoclastes et
bélemnites. Ils traduisent l’installation d’une plate forme carbonatée en climat tropical aride
et sous régime biostasique.
3-Le calcaire corniche
Sur les marno-calcaires, du Bajocien inférieur et moyen, reposent des calcaires
organogènes qu’on appel "calcaire corniche" (photo 8, pl X).
Ces calcaires, datés du Bajocien supérieur, sont organisés en trois barres de calcaires à
coraux branchus, que séparent des calcaires bioclastiques essentiellement à madréporaires,
brachiopodes (Charltonityris sp.), bivalves, échinodermes, gastéropodes et oncholites.
Localement, ils sont intercalés par des marnes bioclastiques et/ou des calcaires en plaquettes.
Le calcaire corniche, lacunaire dans la vallée d’Oued Ikis, réduit au Nord de Flilou à (2m) de
calcaires oolitiques à stratification oblique (Igmoullan, 1993), peut atteindre (40m) entre
Agerchawn et Flilou, et dans la région d’Aghbalou Ahlal.
Ces dépôts attestent de l’installation d’une plate forme carbonatée néritique suite à une
remontée des fonds sous-marins et/ou une baisse eustatique.
261

262

TROISIEME PARTIE
PARAMETRES ET GRADIENTS
GEODYNAMIQUES
263

264

I- L’EVOLUTION STRUCTURALE
Introduction
L’évolution géodynamique méso-cénozoïque de la région étudiée est polyphasée et
complexe. Elle est régie par plusieurs facteurs ; elle a débuté lors de la dislocation du socle
paléozoïque granitisé. La réactivation permienne et triasique des accidents hercyniens et
tardi-hercyniens majeurs s’est effectuée dans un contexte distensif, lors du rifting triasicoliasique.
Il s’ensuit l’individualisation de plusieurs secteurs, diversement structurés : certains sont
stables d’autres sont tectoniquement actifs. Ce cadre structural, dont la réactivation au fil du
temps a gouverné les étapes majeurs de cette évolution, est acquis dés le Trias supérieur.
L’évolution méso-cénozoïque de cette région est marquée par des dépôts, aux
caractéristiques faciologiques et aux puissances variés ; ayant enregistrés les effets des
multiples événements tectoniques, les bouleversements paléogéographiques et les inversions
structuraux. Elle est aussi caractérisée par plusieurs épisodes magmatiques.
On note deux principaux types de déformations : le premier type, dont les marqueurs sont
de règle, est en relation avec la réactivation du cadre structural préétabli ; il est
synsédimentaire. Alors que le deuxième type, post-sédimentaire, traduit la structuration de
cette région ainsi que son évolution postérieure.
Une description des marqueurs des déformations successives, est faite au niveau de
chaque secteur à l’échelle locale et cartographique. Elle va permettre de retrace l’évolution
structurale, qui sera replacée dans son cadre régional.
L’évolution structurale de cette région, très complexe, s’est déroulée en trois étapes
majeures :
1-Premiére étape est responsable de la dislocation du socle paléozoïque par une
tectonique en blocs basculés qui a affectée la région au Trias supérieur. Cet épisode
tectonique, guidé par la réactivation du réseau de fractures tardi-hercyniennes a induit un
effondrement différentiel des différents secteurs. Il en résulte l’individualisation du haut fond
de la Haute Moulouya, qu’encadrent des régions subsidentes (Midelt-Mibladène, bassin de
Kerrouchéne et Moyen Atlas méridional), siéges d’une sédimentation plus dilatée et très
diversifiée.
Dés le Trias supérieur, le socle paléozoïque pénéplané, est découpé par un réseau de
fractures (NS à NNE-SSW ; Fig. 95 et 96) qui sont réactivées en failles normales dés le
Permien. Il s’ensuit sa structuration en grabens et demi-grabens que séparent des zones
relativement stables. Ces régions subsidentes sont réceptacles de dépôts détritiques qui
résultent du démantèlement des reliefs résiduels. Certaines failles sont scellées par ces
épandages détritiques. Le socle ainsi structuré est érigé en Haut fond par rapport au Moyen
Atlas, Haut Atlas et Moyenne Moulouya ; qui sont le siége d’une sédimentation plus dilatée
et très diversifiée.
265

Fig. 95-Coupe géologiques sérieés illustrant la structure de la boutonniére
de Kerrouchène-Tanourdi, de la zone de passage de l’Accident d’Aït
Oufella (FAO) et de région de Boumia-Tizi N’Rechou
266

Le socle paléozoïque est recouvert, en discordance angulaire majeure, par les dépôts
triasico-liasiques, représentés par les argilites rougeâtres triasico-liasiques. Dans la Haute
Moulouya et le long de la bordure méridionale du Moyen Atlas, les dépôts triasico-liasiques
jalonnent les accidents majeurs : accident d’Aït Oufella (photo XI, pl. 3) et accident de
Mibladène-Aouli (photo XI, pl. 2) et ceinture les boutonnières paléozoïques (boutonnières de
Boumia et Zeïda-Aouli dans la Haute Moulouya et les pointements de Talaghine et
d’Amalou Ignaoun au SW du Moyen Atlas). Ils sont représentés par les argilites rougeâtres
où s’intercale un complexe basaltique.
Les argilites infra-basaltiques montrent une semelle grossière, représentée par les
détritiques grossiers de base (conglomérats, arkoses et grés lie de vin). Ces dépôts détritiques
attestent de la phase érosive importante qui a façonné le paléozoïque de la Haute Moulouya et
les reliefs résiduels, et dont les actions ont concouru à leur aplanissement. Leurs marges
effondrées, organisées en blocs basculés, ont évolués en bassins, siéges d’une sédimentation
continentale; comme elles traduisent localement un certain confinement. Les argilites infrabasaltiques
et leur semelle grossière montrent des variations d’épaisseur importantes et des
changements de faciès notables. Elles ont enregistré une déformation distensive, dont les
marqueurs sont observables à toutes les échelles.
Fig. 96-Structures distensives dans les détritiques grossiers de base et les argilites inférieure
de Dhar El Khach (Région d’Aouli-Sidi Ayad)
267

En effet, dans la boutonniére de Kerrouchène-Tanourdi (Fig. 95) et dans la région
d’Aouli-Sidi Ayad (Fig. 96), ces dépôts sont découpés par une mosaïque d'accidents vivants
en plusieurs blocs, organisés en grabens, demi-grabens et horsts (photo 8, pl.XI). On assiste là
à l’instauration d’une paléogéographie différenciée, suite à la naissance d’un cadre morphostructural
organisé en zones hautes et zones subsidentes. La région de Midelt-Mibladène est
découpée en blocs basculés, disposés en paliers successifs, délimités par des failles EW à
ENE-WSW, effondrés en allant du Nord vers le Sud (Fig. 99) ; cette structuration, acquise
dés le Trias supérieur, a contrôlé la paléogéographie ainsi que la répartition des corps
sédimentaires.
Le complexe basaltique, organisé en plusieurs coulées, est localement lacunaire ; comme
il montre des épaississements locaux (région d’Aouli). Les basaltes et les intercalations
sédimentaires associées peuvent être affectés par : des failles normales synsédimentaires, qui
(Figs 97 et 98 C) ; des dykes (Ifri Ichabar) ; comme ils peuvent être parcourus par des fentes
et microfissures à remplissage calcitique ou de silice néoformée (photo 6,pl.VII). Ce
magmatisme fissurale, et les réseaux filoniens, attestent des événements distensifs qui ont
marqué cette région au cours du passage Trias supérieur-Lias basal.
Après la mise en place du complexe basaltique, le cadre structural préétabli est réactivé,
comme en atteste la semelle des argilites saliféres supérieures, formée par des détritiques
grossiers et volcano-sédimentaires Après quoi le haut fond de la Haute Moulouya, suit une
évolution continentale pendant le Lias inférieur ; il alimentera au cours du Lias inférieur et
moyen en détritiques les régions voisines, où s’instaure la plate forme carbonatée liasique.
Les argilites saliféres supérieures reposent sur le complexe basaltique par le biais d’une
discordance nette, mais souvent par un contact faillé
Ces argilites, composées par des détritiques grossiers à la base et de plus en plus fins vers
le sommet ; auxquels sont associés des pyroclastites issues de volcanisme explosif, sont
marquées localement à la base par une nouvelle phase «timide» de magmatisme effusive qui
est de très faible ampleur (Oued Moulouya, Adharal et Sidi Aït Lahbib). Cet épisode
magmatique, qui pourrait être l’équivalent de l’unité supérieure reconnue sur le Haut Atlas
(appuyé par les dernières études volcanologiques et géochimiques réalisées le long de «la
deuxième ride»; Mahmoudi et Bertrand, article sous presse), matérialise le stade ultime des
manifestations volcaniques triasico-liasiques concomitant du rifting de l’atlantique central.
Alors que les détritiques grossiers, essentiellement à éléments de basalte, traduisent un
rajeunissement des reliefs avoisinants (arrière pays) en voie de surrection suite à la
réactivation du canevas structural préétabli ; ils nourrissent des bassins subsidents, comme ils
sont organisés en séquences continentales caractéristiques souvent de cône de déjection qui
témoigne donc du dépôt le long d’escarpement de failles, généralement en bordure de grabens
actifs (Allen, 1965 ; Delfaud, 1984). Cette sédimentation détritique est associée à des
pyroclastites grossières; qui attestent de la proximité des bouches principales des émissions
volcaniques (accidents actives qui véhiculent ce volcanisme explosif : accident de
Taddammout-Aouli et d’Aït Oufella); ils serait à mettre en relation avec la tectonique
distensive fini-triasique.
268

Fig. 97-Région d’Aghbalou Oumlil.
A-Les dépôts triasico-liasiques de la bordure méridionale du Moyen
Atlas Chevauchants le Crétacé et le Mio-Pliocéne de la Haute Moulouya.
CAI : carbonates Anté-Itzer ; FI : Faciès d’Itzer ; CPI : carbonates post-Itzer ;
FAO : faille d’Aït Oufella, MP : Mio-Pliocéne ; NSI : niveau sédimentaire
intercalé.
B-Structures distensives dans le complexe basaltique.
269

Les argilites saliféres supérieures montrent des changements de faciès notables et des
variations d’épaisseur importante: lacunaires au droit du paléoseuil, où les basaltes sont
directement transgressés par les carbonates liasiques (Ifri Ichabar, Tourarine et Aqabab
Amallal, ou par le Crétacé au NW de Boutazart); réduites sur le nord-est de la ride d’Aït
Oufella (entre Aït Oufella et Taouarit Tameziant et Taddammout-Boumia) et développées
ailleurs. On assiste là à l’instauration d’une paléogéographie différentiée suite à la naissance
d’un cadre morpho-structural organisé en zones hautes et zones basses (Fig. 98 C).
Le comblement est assuré par des écoulements intermittent à forte charge, favorisé par la
réactivation du cadre morphostructural préétabli, assurant la surrection des épaulements et
l’approfondissement graduel des dépressions qui s’effectue en paliers successifs (orientées du
SE vers le NW dans la région de Boumia-Tizi n’Rechou et dont l’axe d’approfondissement
maximal serait situé à Tawrirt, et du NW vers le SE à Aouli-Sidi Ayad et dont l’axe de
subsidence maximal est situé sur la berge nord de Oued Moulouya).
Le sommet des argilites supérieures montre une dominance de détritisme fin, ainsi que
l’absence des pyroclastites ; il traduit l’instauration d’une certaine homogénéisation de la
sédimentation ; celle-ci, s’est effectuée sur un schéma paléogéographique différencié lors
d’une période d’accalmie tectonique et volcanique.
Après le dépôt des argilites saliféres supérieures, le Haut fond de la Haute Moulouya est
exondé pendant le Lias inférieur et durant la base du Carixien. Erigé en horst, il alimente en
détritiques ses marges qui sont soumises pendant le Lias inférieur à des conditions néritiques
intermittentes. En effet, dés le Sinémurien, la région de Midelt-Mibladéne et la bordure
méridionale du Moyen Atlas sont recouverts par une plate forme carbonatée de type tidal flat,
bien différenciée, qui atteste de la mise à l’eau de ces régions. Cette incursion marine
s’affirme au Carixien inférieur (lors du dépôt du niveau à Hesperithyris d’extension
régionale) et on assiste là à l’ennoyage des structures préexistantes suite à l’inondation
maximale de cette région. Le paléoseuil de la Haute Moulouya, émergé jusqu’alors, est
recouvert par une transgression pelliculaire (Fig. 98 C) qui se traduit par l’instauration d’un
environnement, essentiellement, sebkhaïque. Cette évolution tidale qui persiste jusqu’à la
base du Domérien, est entrecoupée par des épisodes émersives ayant favorisé le
développement de plaines d’inondation.
L’évolution de cette plate forme carbonatée tidale est régie par un cadre morphostructural
organisé en zones hautes et zones subsidentes. La réorganisation de certains blocs est
responsable d’inversions de situations génératrices de milieux tidaux variés d’un secteur à
l’autre de ces régions. L’instabilité tectonique s’exprime également par une déformation
synsédimentaire, dont les marqueurs sont de règle, en relation avec la réactivation du cadre
structural préétabli. En effet, la dynamique du tréfonds se marque par des changements de
faciès et des variations d’épaisseurs, ainsi que par des structures tectono-sédimentaires :
failles normales, qui sont génératrices de structures en horsts et grabens, discordance
progressives qui passent latéralement à des discordances angulaires locales (Fig. 98 A et B),
les brèches intra-formationnelles, les contournements et les flexures.
Ainsi ces carbonates tidalitiques affleurent largement au Nord de Midelt, où ils forment le
plateau d’Adarhal, tout en se biseautant, en allant du NE vers le SW, et du Nord au Sud. En
revanche, au Sud de Midelt, ces carbonates tidalitiques liasiques forment les deux
pointements de Marraz Tissiliwiyn et d’Almou n’Boutselli (Igmoullan, 1993 ; 1994 ; Saâdi,
1996) qui jalonne la limite faillée entre deux blocs.
270

Fig. 98-Coupes géologiques montrant Failles normales synsédimentaires;
Discordance progressive et discordance angulaire.
A-Dans les carbonates tidalitiques liasiques de la région de Tizi N’Imidar.
B- Dans les carbonates tidalitiques liasiques de la région d’Ighrane N’Has-Taquatta’t
C- Dans les dépôts triasico-liasiques de la région de Boumia.
271

Alors que la corrélation des coupes levées le long de la bordure méridionale du Moyen
Atlas montrent que les sédiments dessinent un éventail ouverts vers le NE (Fig. 47). Cette
configuration simule, dans le détail, une organisation des dépôts en plusieurs blocs qui sont
déposés en gradins effondres vers le NE.
Aussi, ces carbonates sont contaminés par des récurrences argileuses d’extension
régionales, Faciès d’Itzer entre autre, attestant de l’influence des bordures suite à un
rajeunissement des reliefs. Ces décharges détritiques, témoignent de l’épisode émersifs qu’ont
connu ces régions, tectoniques actives. En effet, les carbonates anté-Itzer sont affectés par des
failles normales synsédimentaires en plusieurs blocs, qui sont disposés en gradins, demigrabins
et horst. Cette phase tectonique, génératrices de gouttières synclinales réceptacles du
Faciès d’Itzer (Fig. 98 A et B), perdure lors du dépôt des carbonates post-Itzer (Fig. 98 B), et
se traduit par des failles normales, des discordances angulaires et des variations d’épaisseurs.
Après le Lias inférieur et moyen, le Moyen Atlas est exondé ; cette émersion perdure
jusqu’à la base du Crétacé supérieur, à l’exception de sa terminaison septentrionale qui est
noyée par les marnes de Boulmane au Bajocien inférieur (zone à Sauzei). Il va joué le rôle
d’un haut fond vis à vis de la transgression atlantique (Fedan, 1989).
2-Deuxiéme étape
Au passage Lias moyen-Lias supérieur, la mobilité se généralise et atteint son
paroxysme ; elle est responsable de l’effondrement de la région de Midelt-Mibladène qui est
découpée par des accidents longitudinaux en plusieurs blocs et s’accompagne de la lacune du
Domérien terminal et de la base du Toarcien. La remobilisation différenciée de ces derniers
entraîne la naissance d’un cadre structural nouveau organisé en zones hautes et zones basses
plus subsidentes (Figs. 99). Cette phase tectonique est synchrone d’un épisode d’envasement
et d’ennoyage des paléostructures au Toarcien inférieur (couches de Mibladène). Ce régime
de vasière est bloqué par l’instauration de la plate forme carbonatée toarço-aalénienne. Les
faciès de Mibladène montre d’importants changements de faciès et des variations d’épaisseurs
notables, en relation avec une paléogéographie différenciée dans un contexte tectonique actif.
Le passage Lias-Dogger (Figs. 99) est marqué par une accentuation des phases tectonoeustatiques.
La réactivation du canevas structurale préétabli entraîne la dislocation de la barre
carbonatée toarço-aaléenienne et l’apparition d’un cadre structural nouveau, organisé en rides
et dépocentres. La région de Midelt-Mibladène émerge pendant l’Aalénien et la base du
Bajocien (zone à Discites et base de la zone à Laeviuscula); parallèlement, les reliefs de cette
région, ainsi créés, sont nivelés et soumis à l’érosion partielle ou totale des dépôts toarciens
et aaléno-bajociens.
La remise à l’eau n’est assurée que partiellement pendant la zone à Laeviuscula et la
base de la zone à Sauzei, avec le dépôt dans les zones subsidentes de calcaires et marnocalcaires
à Cancellophycus et céphalopodes (Fig. 99). Quant aux zones adjacentes, elles sont
émergées et soumises à une intense érosion. La réactivation du canevas structural préétabli se
traduit par des failles normales synsédimentaires et discordances progressives ; elle a entraîné
une réorganisation des blocs responsables d’inversions de situations notables (Fig. 99).
L’inondation de cette région, annoncée dés la zone à Laeviuscula, devient effective pendant
la zone à Sauzei. Elle se marque par un ennoyage des structures préexistantes suite à une
généralisation de la sédimentation marneuse (marnes de Talsinnt), d’épaisseur variée.
272

Fig. 99-Coupes géologiques dans la région de Midelt-Mibladène
A et B-Failles normales synsédimentaires et discontinuité progressive dans
les calcaires et les marno-calcaires à cancellophycus bajociens.
C-Structure d’ensemble.
1-Socle ; 2-Trias supérieur-Lias inférieur ; 3 et 4-Lias inférieur et moyen,
5-Toarcien, 6-Marnes de Talsinnt ; 7 et 8-Crétacé ; 9-Moi-Pliocène ; 10-Quaternaire
273

Ce régime de vasières très subsidentes se maintient jusqu’à la base du Bajocien
supérieur ; néanmoins, il est localement perturbé avec les arrivées turbiditiques
Les couches de Mibladène, les marnes et marno-calcaires à Cancellophycus et les marnes
de Talsinnt forment des éventails ouverts vers les zones effondrées. De plus, la base des
marnes et marno-calcaires à Cancellophycus est affectée par des failles normales
synsédimentaires délimitant des blocs organisés en horsts et grabens.
3-Troisiéme étape
Après la révolution bajocienne, la région de Midelt-Mibladène émerge. Elle n’a été
inondée qu’au Crétacé supérieur (Fig 95) lors de la transgression cénomano-turonienne de
dépendance atlantique. Le conglomérat classique infracénomanien ravine les marnes de
Talsinnt et les termes sous jacents. Il est surmonté par les grés, argilites silteuses et marnes à
évaporites du Crétacé inférieur, auxquels font suite les carbonates du Crétacé supérieur.
Quant au haut fond de la Haute Moulouya, émergé du Carixien supérieur au Crétacé
inférieur, a été façonné par des phases d’érosion et de démantèlement. Les termes triasicoliasiques
sont alors incisés. Avec la transgression atlantique du Crétacé supérieur, le haut
fond de la Haute Moulouya, déjà structuré, est submergé (Fig. 100), seule sa bordure
septentrionale est ennoyée.
Les dépôts albo-cénomiens reposent en discordance angulaire en allant de l’Est vers
l’Ouest sur les carbonates liasiques, les argilites supérieures, le complexe basaltique, les
argilites inférieures, ainsi que certains apophyses granitiques.
Les dépôts crétacés, qui ont transgressés sur un substrat déjà structuré, sont affectés par
une déformation synsédimentaires, dont les marqueurs sont observables à toutes les échelles.
Cette mobilité traduit une réactivation du cadre structural préétabli, bien que certains
accidents sont fossilisés.
Fig. 100-Coupe géologique le long du transect Khénifra-Kerrouchène
illustrant la structure d’ensemble de la région
274

