Évolution de la marge atlantique du Maroc ... - Archimer - Ifremer

A 

- DR57011 

m U P E DE FORMATION DOCTORALE 

CEQSCIENCES : GEODYNAMiQUE, GEOPHYSZQUE 

ET GEOCHIMIE DES OCEANS 

THÈSE DE DOCTORAT 

DE 

L'UNIVERSITÉ DE BRETAGNE OCCIDENTALE 

ET1 ENNE 

RUELLAN 

GEOLOGIE DES MARGES CONTINENTALES PASSIVES: 

--EVOLUTION DE LA MARGE ATLANTIQUE DU MAROC 

(1\1AZAGAi\l> : ETUDE PAR SUBMERSIBLE, 

SEABEAII , ET SISMIQUE REFLEXION, 

COMPARAISON AVEC LA MARGE N.O. 

AFRICAINE 

. ET LA MARGE HOMOLOGUE E. AMERICAINE.

S O M M A I R E 

INTRODUCTION GENERALE - OBJECTIFS... ................................ P. 1 

PREMIERe PARTIE - CADRE GENERAL. PLACE DE LA MARGE CONTINENTALE 

DE MAZAGAN (EL JADIDA) DANS SON CADRE 

GEODYNAKCQ UE..................................... 11 

Introduction 

Chapitre 1 - LES GRANDES STRUCTURES DU DOMAINE MARIN.......... 13 

Chapitre II - RAPPgLS SUR LIEMLüTION CINEMATIQUE DE 

LIATIdUmIQUE CENTRAL............................. 27 

Chapitre III - LES PRINCIPAUX TRAITS DE LA GEOLOGIE DU MAROC 

OCCIDENTAL ET DE SON EVOLUTION ; CORRELATIONS 

AVEC LIOUVERïURE ATïANTIQüE.............. ........ 33 

Conclusion. ..................................................... 43 

DEWUIDE PARTIE - LA MARGE CONTINEIVTALE DE EL JADIDA (MAZAGAN), ..... 45 

Introduction 

Chapitre 1 - BA-E ET ANALYSE. MORPHOSTRU~ ......... 47 

Chapitre II - LITHOLOGIE, STRATIGRAPHIE ; LES OBSERVATIONS 

DIRECTES ET PRgLEVEMENTS PAR SUBMEXSIBLE ; 

COMPARAISON AVEC LES FORAGES DSDP................ 71 

Chapitre III - STRUCTURE DE LA MARGE CONTINENTALE DE EL JADIDA 

(MAZAGAN) ; OBSERVATIONS PAR SUBWERSIBLE, 

STRATIGRAPHIE SISMIQUE, MAGNETISME ET 

GRAVIMETRIE...................................... 109 

Chapitre IV

INTRODUCTION GENERALE 

Objectifs

INTRODUCTION GENERALE - OBJECTIFS 

Le présent travail concerne 1 ' étude des marges continentales passives en 

distension de l'océan Atlantique Central. Il est axé sur l'étude de la 

marge NW Africaine et, plus particulièrement, sur le plateau et 

l'escarpement de Mazagan (El Jadida) situé à environ 180 km au large de 

Casablanca [~ig. 

11. L'escarpement est caractérisé par de très fortes 

pentes et un important dénivelé (près de 3 000 m) .III met à 1 'affleurment 

des séries mésozoïques et cénozoïques, et constitue ainsi une cible 

privilégiée pour des travaux menés à l'aide d'un submersible. Il offre 

une opportunité exceptionnelle, celle de pouvoir accéder directement à la 

structure et à la stratigraphie et donc à l'histoire de la subsidence 

d'une marge continentale passive évoluée. De ce fait, son é'tude revêt un 

intérêt aussi bien régional que général. 

1 - ~nterêt régional 

Le plateau et l'escarpement de El Jadida (Mazagan) marque d la limite en;re 

le continent africain, représenté par le bloc stable de la meseta 

marocaine, et un bassin profond triasico-liasique à évaporites, comptant 

parmi les plus anciens de l'océan Atlantique et installé sur les lieux 

même de la future ouverture atlantique. Ce domaine a subi une histoire 

complexe depuis les épisodes de distension intracontinentale 

triasico-1 iasique, jusqu' aux évènements tectoniques tertiaires, en passant 

par les contrecoups successifs des stades de l'ouverture océanique 

atlantique. 

II - ~nterêt 

; historique 

L ' évolution des marges continentales passives demeure parmi les réflexions 

issues de la tectonique des plaques l'une des plus riches ; mais elle 

donne encore matière à de nombreuses controverses. Ceci tient au fait que, 

depuis le début, il y a une quinzaine d'années, les campagnes 

océanographiques de grande reconnaissance menées par les géologues et 

géophysiciens, n' ont pas permis d ' établir de faits très rigoureux 

concernant l'histoire des domaines des marges et ce malgré les 

performances des techniques utilisées. 

Plusieurs modèles d'évolution verticale des marges, pour la plupart fondés 

sur des résultats géophysiques ont été proposés. Il font état, le plus 

souvent, d'étirements horizontaux considérables résultant des stades 

initiaux de distension intracontinentale puis d'une importante subsidence 

(Bott, 1971 ; Mc Kenzie, 1978 a et b ; Montadert et al., 1979 ; Jarvik et 

Mc Kenzie, 1980 ; Royden and Keen, 1980 ; Le Pichon et Sibuet, 1981, 

1982 ; Watts et Steckler, 1981 ; Beaumont et al., 1982 ; Steckler et 

Watts, 1982 ; Chenet et al., 1983 ; Le Pichon et al., 1983). Les modalités 

de cette évolution ne sont pas toujours en accord avec les observations 

géologiques.

Fig. 1 : Localisation de la zone d'étude de détail, sur la marge continentale 'du 

Maroc (H. Hierro ; P. Palma ; G. Gomera ; T. Tenerife ; G.C. Gran Canaria ; 

F. Fuerteventura ; L. Lanzarote ; B.G. Banc conception. 

Location of the detailcid study area, along Moroccan continental margin 

(H. Hierro ; P. Palma ; G. Gomera ; T. Tenerife ; G. C. Gran Canaria ; 

F. Fuerteventura ; L. Lanzarote ; B.G. Conception Sank.

La marge N.W. Africaine entre le sénégal et le étroit de Gibraltar 

[Fig. 21, depuis le début de la précédente décennie, a fait l'objet de 

nombreuses études de géologie et de géophysique marines à petite échelle. 

Il s'agit notamment des travaux réalisés par (cf. tableau 1) : 

- Le Lamont Doherty Geological Observatory (LDGO) (Renz et - al., 1975) 

- Le Bundesanstalt fÜr Geowissenschaften und Rohstoffe (BGR) (Seibold 

et Hinz, 1974, 1976 ; Wissmann et Von Rad, 1979 ; Hinz et 2' al 

1982 ; Roeser, 1982 ; Von Rad et al., 1982 ; Wissmann et Roeser, 

1982) 

- Le Woods Hole Oceanographic Institution (WHOI) chup pi et &, 

1976 ; Luyendyk and Bunce, 1973 ... ) 

- Le Centre National pour llEyploitation des océans (actuellement 

IFREMER) (Pautot et 2al 9 1970 ; Auzende et al., 1983) 

- L ' International Program of Ocean Drilling / Deep Sea Drilling 

Project (IPOD / DSDP) (Lancelot, Seibold et al., 1977, Lancelot, 

- 

Winterer et &, 1980 ; Hinz et &, 1982- ; Hinz, Winterer et &, 

1984). 

I I I 1 I I 

OONNEES RECUEILLIES 

l 

!ORGANISME! CAMPAGNE . ___________-_-__________,_--,- 

1 AUTEURS f ANNEE f NAVIaTION 1 

I I i 8 lSRe lSRe lSRa I Ma I G I D I c I F I FC I P I I I I 

1 I I m o l w l I I I I I I I I I I I - - - - - - - - - 1 - - - - - - - - - - - - - - - - - - - I - - - - ~ - - - - ~ - - - ~ ~ ~ ~ ~ - ~ ~ - ~ ~ ~ - - ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ - ~ - - ~ - ~ ~ ~ ~ I ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ 

I 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 I 

I 

23 I x I x I I I I l I I I I I 

I 

I 1 27 I x I x I 1 I I I I I I l I I I 1 

ILDGOI Vema29 I x I x I I I I I 1 1913 

I 

I I 30 l x l x l I 1 I l x In I 1 I I I 

1 I 32 I x I x I 1 I I I I I I I I I I I 

I ~ ~ ~ ~ 

I 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 I I I 

I 

I 

I 

I 

I 

1 BGR I 

I 1 I 

I 

I 

I 

I 

1 

I 

1"-----"1'-"'-------------- 

I 

I 

(7gjG4 

1 t 41GC 1 x 1 I 1 I I 1 1 1 x 1 Ilancelot. Seibold. et .l 1978(75) 1 

I OSOP I ~ i g 50 Gc l x 1 I 1 1 1 1 1 1 l x 1 1 lL~nceIot.~int*rer.et~ 

plnz.wnt*mr.«il 1900 m4(w1 1 

I I 1, 

I 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 ~ ~ I I I 

B : Bathymktrle SRa Sismique refraction O Dragage FC Flux de chaleur 

SRe (mo) : Sismique reflexion momtrace Ma : Ilagnetisme C : Carottage P : Plonghe 

SRe (mu) : Sismique reflexion mu1 titrace G : Gravimktrle F : Forages 

Tableau 1 : Liste des principales campagnes océanographiques effectuées 

sur la marge continentale N.W. Africaine. 

List of the main ocsanographic cru7;ss rsatizsa! on N. W. Afr7:can 

continental mrgin.

+ 1 + +,+ +I 

,MAURETANIA 

O Commercial Shelf 

Well SPANSAH 

51A-1 (CONOC0.1969) 

. Gibraltar ; COR.BK. Gorringr 

S.A.B. South Atlas (Agadir) 

;LA Lanzarote ;M.P. Mazagan 

au ; S Safi : T Tizi n8 -Test 

Fig. 2 : Géologie simplifiée de 1 a bordure nord-ouest africaine et bathymétrie 

de la marge continentale (d'aprës U. Von Rad, in 

Seibold, 1982). 

GeoZogicaZ sketch map of north-west Africa and bathymetry of 

its continental margin (after U. Von Rad, in SeiboZd, 1982). 

4

Toutes ces études de grande reconnaissance ont montré que la marge N.W. 

fric aine offre de nombreux d'intérêt géologiques et géophysiques. 