Fig. 101-Coupes géologiques illustrants la tectonique atlasique
A-Coupe illustrant la structure de la bordure méridionale du Moyen Atls, de la zone de
passage de l’accident d’Aït Oufella et de la gouttière synclinale cénozoïque d’Itzer-Anjil.
B-Coupe illustrant la structure de la boutonnière de Kerrouchène-Tanourdi, de la zone de
passage de l’accident d’Aït Oufella et de la région de Boumia.
(Cf. Fig. 99 pour la légende)
Fig. 102-Coupes géologiques illustrants la tectonique atlasique
A-Coupe géologique dans la région de Midelt
B- Coupe géologique dans la région entre Midelt et Jbel Ayachi
(Cf. Fig. 99 pour la légende)
275

Après le Crétacé, toute la région étudiée est mise en relief et suit une évolution
continentale. Dés la fin du Jurassique moyen, cette région a été soumise à un serrage auquel
est lié un raccourcissement subméridien. Ce qui a induit un exhaussement généralisé, une
accentuation des structures héritées et la restructuration de toute la région.
Au cours des temps cénozoïques s’individualisent les chaînes atlasiques suite à une
inversion structurale. La Haute Moulouya évolue alors en une région relativement subsidente
que surplombent les chaînes atlasiques naissantes (versant nord du Haut Atlas et le versant
sud du Moyen Atlas), d’où le qualificatif de paléoseuil de la Haute Moulouya.
La tectonique atlasique se marque par l’accentuation des structures héritées qui sont
exhaussées ; elle est également responsable de l’inversion structurale qui se traduit par
l’individualisation de gouttières synclinales cénozoïques aux pieds des chaînes (Fig. 101); ces
sillons marginaux, où s’accumulent les produits de démantèlement des reliefs, ont enregistré
la tectonique atlasique en relation avec un serrage subméridien,sous forme d’ une déformation
compressive ; elle affecte les différents termes de la série de remplissage. Quant à la
surrection des chaînes qui en résulte, elle se traduit par le débordement de la couverture
triasico-jurassique, décollée sur la Haute Moulouya (photo 3, pl.XI). Elle se manifeste
également par les multiples phases de démantélement des reliefs dont les produits alimenten
les sillons marginaux subsidents.
Dans cetaines régions, où n’affleurent que les séries triasico-jurassiques et crétacés, la
tectonique atlasique s’exprime par des déformations plicatives ou cassantes. Elle est marquée
également par une réactivation du cadre structural préétabli qui s’accompagne d’un
soulévement régional :
a-Le paléoseuil est ployé en un antiforme de grand rayon de courbure (Fig. 95). Les
accidents NE-SW à NNE-SSW qui l’affectent ainsi que sa couverture jurassico-crétacée sont
repris en décrochement sénéstres.
b-La structuration en blocs basculés de la région de Midelt-Mibladéne (Fig. 102) est
préservée par la tectonique atlasique. Avec néanmois les déformations suivantes : certains
blocs sont gauchis ; d’autres sont ployés en plis de grand rayon de courbure ; les accidents
sont remobilisés en failles inverses, légérement décrochantes, bvien que ce soulévement
atlasique ne compense pas l’éffondrement triasico-jurassique.
c-Quant à la couverture de la bordure méridionale du Moyen Atlas, elle a enregistrée
différentes déformations dues à la tectonique atlasique :
-Sur la boutonniére de Kerrouchène-Tanourdi (Fig. 101B), les marqueurs de la
distension triasico-liasique sont bien conservés, bien qu’elle soit ployée en un bombement.
-La bordure méridionale du Moyen Atlas, qui déborde sur la Haute Moulouya, ; est
affectée par une série de plis, à axe courbe ; ils sont disposés en échelons alternés (Fig.101A).
Le coeur de certains plis synclinaux est formé de dépôts crétacés et cénozoïques ; cette
déformation est due à un décrochement crustal majeur.
-La ride de Taouariit Tamokrant simule un pli coffré, accidenté par une structure en
fleur positive, expression dans la couverture d’un décrochement crustal en compression.
Chaque étape de cette évolution est caractérisée par la création de structures nouvelles.
Cependant, l’héritage, dont le rôle primordial, s’exprime par la réutilisation des lignes
structurales majeures suivant différentes modalités.
276

La tectonique est entretenue aucours des temps méso-cénozoïques. Son effet se surimpose
à ceux des autres facteurs qu’il a modulé en les accentuant ou, au contraire, en les contrariant.
II-LES ETAPES D’EVOLUTION (Fig. 103)
Dans la Haute Moulouya et la bordure méridionale du Moyen Atlas, la période triasicoliasique
est caractérisée par un contexte géodynamique d’ouverture (régime distensif) en
relation avec le rifting atlantique. Cette mobilité est responsable de l’individualisation de
bassins de type rift. La série de remplissage, bien que se développant en milieu continental,
montre dans sa partie supérieure une influence marine due à l’avancée de la Téthys
occidentale qui envahit sa marge sud, sous forme de transgressions lagunaires (Auboin et al.,
1977).
A-Etape triasico-liasique
Le remplissage des bassins continentaux débute au Carnien supérieur-Norien supérieur
par des épandages de cônes alluviaux à matériel peu évolué (détritiques grossiers de base)
dans des dépressions longitudinales, témoignant de la dégradation des reliefs avoisinants en
voie de surrection et donc de l’importance du contrôle tectonique dans la morphostructuration
du tréfonds et dans l’organisation des dépôts. Ensuite, la généralisation des
sédiments matures (argilites salifères) marque l’existence de réseaux fluviatiles bien
développés, assurant le transit et la répartition des sédiments dans ces zones privilégiées,
selon un paysage paléogéographique différencié, guidé par la topographie morpho-structurale.
L’évolution de ces bassins est marquée par un épisode volcanique, d’âge Norien
supérieur-Lias basal ; ce volcanisme effusif s’est exprimé par une série de coulées
basaltiques en milieux aériens à sub-aquatiques (milieux peu profonds).
Après la mise en place de ce complexe basaltique, le cadre structural préétabli est
réactivé. Cette mobilité prédomine pendant le dépôt des argilites salifères supérieures (Lias
basal) et agit par ultimes saccades d’extension qui se reflètent dans les variations
d’épaisseurs, les changements de faciès. Ces argilites sont marquées par des pyroclastites
issues d’un volcanisme explosif. Ce volcanisme tardif, qui représente l’ultime manifestation
des éruptions volcaniques triasico-liasiques, serait à mettre en relation avec une tectonique
distensive, qui s’est manifestée par le rejeu des accidents majeurs : accident de Tizi N’Rechou
que matérialise le prolongement de l’accident d’Aït Oufella ; et l’accident de Taddammout-
Aouli.
En conséquence de cette remobilisation, s’individualisent des bassins dissymétriques ; qui
s’approfondissent graduellement par paliers successifs: du SE vers le NW dans la région de
Boumia-Tizi N’Rechou, le maximum d’approfondissement est atteint au NW. Par contre dans
la région d’Aouli, l’axe de subsidence est situé au SE.
Dans ces bassins s’effectue une sédimentation à caractère mixte (pyroclastiques et
détritiques), organisée en trois formations: formation de Tizi N’Rechou, formation de Tizi
N’Toumelba et formation d’Aghbalou Oumlil. Les deux premières sont lacunaires entre Aït-
Oufella et Taouarirt-Tamokrant et au NW d’Aouli-Sidi Ayad.
La formation de Tizi N’Rechou (ou formations équivalentes), est marquée par des
dépôts grossiers au SW du Moyen Atlas et au SE de Boumia-Tizi N’Rechou, organisés en
séquences de cône de déjection et fluviatiles en tresse ; ils traduisent une recrudescence de
277

l’érosion des reliefs accusés en voie de surrections ; qui sont relayés entre Tizi N’Rechou et
Tizi N’Toumelba par des faciès argileux de plaine d’inondation.
Parallèlement, se mettent en place des pyroclastites grossiers qui témoignent de la
proximité des bouches principales des émissions volcaniques. Ces évents se situent à
l’aplomb de Boumia, Boutkhoubaye-Tawrirt, Aït Lhaj et berge nord de Oued Moulouya. Plus
tard apparaît une nouvelle source d’émissions volcaniques, située à l’aplomb de la région de
Tizi N’Rechou et dont les produits parviennent rarement jusqu’à Tizi N’ Toumelba, au-delà
de laquelle on ne les retrouve plus (inexistants à Tanourdi et Kerrouchéne).
Avec la formation de Tizi N’Toumelba, les mêmes évents connus auparavant, à
l’aplomb d’Aït Lhaj et d’Oued Moulouya continuent à être actifs ; et sont à l’origine de la
mise en place de cendres jaunâtres. Alors que la région de Boumia-Tizi N’Rechou, est
marquée par une inversion de situation : l’absence de cendres au SW (à Boumia et entre
Boutkhoubaye et Tawrirt) traduisent une accalmie des évents qui y étaient définis
auparavant ; alors que leur abondance au NE (entre Tizi N’Toumelba et Tizi N’Rechou),
atteste de l’activation des émissions explosives de l’évent à l’aplomb de Tizi N’Rechou.
L’instauration de la formation d’Aghbalou Oumlil marque homogénéisation
paléogéographique avec une accalmie volcanique et tectonique. Elle se traduit par le
développement d’un détritisme fin témoin de l’installation d’une plaine d’inondation en
climat hydrolysant.
Le passage des argilites salifères supérieures aux carbonates liasiques se fait de façon
progressive (Aouli, Touariit Tamokrant, Lissit, Boutkhoubaye) ou brutal (Taddammout,
Boumia, Oued Akhnig, Aghbalou Oumlil).
Le Lias inférieur est marqué par une phase de restructuration et des inversions de
situations, suite à la réactivation des linéaments majeurs d’Aït Oufella et de Taddammout-
Aouli. Il en résulte l’individualisation de nouveaux bassins (NE du Moyen Atlas et la région
de Midelt-Mibladène) que sépare le paléoseuil de la Haute Moulouya, érigé en seuil. Les
domaines subsidents évoluent en une plate-forme carbonatée tidale (tidal flats) que
contaminent les produits de démantèlement du paléoseuil adjacent. L'instabilité de ces
domaines est marquée par une tectonique en blocs basculés dont les marqueurs sont
observables à toutes les échelles. Elle se traduit aussi dans les premières assises carbonatées
(Lias inférieur) par une émission volcanique «timide». Parallèlement, les conditions de
sédimentation changent du tout au tout; la remontée eustatique globale du Lias entraîne
l’installation progressive des environnements marins. Après quoi, on assiste alors à une
homogénéisation paléogéographique relative qui se marque par la généralisation des faciès
carbonatés tidaux du Lias inférieur et moyen sous un climat tropical sec et en régime
biostasique (Kaoukaya, 2001; Saâdi, 1996; Saâdi, 2003).
278

Fig. 103-Etapes d’évolution géodynamique
279

Fig. 103 (suite)-Etapes d’évolution géodynamique
FI : Faciès d’Itzer, NH : niveau à Hesperithyris,
280

Au cours du Lias inférieur, le long du Moyen Atlas s'instaurent des milieux subtidaux,
voire intertidaux, où les dépôts sont agencés essentiellement en séquences de chenal de marée
et d'estran. Alors que l'évolution de la région de Midelt-Mibladène s'est déroulée en trois
épisodes sédimentaires: développement d’un environnement sebkhaïque, épisode émersif et
installation d’une plaine d’inondation, puis ennoyage et instauration d’un estran.
Durant le Carixien inférieur (biozone C 1 ), les conditions tidalitiques préétablies
s'affirment et connaîssent une grande extension. En effet, le Paléoseuil de la Haute Moulouya,
émergé jusqu’alors, est recouvert par une transgression pelliculaire. Les trois domaines,
soumis à un régime néritique, ont connu des évolutions relativement différentes. La région de
Midelt-Mibladène, dont le maximum d'approfondissement est atteint avec le dépôt du niveau
à Hesperithyris qui s’intègre dans des séquences de chenal de marée, évolue en tant
qu’estran. En revanche, dans le Moyen Atlas s'instaure un paysage sebkhaïque qui évolue en
une plaine d'inondation suite à un épisode emersif bien exprimé en allant du NE vers le SW le
long de cette bordure, les dépôts forment un éventail qui s’ouvre vers le NE. Le Paléoseuil de
la Haute Moulouya est marqué par des dépôts dolomitiques et argilo-dolomitiques qui
ravinent le complexe basaltique ou les argilites salifères supérieures. Ces dépôts de la
biozone C1 sont agencés essentiellement en séquences d’estran sur les bordures du haut fond
dont le toit est occupé par des milieux sebkhaïques. L’architecture d’ensemble est régie au
Carixien inférieur par les variations eustatiques la tectonique locale a perturbée. En effet la
dynamique du tréfonds se marque par des changements de faciès et des variations
d’épaisseurs. De plus, d’une région à l'autre, note des polarités paléogéographiques graduels
en réponse à la réactivation du cadre morphostructural préétabli.
Avec le Carixien supérieur (biozone C2), un changement paléogéographique
important survient. Il est marqué par l'émersion du paléoseuil de la Haute Moulouya et par
conséquent le retour à un contexte similaire à celui qui a régné pendant le Lias inférieur.
Moyen Atlas et la région de Midelt-Mibladène étaient immergés. Dans la région de Midelt-
Mibladène persistent les conditions intertidales préétablies; ce n'est qu'avec le Domérien que
des indices d'émersion, plus ou moins prolongée, sont notables dans cette région qui va suivre
une évolution continentale dès le Domérien supérieur. En revanche, le Moyen Atlas entame
une phase d'ennoyage progressive qui est clôturée par le développement de milieux tour à
tour supratidaux, intertidaux voire subtidaux. Le maximum d’inondation est atteint au
Carixien supérieur avec le dépôt du niveau à Hesperithyris. Après quoi, se généralisent des
supratidaux précurseurs de l’émersion qu’a connue cette région vers la fin du Domérien.
La sédimentation carbonatée tidalitique du Lias inférieur et moyen montre des
caractéristiques faciologiques qui sont spécifiques de chacune de ces régions. Elle est
interrompue par des épisodes emersifs auxquels est subordonné le dépôt d’argilites rouges.
Les périodes d’inondation maximale sont soulignées par le développement de niveaux
bioclastiques ; elles assurent une uniformisation paléogéographique à une échelle régionale.
Cette signature eustatique est modulée à plusieurs reprises par un contrôle structural en
relation avec une activité tectonique pérenne.
Ces dépôts montrent des indices d’une activité tectonique synsédimentaire qui a affecté la
plate forme carbonatée liasique dés le Sinémurien. Cette mobilité se généralise et atteint son
paroxysme au passage Lias moyen-Lias supérieur où elle s’accompagne de la lacune du
Domérien terminal et de la base du Toarcien. Cet épisode tectonique est responsable de
l’effondrement de la région de Midelt-Mibladène qui est découpée par des accidents
longitudinaux en plusieurs blocs; la réorganisation de ces blocs en rides et dépocentres a
guidé les évolutions toarcienne et aaléno-bajocienne. Quant au Paléoseuil de la Haute
Moulouya et sa marge moyen-atlasique, ils émergent.
281

B-Etape toarcienne et aaléno-bajocienne
L’évolution toarcienne. La reconquête marine de la frange sud-est du Moyen Atlas
méridional se traduit par le développement de platiers encrinitiques. Quant à la région de
Midelt-Mibladène, organisée en plusieurs blocs, elle n’est que partiellement inondée. Les
dépôts Toarciens, représentés par le "Faciès de Mibladène", sont agencés en une séquence de
comblement de type klûpfélien.
Le Toarcien inférieur est marqué par la généralisation des marnes rouges (couches de
Mibladène), ce qui traduit une homogénéisation paléogéographique suite à l’effacement des
paléostructures par submersion. Ce flux de détritiques fins provient de l’érosion plus ou
moins active de l’arrière-pays aux reliefs évolués sous un climat tropical à tendance tempérée
et en régime rhéxistasique. Ce régime de vasière est interrompu par le développement de la
plate forme carbonatée toarcienne (la barre carbonatée du Toarcien moyen-Supérieur).
L’évolution aalénienne. La région de Midelt-Mibladène, émergée, est marquée pendant
l’Aalénien par un épisode de restructuration qui est concomitant d’importantes phases de
démantèlement. L’activité tectonique, dont les prémices sont notées au Toarcien, s’accentue
et se généralise à toute la région. Elle entraîne la dislocation de la barre carbonatée toarcienne
et l’apparition d’un cadre structural nouveau organisé en rides et dépocentres. Les reliefs de
cette région, ainsi créés, sont nivelés; d’où l’érosion partielle ou totale des dépôts toarciens.
-L’évolution bajocienne. La région de Midelt-Mibladène a suivi, durant la base du
Bajocien inférieur (zone à Discites et base de la zone à Laeviuscula), la même évolution
que celle qu’elle avait connu à l’Aalénien. Pendant la zone à Laeviuscula et base de la zone à
Sauzei, on assiste à une réactivation du cadre structural préétabli. Seuls les dépocentres sont
inondés et envahis par les marnes et marno-calcaires à Cancellophycus et céphalopodes suite
à une incursion marine qui devient effective avec la zone à Sauzei. Notons que les rides
adjacentes sont émergées et soumises à une érosion intense. Au cours des zones à Sauzei et à
Humphriesianum, on assiste à un effondrement généralisé de la région de Midelt-Mibladène.
Le maximum transgressif, intra-Sauzei, se marque par le dépôt des marnes de Talsinnt. Cette
remontée marine, la plus exprimée dans le Jurassique de la Haute Moulouya, perdure
jusqu’au Bajocien supérieur et intéresse également la terminaison nord-orientale de la
bordure moyen-atlasique. Les dépôts bajociens sont agencés en mésoséquences d’abord
d’ouverture puis de comblement.
Les bouleversements paléogéographiques et sédimentaires, qui caractérisent le Bajocien,
reflètent l’accentuation des événements tectono-eustatiques amorcés dés la Toarcien. Ils
traduisent la migration vers le sud des aires de dépôts et l’installation de gouttières
subsidentes le long de la marge septentrionale du Haut Atlas de Midelt.
C-Serrage atlasique
Après l’épisode marine du Bajocien, toute la région est exondée. Elle a joué le rôle d’une
terre ferme qui n’a été envahie qu’au Crétacé supérieur lors transgression cénomanoturonienne
de dépendance atlantique (Ensslin, 1993 ; Charroud, 1990). Dés la fin du
Jurassique moyen, cette région a été soumise au serrage atlasique qui s’exprime par la
réactivation du cadre structural préétabli dès le Dogger et un exhaussement généralisé, une
accentuation des structures héritées et la naissance de nouvelles structures. L’aboutissement
de ce raccourcissement subméridien au Cénozoïque est l’inversion structurale qui se traduit
par la naissance des chaînes atlasiques dont la couverture triasico-jurassique, décollée,
déborde largement sur la Haute Moulouya relativement subsidentes. Les produits de
démantèlement des reliefs, de type molassique, s’accumulent dans les gouttières synclinales,
individualisées au pied des chaînes atlasiques. Les différents termes de la série de remplissage
ont enregistré cette déformation compressive.
282