1 - L ' ensemble des traits majeurs caractéristiques des marges passives 

évoluées sont réunis : 

' 

- présence de bassins à évaporites déposées lors des premiers stades de 

distension intracontinentale triasico-liasique (Pautot et .' al 1970 ; 

Rona, 1970 ; Schneider et Watson, 1970 ; Dillon et Sougy, 1974 ; Bhat et 

- Construction d'une plateforme carbonatée sur les dépôts salifères ou 

directement sur le socle continental (Renz et 5, 1975 : Jansa et &, 

- 

1975, 1979, 1982 ; Schlee et al., 1976 ; Wissmann et Von Rad, 1979 ; 

Hinz et .' al 1982) ; 

- Lacune partielle du crétacé Supérieur commune aux bassins des marges 

atlantiques orientales (Lancelot et - al., 1980 ; Price, 1980 ; Cymor 2, 

1981 ; Siebold, 1982 ; Von Rad et Wissmann, 1982) ; 

- ~ 6 ~ Ôterrigènes t s sur le glacis dans l'ensemble assez étroit (Lancelot, 

1980) ; 

- Existence d'une vaste zone magnétique calme (Hayes et Rabinowitz, 

1975 ; Roeser, 1982 ; Wissmann et Roeser, 1982) ; 

- Manifestation d'une anomalie magnétique sur toute la bordure W. 

Africaine (Hayes et Rabinowitz, 1975 ; Roeser, 1982 ; Wissmann et 

Roeser, 1982) . 

2 - La marge de El Jadida (Mazagan) de par sa morphologie offre la 

possibilité unique sur toute la marge continentale N.W. Africaine de mener 

une étude géologique précise le long de coupes naturelles et ainsi de 

réaliser nos objectifs. 

3 - Son étude peut permettre d'aborder des points importants relatifs 

à l'évolution des marges en général, tels que : 

- Leur évolution verticale depuis le début de la distension ; 

- leur évolution horizontale et, en particulier, la validité des modèles 

d' étirements considérables perpendiculaires au rifting, proposés par 

certains auteurs ; 

- la localisation de la frontière océan / continent ; 

- l'existence ou non d'une croûte transitionnelle datant du début du 

0 0 0 

rifting comme cela a ete egalement proposé.

III - But de l'étude 

Le présent travail est focalisé sur un secteur géographique restreint, 

d'un degré carré sur la marge marocaine : le Plateau et l'Escarpement de 

El Jadida. Il résulte de la nécessité qui est apparue de compléter les 

études à petite échelle menées sur la marge N.W. Africaine par des 

recherches thématiques de détail, précises et complètes, focalisées sur 

des secteurs favorables, ceci afin d'apporter des contraintes géologiques 

aux modèles géaphysiques sur l'évolution des marges passives. 

Les données nouvelles de bathymétrie, de sismique réflexion, de 

magnétisme, de plongées en submersible sur l'escarpement et le plateau de 

El Jadida permettront d'élaborer un modèle géologique dlévolution 

verticale et horizontale de la marge marocaine de El Jadida (Mazagan). 

Une telle étude ne peut être maintenue isolée de son contexte. Nous 

tenterons donc de corréler les différents étapes de l'évolution de la 

marge de El Jadida avec celles de l'ouverture Atlantique, de même qu'avec 

celles liées à l'édification des chaînes nord-africaines rifaine et 

atlasique. Ce dernier point nous conduira à nous intéresser à la géologie 

du Maroc et tout particulièrement à celle de la meseta marocaine et du 

Haut Atlas Occidental qui a donné lieu à de nombreux travaux de détail ou 

de synthèse (Gigout, 1951 ; Choubert et Faure-Muret, 1962 ; société 

chérifienne des Pétroles, 1966 ; Laville, 1973, 1981 ; Faure-Muret et 

Choubert, 1974 ; Ager, 1974 ; Stamm et Thein, 1982 ; Stets et Wurster, 

1982 ; Wurster et Stets, 1982). 

Les résultats de cette approche géologique de l'évolution d'une marge 

passive en extension, aidée des données géophysiques également acquises ou 

pré-existantes, pourront alors être utilisés dans 1 'optique d'une 

comparaison avec d'autres marges continentales passives de l'Atlantique 

N.E., et également avec les marges homologues de l'Atlantique N.O. Ceci 

permettra de mettre en lumière les similitudes et les différences, et 

ainsi de mieux comprendre certains aspects des problèmes posés 

précédemment . 

IV - Contexte scientifique de cette étude 

Ce travail s 'est déroulé dans le cadre d 'une coopération franco-allemande, 

au sein du groupe de travail CYAMAZ composé de : J.M. Auzende 

( IFREMER/CB/F~ ) , U. Von Rad (BGR/RFA), B. Bi ju-Duval ( IFREMER/F~), 

P. Cepek (BGR/RFA), M. Cousin (uPMC/F~), H. Dostmann (B~/RFA), M. El Asri 

( SG/M) , M. Jaffrezo (uPMC/F~) , Y. Lancelot (cNRS/F~) , E . RueIlan (UBO/Fr), 

J. Steiger (u.M./RFA). 

Les données nouvelles précédemment énumérées ont été acquises en 1982, au 

cours de deux campagnes à la mer auxquelles j'ai participé : 

-la campagne SEAZAGAN mise en oeuvre par l'équipe de ~éolo~ie, 

~éo~hysique et ~éochimie Marines du CNEXO/COB avec le N/O Jean Charcot, 

en juin 1982, avait pour objectif de réaliser une reconnaissance 

détaillée de la marge de El Jadida. Cette reconnaissance comportait un 

levé bathymé trique au sondeur multifaisceaux SEABEAM ( Auzende et 5,

Working 

CYANA time on Seafloor No. No. No. 

dive Scientific Date Totai seafloor depth (m) Distance of seafloor of 

No. No. obsmer (1982) time (hour) (ma%-min.) (km) samples photos tapes Area Saatigraphy 

CYAMAZ-A 

-" il 

Ju. 

1 84 von Rad Sept. 20 W16-16:30 5:lO 2236-1190 3.8 6 ? Ju, Ki. Kum, TU 

Southcmmost 

2 85 Auzende Sept. 21 1l:ll-16:08 2:44 2146-1586 1.5 8 

Ju. KI, 

Mazagan 

3 86 Dostmann Sept. 22 Wl5-1438 4:00 1817-1000 1.4 6 178 

?Ku/TI, TU 

4 87 Lancelot Sept. 23 08:53-16:25 5;31 2335-1230 2.1 9 -420 2 Ju. ?Ki. ?TI, TU 

5 88 Cousin Sept. 24 lO:40-18:16 5:27 2403-1378 2.5 9 -270 Southern Ju, Ki, Tl, Tb 

Ju, ?KI 

6 85ja tepek Sept.25 W00-15:04 3% 2440-1953 1.8 4 M : 1 Mazagan 

7 90 El Asri Sept. 27 W06-1937 4:40 2260-1400 1.8 3 525 2 Escarpmmt Ku 

8 91 von Rad Sept. 28 W06-17:32 5:33 3003-2035 2.0 8 520 2 1 c"aag= Ju, KI. ?Ku/Tl 

CYAMAZ-B 

9 92 Auzende Oct.2 16:30-1955 2:14 1090-976 2.0 6 162 1 1 Cenp~'iUazagan TI 

10 93b Steiger Oct. 3 W16-13:M 1:01 2412-2400 0.1 - 

" il 

Ju 

11 94 Steiger Oct. 6 W43-16:08 4:01 2492-1809 1.2 8 Central Mazagan Ju. KI 

12 95 Biju-Duval Oct.7 11:36-18:33 3:37 2978-2300 1.5 7 364 Escarpment Ju/Ki. Tb 

13 % Jaffrezo Oct.8 11:00-18:25 5:04 2380-1766 1.5 11 -340 2 Ju. KI, Ku 

14 97 Ruellan Oct. 9 14:48-1953 2:26 2420-1960 0.6 4 -670 

Ju, Ki, 

15 98 tepek Oct. 10 08:50-17:21 5:40 2943-1956 2.3 12 -630 : 1 C e % ~ ~ ~ ~ t Ju. " KI, " 

"1 

Ku 

16 99a von Rad Oct. 11 1400-18:32 3:04 1357-1142 1.2 8 Nonh slope of KI. ?Ku 

17 100 Auzende 0ct. 12 09%-1447 401 1331-1061 2.9 12 El Jadida Canyon KI, Tl 

(south Mazaian 

Plateau) 

18 101 Biju-Duval Oct. 13 W49-1659 5 1 1985-1195 1.5 9 490 2 1 Sou;h&y;" Ju/Ki. Tl 

E -73 *31.7 130 -6430 30 

Note: Ju = Upper Jurassic. Ki = Lower Cretaceous, Ku = Upper Crctaceous, Tl = lower Prtiary (Paleogene). TU = upper Tntiary (Neogene). 

a Premature termination of dive, because of worsening weather conditions. 

P-ature termination because of technical problems. 

- . .- - 

Tableau 2 : Calendrier et principales acquisitions de la campagne Cyamaz 

(d' après Cyamaz Group, 1984) . 

CaZsndar and most important data of Cyamaz diving c~uise 

fafter Cyamaz Group, 1984). 

1983) couvrant la totalité du Plateau, de l'Escarpement, du Glacis et du 

Canyon de El Jadida, ainsi qu'une partie de la Plaine Abyssale de Seine 

[~ig. 11. 

Les levés de sismique réflexion monotrace haute résolution et de 

magnétisme étaient effectués simultanément. Il en résulte une 

exceptionnelle densité de profils (32 profils parallèles NNE-SSW 

recoupés par 8 profils transverses). 

- La campagne CYAMAZ de plongées avec le submersible SP 3000 CYANA porté 

par le N.0 Le Suroit, organisée conjointement par le CNEXO/COB et le BGR 

( coopération franco-allemande ) . Dix coupes coupes furent réalisées au 

cours de 18 plongées (cf. tableau 21, le long de l'Escarpement, sur le 

Plateau et dans le Canyon de El Jadida. Elles permirent d'observer et 

d' échantillonner la plateforme carbonatée Jurassique supérieur / 

~éocomien basal et sa couverture. 

Les principaux objectifs de la campagne portaient sur : 

* l'origine du puissant escarpement bordant le plateau de Mazagan. Est-il 

lié à la tectonique, à l'érosion, à une progradation ou à une 

construction récifale ;

* la subsidence de la marge au cours du Jurassique, du crétacé et du 

Tertiaire ; 

* l'identification des horizons et des discordances observées en sismique 

réflexion ; 

* le paléoenvironnement proto-atlantique au Jurassique moyen et 

supérieur ; 

* le développement d'une plateforme carbonatée face à un océan ouvert, à 

l'aide de comparaisons avec les forages du leg 79 DSDP situés au pied 

de 1' escarpement ; 

* le paléoenvironnement paléogène (upwelling, phosphatisation) ; 

* l'âge précis et les causes de l'interruption brutale de la construction 

de la plateforme au crétacé basal (climat ou variations relatives du 

niveau marin) ; 

+ 1 'existence ou non de biohermes au crétacé moyen et supérieur ; 

* la biostratigraphie ; 

* les processus diagénétiques en milieu sous-marin (dolomitisation, 

phosphatisation, recristallisation) . 