III-COMPARAISONS AVEC LES AUTRES SECTEURS DU
DOMAINE ATLASIQUE
A-Les volcanoclastites
Un volcanisme explosif infra-liasique, contemporain de la sédimentation des argilites
salifères supérieures, a été découvert pour la première fois sur la bordure occidentale du
Moyen Atlas par Chalot-Prat & al. (1985) et Ourhache & al. (1985). Cet empilement volcanosédimentaire,
compris entre le complexe basaltique et les carbonates liasiques, a été
appelé "Formation de Oued Defali". Plus tard, Ouarhache et al. (2000 ; 2002) ont découvert
une formation équivalente dans deux autres régions : Au milieu de la chaîne entre Azrou et
Aïn Leuh (El Hajeb-Agouraï : Oeud Kiss) ; et dans la zone charnière entre le Moyen Atlas et
la Haute Moulouya (Taggonite et Tizi n’Rechou) ; et qu’ils ont appelé "Formation de Tizi
n'Ghachou" (Ourhache 1993).
Pour Ourhache et collaborateurs (1985 et 2003), ces manifestations volcaniques
explosives seraient liées à des fractures majeures (accident sud-moyen atlasique, l’accident de
Tizi n’Tretténe et la faille d’Adarouch) de direction SW-NE, parallèle aux structures
hercyniennes. Leur jeu précoce est en failles normales lors de la distension triasique, en
délimitant des sous-bassins et en contrôlant la sédimentation anté-épanchements basaltiques.
Leur jeu postérieurement à ces épanchements volcaniques s’est traduit par l’ouverture de
petits bassins intracontinentaux à sédimentation détritique grossière (plateau d’Akebbab, Tizi
n’Rechou, Azrou et Causse d’El Hajeb), associé localement à des projections volcaniques
(Oued Defali, Taggonite et Tizi n’Rechou).
Par la suite, les travaux entrepris par notre équipe (1990 à 2006) dans la Haute Moulouya
et la bordure méridionale du Moyen atlas, ont montré que ces volcanoclastites ont une plus
grande extension puisqu’on les a trouvé non pas seulement dans les régions citées par
Ourhache et al. (1985, 2002) de Tizi n’Rechou, mais aussi au SW du Moyen Atlas (Aghbalou
Oumlil et Aït Lhaj), dans la région de Boumia (Boumia et El Mohorjid), dans la région
d’Aouli- Sidi Ayad (de part et d’autre de Oued Moulouya, Ifri Ichabar, Aouli et Tourarine) et
localement dans la région de Midelt-Mibladène (Adarhal et Sidi Aït Lahbib).
Ces phases explosives devancent localement des émissions effusives de faible ampleur
(épaisseur inférieure à 5m) à Oued Moulouya, Sidi Aït Lahbib et Adaghoual.Les
volcanoclastites sont cantonnées dans les régions tectoniquement actives; où elles sont
particulièrement puissantes et diversifiées. Ce volcanisme explosif est favorisé par la
réactivation des linéaments majeurs (failles d’Aït Oufella, de Taddammout-Aouli, de
Boutkhoubaye). Alors que leur répartition est guidée par leur taille qui diminue de plus en
plus qu’on s’éloigne de la bouche d’émission.
Elles sont représentées non pas seulement par des tufs et des tuffites à lapillis (Ourhache,
2003) mais aussi par différents types de pyroclastites : allant des brèches et des tufs lithiques
ou à lapillis (déposés à l’aplomb des failles) à des tufs fins (tufs cristallins et tufs vitreux)
qu’on retrouve en abondance aux sommets des coupes (Formation de Tizi n’Toumelba) et
loin des évents.
On note aussi localement l’apparition de quelques niveaux pyroclastiques (tufs cristallins,
carbonates tufacés bioclastiques, argilites tufacées) qui s’intercalent dans les carbonates du
Lias inférieur (Lotharingien moyen). Ils témoignent de l’ultime manifestation volcanique
synchrone de la remontée eustatique du Lias.A l’issue de nos investigations, on note que ces
283

volcanoclastites disparaissent vers le NW (région de Sanwal-Tanourdi-Kerrouchène) et le NE
(centre Aït Oufella et Taouariit Tamokrant).
B-Faciès d’Itzer
Les couches rouges du "faciès d’Itzer" traduisent un épisode émersif et proviendraient de
l’érosion des dépôts triasico-liasiques du paléoseuil de la Haut Moulouya (Dubar, 1960-62).
Elles seraient contemporaines des calcaires grumeleux carixiens du Haut Atlas (zone à Ibex :
Dubar, 1960-62) ; leurs seraient, également équivalentes : les marnes rouges à passées
conglomératiques de la Formation d’Aït Bazzi du SW de l’Atlas d’Azilal (SW de l’accident
de Demnat : Jenny, 1988) ; et les marnes rouges d’Adoumaz dans l’Atlas de Beni Mellal
(Souheil, 1996).
On pourrait probablement lui rattaché l’unité à dominante de marnes rouges, localement à
passées conglomératiques, intercalée d’une maniéré hétérochrone dans la Formation
d’Aganane, et qui est d’âge Lias Moyen (Souheil, 1996) ; le membre marno-dolomitique de
Septfontaine (1986) et la Formation de Talmest-Tazolt (Bouchwata, 1994).
Pour Kaoukaya et al. (2001), ils ont défini au sein des dolomies litées de Jbel Boutazart
une épaisse accumulation argileuse rougeâtre où se développent de rares dolomies gréseuses
friables à lamines planes ou légèrement ondulées, d’âge Sinémurien.
Nos travaux depuis (1990 à 2004) sur les carbonates tidaux du Lias inférieur et moyen de
la couverture du paléoseuil de la Haut Moulouya. Nous ont permis de mettre en évidence, le
long de la bordure SE du Moyen Atlas et de la région de Midelt- Mibladène, non pas une
seule passée, comme on l’a vu dans les travaux sus-cités, mais deux à trois passées
plurimétriques, d’argilites rougeâtres, généralement verdâtres au sommet. Deux de ces
passées rapportées au Lias inférieur, s’amenuisent latéralement; quant à la passée supérieure,
d’extension régionale et rapportée au Carixien, elle matérialise le "faciès d’Itzer".
Cette passée, qu’on retrouve aussi bien dans la Haute Moulouya (région de Midelt-
Mibladène), que le long de la bordure méridionale du Moyen Atlas (s’étendant entre Tizi
n’Rechou au SW jusqu’à Taouariit Tameziant au NE), nous a permis de subdiviser les
carbonates du Lias inférieur et moyen en "Carabonates anté-Itzer" et "Carbonates post-Itzer".
A l’issue des travaux entrepris, "le faciès d’Itzer" est daté par encadrement du Carixien
(biozones C1-C2), avec :
Les "carbonates anté-Itzer" s’étendent du Lotharingien moyen-supérieur au Carixien
inférieur (biozone C 1 ), ils sont datés par les brachiopodes (Spiriferina praerostrata Flam.,
Spiriferina sp. Var. alpina, Spiriferina gr. alpina, Terebratula mediterranea Canav. Var.
pectita Dub, T. aff. Semiarata Dub., Zeilleria cf. arethusa Di-Stefano, Rynchonella
moghrabiensis Dub., Hesperithyris sp., Dividsonella sp.; les forminiféres (Orbitopsella
primaeva, Pseudopfendina butterlini: biozone C 1 de Septfontaine, 1986) et les bivalves à tests
épais (Opis cf. provocordinata, Pinna sp., Opisoma cf. bourcarti Dub., Aulacothyris sp. et
Diceras sp.).
Alors que les "carbonates post-Itzer" sont datés du Carixien supérieur (biozone C 2 )
voire Domérien probable (?) par les foraminifères (Orbitopsella praecursor, Lituosepta
compressa: Biozone C 2 de Septfontaine 1986), les brachiopodes (Spiriferina gr. Rostrata,
Spiriferina sp. cf. moeschi HAAS, Hesperithyris sp. cf. renierii Catullo, H. sp. cf. Sinuosa
Dub., Hesperithyris renierii Catullo, Terebratula punctata), les bivalves à test épais
284

(Aulacothyris resupinsta Sowerby, Gervilleioperna sp., Gervilleioperna termierii Dub.,
Pecten cf. Dieulafait VAUB.) et les gastéropodes (Atlasaster termierii Lambert).
Par conséquent, "le faciès d’Itzer" est attribué au Carixien, où il marque le passage de la
biozone C 1 au biozone C 2 .
C- les faciès rouges toarciens
Le faciès de Mibladène a été défini par Dubar (1943) dans la région de Mibladène
(Haute Moulouya), et englobe deux termes datés respectivement du Toarcien inférieur et du
Toarcien moyen-supérieur
Le terme inférieur est représenté par des marnes rouges où s’intercalent des bancs de
calcaires bioclastiques grisâtres ou rougeâtres à bivalves, échinidés, brachiopodes
(Rhynchonella bourchardi DAV, R. vasconcellosi choffat, Terebratula jauberti DESL,
Spiriferina cf. Sicula). Par la suite, ce terme a été qualifié de couches de Mibladène. Par une
étude paléontologique, Benshili (1987) a daté avec précision la base de ce terme du Domérien
terminal voire vase du Toarcien (zone à Polymorphum) ; datation que nous avons confirmée
plus tard par Lenticulina acutiangulata (dét. Boutakiout in Saâdi, 1996)
Ce faciès, que nous avons cartographié le long de la région de Taddammout-Mibladène-
Amghouzif et la bordure septentrionale de Midelt-Aïn Outat, affleure dans la région d’Anjil-
Tagnamas. Il atteste que les régions sus-citées suivent une évolution continentale au cours du
Toarcien inférieur
285

286

CONCLUSIONS GENERALES
287

288

Dans la Haute Moulouya et la bordure méridionale du Moyen Atlas, la période triasicojurassique
est régie par des manifestations tectono-sédimentaires perennes.
L’évolution triasico-liasique (Fig. 104) est caractérisée par un contexte géodynamique
d’ouverture (régime distensif) en relation avec le rifting de l’atlantique central, la remobilisation
du réseaux d’accidents hérités, en réponse au système du rift intracontinental triasique (Trias
supérieur), est responsable de l’individualisation de bassins de type rift ; dont le remplissage est
concomittant de l’avancée de la téthys occidentale.
Le remblaiement de ces régions s’est effectué sous un climat tropical chaud, rubéfiant,
probablement à saisons alternées, sous un régime rhéxistasique. La répartition des dépôts est
guidée par le cadre structural (tectonique active, épaulements des bordures et formation des
gouttières). Les argilites saliféres en générale et les argilites supérieures en particulier, malgré
leur monotonie apparente, montre dans le détail une nette hétérogénéité lithologique qui reflète le
comportement de plusieurs facteurs dynamiques. Le long des bordures des bassins et dans les
zones tectoniquement actives, ces dépôts perdent leur identité lithologique en se chargeant en
divers types d’intercalations : évaporites, détritiques, paléosols, carbonates et volcanoclastites. La
répartition spatio-temporelle de ces intercalations est sélective, en fonction du cadre morphostructural,
du climat et de la dynamique sédimentaire.
Le remplissage des bassins continentaux débute au Carnien supérieur-Norien supérieur par
des épandages de cônes alluviaux à matériel peu évolué (détritiques grossiers de base) dans des
dépressions longitudinales, témoignant de l’importance du contrôle tectonique dans
la morphostructuration du tréfonds et dans l’organisation des dépôts ; ils sont séparés par des
phases d’arrêts momentanées de la sédimentation. Ensuite, la généralisation des sédiments
matures (argilites saliféres inférieres) marque l’existence de réseaux fluviatiles bien développés,
assurant le transit et la répartition des sédiments dans ces zones privilégiées, selon un paysage
paléogéographique différencié, guidé par la topographie morphostructurale. Le dépôt des argilites
rougeâtres s’effectue dans de vastes plaines d’inondation, réceptacles d’épandages fluviatiles,
associés à de multiples phases pédogénétiques. Notons que le développement locale des
évaporites, est favorisé par un confinement morphostructural, une aridité du climat et une
stabilité relative.
Les détritiques grossiers de base et les argilites inf érieures ont enregistré les marqueurs d’une
tectonique active du tréfonds.
La réactivation du cadre structural préétabli au Norien supérieur-Lias basal se manifeste
également par la mise en place d’importants épanchements basaltiques. Ce volcanisme effusif
s’est exprimé par une série de coulées basaltiques en milieux aériens à subaquatiques (milieux
peu profonds) ; il a fossilisé la structuration triasique.
Après la mise en place du complexe basaltique, le cadre structural préétabli est réactivé. En
conséquence de cette mobilité, le paléoseuil de la Haute Moulouya, individualisé, est érigé en
seuil entre Ifri Ichabar et Aquabab Amalal, et qui sépare la région d’Aouli-Sidi Ayad des régions
plus subsidentes de Boumia-Tizi n’Rechou et du Moyen Atlas, où les argilites supérieures sont
plus developpées.
289

Fig. 104–Les évenements et marqueurs géodynamiques des séries triasico-jurassiques
de la Haute Moulouya et de la bordure méridionale du Moyen Atlas
290

Ces argilites (base du Lias inférieur) sont marquées par des variations d’épaisseurs et des
changements de faciès notables attestant de la réactivation du cadre structural préétabli et de la
pérennité de la phase d’extension du synrift. En conséquence de cette remobilisation,
s’individualisent des bassins dissymétriques siéges d’une sédimentation syntectonique à caractère
mixte. Ces dépôts sont organisés en trois formations :
La Formation de Tizi N’Rechou caractérisée par la prédominance des dépôts grossiers dont
l’organisation et la distribution, marquent l’édifice de cônes de déjection qui évoluent vers un
système fluviatile en tresse, que séparent des phases d’arrêts momentanées de la sédimentation.
Les faciès gréseux et argileux rouges attestent de l’installation d’un régime fluviatile mature,
dont l’orientation est guidée par les paléopentes structurales Ce détritisme, généralement
grossier, en relation avec l’érosion des reliefs en voie de surrection, est nourri par des
pyroclastites grossières ; qui attestent de la proximité des bouches principales des émissions
volcaniques. La Formation de Tizi N’Toumelba est composée de cendres jaunâtres, d’extension
régionale ; elle marque un changement de situation et l’éloignement des évents ; comme, elle
atteste de la poursuite de la mobilité. La Formation d’Aghbalou Oumlil est marquée par la
généralisation d’un détritisme fin, traduisant l’instauration d’une plaine d’inondation. Elle atteste
de l’homogénéisation paléogéographique, le comblement des gouttières résiduelles et le
débordement et l’ennoyage des paléoreliefs résistants. Ce remblaiement s’effectue dans un
contexte d’accalmie tectonique et d’arrêt de l’activité volcanique à caractère explosif.
La répartition des argilites supérieures est guidée par le cadre structural, le volcanisme explosif
et l’arrière-pays pourvoyeur de sédiments. Les volcanoclastites, témoins d’un volcanisme
explosif concomitant de la sédimentation, sont cantonnées dans les régions tectoniquement
actives. Ce volcanisme tardif, en relation avec la tectonique distensive infra-liasique, s’est
manifesté par le rejeu des accidents majeurs (sutures crustales). Il représente l’écho des ultimes
éruptions volcaniques à la fin de la période synrift, en s’intégrant aux événements
géodynamiques qui caractérisent le rifting triasique dans les bassins atlasiques marocains.
Le rôle des linéaments majeurs, l’organisation des bassins en blocs basculés, l’implication de la
tectonique et du climat dans les remplissages sédimentaires sont les principaux marqueurs
géodynamiques de l’évolution triasico-liasique de la Haute Moulouya et la bordure méridionale
du Moyen Atlas
Les carbonates liasiques fossilisent cette évolution et annoncent la mise à l’eau de toute la
région.
La plate-forme carbonatée liasique s’installe sur une zone sensible soumise à la fois aux
influences marines et continentales aux alentours du paléoseuil de la Haute Moulouya.
Hormis les argilites salifères du passage Trias–Lias, qui peuvent être considérées comme les
produits du remblaiement ultime d’un bassin triasique à la fin de l’histoire synrift, l’évolution
de cette plateforme s’intègre dans l’histoire postrift et la différenciation progressive des
bassins jurassiques. La sédimentation carbonatée montre les caractéristiques d’une zone
littorale différenciée en bordure du continent (paléoseuil de la Haute Moulouya).
Les premières assises carbonatées (Lias inférieur–Carixien basal) attestent de
l’installation progressive des environnements marins en relation avec la remontée eustatique
globale du Lias (Fig. 104). Cette phase est marquée par trois évenements géodynamiques
importants: une émersion de faible extension au Lotharingien ; une inondation maximale au
Carixien (biozone C 1 ), avec l’avancée des épandages bioclastiques à Tropidoceras sp. Au
droit du paléoseuil, érigé jusqu’alors ; une deuxiéme phase émersive d’âge Carixien, est à
l’origine du developpement généralisé du "Faciès d’Itzer".
291

Fig. 105-Evolution géodynamique liasique du paléoseuil de la Haute Moulouya et de la
bordure méridionale du Moyen Atlas. A, Log stratigraphique synthétique du Trias et du
Lias de la Haute Moulouya et de la bordure méridionale du Moyen Atlas; B 1 , modèle de
Chadwick (1986) ; B 2 , modèle d'évolution triasico-liasique de la bordure méridionale du
Moyen Atlas et de la Haute Moulouya.
292

Le Lias moyen est caractérisé, lors de l’arrivée d’une faune marine durant les inondations
importantes, par la mise en place de cordons oolithiques et d’épandages bioclastiques
transportés, essentiellement à brachiopodes (niveau à Hesperithyris, niveau repère permettant
un cadre lithostratigraphique précis pour les étapes évolutives de cette plate forme).
Les épisodes carbonatés sont plus ou moins diachrones et entrecoupés d’épisodes
d’émersion, témoins de l’influence continentale du paléoseuil de la Haute Moulouya. A partir
du Domérien inférieur, l’intercalation de dépôts argileux rouges, qui se développent
parallèlement aux émersions temporaires répétées (à la fin des séquences de sebkha et de
lignite), annonce l’importante phase d’émersion de la région qui devient effective à la fin du
Lias moyen.
Les fluctuations des conditions de milieu sont facilement identifiables grâce aux
caractéristiques faciologiques qui sont en perpétuelle modification ; elles évoluent dans des
séquences tidalitiques dont la typologie s’adapte aux particularités des environnements
associés et l’impact : de l’hydrodynamisme, du confinement, de la production carbonatée
d’origine biologique, de l’émersion et du cadre morphostructural. Les comblements
successifs, en milieu tidal, génèrent tour à tour les séquences de chenal de marée, les
séquences d’estran, les séquences de sebkha et les séquences de lignite. Les inondations à la
base des séquences de chenal de marée se matérialisent par des semelles biodétritiques.
Les séquences du Lias moyen, dilatées dans le Moyen Atlas et la région de Midelt–
Mibladène, s'amincissent en allant vers le haut fond de la Haute Moulouya au droit duquel
elles sont pelliculaires (Fig. 105).
Cette configuration reflète la flexuration de toute la région qui est guidée par la
subsidence thermique. Ce type d'évolution est similaire au "steer's head profile" (Chadwick
1986) pour le bassin de Wessex (Fig. 105).
Le long développement des carbonates liasiques est favorisé par un climat tropical sec à
saisons contrastées sous un régime biostasique. La dolomitisation, importante dans
l’ensemble des assises carbonatées du Lias inférieur-moyen (Laadila, 1996 ; Lakhbiza, 1996 ;
Juidette & al., 1999 ; Juidette 2000), fait partie d’une diagenèse synsédimentaire en milieu
vadose ; elle est conséquente de l’étalement des milieux littoraux protégés et confinés à la fin
des séquences progradantes (séquence de sebkha, séquence à lignite, …).
Enfin, les dispositifs en blocs basculés, indices d’une tectonique synsédimentaire pérenne,
ont entretenu la subsidence dans les aires de sédimentation (les marges du paléoseuil). Cette
morphostructuration a également guidé les voies d’incursions marines ainsi que la répartition
spatio-temporelle des corps sédimentaires et par conséquent la zonation paléogéographique.
L’effritement de cette plate forme carbonatée, évident dés le Sinémurien, se manifeste
par une activité tectonique synsédimentaire qui s’intensifie et se généralise à toute la Haute
Moulouya et tout le Moyen Atlas. Elle se traduit au passage Domérien-Toarcien par
l’épisode tectonique qui a compartimenté la région de Midelt-Mibladène en rides et
dépocentres (crise toarcienne). Cette région est marquée par l’instauration d’une vasière au
Toarcien inférieur qu’interrompe l’épisode carbonaté du Toarcien moyen-supérieur. Elle est
restructurée et démantelée à l’Aalénien et au Bajocien. Une nouvelle phase de
restructuration au Bajocien inférieur est à l’origine du developpement de gouttiéres ; celles-ci,
sont les receptacles des marnes et marno-calcaires à cancellophycus, engendrés par la
remontée eustatique bajocienne (zones à Laeviuscula et Sauzei). L’instauration de la vasiére
de la zone à Sauzei, confirme cette incursion marine qui devient plus transgressive, en
débordant l’ensemble des bassins (transgression bajocienneà. La région étudiée, exondée
après l’évolution Bajocienne, n’est recouverte que par la transgression crétacée, lors de la
révolution atlantique.
293