V - ~résentation des travaux 

Autour des campagnes Seazagan et Cyamaz les travaux effectués nous 

permettent de présenter : 

- une analyse morphostructurale de la carte bathyrnétrique du Plateau de El 

Jadida (Auzende et 2' al 1983 et 1984) complétée par les observations de 

plongées en submersible ; 

- une analyse structurale détaillée de la marge de El Jadida, appuyée sur 

1' interprétation des profils de sismique réflexion monotrace de Seazagan 

et des profils monotraces ou multitraces mis à ma disposition ou 

publiés,en provenance de campagnes diverses : étéo or 53, Vema 3013, 

Valdivia 79, étéo or, 39, Nestlante ; 

- une analyse structurale, d'après les observations de plongées ; 

- une analyse sommaire du magnétisme .; 

- une étude du seul échantillon pouvant appartenir au socle dont nous 

discuterons en dé tail ; 

- un essai de synthèse stratigraphique établi à partir de la confrontation 

des coupes géologiques des plongées, des résultats d'analyses des 

échantillons et des données de forage (leg 79 et 50) ;

- un essai de synthèse concrétisé par la présentation d'un modèle 

dl évolution de la marge marocaine dans le secteur de El Jadida, depuis 

la période de distension intracontinentale jusqulà l'actuel, appuyé sur 

l'ensemble des résultats des travaux du groupe Cyamaz et sur les 

résultats antérieurs. 

Les autres volets de cette étude concernent essentiellement 1 ' analyse des 

130 échantillons sédimentaires recueillis en plongées : 

- les datations à partir des analyses micropal~ontologiques ont été 

réalisées par M. Jaffrezo et P. Cepek ; . 

- les analyses des microfaciès ont été faites par U. Von Rad pour la 

couverture crétacé à Néogène, et par M. Cousin et T. Steiger pour la 

plateforme carbonatée Jurassique supérieur / Néocornien basal. 

Nous extrairons de ces travaux, les résultats essentiels pour les intégrer 

à 1' étude générale.

PREMIERE PARTIE 

Cadre general 

.'d ,l 

m. I 

dans son cadre geodynamique

PREMIERE PARTIE 

CADRE GENERAL - PLACE DE LA MARGE CONTINENTALE DE MAZAGAN 

(EL JADIDA) DANS SON CADRE GEODYNAMIQUE. 

Dans ce paragraphe, partant du cadre régional, nous résumerons l'évolution 

cinématique de 1 ' Atlantique Central dans son ensemble. Nous considèrerons 

les différentes structures et les évènements régionaux responsables de 

leur formation, par rapport aux étapes successives qui caractérisent 

1 ' ouverture de 1 'Atlantique Central. L ' échelle des temps géologiques à 

laquelle nous nous réfèrerons sera l'échelle réactualisée de Odin et &, 

(1982) [Fig. 31 et Odin et Kennedy (1982). Nous utiliserons également 

l'échelle chronologique des inversions du champ magnétique terrestre 

d'après Schlich (1975, 1979) [Fig. 41. 

Nous donnerons ensuite un aperçu de la géologie marocaine, principalement 

en domaines mesetien et haut-atlasique, afin d'en cerner l'évolution 

géodynamique et ses interférences avec le domaine d'étude.

Fig. 3 : Echelle des temps réactualisée, 

d'après Odin et al., 

(1982) 

New geo Zogic t ime scaZe 

after Odin et al., (1982) 

Fig. 4 : Echelle chronologique 

des inversions du champ 

magnétique terrestre 

d'après Schlich (1975) 

ChronoZogic scaZe of 

the earth magnetic 

field inversion after 

SchZich (1975)

Chapitre 1 - LES GRANDES STRUCTüRES DU DOMAINE MARIN 

La marge continentale marocaine, des îles Canaries au étroit de 

Gibraltar, constitue la zone frontière entre un domaine continental à 

1 ' E st, ayant enregistré une évolution extrêmement complexe depuis le 

précambrien, et un domaine océanique à 1 'Ouest, marqué par une succession 

d'évènements non moins complexes liés à l'ouverture de l'Atlantique 

Central et au fonctionnement de la frontière de plaque Açores- Gibraltar, 

entre 1 'Afrique et 1'1bérie. Cette marge appartient au système des zones 

déformées qui bordent l'Atlantique Central, de Dakar au Golfe de Gascogne 

(Lancelot et Seibold, 1977 ; Olivet, 1978 ; Olivet et - al., 1984) [Fig. 51. 

Des Canaries à la frontière Açores-Gibraltar [~ig. 61 existent de 

nombreuses structures océaniques résultant de 1 ' ouverture complexe de 

l'Atlantique Central, fait d'accélérations, de ralentissements et de 

changements de direction, et qui, combinée à celle de l'Atlantique Nord, 

entraîne localement des mouvements de convergence, de cisaillement ou de 

divergence. 

La plupart d'entre elles sont génétiquement liées fonctionnement de la 

frontière Açores-Gibraltar [Fig. 71, entre les plaques Africaine et 

ibérique (Laughton et 2al 9 1972, 1975 ; Bonnin et 2al 9 1973, 1975 ; 

Laughton et Whitmarsh, 1974 ; Auzende et &, 1981). 

1-1-LES STRUCTURES ASSOCIEES A LA FRONTIERE DE PLAQUES 

ACORBS-GIBRALTAR . 

1-1-1 - La zone de fracture Gloria et l'Archipel des Açores. 