294

REFERENCES BIBLIOGRAPHIES
AKHSSAS A. (1993) - Le Moyen Atlas
nord-oriental au Lias. Contexte géodynamique méso-cénozoïque. Comparaison avec le
bassin de Guercif et les Hauts plateaux. Thèse de 3 ème cycle, Université Mohamed V,
Fac. Sci., Rabat, 256 p.
ALLEN J.R.L. (1965)-The sedimentation
and paleogeography of old Red Sandstone of Anglesey. North Wales-Proc. Yorks. Geol.
Soc., 35, 139-185.
AMADE E. (1965) - les gisements de
plomb de Zeïda et de Boumia. In Colloque sur les gisements stratiformes de Plomb,
Zinc et Manganèse du Maroc (2 Mai-14Mai 1962). Notes et Mém. serv. Géol., Maroc,
n° 181, pp. 175-184.
ARSICAULT G. (1972)- Socle schisteux
et arkoses permo-triasiques d’Imi Ourarn (Moyen Atlas, Maroc). Notes serv. Géol.
Maroc, t. 34, n° 245, pp. 109-112, 2 Fig.
ARSICAULT G. (1973)- Socle schisteux
et arkoses permo-triasiques d’Imi Ourarn (Moyen Atlas, Maroc). C. R. Somm. Soc.
Géol. Fr. Fasc. 1, pp.31.
AUBOIN J. BLANCHET T. STEPHAN J.F. et TARDY M. (1977)-Téthys permanente et
Téthys de reconquête. C. R. Acad. Sci. Paris, 285, D, pp. 1025-1028.
BADRA L. (1993)-Les minéralisationspolymétalliques (Pb, Zn, Cu, Ba) du Haut Atlas
occidental marocain et de ses confins dans leur cadre géodynamique. Doc. Es Sci.
Univ. Orléans, 415p.
BARTHOUX J. (1924)- Moyenne, Haute Moulouya et Grand- Atlas. Bull. Soc. Géo. Fr. (4),
t.XXIV, Fasc. 5, pp. 233-244, 2 Fig.
BAUDELOT S. & CHARRIERE A. (1983)-Définition et datation palynologique
(Héttangien inférieur) de la Formation de Harira, niveau de décollement sous les
Formations dolomitiques du Causse moyen-atlasique (Maroc). C. R. Acad. Sci., Paris, t.
296, pp. 1807-1812.
BAUDELOT S., COLIN J. P. & OUARHACHE D. (1986)- Le niveau sédimentaire associé
Aux basaltes triasiques sur la bordure septentrionale du Causse d'El Hajeb (Maroc):
Données palynologiques et micropaléontologiques (ostracodes). Rev. de paléobiol.,
Genève, vol. 5, n°2 pp. 281-287.
BAUDELOT S., CHARRIERE A., OUARHACHE D. & SABAOUI A., (1990):- Données
palynologiques nouvelles concernant l’Ordovicien et le Trias-Lias du Moyen Atlas
(Maroc). Géol. Médit., XVII (3-4), pp. 263-277.
BEAUCHAMP J. (1983)- Le Permien et le Trias marocains. Quelques acquisitions récentes.
Bull. Fac. Sci., Marrakech, n°sp. 1, Sec. Sci. Terre, pp. 1-21, 8 Fig.
BENSHILI Kh. (1987)- Lias-Dogger du Moyen Atlas plissé (Maroc). Sédimentologie,
biostratigraphie et évolution paléogéographie. Thèse d’Etat, Université Claude-Bernard,
Lyon, 2 Vol. Ronéot.
BERKHLI M. (1993)-Le Maroc oriental au Carbonifère inférieur (Viséen- Serpoukhovien) :
sédimentologie et stratigraphie séquentielle. Thèse Univ. De Lille, 286p.
BERTRAND H. (1973)- Etude Pétrographiques des basaltes doléritiques du Trias marocain.
C. R. Activités, Serv. Géol. Maroc, pp. 92-96.
BERTRAND H. & PRIOTON J. M. (1975)- Les dolérites marocaines et l'ouverture de
l'Atlantique. Etude pétrographique et géochimique. Thèse de 3éme cycle, Université
Claude Bernard, Lyon, France, no 425-426, 321p.
BIRON P. E. & COURTINAT B. (1982)- Contribution palynologique à la connaissance du
Trias du Haut Atlas de Marrakech. Geobios, Lyon, n°15, fasc. 2, pp. 231-235.
295

BOUCARUT M. & CREVOLA G. (1972)- Dépôts de "déferlantes basales" (base) dans
l'Esterel et le Devès (var et Massif central français) et "gouttes de cendres
pisolithiques".Bull. Soc. Géol. Fr., (7), 14, pp. 179-190, 2pl.
BOULADON J. (1959)- les filons de Mibladen. Deux formes d’une même minéralisation
plombifère dans la région de Midelt. Congr. Géol. Inter, Mexico, (1956), seccion 13,
pp. 43-63.
BOURDIER J. L. (1994)- Le volcanisme in « les produits de l’activité explosive ». Manuel
et méthodes no 25, Edit. B. R. G. M., pp.135-155.
BROWN L. F. Jr. & FISHER W. L. (1977):- Seismic stratigraphic interpretation of
depositional systems: examples from Brazilian rift and pull-apart basins. In: Payton,
C.E.(ed.): Seismic stratigraphy-applications to hydrocarbon exploration. A. A P. G.
Mem., 26, pp. 213 – 248.
BRUGMAN W. A. (1983) - Permian-Triassic palynology, Laboratory of Paleobotany and
Palynology State University Utrecht, pp. 1-121 (rapport inédit).
CAILLEUX Y., GONORD H., Le GUERN M. & SAUVAGE M. (1982)- Sur l'âge
permien du volcanisme acide réputé tertiaire dans le Maroc central. 9ème réunion
Annuelle des sciences de le Terre, Paris, p. 109.
CAILLEUX Y., GONORD H., Le GUERN M. & SAUVAGE M. (1983)- Taphrogenèse et
magmatisme permien dans le Maroc central. Colloque sur le Permien et le Trias du
Maroc, Marrakech 1982. –Bull. Fac. Sci. Marrakech, Sect. Sci. Terre, n°1, pp. 24-39.
CAS R. A. F. & WRIGHT J.V. (1987)-Volcanic successions. Modern and ancient. Allen et
Un Win. Londres, pp. 445-467.
CELERIER & CHARTON (1925) -Une ascension du Djebel Ayachi: Afrique Française.
Paris, 35è année, n° 8, pp. 385-388.
CHADWICK R.A. (1986)- Extension tectonics in the Wessex Bassin, Southern England. J.
Geol. Soc., London, 143, 465-488.
CHALOT-PRAT F. (1990)- Pétrogenèse d’un volcanisme intra-continental tardi-orogénique
hercynien. Etude du complexe volcanique carbonifère du Tazekka et de zones
volcaniques comparables du Mekkam et de la région de Jerada (Maroc oriental). Thèse
de Doc. Es Sci. Univ. Pierre et Marie Curie, Paris- 6, Mém. Sc. Terre, 9021, 283p.
CHALOT–PRAT F. & LEGALL J. (1978)- Pétrographie des ignimbrites et des dépôts
volcanoclastiques associés dans le Cambrien de l’Est du Massif armoricain. Bull. B.
R. G. M., deuxième série, section 1, no 3, 1978, pp. 187-205, 4 Fig., 2 tabl., 3 pl.
photo.
CHALOT-PRAT F., CHARRIERE A. & OUARHACHE D. (1985)-Découverte d’un
volcanisme explosif fini-triasique sur la bordure occidentale du Moyen Atlas (Maroc).
In symposium P.I.C.G. 183, Marrakech 1985 et Rev. Fac. Sci. T. nosp. 2, Sec.
Sciences de la terre, pp. 127-141, Marrakech.
CHARKI T. (1964-1967)-Etude gitologique et considérations génétiques du gisement de
Mibladen. Stage de fin d'étude, option géologique. Ecole des Mines, Rabat, promotion
1964-1967, fait à Rabat, Mars 1967 sous la direction de SCHMITT.
CHARRIERE A. (1990) - Héritage hercynien et évolution géodynamique alpine d’une
chaîne intracontinentale : le Moyen Atlas au SE de Fès (Maroc). Thèse Doc. d’Etat, Es
Sci.,Univ. Paul Sabatier de Toulouse III, 2 Tomes, 589 p.
CHARROUD A. (1995) – Le Bassin triasico-liasique de Kerrouchène (Moyen Atlas): un
exemple d'inversions négative et positive. Thèse 3ème cycle, Uni. Mohamed V, Rabat.
CHARROUD A., CHARROUD M., FEDAN B., LAVILLE E., RIOULT M., PIQUE A
& DU DRESNAY R. (1996)-Dynamique sédimentaire des Formations triasiques du
Moyen Atlas méridional. In : le Permien et le Trias du Maroc : état de connaissances.
Pumag (édité par Medina F.), pp. 269-298.
CHOUBERT & COLO G. (1951) – L'Aalénien et le Bajocien inférieur dans la région de
Meghraoua (Moyen Atlas Septentrional). Notes et mem. Serv. Geol. Maroc. N° 83, t.
296

IV, pp. 79-92.
COLO G. (1961-64) - Contribution à l’étude du Jurassique du Moyen Atlas septentrional.
Notes et Mém. Serv. Géol. Maroc. N° 139, (139 Bis), 226p.
COURTINAT B. & ALGOUTI A. (1985)- Caractérisation probable du Sinémurien prés de
Telouat (Haut Atlas, Maroc) : datation palynologique. Geobios, n°18, fasc. 6, pp. 857-
864.
COUSMINER H. L. & MANSPEIZER W. (1976)- Triassic pollen date Moroccan High
Atlas the and incipient rifting of Pangea as Middle Carnian. – Am. Ass. For the
advancement of Science, vol. 199, pp. 943-945.
CRAMEZ C. (1990)-Note technique : Glossaire de stratigraphie séquentielle Français
Anglais. Rev.Inst.Fr.Pétrole, Paris, 45,3, pp.435-453
CRASQUIN-SOLEAU S., RAKUS M., OUJIDI M., COUREL L., TOUHAMI M. &
BANAOUISS N. (1997)- Découverte d'une faune d'ostracodes dans le Trias des
monts d'Oujda (Maroc); relations paléogéographiques entre les plates-formes nord
et sud de la Téthys. C.R. Acad. Sci. Paris, t. 324, série. II a, pp. 111-118.
DAGALLIER G. (1973)-Concentration plombo-barytique en milieu supratidal et
dissolutions précoces. L’exemple de Mibladen (Maroc), C. R. Acad. SC., Paris, t
276D, pp. 3249-3252, 1 coupe.
DAGALLIER G. (1974)- Erosion supratidal et Karstification précoce dans le Lias moyen de
Mibladen (Près de Midelt) Maroc.
DAGALLIER G. (1976)- Le gîte de Mibladen (Maroc) Une reprise Karstique polyphasée de
concentrations Pb-Ba supratidales. Mém. h. Ser. Géol., Fr., 1976, n° 7, pp.71-76.
DAGALLIER G. (1977)- Une série carbonatée littorale: le Lias moyen (à Plomb et Barytine)
de Mibladène Maroc. Dolomitisation et dissolutions polyphasées en environnements
tectoniques semi-mobiles. Sciences de la terre, t. XXI, n°1, pp. 53-101, Nancy.
DAGALLIER G. (1983)- Contribution à l’étude de l’environnement de concentrations
plombo-zincifères (et métaux connexes) liées aux strates. Thèse Doc. Etat, 1 vol.,
inédit, 270p.
DAGALLIER G. (1993)-Les arkoses plombo-barytiques du Trias de la Haute Moulouya
(Maroc). Piégeage et concentration intra-sédimentaires. Mines, Géologie et Energie,
no 54. Rabat, pp. 83-99.
DAGALLIER G. & MACAUDIERE J. (1987)-Contrôle tectoniques des concentrations Pb-
Ba en milieu carbonaté de Mibladène (Maroc). Bull. Soc. Géol. Fr., 1987, (8), t III, n°
2, pp. 387-394.
DAGUIN G. (1926)- Fossiles du Lias inférieur récoltés au voisinage du sommet du Djebel
Ayachi (Haut Atlas marocain oriental), par MM. Célerier et charton, B. S. G. F., ( 4),
t. XXIV, ( 1926), n° 1-2, pp. 88-91, pl. V.
DARAGON E., LEIPSVERIDZE V. & NAJAHI M. (1978)-La zone de la faille profonde
de Kerrouchène (Moyen Atlas) d’après les données géologiques. Mines, Géol. et
Energie, Rabat, n° 46, pp.71-73.
DELFAUD J. (1963)- Contribution à la sédimentation stratigraphique des couches de
passage Jurassique-Crétacé dans les séries profondes d’Aquitaine sud-occidentales.
Thèse 3ème cycles. Bordeaux.
DELFAUD J. (1972)- Application de l’analyse séquentielle à l’exploration
lithostratigraphique d’un bassin sédimentaire. Mém. B. R. G. M. Fr., (1972), n° 77,
pp. 593-611.
DELFAUD J. (1973)- Sur l'appartenance de certains "faux flyschs" aux faciès pro-deltaiques
de plate forme. C.R. Acad. Sci. (Paris), D 277, 1125-1128.
DELFAUD J. (1984)- Fondements d'une lithostratigraphie scalaire: séquences et
discontinuités sédimentaires. Bull. Soc. Géol. France.
297

DELFAUD J. (1984)- Le contexte dynamique de la sédimentation continentale, Modèles
d'organisation. Bull. Centre Rech. Explor. –Prod. Elf-Aquitaine, 8, 1, pp. 27-53, 16Fig.,
2tabl.
DELFAUD J. (1986)-Organisation scalaire des évènements sédimentaires majeurs autour de
la Mésogée durant le Jurassique et le Crétacé. Conséquences pour les associations
biologiques. Bull. centres. Rech. Explor.-Prod. Elf- aquitaine, 10, 2, pp. 509-535, 13
Fig., 4tabl., Pau. Novembre, 1986.
DELHAYE F. (1925) - Rapport sur la région minéralisée du plateau de Bousselloum et du
Massif d’Aouli, Arch. Soc. Mines Aouli.
DE PACHTER PH., BERTRAND M. & TANE J. L. (1985)- Mise en évidence de centre
d'émission dans la série volcanique fini-triasique du Haut- Atlas de Marrakech. Comptes
rendus de l'Académie des Sciences, t. 300, série II, (20), pp. 1029-1032, Paris.
DUBAR G. (1932)-Le Lias et le Jurassique de La Haute Moulouya et du Haute Atlas (S et SE
de Midelt). B. S.G. F., 5éme Série, t II, pp. 573-594.
DUBAR G. (1934)-Sur le Lias supérieur du Haut Atlas de Midelt (Maroc). Ann. Soc. Géol.
Nord, t. LXI, pp. 213-223.
DUBAR G. (1937)-Zones d’ammonites du Lias dans le Haut Atlas de Midelt. Ann. Soc.,
géol. Nord, t. LXI, p 213.223.
DUBAR G. (1941)- Carte géologique provisoire du Haut Atlas de Midelt au 1/200.000. Notes
et Mém. Serv. Géol. Maroc, n°59.
DUBAR G. (1942)-Etudes Paléonto-logiques sur le Lias du Maroc. Brachiopodes :
Térébratules et Zeilleries multiplissées. Notes et Mém. Serv. Géol. Maroc, n°57,103p.
DUBAR G. (1943-49)- Notice explicative de la carte géol. provisoire du Haut Atlas de Midelt
au 1/200.000 (feuille de Midelt et Rhéris). Notes et Mém. Serv. Géol., no 59 bis, 1943
(reimpr. en 1949).
DUBAR G. (1952)- Livret-guide de l'excursion A 34, 19è congr. Géol. Int., . Alger, Ser.
Maroc, no 4.
DUBAR G. (1960-62)- Notes sur la paléogéographie du Lias Marocain (domaine atlasique)
Mèm. H. Serv. Soc. Géol. Fr. (livre jubil. P. Fallot), t. 1, pp. 529-544, 3 Fig.
DUBAR G & TERMIER H. (1932-40)- Faciès du Lias inférieur au Toarcien dans le Moyen
Atlas marocain, C.R. Ac. Sc., t. 195, (1932), pp. 890-892.
DU DRESNAY R. (1971) – Extension et développement des phénomènes récifaux
jurassiques dan le domaine atlasique marocain, particulièrement au Lias moyen. Bull.
Soc géol. France, (7), XIII, n° 1-2, pp. 46-56.
DU DRESNAY R. (1987) - Jurassic Development of the Region of the Atlas Mountains of
Morocco: chronology, sedimentation and structural significance. Soc. Libyenne Sci.,
Terre édit. Tripoli (1977), pp. 77-99.
DUTOUR A. (1985)- Etude géomorpho-logique et sédimentologique du Lias-Dogger du
Synclinal de Bekrit (Causse moyen-atlasique, Maroc). Thèse 3éme cycle, univ.
Mohammed V, Fac. Sci. Rabat, 170p.
ECHARFAOUI H. (1991)-Etude micropaléontologique et sédimento-logique du Lias-
Dogger du Synclinal de Bekrit (Causse moyen-atlasique, Maroc).Thèse 3éme cycle,
Uni. Mohamed V, Fac. Sci. Rabat, 170p.
EL ARABI H. (1987)-Etude stratigraphique et sédimentologique du Lias aux confins du
causse moyen-atlasique et du Moyen Atlas plissé (Maroc). Thèse 3ème cycle Univ. Paul
Sabatier de Toulouse.
ELLENERGER P. & SCHMITT J. M. (1976)-Pistes à l’allure de petits proto-mamifères
dans la série « Pervoouralsk » de Zeïda (Maroc). IN SCHMITT J. M. (1976)-
Sédimentation paléoaltération. Géochimie et Minéralisation en Plomb de la série
triasique de Zeïda (Haute Moulouya, Maroc). Thèse 3éme Cycle. Ecole. Nat. Sup. des
mines. Paris.
298