La zone de fracture Gloria, structure parfaitement linéaire soulignée dans 

la morphologie par un fossé étroit bordé d'une ride méridionale, lie 

l'Archipel des Açores (Sao Miguel, Santa Maria, Terceira, Graciosa, aïa al, 

Pico et Sao Jorge ) à 1 'Ouest, à la Ride ore- ad ère à l'Est. Le décalage 

dextre des linéations topographiques et magnétiques, la présence de 

brèches tectoniques, la gravimétrie et la linéarité attestent de 

l'importance de cette discontinuité profonde (Laughton et Whitmarsh, 

1974). Les mécanismes au foyer des seismes [Fig. 81 (Mc Kenzie, 1972 ; 

Udias et Lopez Arroyo, 1972 ; Fukao, 1973 ; Udias et al. -' 1974, 1976 ; 

Beuzart, 1975) , la linéarité de la structure et la cinematique montrent 

qu' elle j oue principalement en décrochement, actuellement, comme dans le 

passé, transformant les mouvements alternativement distensifs ou 

cisaillants ( Archambault 1984 ) des Açores en un mouvement compressif le 

long de la Ride Tore-Madere. Elle pourrait, selon les périodes de son 

évolution post-~ocène, absorber une part des mouvements distensifs ou 

compressifs qui prédominent à ses deux extrémités (Archambault, 1984).

Fig. 5 : Carte cinématique de 

l'océan Atlantique Yord et 

Central à. l'état actuel d'aprèi 

Olivet et al. , (1984). Y sont 

représentées les trajectoires 

calculées de l'ouverture, les 

principales anonalies magnétiques 

et les grandes structures 

océaniques ; on notera en particulier, 

la présence d'une 

vaste zone déformée s'étendant 

de l'archipel du Cap Vert (au 

sud) au Golfe Le Gascogne (au 

nord) et moulée sur les bordures 

continentales africaine 

et ibérique. 

Kinematic map of the 

North and Central Atlantic 

Ocean the present stage 

(after Olivet et al., 1984). 

We can see drawned , the flow 

Zines, the major magnetic anomalies 

and the rnust &portant 

oceanic structures. We cm 

note, in particular, the presence 

of a large deformed zone 

which extend from Cap Verde 

is.Zands (in the south) to - 

the Bay of Bzscay (zn the 

north) and uhich follow continental 

margin of Africa and 

Iberia .

Fig. 6 : Bathymétrie de la région nord-orientale de 1 'Atlantique Central , 

d' après Hunter et al., ( 1983) 

Bathymetry of the North-East Central Atlantic after Hunter et al., 

(1 983) 

7 

15 - -

Fig. 7 : Carte structurale de la zone de fracture Açores - Gibraltar 

d'aprèsFéraudetal., (1977). : l imitedu bassin salifëre. 

Structural map of the Açores - Gibraltar fracture zone 

after Féraud et al. , (1977). 

: saZt basin Zimits. 

Fi g. 8 : Mécanismes au foyer des séismes, de 1 'Archipel des Açores 

au détroit de Gibraltar, d'aprgs Udias et al., (1976) 

Seisme mecanism along Açores - Gibraltar plate boundary 

after Udias et al. , (1976) 

C 

F 

G 

: Corvo 

:Fafa1 

: Graciosa 

S.J: Sao Jorge 

Sen: Sao Miguel 

Fig. 9 : Le plateau des Açores ; Bathymétrie et anomalies magnétiques 

d' après Archambaul t (1 984) 

Açores plateau ; Bathymetry and magnetic anomalies after 

ArchambauZt (1 984) 

16

Le plateau anormalement haut des Açores [Fig. 91 résulte de l'évolution 

complexe d'un point où se joignent les dorsales médio-océaniques de 

l'Atlantique Nord et Central et la frontière ~bérie/~frique. Son 

fonctionnement en point triple de type Ride-Ride-Ride atteint son activité 

maximum (extension de 100 km) entre 38 Ma (Bartonien, An. 13) et 10 Ma 

(Tortonien , An. 5 ) (Bonnin, 1978). Cette activité serait précédée (depuis 

llyprésien, 52 Ma, An. 24) et suivie par des périodes d'expansion plus 

lente et très oblique. L'accrétion du matériel océanique aurait pu se 

faire le long d'un axe unique de Terceira (Krause et Watkins, 1970 ; Mc 

Kenzie, 1972) ou de manière diffuse selon plusieurs axes parallèles 

(Searle, 1980 ; Olivet, 1981). La configuration ride-ride-ride alternerait 

et /ou fonctionnerait simultanément (comme semblent 1 'indiquer la 

cinématique et les mécanismes au foyer des séismes actuels) (Le Lann, 

1979 ; Olivet et &, 1984) avec un système ride-ride-faille [~ig. 101 

selon les époques, par l'intermédiaire de la faille dextre Sud-Açores 

(Archambault, 1984). Les îles volcaniques (alcalines), quant à elles, ne 

sont apparues que tardivement. Les âges les plus anciens connus ne sont 

que de 5 à 6 Ma. 

1-1-2 - La Ride Ampère-Coral-~atch 

La ride ~m~ère-coral-~atch, allongée suivant une direction E.W., est une 

structure ancienne. Le fait qu ' elle constitue la limite occidentale des 

bassins salifères Triasico-Liasiques Ouest Africains indique qu'elle leur 

est antérieure ou, au moins, contemporaine (Olivet et &, 1984). Elle est 

également recouverte par un ensemble volcanique alcalin (~ékinian et &, 

1973) qui coïncide à des rajeunissements compressifs (~éraud et &, 

1977) , mais sa nature profonde, probablement océanique est incertaine. Il 

pourrait s'agir d'une structure appartenant à la plaque africaine, de 

nature océanique, et, recouverte par des coulées volcaniques alcalines. 

Cette structure serait tout à fait comparable au Banc de Gorringe, situé 

sur le flanc opposé de la plaine abyssale du Fer à Cheval. 

1-1-3 - La Ride osép phi ne-~irondelle-~ominge 

Cette ride arquée vers le Sud est séparée de la précédente par la plaine 

abyssale du Fer à Cheval et reliée à la Ride ore- ad ère au niveau du Mont 

~osé~hine. La structure la plus remarquable est celle du Banc de Gorringe, 

allongée selon une direction NE-SW sur ~rès de 200 km, et composée de deux 

monts culminant moins de 50 m sous le niveau de la mer. Ce banc est un 

panneau de lithosphère océanique soulevé et basculé vers le NE (~uzende et 

2' 

al 1977, 1978, 1979 ; Cyagor II group., 1982, 1983 ; Ruellan, 1982, 

1983). Le Mont Gettysburg au SW se compose principalement de harzburgites 

serpentinisées d'origine mantellaire (Nicolas et &, 1980 ; Ceuleneer, 

1982). Le Mont Ormonde offre à l'affleurement une coupe dans la croûte 

océanique, avec des gabbros (~evel, 1984 ; Cyagor II group., 1984) [Fig. 

111 traversés par de nombreux filons de diabases, des basaltes et des 

brèches doléritiques. La couverture sédimentaire marno-calcaire très 

réduite comporte des niveaux à apports détritiques provenant de 1 ' érosion 

et du démantelement très actif du socle océanique mis à l'affleurement par 

les rejeux tectoniques successifs (Lagabrielle, 1982 ; Lagabrielle et

Fig. 10 : Mouvements relatifs Europe-Afrique le long de la frontière 

,. Açores - Gibraltar, en fonction de la position des pôles de 

rotation. A : le point triple des Açores est de type rideride-faille 

et le mouvement est dgcrochant sénestre au niveau 

du Banc de Gorringe. B : le point triple des Açores est représenté 

par un système Ride-Ride-Ride et le Banc de Gorringe 

enregi stre une compression NW-SE (d'après O1 i vet et al.,, 1984). 

Recenc ooze. 

rarciaw chal*.. 

Polygenic conplorrate. 

Alkaline brucias. 

Alkaline volcurica. 

Pillar baralcr. 

Subvertical dolericm dykes (#.S. seriking). 

ilarer - gabbros. 

Iaocmpic g.bbror. 

Differeneidted gabbros pockecs ? 

5-11 iug~i chutbers wich dunicic va11s 7 

Barrem-apcim rediwnw. 

rectonie soncacc . 

CïX/P1 imprsgmcion in harzburgi te. 

Ycbateri te / duni te banlfng. 

Righ - cemprature folirci~ (45. 5s 20. ; 

lineacion ir subhoriwnulJ. 

Doleri te dykes ; 

Diitral laeteiporacur, shuri(>g i n 

harzbuniite (foliation lm* S 45. ; 

linertion 75. Y JO.). 

Fi g. 11 : Le Banc de Gorringe 

a) Colonne lithologique 

synthétique 

b) Coupe géologique 

du flanc SE du 

Mont Ormonde 

d'après le Groupe 

CYAGOR - II (1983) 

The Gorringe Bank 

a) Synthetic Zitho- 

Zogic Zog. 

bl CeoZogic cross 

section on the SE 

fZank of Ormonde 

Mount 

after Groupe CYAGOR IJ , 

(1983)

Auzende, 1983). Les formations sédimentaires les plus anciennes datées du 

~arrémo-~ptien reposent indifféremment sur les gabbros et les 

s erpentinit es. 

Comme sur la plupart des massifs voisins, une puissante série volcanique 

+ 

alcaline, composée de basaltes et de brèches, recouvre au paléocène (62 - 

3 Ma) (~éraud et &, 1977, 1982) l'ensemble du Mont Ormonde. La 

tectonique superficielle distensive se manifeste par deux grandes familles 

de failles normales, identiques à celles du réseau filonien (doléritique 

ou alcalin) , orientées N60 et NI60 (Ruellan, 1982, 1983). 

La configuration actuelle du Banc de Gorringe, massif intra-océanique hors 

d'équilibre isostatique (Bonnin, 1978) est le résultat d'une évolution 

complexe polyphasée, enregistrée dans la sédimentation (conglomérats 

anciens et hiatus) et dans les roches ignées (métamorphisme, déformations, 

failles et intrusions) qui a débuté dès les stades initiaux de l'ouverture 

Atlantique (Bonnin et al., 1975). Comme la ride ~mpère-coral-~atch, c 'est 

dès cette époque une structure haute sur laquelle buttent les séries 

sédimentaires pré-jurassiques. Elle est assimilable à un relief de faille 

transformante développée, selon une direction initiale tardi-hercynienne 

(Boillot et 2) al 1974 ; Arthaud et Matte, 1975 ; Bonnin, 1978 ; Olivet, 

1978). Elle est comparable aux structures décrites dans de nombreuses 

zones de fractures (Heezen et 5, 1964 ; Van Andel et 5, 1967, 1971 ; 

Auzende et &, 1970 ; Olivet et 2' al 1974 ; Bonatti et Honorez, 1976 ; 

Francheteau et &, 1976). Par la suite, cinq étapes majeures marquent 

sont évolution. 