EL JOUANI A. (2001)-Etude géologique et gitologique des gisements plombifères de la
boutonnière d’ Aouli (Aouli-Zeïda-Mibladène), Haute Moulouya. Thèse de 3éme cycle,
Fac. Sc. Rabat.
EL JOUANI A, L. ; EL WARTITI , M. & JEBRAK, M. (1996)- Les mécanismes tectosédimentaires
et les processus physico-chimiques de la mise en place des
minéralisations plomb-zincifères de la Haute Moulouya, Bull. Sci. Terre, Rabat, pp.
163-174.
EL JOUANI A, L. ; EL WARTITI, M. & JEBRAK, M. (2000)-Le synthétique gisement
plombifère de type red-beds de Zeïda. District de la Haute Moulouya, Maroc. Africa
Géoscience Review, t. 7, vol.2, pp.187-199.
EL WARTITI M. (1984)-Présence de Formations permiennes dans la bordure NW du Maroc
Central (zone de Tiddas-Souk Es-Sebt). Bull.Fac.Sci.Marrakech, Sect. Sci. Terre, n° sp.
2, pp.5-16.
EL WARTITI M. (1990)- Le Permien du Maroc mésétien: étude géologique et implications
paléogéographiques. Thèse d’Etat, Univ. Mohammed V, Fac. Sci. , Rabat, 501p.
EL WARTITI M., BROUTIN J., SABER H., AASSOUMI H. & FREYTET P. (1998)-La
période Stéphano-permienne au Maroc : sa place dans le bloc méditerranéen occidental.
2ème Congrès français de stratigraphie, Paris, pp.74.
EMBERGER A. (1962-65)-Le district plombifère de la Haute Moulouya. Observations sur la
structure du socle ancien et de sa couverture dans la région d'Aouli et de Mibladen.
Mines et Géologie, Rabat, 13, pp.59-62.
EMBERGER A. (1962-65)- Eléments pour une synthèse métallogènique du district
plombifère de la Haute Moulouya. Coll., sur les gisements stratiformes. Notes et mém.
Serv. Géol. Maroc. n° 181, pp. 205-244.
EMBERGER A. (1962-65)- Introduction à l' étude des minéralisations plombifères de la
Haute Moulouya. Coll., sur les gisements stratiformes. Notes et mém. Serv. Géol.
Maroc. n° 181, pp. 167-174.
EMBERGER A. (1965)-Caractères polygénétiques des minéralisations plombifères de la
Haute Moulouya (gisements d'Aouli, Mibladen et Zeida), Maroc. C.R. Acad. Sci. Paris,
260, pp. 3433-3436.
EMBERGER A. (1965)-Eléments pour une synthèse métallogénique du plombifère de la
Haute Moulouya. Notes et Mém. Géol., Maroc, n°181, pp.235-238.
EMBERGER A. (1968)- synthèse descriptives des minéralisations plombo-zincifères du
Maroc. In: gisements de plomb et zinc en Afrique. Mines et Géol. Tunisie, n°23,
pp.15-97.
EMBERGER A. (1970)- Perspectives de développement de la recherché des gisement de
plomb et de zinc au Maroc. Mines et Géologie, n°31,Rabat, Maroc, pp.5-42.
ENSSLIN (1993)-Die Kreide des Wentrqlen Mittelren Atlas und der Haute Moulouya,
Marokko Stratigraphie, Mikrofazies, Palaogéographie und Palaotektonik. Berliner
geowiss. 10 Taf. Berlin 1993.
FALLOT P. & ROCH E. (1932)-Observations géologiques entre Midelt et Ksar Essouk
(Maroc oriental). B. S. G. F., 5ème Série, t II, pp. 337-353.
FEDAN B. (1985) - Naissance et évolution d’une plate-forme carbonatée : l’exemple du
Moyen Atlas (Maroc) au cours du Lias ; comparaisons avec les régions voisines. Bull.
Inst. Sci., Rabat, no 3, pp. 43-65.
FEDAN (1988)-Evolution géodynamique d’un bassin intraplaque sur décrochement : le
Moyen Atlas (Maroc) durant le Méso-Cénozoïque. Thèse d’Etat, Fac. Sci., Rabat, 338p.
FEDAN (1989)-Evolution géodynamique d’un bassin intraplaque sur décrochement : le
Moyen Atlas (Maroc) durant le Méso-Cénozoïque. Bull. Inst. Sci. Rabat, no 18,142p.
FEDAN B., CHARROUD M. & SAADI Z. (1991) -Géodynamique méso-cénozoïque du
Moyen Atlas : un exemple d’évolution intraplaque. 9éme Colloque des Bassins Sédim.
marocains, Meknès, Octobre 1991, Livret guide des excursions.
299

FEDAN B., CHARROUD M., AKASBI A., AKHSSAS A., BENJELLOUN F.,
CHARROUD A., JUIDETTE M. & SAADI Z. (1993)- L’évolution géo-dynamique
méso-cénozoïque du Moyen Atlas (MAROC) : un exemple d’évolution intraplaque,
14th (IAS) Regional Meeting of Sedimentology (IAS), Marrakech, April 27-29, 1993,
pp 372-373
FEDAN B., DU DRESNAY R., CHARROUD M., AKESBI A., AKHSSAS A.,
BENJELLOUN F., CHARROUD A., JUIDETTE M. & SAÂDI Z. (1993)-
Evolutions structuro-sédimentaires comparées du Moyen Atlas, du Bassin de Guercif et
des Hauts Plateaux (MAROC), 14 th Regional Meeting of Sedimentology, Marrakech,
April 27-29, 1993, pp. 157-159.
FELENC R. & LENOBLE J. P. (1962-1965) - Le gîte de plomb de Mibladen. Colloque sur
les gîtes stratiformes : Notes et Mém. Serv. Géol. Maroc, n° 181, pp. 185-204.
FIECHTNER L. (1990) - Geochimie und Geochoronologie fruhmesuzoischer tholeïte ans
Zentral-Marokko. Berliner Geowiss. Abh. (A), 118, 76 S, 47 Abb., 10 Tab., 2 Taf.,
Anhang, Berlin 1990.
FIECHTNER L., FRIEDRICHSEN H. & HAMMERSCHMIDT K. (1992)-
Geochemistry and geochronology of Early Mesozoic tholeïtes from Central Morocco.
Geologische Rundschan 81, 1, pp. 45-62, Stuttgart 1992.
FISHER R. V. (1961)-Proposed classification of volcaniclastic sediments and rocks. Géol.
Soc. Amer. Bull., vol. 72, pp. 1409-1414.
FISHER R. V. (1966a)-Geology of a Miocene ignimbrite layer, John Day Formation, eastern
Oregon. Univ. California, Publ. Geol. Sci., 67, 58p.
FISHER R. V. (1966b)-Mechanism of deposition from pyroclastic flows. Amer. J. Sci., 264,
pp. 350-363.
FISHER R. V. (1966c)- Rocks composed of volcanic fragments. Earth Sci. Rev.,
VI, pp. 287-298.
FISHER R. V. (1979)-Models for pyroclastic surgess and pyroclastic flows. J. Volcanol.
Geotherm. Res., 6, pp. 305-318.
FISHER R.V. & SCMINCKE H.U. (1978)-Les ignimbrites. In Girod M. éd. : Les roches
volcaniques. Doin éd. Paris, 5, 8, pp. 193-209.
FISHER R. V. & SCHMINCKE H.U. (1984)-Pyroclastics Rocks. Spinger Verlag, Berlin,
Heidelberg, New York, Tokyo, 472p.
FISHER R. V., SCMINCKE H. U. & BOGOAARD P. V. D. (1983)-Origin and
emplacement of a pyroclastic flow and surge unit at leacher see, Germany. J. Volcanol,
Geotherm. Res., 17, pp. 375-392.
FOURNIER D. (1973) - L’analyse séquentielle et la sédimentologie des roches carbonatées.
Bull. Centre Rech. Pau-SNPA, 7, 1, 147-169.
GANZEEV A. & MITIAEV A. (1978) – Caractéristiques métallogéniques des roches
éruptives de la Haute Moulouya. Mines, géologie et énergie, Rabat, 1978, n°44, pp. 127-
130, 4 Fig.
GANZEEV A., GROUZDEV V. & MITIAEV A. (1978) - Structure géologique de la
région de la Haute Moulouya. Mines, géologie et énergie, Rabat, 1978, n°44,
pp. 111-114.
GOER DE HERVE A. (1985)- Le Volcanisme, Lexique. Université de Clermont-Ferrand II,
CRDP. Supplement au dossier « Le Volcanisme, en Auvergne », 70p.
HAILWOOD E. A. & MITCHELL J. G. (1971)-Paleomagnetic and radiometric dating
results from Jurassic intrusions in south Morocco. Geophys. J. R. Astron. Soc., 41,
pp. 213-236.
HALLAM (1963)-Eustatic control of Major Cyclic change in Jurassic sedimentation.
Geol. Mag, 100, 5, pp. 444-450.
HALLAM (1978)-Eustacy cycles in Jurassic. Paleogeogr. paleoclim. paleoecol.,
vol. 23, n°1-2, pp.735-745.
300

HAQ B. U. & VAIL P. R. (1980)-The new chronostratigraphy bases of Cenozoic and
Mesozoic sea level cycles. Cushman foundation for foraminifera Research, sp. Pub., 24,
pp. 7-13.
HAQ B. U. , HARDENBOL J. et VAIL P.R. (1987)-Chronology of fluctuating sea levels
seince the Triassic science, 235, 1156-1167.
HAUPTMAN M. (1990) – Untersuchungen Zur Mikrofazies, Stratigraphie Und Paleogeographie.
Jurassischer Karbonat-Gesteine in Atlas system-Zentralen Marokkos, Berliner.
Geowiss. Abh. (A), 119, 90 p., 32 Fig., 15 ph., Berlin.
HONNOREZ J. , HONNOREZ-GUERSTEIN B. , VALETTE J. & WAUSCHKULM
M.(1973)-Present day formation of an exhalative sulhpide deposit at Vulcano
(Tyrrhenian sea ).Partie II : active crystallization of fumarolic suhpides in the volcanic
sediments of the baria de Levante. In ares in Sediment, Anstutz and Bernard ED.,
Springer-Verlag, pp.139-166.
IGMOULLAN B. (1987)- Formations carbonatées marines. Lias-Dogger du Sud de Midelt
(Haut Atlas central, Maroc). Etude sédimentologique et tectonique. D. E. A. Dijon
( France), 30p.
IGMOULLAN B. (1992)- Evolution géodynamique du Haut Atlas de Midelt au cours du
Méso-Cénozoïque, 9ème colloque National de géologie, Tlemcen,, Algérie.
IGMOULLAN B. (1993)- Géodynamique méso-cénozoïque de la région de Midelt : un
exemple d’évolution de la marge septentrionale du bassin jurassique du Haut Atlas
central (Maroc). Thèse de 3ème cycle, Fac. Sc. Semlalia, Marrakech, 181p.
IGMOULLAN B., FEDAN B. & SADKI D. (1993)- Evolution structuro-Sédimentaire
Jurassique de la région de Midelt 14 régional congrès of Sédimentologie Marrakech p.
245-346, 1 Fig.
IGMOULLAN B., SAÂDI Z., FEDAN B., SADKI D., & BENJELLOUN F. (1994) –
Contrôle tecto-eustatique de la dynamique sédi; entre Aaléno-bajocienne de la marge
septentrionale (région de Midelt-Mibladène) du Haut Atlas marocaine. Aalenian and
Bajocien Working groups meeting, Marrakesh 25-31 May 1994, Abstracts, p.38.
JACQUIN T., GARCIA J. P., PONSOT C., THIERRY J. & VAIL P.R. (1992)-
Séquence de dépôt et cycles regressifs/transgressifs en domaine marin carbonaté :
exemples du Dogger du bassin de Paris. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 315, Série II,
pp. 353-362.
JEBRAK M, MARCOUX E., NASLOUBI M., & ZAHRAOUI M. (1998)-from sandstone
to carbonate hosted stratabound deposits: an isotope study of galena in the Upper-
Moulouya district (Morocco). Mineralisation Deposita, 33, pp.406-415.
JUIDETTE M. (2000)- Les épisodes carbonatés méso-cénozoïques du Moyen Atlas et de la
Haut Moulouya. Sédimentologie, diagenèse polyphasée et contexte dynamique. Thèse
Doctorat, Univ. Mohammed V, Fac. Sci. Rabat, 370 p.
JUIDETTE M., LAADILA M. & FEDAN B. (1999)- Les événements diagénétiques
carbonatés, marqueurs de l’évolution géodynamique du Moyen Atlas (Maroc). Géol.
Médit. XXVI, 3-4, 217-229.
JUIDETTE M., LAADILA M., FEDAN B., BENJELLOUN F., SAADI Z. & SOUFIANI
N. (1999) - La diagenèse des carbonates jurassiques de la Haute Moulouya et du Moyen
Atlas : Marqueurs et signification géodynamiques, 1er Colloque National sur le
Jurassique marocain, 28 et 29 Septembre, 1999, Rabat.
KAZI-TANI ( 1986)-Evolution Géody-namique de la bordure nord-africaine. Le domaine
intraplaque Nord algérien. Approche mégaséquentielle. Thèse de Doc. és-sciences,
Univ. Pau, 2 tomes, 871p.
KAOUKAYA A., LAADILA M., FEDAN B. & SAÂDI Z (2001)-La plate formecarbonatée
liasique au NE d’Errachidia (Haut Atlas oriental, Maroc) : modèle d’organisation des
dépôts margino-littaux. Bull.Inst. Sci. Rabat, Section Sciences de la terre , 2001,
no 23, pp. 27-38.
301

KLUPFEL W. (1917)-Uber die Sediment der flashsee in. Thèse de Doctorat és-Sciences,
Univ. Pau, 2 tomes, 871 p.
LAADILA M. (1996) - Stades de l’évolution de la plate-forme carbonatée liasique du Moyen
Atlas. Thèse Doctorat es Sci., Univ. Mohamed V, Fac. Sci., Rabat, 427 p.
LACHKAR G., OURHACHE D. & CHARRIERE A. (2000)- Nouvelles donnés
palynologiques sur les formations sédimentaires associées aux basaltes triasiques du
Moyen Atlas et de la Haute Moulouya (Maroc). Revue de Micropaléontologie, Vol.
43, n°4, pp. 281-299.
LAKHBIZA F. (1996)-Evolution de la plate-forme carbonatée liasique dans la partie sudouest
du Moyen Atlas (MAROC). Thèse de 3ème cycle, Univ. +Mohamed V, Fac.
Sci.,Rabat, 215 p.
LAVILLE E., CHARROUD A., FEDAN B., CHARROUD M. & PIQUE A. (1995)-
Inversion négative et rifting atlasique:l'exemple du bassin triasique de Kerrouchène
(Maroc). Bull. Soc.géol.France, 1995, t. 166, n°4, pp.365-374.
LE MARREC A. & TAUGOURDEAU-LANTZ J. (1983)-Description lithostragphique du
Permien ( ?) Trias du Haut Atlas de Demnat, Maroc, et nouvelle datation
palynologique. Bull. Fac. Sci., Marrakech, Sec. Sci. Terre, n°sp.1, pp. 52-60.
LETSCH D. K. (1985)-early Jurassic depositional history of the northem margin of the
central high atlas morocco. Master of Science thesis, Colorado School of Mines,
171p.
LOMBARD A. (1956)-Séries sédimentaires, genèse, évolution. Ed. Masson et Lie, 425p.
LORENZ J. C. (1976)-Triassic sediments and basin structure of the Kerrouchen basin,
central Morocco-J. Sedi., Petrol., 46, pp. 897-905.
LORENZ J. C. (1988)-Synthesis of late paleozoic and triassic redbed sedimentation in
Morocco. In Jacobshagen, V. H. (Ed.). The Atlas system of Morocco, Elsevier,
Lecture Notes in Earth Sciences, Springer-Verlag, Berlin vol. 15, pp. 139-168.
LUCAS J. (1962)- La transformation des minéraux argileux dans la sédimentation. Etudes
sur les argiles du Trias. Mém. Sérv. Carte géol. d’ Alsace et de Lorraine. Strasbourg,
no 23, 202p.
LUCAS G., CROS P. & LANG J. (1976)- Etude microscopique des roches meubles et
consolidées in « les roches sédimentaires ». Doin éditeurs, Paris, pp. 378-386.
MANSPEIZER W. (1981)-Early Mesozoic basins of the Central Atlantic passive margin. In
Bally A. W. (ed.), Geology of passive continental margins; History, Structure, and
Sédimantologique Record.A.A.P.G. Course Notre series.Vol.19/4, pp.1-60.
MANSPEIZER W., PUFEER J. H. & COUSMINER H. L. (1978)-Separation of Morocco
and eastern North America: A triassic-liassic stratigraphic record. Geol. Soc.
America Bull., 89, pp. 901-920.
MARTIN J. (1981)-Le Moyen Atlas Central, étude géomorphologique. Notes et Mém. Serv.
Géol. Maroc, 258 et 256bis, 445p.
MEDINA F. (1996)-Le Trias du Maroc : Introduction. In : Le Permien et le Trias du Maroc :
état des connaissances. Pumag (Edité par Medina, F.), pp.139-154.
MICHARD A. (1976) - Eléments de géologie marocaine. Notes et Mém. Serv. Géol. Maroc,
Rabat, 252, 482 p.
MITIAEV A., GANZEEV A. & GROUZDEV V. (1978) - Etude géologique et gitologique
de la région de la Haute Moulouya, Rapport SGM/n°1070. Service des gîtes
minéraux, Maroc.
MOY C. & TRAVERSE A. (1986)-Palynostratigraphy of the subsurface Eagle Mills
formation (Triassic) from a Well in east-central Texas, U.S.A. Palynology, n°10, pp.
225-235.
MOREL J. L., ZOUINE E. M. & POISSON A. (1993)- Relation entre la subsidence des
bassins moulouyens et la création des reliefs atlasiques (Maroc). Un exemple
d’ inversion tectonique depuis le Néogène. Bull. Soc. Géol. Fr., 164, no 1, pp. 79-91.
302

MOUSSON R. (1954)- Les basaltes permo-triasiques à indices de cuivre d’Agourir et de Sidi
Tiar (Haute Moulouya). Notes Ser. Géol. Maroc, t. 10, no122, pp. 109-123.
OUARHACHE D. (1993)- La série volcano-sédimentaire de l'Oued Kiss: Moyen Atlas plissé
(Maroc). 14 th regional Meeting of sedimentology, I.A.S., Marrakech, April 27-29,
1993, p. 250.
OURHACHE D. (1995)-Lithostratigraphie du Trias de la région de Boumia (Haute
Moulouya, Maroc). Table ronde sur le Permien et le Trias du Maroc. Inst. Sci. Rabat,
3-5, Octobre, pp. 15.
OUARHACHE, D. (2000)-Sédimentation détritique continentale synchrone d'un volcanisme
explosif dans le trias terminal à Infra-Lias du domaine atlasique (Haute Moulouya,
Maroc). J.Afr. Earth Sciences, Vol. 31, n°3-4, pp. 555-570.
OUARHACHE D. (2002) : Sédimentation et volcanismes (effusif et explosif) associés au
rifting triasique et infraliasique dans le Moyen Atlas Sud-occidental et la Haut
Moulouya (Maroc) Doctorat d’Etat Es-Sciences, Univer. Mohamed V, Fac.des
Sc.Rabat 284p.
OUARHACHE D., CHARRIERE A., LACHKAR G. & EL WARTITI M (1999)-
Nouvelles datations palynologiques et précision de l'âge des premiers épanchements
basaltiques triasiques dans la Moyen atlas tabulaire (Maroc). Deuxième réunion du
groupe marocain du Permien et du Trias. Marrakech, Maroc, Résumé.
OUARHACHE D., CHARIERE A., CHALOT-PRAT & EL WARTITI M. (2000)-
Sédimentation détritique continentale synchrone d'un volcanisme explosif dans le Trias
terminal à Infra-Lias du domaine atlasique (Haute Moulouya, Maroc). J. Of Afr. Earth
Sciences, Vol. 31, n°3-4, pp. 555-570.
OUJIDI M. (1994)-Le complexe volcano-sédimentaire rouge du Trias, et de la base du Lias
du pays des Horsts (Maroc oriental). Géodynamique du bassin, dynamique sédimentaire
et phénomènes de silicification. Thèse de Doc. Es Sciences, Univ. Med premier, Fac.
Des Sciences Oujda, 277p.
PANETIER J. M. (1961)-Au sujet du secteur de Boumia. Arch. B.R.P.M., Rabat.
PARSONS, W. H. (1969)-Criteria for the recognition of volcanic Breccias : Review in
« Igneous and Metamorphic Geology ». Geol. Soc. Amer., Mem., 115, pp. 263-304.
PETIT JOHN F. J. (1975)-Sedimentary rocks, 3éme edit. Harper and Row, Publ. New York,
628p.
POIRIER J.P., BESSON & P. BOUDON G., (1994)-Des cendres d’origine phréatomagmatique
dans les dépôts de la crise de 1976-77 de la Soufrière de Guadeloupe. C. R.
Acad. Sci. Paris. T. 318, série II, p. 483 à 486, 1994.
PUFFER J. & MANS PEIZER W. (1973)-Etudes sur les basaltes du Haut Atlas marocain.
C. R. ann. Serv. Carte géol., Maroc : 204 p (inédit).
RAKUS M. & VALIN F. (1978)- Rapport concernant l'étude géologique du Paléozoïque et
de la couverture mésozoïque des Monts d'Oujda (Maroc Oriental). Rapport inédit.
N°60/S. R.G. /OUJ/79.
RAYNAL R. (1952)-La région de la Haute Moulouya (Maroc oriental) dans : Aspects de la
géomorphologie du Maroc. Notes et Mém. Serv. Géol., Maroc, no 96, Rabat.
RAYNAL R. (1952) –Quelques données nouvelles au sujet de l'Oligo-Miocène du bassin de
la Moulouya: C.R. Soc. Géol. France, 6ème ser., 2, 43-44.
RAYNAL R.(1961)- Plaines et piedmonts du bassin de la Moulouya (Maroc oriental). Etude
géomorphologique. Thèse es Sci. Fac. lettres, Paris, 617p.
ROCH (1932)-Etude géologique dans la région méridionale du Maroc occid. Notes et Mém.
Serv. des mines et carte géol., Maroc, no 9, 5 42p.
ROCH (1932)-Histoire stratigraphique du Maroc. Notes et Mém. Serv. des mines et carte
géol., Maroc, no 80, 1950, 440p.
RUSSO P.(1928)-Sur la présence et la signification de dépôts du Miocène continental rouge
en Moyenne Moulouya. C. R. Congr. Ass. fr. av. Sciences, pp.109.
303

RUSSO P. (1926)-Extension des formations du Jurassique moyen et supérieur dans la vallée
de la Haute Moulouya (Maroc). B.S.G.F., (4), t. XXVI, (1926), pp. 375-379.
RUSSO P. & RUSSO L. (1928) – Observations nouvelles dans la Moulouya et dans le grand
Atlas Oriental B.S.G.F., (4), 1926, p. 241-253, 1 carte.
SAADI Z. (1996) - Evolution géodynamique triasico-jurassique de la Haute Moulouya et du
Moyen Atlas méridional. Place dans l’évolution méso-cénozoïque du domaine des
chaînes atlasiques (MAROC). Thèse de 3ème cycle, Univ. Mohamed V, Fac. Sc. Rabat,
485 p.
SAÂDI Z. & FEDAN B. (1997 a) – Evolution méso-cénozoïque comparées du Moyen Atlas
méridional et de la Haute Moulouya, 17ème Colloque des Bassins sédimentaires
marocains, Kènitra, Octobre, 1997.
SAADI Z. & FEDAN B. (1997 b) - Les Bassins triasico-liasiques de type Rift de la Haute
Moulouya et du Moyen Atlas méridional. Genèse et Evolution. Première Réunion du
Groupe Marocain du Permien et du Trias, Oujda, 28-30 Novembre, 1997.
SAADI Z. & FEDAN B. (1999 a) - Les tidalites liasiques du Moyen Atlas méridional, de
Boumia-Aghbalou N’Serdane et de Taddammout-Mibladène. Marqueurs de l’évolution
Du paléoseuil de la Haute Moulouya. 1er Colloque sur le Jurassique marocain, 28 et 29
Septembre, 1999, Rabat.
SAADI Z. & FEDAN B. (1999 b) - Les Dépôts triasico-liasiques de la Haute Moulouya et
du Moyen Atlas : Typologie, Caractérisation et Signification Géodynamique. Deuxième
Réunion du Groupe Marocain du Permien et du Trias, Marrakech, 24-26 Novembre
1999.
SAADI Z., CHARROUD M. & FEDAN B. (1991) - « Le faciès d’Itzer » (le Lias inférieur
et moyen). Interprétation et signification dans l’évolution de la bordure sud du Moyen
Atlas . 9ème Colloque des Bassins Sédimentaires Marocains, Meknès, Octobre 1991.
SAADI Z., FEDAN B. & LAADILA M. (2004b)-Evolution triasico-liasique de la Haute
Moulouya et du Moyen Atlas méridional : héritage structural et modalité tectonosédimentaire.
Quatrième Réunion du Groupe marocain du Permien et du Trias. Fès, 3-6
Juin 2004, p. 40.
SAADI, Z., FEDAN, B., LAADILA, M. (2004b)- Evolution triasico-liasique de la Haute
Moulouya et du Moyen Atlas mérdional : héritage structural et modalité tectonosédimentaire.
Quatriéme Réunion du Groupe marocain du Permien et du Trias. Fés, 3-6
Juin 2004, p. 40.
SAADI, Z., FEDAN, B. & LAÂDILA, M. (2006)-Les dépôts triasico-liasiques de la
boutonnière de Zeïda-Aouli (Haute Moulouya, Maroc): Typologie, organisation et cadre
géodynamique. Cinquiéme Réunion du Goupe Marocain du Permien et du Trias, El
Jadida, 26-29 Avril, Maroc. pp.71-72.
SAADI Z., FEDAN B., CHARROUD M. & SOUHEL A. (1993) - L’évolution jurassique
du paléoseuil de la Haute -Moulouya (Maroc) : un exemple d’enregistrement
sédimentaire de la tectonique et des variations eustatiques. Congrès international 14 th
Regional Meeting of Sedimentology (IAS). Marrakech, 27-29 Avril, 1993.
SAADI Z. , FEDAN B., LAADILA M. & LAKHBIZA F. (1997) - Modalités de
l’installation de la plate-forme carbonatée liasique au Maroc . Réunion de la S. G. F. du
Groupe Français du Crétacé et de la Société Géologique d’Algérie, Paris, 17 Décembre,
1997.
SAADI Z., FEDAN B., LAADILA M. & KAOUKAYA A. (2003)-Les tidalites liasiques de
la Haute Moulouya et du Moyen Atlas méridional (Maroc) : dynamique sédimentaire et
contexte paléogéographique. Bull. de l'Institut Scientifique, Rabat, section Sciences de
la Terre, 2003, no25, pp.55-71.
304

SAADI Z. , FEDAN B., LAADILA M. & ZAHOUR Gh. (2004a)-« La série argilo-saliféres
supérieures » triasico-liasique de la Haute Moulouya et du Moyen Atlas méridional :
éléments de caractérisation sédimentologique et impacts du climat. Quatrième Réunion
du Groupe marocain du Permien et du Trias. Fès, 3-6 Juin 2004, p. 40.
SABAOUI A. (1987)-Structure et évolution alpine du Moyen Atlas septentrional sur la
transversale Tleta des Zerarda. Meghraoua (SW de Taza, Maroc). Thèse de 3éme cycle
Univ. Paul Sabatier, Toulouse III, 162p.
SABER H., EL WARTITI M., BROUTIN J. & TOUTIN MORIN N. (1997)-Présence de
faciès volcaniques dans les dépôts stephano-Autuniens des bassins sud haut atlasiques :
(Ida ou Ziki et Ida ou Zal, Maroc). Première Réunion du Groupe marocain du Permien
et du Trias, Oujda, 28-30, Nov. 1997.
SADKI D. (1992)-Les variations de faciès et les discontinuités de sédimentation dans le Lias-
Dogger du Haut Atlas (Maroc): chronologie, caractérisation, corrélations. Bull. Soc.
Géol. France, Paris, n° 2, pp. 179-186.
SADKI D. (1992)-Le Haut Atlas Central (Maroc): stratigraphie et paléontologie du Toarcien
et du Dogger inférieur-dynamique du bassin et des peuplements. Thèse Doct., d'Etat,
Univ. Cadi Ayyad, Marrakech.
SHERIDAN M. F. & RAGAN D. M. (1977)- Compaction of ash-flow tuffs. In: Chilingarian
G. V. & Wolf K. H. Ed: compaction of coarse-grained sediments, II; Developments in
sedimentology 18 B. Elsevier Amsterdam, pp. 677-713.
SCHMID R. (1981) - Descriptive, nomenclature and classification of pyroclastic deposits and
fragments. Recommendations of the IUGS subcommission on the systematics of
igneous rocks. Geology, 9, pp. 41-43.
SCHMINCKE H. U. & JOHNSTON D. A. (1977)-Contrasting pyroclastic flow deposits of
the 1976 eruption of Augustine volcano, Alaska, (Abst.). Géol. Soc. Amer., Abst. With
Program, 9, 1161-1168.
SCHMIT G. A. (1986)-Coarse-grained no marine volcaniclastic sediment: Terminology and
depositional process. Geol. Soc. Amer. Bull., 97, pp. 1-10.
SCHMITT J. M. (1976)-Sédimentation paléoaltération. Géochimie et Minéralisation en
Plomb de la série triasique de Zeïda (Haute Moulouya, Maroc).Thèse 3ème cycle.
Ecole. Nat. Sup. des Mines. Paris, France, 97p.
SCHMITT J. M. & THIRY M. (1977)-Minéralisations en plomb par évolutions
pédologiques d'une série arkosique du Trias (Zeida, Haute Moulouya, Maroc). Bull. Soc
Géol. Franc, 163, pp. 179-186.
SCHNEIDER J. L. (1990)- Enregistrement de la dynamique varisque dans les bassins
volcano-sédimentaires dévono-dinantiens: exemple des Vosges du Sud (zone
moldanubienne). Thèse, Université de Strasbourg, 222p., (inédit).
SEBAI A., FERAUD G., BERTRAND H. & HANES J. (1991)-40Ar/39Ar dating and
geochemistry of tholeiitic magmation related to the early opening of the Central Atlantic
Rift. Earth Planetary. Sci. Lett. vol. 104, pp. 455-472.
SEPTFONTAINE M. (1984) – Biozonation (à l'aide de foraminifères imperforés ) de la
plate-forme interne carbonatée liasique du Haut Atlas (Maroc). Rev. Micropal., 27/3,
pp. 209-229.
SEPTFONTAINE M. (1986) - Vers une classification évolutive des Lituolidés
(Foraminifères) jurassiques en milieu de plate-forme carbonatée. Revue de
Paléobiologie, vol. spec. n°2 Benthos 86, pp. 229-256. Genève, Mars 1988.
SLANSKY M. (1992)- «Terminologie et classification des roches sédimentaires formées de
silice, silicates, carbonates et phosphates ». Manuels et Méthodes, no 22, Edit. B. R. G.
M., 1992.
SMITH G. A. (1986)-Coarse-grained non marine volcaniclastic sediment: Terminology and
depositional process. Geol. Soc. Amer. Bull.,97 , p.1-10 .
305

SOUHEIL A. (1996)-Le Mésozoïque dans le Haut Atlas de Beni Mellal
(Maroc).Stratigraphie Sédimento-logie et évolution géodynamique. Thése de Doct.
D’Etat. Actes de Labo. De géol. Sédim. et Paléontologie de l’Univ. Paul-Sabatier,
Toulouse, Série, vol. 27, pp. 1-49, 125Fig., 5 tabl., 6 pl. 1996.
SPARKS R. S. J. (1976)- Grain size variations in igninbrites and implications for the
transport of pyroclastic flows. Sedimentology, Netherl., 23, pp. 147-188
SPARKS R. S. J. & WILSON L. (1976)- Amodel for the Formation of ignimbrite by
gravitational colum collapse .J.Geol .Soc ., London , 132, p. 441-451 .
SPARKS R.S. J. & WRIGHT J. V. (1979)-Welded air-fall tuffs in : CHAPIN C. E. et
ELSTON W. E. eds. : Ash flow tuffs. Geol. Soc. Amer., Sp. Paper, 180, pp. 155-166.
SPARKS R. H. S., SELF S. & WALKER G. P. L. (1973)- Produits of ignimbrites
eruptions. Geology, 1, 115-118.
SUESS E. (1888)-Das Antlis der Erde,t.II,Tensky(ED.), Vienna, trad .Anglais 1906: the face
of the earth, 2, Clarendon Press, Ox ford, 556 p.
SUESS E. (1906)-The face of the earth 2, Oxford, Clarendon, 759 p.
TAUGOURDEAU-LANTZ J. (1978)-Pollen des niveaux sédimentaires associés aux
basaltes du Trias sur la bordure septentrionale du Maroc Central. Précisions stratigraphiques.Notes
et Mém. Serv. Géol. Maroc, t. 40, no 275, pp. 135-146.
TCHERNYCH G. (1978)-Structure profonde de la Haute Moulouya d'après les données
géophysiques. Mines, Géologie et Energie, Rabat, 1978, n°44, pp. 115-117,1 Fig.
TERMIER H. (1936)-Etudes géologiques sur le Maroc Central et le Moyen Atlas
septentrional. Notes et Mém. Serv. Mines et cartes géologiques, Maroc, n°33, tome IV,
1566p.
TERMIER H. & DUBAR G. (1940)-
Carte Géologique du Moyen Atlas septentrional au 1/200 000, avec notice explicative.
Id., Notes et Mém. Servi. géol. Maroc, 24-24 bis.
TERMIER H. & TERMIER G. (1948)-Observations nouvelles sur le Trias et la base du
Lias dans le dans le Moyen Atlas Septentrional et le Maroc Central. Bull. Soc. Géol. Fr.,
5éme série, t.18, no 6-7, pp. 395-405.
THUIZAT R. & MONTIGNY R. (1977)-Age Potassium-Argon sur phases minérales
séparées des dolérites mésozoïques du Maroc . 5ème Réunion annuelle des Sciences de
la Terre, Rennes, 448 p.
VAIL P. R. (1987)-Séisme stratigraphy interprétation procédure. In: Bally A. A. P. G. Atlas
of seismic stratigraphy I. A. A. P. G. Studies in Geol., Tulsa, 27, pp. 1-10.
VAIL P. R., HARDENBOL J. & TODD R. G. (1984)-Jurassic unconformities,
chronostratigraphy and sea level changes from seism stratigraphy and biostratigraphy.
Am. Ass. Petrol. Geol. Mem. 36, pp.129-144.
VAIL P. R., MITCHUM R. M. & THOMPSON S. (1977)-Seismic and global changes of
sea level, part 4: global cycles and relative changes of sea level. Memo. A. A. P. G.
Tulsa, Oklahoma, Mém. 26, pp. 83-97
VAIL P.R., COL. J. P, DUCHENE R. J., KUCHLY J. , MEDIAVILLA F. &
TRIFILIEFF V.(1987)- La stratigraphie séquentielle et son application aux corrélations
chronostratigraphiques dans le Jurassique du bassin de Paris. Bull. Soc. géol. France,
1987, (8), t.II, n°7, pp.1301-1321.
VAN HOUTEN F. B. (1976)- Late variscan non marine deposits. North Western. Africa:
implication for pre-drift north Atlantic reconstruction, Am. J. Sci., 276, pp. 671-695.
VAN HOUTEN F. B. (1977)-Triassic-Liassic deposits of Morocco and Eastern North
America. Comparison. A. A. P. G. Bull., 6, (1), pp. 79-99.
306

VAN WAGONER J.C., POSAMENTIER H.W., MITCHUM R.M., VAIL P.R., SARG
JJ.F., LOUTIT T.S. & HARDENBOL J. (1988)-An overview of the fundamentals of
sequence stratigraphy and key definitions. In: Wilgus C., Hasting B., Ross C.
Posamentier H., Van Wagoner J. & Kendall C.G.St.C. eds , Sea level changes an
integrated approach. S.E.P.M. Spec. Publ., Tulsa, 42, pp. 39-45.
WALKER R. G. (1980) – Facies models. Geosciences Canada, Hamilton, 211p.
WESTPHAL M., MONTIGNY R., THUIZAT R., BARDON C., BOSSERT A.,
HAMZER R. & ROLLEY J. P. (1979)-Paléo-magnétisme et datation du volcanisme
permien, triasique et crétacé du Maroc. Canadian Journal of Earth Sciences, Vol.16/11,
pp.2150-2164
WATERS A. C. & FISHER R. V. (1971) - Base surges and their deposits; Capelinhos and
Toalvolcanoes. J. Geophys. Res., 76, 5596-5614.
WHOLETZ & SHERIDAN (1979) WRIGHT J.V., SMITH A. L. & SELF. (1980)- A
Working terminology of pyroclastic deposits. Jown. Volcan. Geotherm. Research,
8, pp315-336.
YOUBI (1998)- Etude volcanologique et géochimique. Exemple d'application dans le
Neoproterozoique terminal (PIII) de l'anti-atlas et le Permien du Maroc. Thèse d'Etat
Uni. Cadi Ayyad Fac. Des Sci. Semlalia, Marrakech
307

LISTE DES FIGURES
Fig.1 - La Haute Moulouya et la bordure méridionale du Moyen Atlas 6
Fig. 2-Classification de Schmid (1981) 17
Fig. 3-Classification de Chalot-Pratt & LeGall 1987 18
Fig. 4-Classification des roches pyroclastiques. 18
Fig. 5-Environements des volcano-sédimentaires 20
Fig. 6-Organisation générale d'un cône de déjection torrentiel 22
Fig. 7-(A) coupe longitudinale simplifiée dans un cône de déjection: (1)
23
coulées boueuses, (2) galets, (3) sables et graviers, (4) limons. (B): détail.
Fig. 8-A : Principaux types de barres fluviatiles; (1) chenal droit; (2) chenaux
24
en tresse. B : séquence du système fluviatile en tresse
Fig. 9-Dépôts dans un méandre (A) et séquence du système fluviatile à
25
méandre (B)
Fig. 10-Analyse séquentielle
26
A- Typologie scalaire des séquences sédimentaires
B- Parallélisme entre échelles séquentielle, eustatique et biologique.
Fig. 11-Modèle de genèse de séquences de 3 éme ordre en fonction de 27
l’environnement.
Fig. 12-Carte de localisation des coupesn 29
Fig. 13- Région de Boumia (détail dans les coulées basaltiques) 39
Fig. 14- Log stratigraphique synthétique des dépôts triasico-liasiques de
40
la région de Boumia-Tizi n’Rechou
Fig.15-Coupe lithostratigraphique de Tizi n’Toumelba 43
Fig. 16 – Analyses lithologique et volcano-sédimentaire de Tizi n’Toumelba
46
(coupe Tt 1 )
Fig. 17-Evolution sédimentologique des dépôts Triasico-Liasiques deTizi 48
n’Toumelba (coupe Tt 1 )
Fig. 18-Evolution sédimentologique des dépôts Triasico-Liasiques de Tizi
52
n’Toumelba (coupe Tt 2 )
Fig. 19- Evolution sédimentologique des dépôts triasico-liasiques de Tizi
54
n’Toumelba (coupe Tt 3 )
Fig. 20-Coupe lithostratigraphique de Tizi n’Rechou 58
Fig. 21-Analyse lithologique et volcano-sédimentaire de Tizi n’Rechou (coupe 61
TN)
Fig. 22-Evolution sédimentaire des dépôts triasico-liasiques de Tizi n’Rechou 63
(coupe TN)
Fig. 23-Coupe lithostrarigraphique dans les argilites inférieures de Tizi
66
n’Rechou
Fig. 24-Evolution sédimentologique des dépôts triasico-liasiques de Tizi
69
n’Rechou (coupe TZ).
Fig. 25-Coupe lithostratigraphique de Tawrirt 72
Fig. 26-Analyse lithologique et volcano-sédimentaire de Tawrirt (coupe TW) 74
Fig. 27-Evolution sédimentologique des dépôts triasico-liasiques de la région 77
Tawrirt (coupe TW).
Fig. 28-Analyse lithologique et volcano-sédimentaire de la région de
81
Boutkhoubaye (coupe BK).
Fig. 29-Evolution sédimentologique des dépôts triasico-liasique de la région de 85
Boutkhoubaye (coupe BK)
Fig. 30-Analyse lithologique et volcano-sédimentaire de la région de Boumia 88
308

(coupe BM)
Fig. 31-Evolution sédimentologique des dépôts triasico-liasiques de la région
31
de Boumia (coupe BM)
Fig. 32-Corrélation des dépôts triasico-liasiques des coupes de la région de
93
Boumia-Tizi n’Rechou.
Fig. 33-Bassin de Boumia-Tizi n’Rechou : A-Répartition et géométrie des
97
corps sédimentaires. B-Séquences types : 1- séquence de plaine
d’inondaton; 2-Séquence fluviatile en tresse; 3- séquence de cône.
Fig. 34-Région de Boumia-Tizi n’Rechou : profil paléogéographique et
98
morphostructuraion en blocs basculés
Fig. 35-Les argilites saliféres supérieures de la région de Boumia-Tizi
99
n’Rechou : paramétres sédimentaires et modalités de dépôts
Fig. 36-Log stratigraphique synthétique de la bordure méridionale du Moyen
102
Atlas.
Fig. 37-Log stratigraphique synthétique du Lias inférieur et moyen de la Haute 104
Moulouya et de la bordure méridionale du Moyen Atlas.
Fig. 38-Coupe lithostratigraphique d’Aghbalou Oumlil 107
Fig. 39-Analyse lithologique et volcano-sédimentaire d’Aghbalou Oumlil
109
(coupe OL).
Fig. 40-Evolution sédimenthologique des dépôts triasico-liasiques d’Aghbalou 111
Oumlil (coupe OL)
Fig. 41-Coupe lithostratigraphique d’Aït Lhaj 116
Fig. 42-Analyse sédimenthologique et volcano-sédimentaire d’Aït Lhaj
118
(coupe LH).
Fig. 43-Evolution sédimenthlogique des dépôts triasico-liasiques d’Aït Lhaj
121
(coupe LH)
Fig. 44-Corrélation des dépôts triasico-liasiques de la bordure méridionale
124
du Moyen Atlas.
Fig. 45-Bordure méridionale du Moyen Atlas. A-Répartition et géométrie
125
des corps sédimentaires. B-Séquences types : 1- séquence de plaine
d’inondation; 2-séquence fluviatile en tresse; 3-séquence de cône.
Fig. 46- Bordure méridionale du Moyen Atlas : profil paléogéographique
127
et morphostructuration en blocs basculés
Fig. 47-Corrélations du Lias inférieur et moyen de la bordure méridionale du
128
Moyen Atlas.
Fig. 48-Séquences tidalitiques du Lias inférieur et moyen de la bordure 129
méridionaledu Moyen Atlas : séquences de sebkha (1) et à lignites (2).
Fig. 48 (suite)-Séquences tidalitiques du Lias inférieur et moyen de la bordure 130
méridionale du Moyen Atlas : séquences d’inondation et de comblement
des milieux de type d’estran (3) et chenal de marée (4).
Fig. 49-Le Faciès d’Itzer de la bordure méridionale du Moyen Atlas :
132
organisation et relation avec l’émerssion régionale intra-carixienne
Fig. 50-Les argilites saliféres supérieures de la bordure méridionale du Moyen 134
Atlas: paramètres sédimentaires et modalités de dépôts
Fig. 51-Log stratigraphique synthétique des dépôts triasico-liasiques de la
139
région Aouli-Sidi Ayad
Fig. 52-Analyse lithologique et volcano-sédimetaire de Oued Moulouya (coupe 141
OM 1 )
Fig. 53-Evolution sédimentaire des dépôts triasico-liasiques de Oued
144
Moulouya (coupe OM 1 )
Fig. 54-Analyses lithologique et volcano-sédimentaire de Oued Moulouya
147
(coupe OM 2 )
309

Fig. 55-Evolution sédimentologique des dépôts triasico-liasiques de Oued
149
Moulouya (coupe OM 2 )
Fig. 56-Evolution sédimentologique des dépôts triasiques d’Aouli (coupe HA). 153
Fig. 57-Coupe lithostratigraphiqque d’Aouli 156
Fig. 58-Analyse lithologiqque et volcano-sédimentaire d’Aouli (coupe AH) 158
Fig. 59-Evolution sédimentologique des dépôts triasico-liasiques d’Aouli 160
(coupe AH).
Fig. 60-Coupe lithostratigraphique d’Aghanbou Ou Foullous 163
Fig. 61-Analyse lithologique et volcano-sédimentaire d’Aghanbou Ou
164
Foullous (coupe AF)
Fig. 62-Evolution sédimentaire des dépôts triasico-liasiques d’Aghanbou Ou 167
Foullous (coupe AF)
Fig. 63-Evolution sédimenthologique des dépôts triasico-liasiques d’Aqbab
170
Amellal (coupe AB)
Fig. 64-Evolution sédimentologique des dépôts triasico-liasiques de Tourarine 174
(coupe TR)
Fig. 65-Evolution sédimenthologique des dépôts triasico-liasiques d’Ifri
178
Ichabar (coupe IF)
Fig. 66-Passage argilites infèrieures-complexe basaltique (région d’Aouli-Sidi 183
Ayad).
Fig . 67-Corrélation des dépôts triasico-liasques de la région de Aouli-Sidi
185
Ayad
Fig. 68-Bassin d’Aouli-Sidi Ayad. A-Répartition et géométrie des corps
186
sédimentaires. B-Séquences types : 1-séquence de plaine d’inondation ;
2-séquence du systéme fluviatile en tresses; 3-séquence de cône.
Fig. 69-Région d’Aouli-Sidi Ayad : profil paléogéographique et 187
morphostructuration en blocs basculés.
Fig. 70-Passage des argilites saliféres supérieures aux tidalites liasiques au
188
travers du paléoseuil de la Haute Mouloya : expression de la
transgression carixienne
Fig. 71-Les argilites saliféres sup^érieures de la région d’Aouli-Sidi Ayad :
190
paramétres sédimentaires et modalités de dépôts.
Fig. 72-Région de Lissit : contact détritiques grossiers de base avec le socle
193
paléozoïque.
Fig. 73-Log stratigraphique synthétique du Lias supérieur et du Bajocien de la 195
région de Midel-Mibladène
Fig. 74-Evolution sédimentologique des dépôts triasico-liasiques de Taghbalou 198
n’Aït Sidi Lahbib (coupe SL).
Fig. 75-Evolution sédimentologique des dépôts triasico-liasiques d Adarhal
202
(coupe AR)
Fig. 76-Evolution sédimentologique du Lias moyen de la laverie de Mibladène 207
(coupe LV)
Fig. 77-Evolution sédimentologique des dépôts liasiques de Jbel Bou Selloum 211
(coupe BS)
Fig. 78-Evolution sédimentologique des dépôts du Lias et du Dogger de
216
Almou n’Boutsalli (coupe AL)
Fig. 79–Région de Midelt-Mibladéne : profil paléogéographique et
222
morphostructuration en blocs basculés
Fig. 80-Le passage des argilites saliféres supérieures aux tidalitiques supérieur 224
liasiques de la région de Midelt-Mibladéne ; mise en évidence de
l’émersion lotharingienne
310

Fig. 81-Le Lias inférieur et moyen de la région de Midelt–Mibladène : position 225
des deux phases d’émersions régionales (intra-lotharingienne (FI) et
intra-carixienne (Faciès d’Itzer) et de la phase d’inondation maximale
(niveau à Hesperithyris : NH).
Fig. 82-Séquences tidalitiques du Lias inférieur et moyen de la Haute
226
Moulouya : séquences d’inondation et de comblement des milieux de
type séquences de sebkha (1); séquence à lignites (2); séquences
d'estran (3) ; séquence de chenal de marée (4).
Fig.83-Le Lias-Dogger de la région de Midelt-Mibladène : Expression
228
régionales de la crise toarcienne (couches de Mibladène) et de la
transgression bajocienne (Marnes de Talsinnt)
Fig. 84-Corrélations du Lias-Dogger de la Haute Moulouya et de la bordure
229
nord haut atlasique le long d'un transect NNE-SSW (coupes IK, OT et
FL adoptées d’ Igmoulan, 1993) cf. Fig. 12 pour la légende de la carte.
Fig. 85- Séquences du Dogger de la région de Midelt-Miblmadène 230
Fig. 85 (suite)-Séquences du Dogger de la région de
231
Midelt-Miblmadène
Fig. 86-Le Toarcien et l’Aalénien de la marge méridionale du paléoseuil de la 234
Haute Moulouya et sa relation morphostructurale avec le bassin du
Haut Atlas : évolution différentielle (coupes IK, OT et FL modifiées d’
Igmoulan, 1993)
Fig. 87 -Corrélation des dépôts liasiques du paléoseuil de la Haute Moulouya
242
et des régions limitrophes le long d’un transect NW-SE
Fig. 88 Modèle de l’évolution verticale des dépôts liasiques. Impacts de
244
l’hydrodynamisme et du climat sur l’organisation des dépôts
Fig. 89 Modalités du remplissage fluviatile synrift du Lias basal : Indicateurs
245
sédimentaires et systèmes environnementaux associés
Fig. 90 Corrélation du Lias inférieur et moyen du paléoseuil de la Haute
247
Moulouya et des régions limitrophes le long d’untransect NW-SE.
Fig. 91 Modalités d’installation des dépôts post-rift du Lias-Dogger:
249
Indicateurs sédimentaires et systèmes environnementaux associés
Fig. 92 Schéma paléogéographique du paléoseuil de la Haute Moulouya et des 250
régions bordières au cours du Lias inférieur-Carixien
Fig. 93 Répartition des volcanoclastites dans la région de Boumia-Tizi
255
n’Rechou etle long de la bordure méridionale du Moyen Atlas
Fig. 94 Répartition des volcanoclastites dans la région de Midelt-Aouli 256
Fig. 95 Coupe géologiques sérieés illustrant la structure de la boutonniére
266
de Kerrouchène-Tanourdi, de la zone de passage de l’Accident d’Aït
Oufella et de région de Boumia-Tizi N’Rechou
Fig. 96 Structures distensives dans les détritiques grossiers de base et les
267
argilites inférieurede Dhar El Khach (Région d’Aouli-Sidi Ayad)
Fig. 97 Région d’Aghbalou Oumlil 269
Fig. 98 Coupes géologiques montrant Failles normales synsédimentaires;
271
Discordance progressive et discordance angulaire.
Fig. 99 Coupes géologiques dans la région de Midelt-Mibladène 273
Fig. 100 Coupe géologique le long du transect Khénifra-Kerrouchène
274
illustrant la structure d’ensemble de la région
Fig. 101 Coupes géologiques illustrants la tectonique atlasique 275
Fig. 102 Coupes géologiques illustrants la tectonique atlasique 275
Fig. 103 -Etapes d’évolution géodynamique 279
Fig. 103(suite)-Etapes d’évolution géodynamique 280
Fig. 104-Les évenements et marqueurs géodynamiques des séries triasico- 290
311

jurassiques de la Haute Moulouya et de la bordure méridionale du
Moyen Atlas
Fig. 105-Evolution géodynamique liasique du paléoseuil de la Haute
Moulouya et de la bordure méridionale du Moyen Atlas. A, Log
stratigraphique synthétique du Trias et du Lias de la Haute Moulouya et de
la bordure méridionale du Moyen Atlas; B 1 , modèle de Chadwick (1986) ;
B 2 , modèle d'évolution triasico-liasique de la bordure méridionale du
Moyen Atlas et de la Haute Moulouya.
292
312

Table de matiere
RESUME
SOMMAIRE
INTRODUCTION
I-CADRES GEOGRAPHIQUES ET GEOLOGIQUES
A-La région de Midelt-Mibladène 5
B-La boutonnière de Zeïda-Aouli 5
C-La boutonnière de Boumia-Tizi n’Rechou 7
D-La bordure méridionale du Moyen Atlas 7
E- La boutonnière de Kerrouchène-Tanourdi 8
F- L’accident d’Aït Oufella 8
II-HISTORIQUE DES RECHERCHES 8
III-RAPPELS 11
A-Rappel sur l’âge des formations triasico-liasiques 11
B-Rappel sur les roches volcanoclastiques 12
1-Définition 12
2-Les épiclastites 13
3-Les pyroclastites 13
a-définition 13
b-Classifications et nomenclatures des roches pyroclastiques 14
α-Classification génétique 14
β-Classification suivant leur source d’origine 15
γ-Classification lithologique 15
c-Les principaux faciés pyroclastiques 15
α-Les brèches volcaniques 15
β-Les tufs 16
4-L’environnement de dépôt des séries pyroclastiques 19
5-Les roches mixtes 21
6-Altération et Néogénése 21
7- Les interêts 21
B-Rappel sur les milieux alluviaux 21
1-Cônes alluviaux 22
2-Rivières en tresse 23
3-Sédimentation des réseaux à méandres 24
IV-METHODES UTILISEES ET TERMINOLOGIE ADOPTEE 25
V-OBJECTIF DE L’ETUDE 28
VI-ETUDE PETROGRAPHIQUE DES ROCHES VOLCANIQUES 30
A-Introduction 30
B-Les roches volcaniques 30
1-Les basaltes 30
2-Dykes 32
VII-PLAN ADOPTE
5
32
313

PREMIERE PARTIE : ETUDE STRATIGRAPHIQUE ET
ANALYSE SEDIMENTOLOGIQUE
INTRODUCTION 37
Chapitre 1 LA REGION DE BOUMIA- TIZI N’RECHOU 38
I- Etude stratigraphique et analyse sédimentologique 38
A-Les détritiques grossiers de base 38
B-Les argilites saliféres inférieures 38
C-Le complexe basaltique 38
D-les argilites salifères supérieures 38
1-La Formation de Tizi n’Rechou 38
2-La Formation de Tizi n’Toumelba 41
3-La Formation d’Aghbalou Oumlil 41
E-La Formation de Lissit 41
II-COUPE DE TIZI N’ TOUMELBA 42
A-COUPES Tt 1 42
1-Présentation de la coupe 42
2-les formations 42
a-La Formation de Tizi n' Rechou 42
b- La Formation de Tizi n’ Toumelba 44
c-La Formation d’ Aghbalou Oumlil 45
d-La Formation de Lissit 45
3- Les discontinuités sédimentaires 45
α-des discontinuités sédimentaires mineures, 45
β-des discontinuités sédimentaires majeures. 45
4- Les faciès. 45
5- Associations de faciès et séquences sédimentaires 47
a- les séquences de 2 ème ordre. 47
b- les séquences de 3 ème ordre. 49
6-Conclusion 49
B-Coupe Tt 2 50
1-Présentation de la coupe 50
2-les formations 50
a-La Formation d’ Aghbalou Oumlil 50
b-La Formation de Lissit 50
3- Les discontinuités sédimentaires 51
4- Les faciès 51
5- Association de faciès et séquences sédimentaires 51
a- les séquences de 2 ème ordre 51
b- les séquences de 3 ème ordre 51
6- Conclusion 52
C-La coupe Tt 3 53
1- Présentation de la coupe 53
2-Les formations 53
a-la Formation d’Aghbalou Oumlil 53
b-La Formation de Lissit 53
3- Les discontinuités sédimentaires 53
4-Les faciès 55
5- Associations de faciès et séquences sédimentaires. 55
a- Les séquences de 2 ème ordre 55
b- les séquences de 3 ème ordre 55
314

6- Conclusion 55
III-LA COUPE DE TIZI N’ RECHOU 56
A- Présentation de la coupe 56
B-Les formations 56
1- La Formation de Tizi n' Rechou 56
a- Le membre inférieur 56
b-Le membre supérieur 57
2-La Formation de Tizi n’ Toumelba 59
3 La Formation d’ Aghbalou Oumlil 59
4- La Formation de Lissit 60
a-Le membre inférieur 60
b-Le membre supérieur 60
C-Les discontinuités sédimentaires 60
D-Les faciès 60
E-Association de faciès et séquences sédimentaires 62
1-Les séquences de 2 éme ordre 62
2- Les séquences de 3 éme ordre 64
F-Conclusion 64
IV- LA COUPE DE TIZI N’RECHOU 65
A-Présentation de la coupe 65
B-Les formations 65
1-La formation basale 65
a-Le membre inférieur 65
b-Le membre moyen 65
c-Le membre supérieur 65
2-La formation supérieure 67
a-Le membre inférieur 67
b-Le membre médian 67
c-Le membre supérieur 67
C-Les discontinuités sédimentaires 67
D-Les faciès 68
E- Associations de faciès et séquences sédimentaires 68
1- Les séquences de 2 éme ordre 68
2-Séquences de 3 ème ordre 70
F-Conclusion 70
V-COUPE DE TAWRIRT 71
A-Présentation de la coupe 71
B-Les formations 71
1-La Formation de Tawrirt 71
a-le membre inférieur: 71
b-Le membre supérieur 71
2-La Formation deTizi n’ Toumebla 75
3-La Formation d’ Aghbalou Oumlil 75
4-La Formation de Lissit 75
C-Les discontinuités sédimentaires 75
D-Les faciès 76
E- Association de faciès et séquences sédimentaires 76
1-Les séquences de 2 ème ordre 76
2- Les séquences de 3 ème ordre 78
F –Conclusion 78
315

VI-LA COUPE DE BOUTKHOUBAYE 80
A-Présentation de la coupe 80
B-Les formations 80
1- La Formation de Tawrirt 80
a-Le membre inférieur 80
b-Le membre supérieur 82
2-La Formation de Tizi n’ Toumelba 82
3-La Formation d’Aghbalou Oumlil 83
4- La Formation de Lissit 83
C-Les discontinuités sédimentaires 83
D-les faciès 83
E-Association de faciès et séquences sédimentaire 84
1- Les séquences de 2 ème ordre 84
2-Les séquences de 3 ème ordre 84
F- Conclusion 86
VII-COUPE DE BOUMIA 87
A-Présentation de la coupe 87
B- Les formations 87
1-La Formation de Boumia 87
a-Le membre inférieur; 87
b-Le membre supérieur 87
2-La Formation d’Aghalou Oumlil 89
3-La Formation de Lissit 89
C-Les discontinuités sédimentaires 89
D-Les faciès 89
E-Associations de faciès et séquences sédimentaires 90
1-Les séquences de 2 ème ordre 90
2-Les séquences de 3 ème ordre 90
F- Conclusion 92
VIII-Evolution spatio-temporelle 93
A-Corrélation et répartition des corps sédimentaires 93
B-Modalités et principaux paramétres de la sédimentation 98
Chapitre 2 LA BORDURE MERIDIONALE DU
MOYEN ATLAS
I-Etude stratigraphique et analyse sédimentologique 101
A-Les argilites saliféres inférieures 101
B-Le complexe basaltique 101
C-Les argilites salifères supérieures 101
D-Les carbonates liasiques 103
II-LA COUPE D’AGHBALOU OUMLIL 106
A-Présentation de la coupe 106
B-les formations 106
1-La Formation d’ Aït El Haj 106
a-Le membre inférieur 106
b-Le membre supérieur 106
2-la Formation de Tizi n’Toumelba 108
3-La Formation d’ Aghbalou Oumlil 108
4-La Formation de Lissit 108
C- Les discontinuités sédimentaires 110
D-Les faciès 110
316

E-Associations de faciès et séquences sédimentaires 110
a-Les séquences de 2 éme ordre 110
b-Les séquences de 3 ème ordre 112
F- Conclusion 112
III-LA COUPE D’AIT LHAJ 115
A-Présentation de la coupe 115
B-Les formations 115
1-La Formation d’Aït Lhaj 115
a-Le membre inférieur 115
b-Le membre supérieur 115
2-La Formation de Tizi n’Toumelba 117
3-La Formation d’Aghbalou Oumlil 117
4-La Formation de Lissit 117
C-Les discontinuités sédimentaires 119
D-Les faciès 119
E- Les associations de faciès et les séquences. 119
1- Les séquences de 2 ème ordre 119
2- les séquences de 3 ème ordre 120
F-Conclusion 122
VI-Evolution spatio-temporelle 123
A-Corrélation et répartition des corps sédimentaires 123
B-Modalités et principaux paramétres de la sédimentation 133
Chapitre 3 LA REGION D’AOULI-SIDI AYAD
I-Etude stratigraphique et analyse sédimentologique 137
A-Les détritiques grossiers de base 137
B-Les argilites salifères inférieures 137
C-Le complexe basaltique 137
D-Les argilites salifères supérieures 138
1-La Formation de Boumia 138
a-Le membre inférieur 138
b-Le membre supérieur 138
2-La Formation d’Aghbalou Oumlil 138
E-La Formation de Lissit 138
II-LES COUPES DE OUED MOULOUYA 140
A-Coupe OM 1 140
1-Présentation de la coupe 140
2-Les formations 140
a-La Formation de Boumia 140
b- La Formation d’ Aghbalou Oumlil 142
c- La Formation de Lissit 142
3-Les discontinuités sédimentaires 142
4-Les faciès 143
5-Associations de faciès et séquences sédimentaires 143
a-Les séquences de 2 éme ordre 143
b-Les séquences de 3 éme ordre 145
6- Conclusion 145
B-La coupe OM 2 146
1-Présentation de la coupe 146
a-La Formation de Boumia 146
α-Le membre inférieur 146
317

β-Le membre supérieur 146
b-La Formation d’ Aghbalou Oumlil 148
c-La Formation de Lissit 148
2-Les discontinuités sédimentaires 148
3-Les faciès 148
4- Associations de faciès et séquences sédimentaires 148
a-Les séquences de 2 éme ordre 148
b-Les séquences de 3 éme ordre 150
5-Conclusion 150
III- COUPES D’AOULI 152
A-Présentation des coupes 152
B-La coupe HA 152
1-Les formations 152
a-Les argilites saliféres inférieures 152
b-Le complexe basaltique 152
2-Les discontinuités sédimentaires 152
3-Les faciès 154
4-Associations de faciès et séquences sédimentaires 154
a-Les séquences de 2 éme ordre 154
b-Les séquences de 3 éme ordre 154
5-Conclusion 154
C-LA COUPE AH 155
1-Présentation de la coupe 155
2-Les formations 155
a-La Formation de Boumia 155
b-La Formation d’ Aghbalou oumlil 157
c-La Formation de Lissit 157
3-les discontinuités sédimentaires 157
4-Les faciès 159
5- Association de faciès et séquences sédimentaires. 159
a- les séquences de 2 ème ordre 159
b- les séquences de 3 ème ordre 161
6-Conclusion 161
IV- LA COUPE D’AGHANBOU OU FOULLOUS 162
A-Présentation de la coupe 162
B-Les formations 162
1-La Formation de Boumia. 162
a-Le membre inférieur 162
b-Le membre supérieur 162
2-La Formation d’ Aghbalou Oumlil 162
3-La Formation de Lissit 162
a-le membre inférieur 162
b-le membre supérieur 165
C-Les discontinuités sédimentaires 165
D-Les faciès 165
E-Association de faciès et séquences sédimentaires 165
a-Les séquences de 2éme ordre 165
b-Les séquences de 3 éme ordre 166
F- Conclusion 168
V-COUPE D’AQBAB AMELLAL 169
A-Présentation de la coupe 169
B-Les formations 169
318

1-Le membre inférieur 169
2-Le membre moyen 169
3-Le membre supérieur 171
C- Les discontinuités sédimentaires 171
D- Les faciès 171
E-Associations de faciès et séquences sédimentaires 171
a-Les séquences de 2 éme ordre 171
b-Les séquences de 3 éme ordre 172
F- Conclusion 172
VI-LA COUPE DE TOURARINE 173
A-Présentation de la coupe 173
B-Les formations 173
1-La Formation de Lissit 173
a-Le membre inférieur 173
b-le membre supérieur 175
C-Les discontinuités sédimentaires 175
D- Les faciès 175
E- Associations de faciès et séquences sédimentaires 175
1-Les séquences de 2 éme ordre 175
2-Les séquences de 3 éme ordre 175
F- Conclusion 176
VII-LA COUPE D’IFRI ICHABAR 177
A-Présentation de la coupe 177
B-Les formations 177
1-Le membre inférieur 177
2-Le membre supérieur 179
C-Les discontinuités sédimentaires 179
D-Les faciès 180
E-Associations de faciès et séquences sédimentaires 180
a-Les séquences de 2 éme ordre 180
b-Les séquences de 3 éme ordre 181
F- Conclusion 181
VIII-Evolution spatio-temporelle 182
A-Corrélation et répartition des corps sédimentaires 182
B-Modalités et principaux paramétres de la sédimentation 189
Chapitre 4 LA REGION DE MIDELT-MIBLADENE
I - PRESENTATION DES LOGS STRATIGRAPHIQUES
192
SYNTHETIQUES
A-Le socle paléozoïque 192
B-Les détritiques grossiers de base 192
C-Les argilites salifères inférieures 192
D-Le complexe basaltique 193
E-Les argilites salifères supérieures 193
F-Les carbonates liasiques sont matérialisés par la Formation de Lissit. 194
G-Le Toarcien 194
H-Aalénien 196
I- Bajocien inférieur (zone à Laeviuscula et base de la zone à Sauzei 196
J- Bajocien inférieur (sommet de la zone à Sauzei et zone à Humphriesianum) 196
I- COUPE DE TAGHBALOU N’AIT SIDI LAHBIB 197
A-Présentation de la coupe 197
319

B-Les formations 197
1-La Formation de Boumia 197
a-Le membre inférieur b-Le membre supérieur 197
b-Le membre supérieur 197
2-La Formation d’Aghbalou Oumlil, 197
3-La Formation de Lissit 199
C-Les discontinuités sédimentaires 199
D-Les faciès 199
E-Associations de faciès et séquences sédimentaires 199
1-Les séquences de 2 éme ordre 199
2-Les séquences de 3 éme ordre 199
F-Conclusion 200
II-LA COUPE D’ADARHAL 201
A-Présentation de la coupe 201
B-Les formations 201
1-La Formation de Boumia 201
2- La Formation d’Aghbalou Oumlil 203
3- La Formation de Lissit 203
a-le membre basal 203
b-Le membre médian 203
c-Le membre supérieur 203
C-Les discontinuités sédimentaires 204
D-Les faciès 204
E-Associations de faciès et séquences sédimentaires 204
1-Les séquences de 2 ème ordre 204
2- Les séquences de 3 ème ordre 205
F-Conclusion 205
III-LA COUPE DE LA LAVERIE 206
A-Présentation de la coupe 206
B-Les formations 206
1-Le membre inférieur 206
2-Le membre supérieur 206
C-Les discontinuités sédimentaires 208
D-Les faciès 208
E-Associations de faciès et séquences sédimentaires. 208
a- séquences de 2 ème ordre 208
b- séquences de 3 ème ordre 208
F-Conclusion 208
IV-COUPE DE JBEL BOU SELLOUM 209
A-Présentation de la coupe 209
B-Les formations 209
1-Les carbonates anté-Itzer 209
2-Le faciès d’ Itzer 210
3-Les carbonates post-Itzer 210
C-Les discontinuités sédimentaires 212
D-Les faciès 212
E-Association de faciès et séquences sédimentaires 213
1-Séquences de 2 éme ordre 213
2-Séquences de 3 éme ordre 214
F– Conclusion 214
V-LA COUPE D’ALMOU N’ BOUTSALLI 215
A-Présentation de la coupe 215
320

B-Les formations 215
1-La Formation de Lissit 215
2-Le faciès de Mibladène 215
a- Le membre inférieur 215
b-Le membre supérieur 215
3-Les marnes de Talsinnt 217
C- Les discontinuités sédimentaires 217
D- Les faciès 218
E-Associations de faciès et séquences sédimentaires 218
1- Les séquences de 2 éme ordre 218
2-Les séquences de 3 éme ordre 219
F-Conclusion 219
VI-Evolution spatio-temporelle 220
A-Corrélation et répartition des corps sédimentaires 220
B-Modalités et principaux paramètres de la sédimentation 227
C- Evolution différentielle du Toarcien et de l’Aalénien de la marge
233
méridionale du paléoseuil de la Haute Moulouya et sa relation
morphostructurale avec le bassin du Haut Atlas
DEUXIEME PARTIE : SYNTHESE REGIONALE
INTRODUCTION 239
I-CORRELATION A L’ECHELLE REGIONALE DES DEPOTS 240
TRIASICO-LIASIQUES
II-CORRELATION A L’ECHELLE REGIONALE DES DEPOTS 243
JURASSIQUES
III-LES FACIES-CLES 251
A-Les volcanoclastites 251
1-Caracteristiques pétrographiques 251
2-Significations paléogeographique et structurale des volcanoclastites 254
a-Inventaire des volcanoclastites 254
b-Implications géodynamiques 254
B-Les faciès rouges 257
1- Le Lias inférieur et moyen 257
2- Le Lias supérieur 258
3-Dogger 258
C- Les carbonates 259
1-Les tidalites liasiques 259
a- Région de Midelt-Mibladène 259
b- Le paléoseuil de la Haute Moulouya. 260
c- La bordure méridionale du Moyen Atlas 260
2-Les carbonates toarço-aalèniens 260
3-Le calcaire corniche 261
TROISIEME PARTIE : PARAMETRES ET GRADIENTS
GEODYNAMIQUES
I- L’EVOLUTION STRUCTURALE 265
Introduction 265
1-Premiére étape 265
2-Deuxiéme étape 272
3-Troisiéme étape 274
321

II-LES ETAPES D’EVOLUTION 277
A-Etape triasico-liasique : 277
B-Etape toarcienne et aaléno-bajocienne 282
C-Serrage atlasique et inversion structurale 282
283
III-COMPARAISONS AVEC LES AUTRES SECTEURS DU
DOMAINE ATLASIQUE
A-Les volcanoclastites 283
B-Faciès d’Itzer 284
C- les faciès rouges toarciens 285
CONCLUSIONS GENERALES
REFERENCES BIBLIOGRAPHIES 295
LISTE DES FIGURES 308
TABLE DE MATIERE 318
ANNEXE DES PLANCHES PHOTOS : Microfaciès des volcanoclastites, 323
affleurements et paysage triasico-jurassiques (Pl. I à XI)
322

ANNEXE DES PLANCHES PHOTOS :
Microfaciès des volcanoclastites, affleurements
et paysages triasico-jurassiques
323

PLANCHE I
Photo 1-Basaltes microlithique porphyrique du Moyen Atlas (LP).
Photo 2- Basaltes microlithique porphyrique d’Aouli-Sidi Ayad (LN).
Photo 3-Basaltes microlithique porphyrique localement doléritique de Midelt-Mibladène
(LN).
Photo 4-Basaltes microlithique peu porphyrique localement doléritique d’Aouli-Sidi Ayad
(LN).
Photo 5-Basaltes xénolithique de Midelt-Mibladène (LN).
Photo 6-Basaltes doléritique d’Aouli-Sidi Ayad (LN).
324

100 µm
250 µm
100 µm
250 µm
250 µm
250 µm
Planche I-Microfaciès des basaltes triasico-liasique
325

PLANCHE II
Photo 1-Détritiques grossiers de base (LP)
Photo 2- Détritiques grossiers de base (LP)
Photo 3-Conglomérat à fragments holofeldspathiques (a) aux limites arrondies (LN).
Photo 4- Conglomérat à gravelles (a) et fragments holofeldspathiques (b). (LN).
Photo 5- Conglomérat à fragments holofeldspathiques, généralement calcitisés et aux limites
arrondies (LN).
Photo 6- Dolomies gréseuses (LN)
326

250 µm
250 µm
250 µm
250 µm
250 µm 250 µm
Planche II-Microfaciès de détritiques
327

PLANCHE III
Photo 1-Bréche d’explosion.
Photo 2- Traînée de lave vitreuse entièrement calcitisée (brèche pyroclastique).
Photo 3-Brèche riche en opaques concentrés en aiguilles et en amas disséminés dans le
ciment (texture dendritique).
Photo 4-Tuf à lapilli (éléments holofeldspathiques à limites en choux fleur).
Photo 5-Fragments vitreux aplatis partiellement recristallisés (structure vitroclastique) .
Photo 6-Tuffite à cristaux de feldspath à clivage tordu.
328

250 µm 250 µm
250 µm 250 µm
250 µm 250 µm
Planche III-Microfaciès des pyroclastites
329

PLANCHE IV
Photo 1- Cinérite litée et rubanée (fluage des éléments). (LP)
Photo 2- Cinérite litée et rubanée montrant un fluage des éléments. (LN)
Photo 3- Tuf lithique à fragments de basalte doléritique à limites diffuses et sinueuses. (LN).
Photo 4-Tuf lithique à fragments pyroclastiques de formes anguleuse (a) et sinueuse (b). (LN.,
x40).
Photo 5-Tuf cristallin et lithique à lithophyse (lave vésiculée et canaliculée : structure
vitroclastique) (LN).
Photo 6-Tuf cristallin à éclats de verre aigus et acérés. (LN).
330

250 µm
250 µm
250 µm
250 µm
250 µm 250 µm
Planche IV-Microfaciès des pyroclastites
331

PLANCHE V
Photo 1- Tuf vitreux (autobréche) à fragments de lave vitreuse en forme d’Y
(Texture vitroclastique rappelant des flammèches, LN)
Photo 2-Tuf cristallin à échardes de verre de texture vitroclastique (lave vésiculée, LN)
Photo 3-Dolomie tufacée à cristaux de feldspath tordu. (LN).
Photo 4-Dolmies tufacées lumachelliques à cristaux de plagioclases en macle tordue (LN).
Photo 5-calcaire tufacé gravelles micritiques à facture épiclastiques.(LN).
Photo 6-Tuf cristallin à échardes de verre
332

250 µm 250 µm
100 µm
250 µm
100 µm 100 µm
Planche V-Microfaciès des pyroclastites
333

PLANCHE VI
Photo 1-Discordance majeur entre le socle paléozoïque et les détritiques grossiers de base
(Trias supérieur de la région de Lissit)
Photo 2-Conglomérat de base à éléments centimétriques à pluridécimétriques du socle :
schiste, quartz et barytine (détail des détritiques grossiers de base)
Photo 3-Arkoses grossières à stratification oblique (détritiques grossiers de base de Tizi N’
Rechou)
Photo 4-Grès lie de vin à stratification oblique (détritiques grossiers de base de Tizi N’
Rechou)
Photo 5-Argilites salifères inférieures (région de Tizi N’ Rechou)
Photo 6-Argilites salifères inférieures et passage au complexe basaltique (région d’Aouli-Sidi
Ayad)
Photo 7-Passage des argilites salifères inférieures au complexe basaltique montrant des
niveaux décolorés correspondant à des mares (région d’Aouli-Sidi Ayad)
Photo 8- Calcrêtes microplissées qui marquent le passage des argilites salifères inférieures au
complexe basaltique (région d’Aouli-Sidi Ayad)
334

1 2
3 4
5 6
7 8
335

PLANCHE VII
Photo 1- "Niveau mélange" à éléments de basaltes et d’argilites (contact complexe basaltiqueargilites
inférieures : région de Midelt-Mibladène)
Photo 2- Complexe basaltique de la région d’Aouli-Sidi Ayad
Photo 3-Détails dans le complexe basaltique : altération en boules
Photo 4-Niveaux à pillow-lavas montrant à la base des figures d’échappement de gaz (région
de Boumia-Sidi Ayad)
Photo 5-Basaltes prismés (bordure méridionale du Moyen Atlas)
Photo 6-Complexe basaltique affecté par des fentes de tailles et de formes variées, à
remplissage siliceux (région d’Aouli-Sidi Ayad)
Photos 7 et 8-Niveaux sédimentaires (argiles et carbonates) intercalés dans le complexe
basaltique
336

1
2
3
4
5
6
7
8
337

PLANCHE VIII
Photo 1-Passage du complexe basaltique aux argilites salifères supérieures (bordure
méridionale du Moyen Atlas).
Photo 2-Niveau de carbonates stromatolitiques ferruginisés et minéralisés soulignant le
passage du complexe basaltique aux argilites salifères supérieures (bordure
méridionale du Moyen Atlas).
Photo 3-Vue panoramique des argilites saliféres supérieures de la région de Boumia-Tizi
N’Rechou.
Photos 4 et 5- Argilites consolidées, généralement concrétionnées : niveaux pédogénétiques
intercalés dans les argilites salifères supérieures
Photo 6-Calcrêtes dans les argilites salifères supérieures.
Photos 7 et 8-Niveaux évaporitiques intercalés dans les argilites salifères supérieures
338

1
2
3
4
5
6
7
8
339

PLANCHE IX
Photo 1- Brèche à éléments de basalte et matrice silicifiée.
Photo 2-Conglomérat à éléments de basalte et carbonates de tailles variées et matrice marron.
Photo 3-Bréche pyroclastique à matrice fine de tufs fins.
Photo 4-Tuf lithique grossier à stratification fine.
Photo 5-Tuf lithique fin à stratification fine.
Photo 6- Cendres intercalés dans les argilites salifères supérieures
Photo 7-Détail des cendres intercalées dans les argilites salifères supérieures
Photo 8-Passées de calcaires tufacés intercalés au sommet des argilites saliféres supérieures.
340

1
2
3
4
5 6
7
8
341

PLANCHE X
Photo 1-Complexe basaltique-argilites saliféres supérieures-carbonates tidalitiques liasiques.
Photo 2- Passage des argilites saliféres supérieures aux carbonates
Photo 3-Passage progressif des argilites saliféres supérieures aux carbonates (alternance
d’argilites rougeâtres et de calcaires beiges)
Photo 4- Alternance d’argilites verdâtres ligniteuses et de calcaires à bois fossiles (sommet
des argilites saliféres supérieures).
Photo 5-Faciès d’Itzer (Carixien de la bordure méridionale du Moyen Atlas : Région
de qbal Lahlam).
Photo 6-Barres des carbonates Anté-Itzer (Lias inférieur et Moyen)
Photo 7- Faciès de Mibladène (Toarcien région de Midelt-Mibladène).
Photo 8- Surface de discontinuité qui coiffe la barre carbonatée toarço-aalénienne : barre à
galettes algaires et bélemnites (région d’Almou N’Boutsalli).
342

1 2
3 4
5
6
7
8
343

PLANCHE XI
Photo 1-Complexe basaltique-argilites saliféres supérieures-carbonates tidalitiques liasiques.
Photo 2- Passage des argilites saliféres supérieures aux carbonates
Photo 3-Passage progressif des argilites saliféres supérieures aux carbonates (alternance
d’argilites rougeâtres et de calcaires beiges)
Photo 4- Alternance d’argilites verdâtres ligniteuses et de calcaires à bois fossiles (sommet
des argilites saliféres supérieures).
Photo 5-Faciès de Mibladène (Toarcien région de Midelt-Mibladène).
Photo 6-Surface de discontinuité qui coiffe la barre carbonatée toarço-aalénienne : barre à
galettes algaires et bélemnites (région d’Almou N’Boutsalli).
Photo 7-Marnes et marno-calcaires à cancellophycus du Bajocien inférieur.
Photo 8-Marnes de Talsinnt bajociennes et calcaires corniches.
344

1 2
3 4
5
345

PLANCHE XI
Photo 1-Accident de Tizi N’Rechou
Photo 2-Accident de Midelt-Aouli
Photo 3-Accident Chevauchante d’Aït Oufella
Photo 4 -Failles normales
Photo 5 et 6-Structures d’effondrement de différentes échelles
Photo 7 et 8-Grabens dans les détritiques grossiers de base
346

1 2
3
4
5
6
7
8
347