- vers 135 Ma se produit un évènement néo-cimmérien mal défini, imprimé 

dans les gabbros ; 

- vers 112-114 Ma (~arrémien, Anomalie J) se produit l'événement 

tectono-métamorphique majeur . Le massif se soulève et bascule vers le 

NE, 

sous l'impulsion probable de la formation de la dorsale anormale de 

l'anomalie J, partiellement représentée par la ride ore- ad ère. Les 

gabbros et les basaltes sont métamorphisés, tectonisés et traversés par 

de nombreux filons doléri,tiques. Les premiers sédiments se déposent sur 

les serpentinites du Mont Gettysburg ; 

-vers 75-82 Ma (Campanien) intervient un nouvel événement 

tectono-métamorphique ; 

- 

+ 

vers 62 - 3 Ma (paléocène) le volcanisme alcalin recouvre 1 'ensemble du 

Mont Ormonde. Il coïncide avec l'affrontement en compression de 

l'Afrique et de l'Eurasie ; 

- puis au ~iocène, une nouvelle surrection répond aux phases compressives 

alp ines.

1-14 - La Plaine Abyssale du Fer à Cheval 

~llon~ée selon une direction E .W., et profonde de 4 850 m [Fig. 61, la 

plaine abyssable du Fer à Cheval sépare les deux rides precedemment 

décrites. La colonne sédimentaire puissante d'environ 4 500 m se compose, 

à partir de la base, de dépôts évaporitiques anciens, 

triasico- jurassiques, des séries crétacé-~ocène, du ~iocène discordant, 

d'une nappe de glissement provoquée par la tectonique Alpine (Bonnin et 

-, 

al.. 1975 : Auzende et al.. 1981) et 

-F 

enfin d'une série plioquaternaire. Les modèles proposés, à partir de 

données gravimétriques ou de séïsmicité sur la structure profonde de la 

région du Fer à Cheval, c'est-à-dire de l'ensemble des rides disposées 

alentour (Gorringe, ~m~ère, etc ...) s'accordent pour considérer que le 

domaine de cette plaine abyssale représente un trait tectonique majeur au 

sein de la frontière ~fri~ue-1bérie. Le raccourcissement que subit la zone 

depuis le crétacé supérieur, s'absorberait le long du chevauchement de la 

Plaque Africaine par la plaque lbériqué dans la plaine abyssale du Fer à 

Cheval, et sous le Banc de Gorringe. Le régime compressif en profondeur 

s'exprime, en surface, par une tectonique extensive en extrados sur le 

Banc de Gorringe. 

1-1-5 - La Ride ore-md&e 

La Ride ore- ad ère est un relief de forte amplitude [Figs 6 et 71, 

culminant à -200 m 

(Mont ~osé~hine), orienté ~ 2 5 Elle ~ . est interprétée 

comme un axe d' expansion anormal très peu profond, développé à 1' époque de 

l'anomalie J (M -M ; 112-114 Ma). Elle aurait subi, à l'instar de toutes 

les autres st?uc&res régionales, plusieurs rajeunissements tectoniques 

accompagnés d'épanchements volcaniques alcalins, sous l'effet d'épisodes 

compressifs ultérieurs. Si la frontière de plaque semble relativement bien 

localisée dans la plaine abyssale du Fer à Cheval et le long de Gloria, 

elle apparaît au contraire très diffuse le long de cette ride. Zone 

sism iquement ac tiu e , les mouvements actuels determinés par les mécanismes 

au foyer montrent un partage entre le cisaillement dextre et la 

compression. 

1-2- L'ARCHIPEL DES CANARIES ,- 

L ' archipel des Canaries se compose de sept îles volcaniques principales. 

Celles-ci s'organisent globalement selon deux directions structurales 

majeures, l'une E-W et 1 'autre NNE-SSW, mais dans le détail, l'analyse 

cartographique révèle l'existence d'une troisième direction non moins 

importante N70 interprétée par Bosshard et Mc Farlane (1970) comme l'un 

des axes volcano-tectoniques de l'archipel [Fig. 121. 

Ce groupement d'îles volcaniques marque la frontière méridionale de la 

plaine abyssale de Seine. Il ne s'est vraisemblablement formé qu'entre le 

Tertiaire et l'Actuel (Dillon et Sougy, 1974 ; Antigua et Hernan, 1975 ; 

Grunau et &, 1975). Le volcanisme débute d'après les âges radiométriques 

à 1 ' Oligocene, voire à 1 '~ocène et s ' intensifie particulièrement entre 12 

et 14 Ma (Serravalien) sur l'île de Gran Canaria (Mc Dougall et Schmincke, 

1976 ; Schmincke, 1982 ; Feraud et A* al 1983). D ' autres travaux sur le

1 

paléomagnétisme sembleraient indiquer par contre que l'activité volcanique 

a débuté dès le crétacé supérieur (Storetvedt, 1980). L'archipel, par son 

caractère r écent pourrait masquer des structures anciennes dont 1 ' origine 

alimente les discussions. Au début, considéré comme implanté entièrement 

sur un microbloc continental (Haugen, 1973) désolidarisé ou non par 

rifting du craton africain(F1ament Lieffrig, 19791, l'archipel a été, par 

la suite, subdivisé en deux parties ; l'alignement E.W. des îles 

occidentales de Gran Canaria, ~énérife, ~oméra, la Palma et Hierro 

reposerait sur la lithosphère océanique (Schmincke, 1982). Les deux îles 

de Lanzarote et Fuerteventura allongées NNE-SSW, et probablememt leur 

Fig. 12 : ~ ath~métrie et anomalies magnétiques dans la région de 

1 'Archipel des Canaries (d' après Schmincke, 1982, modifié). 

Bathymstry and magnstic anomalies in the vEcinFty of Canary 

Islands (aftsr Schincke, 1982, modifisd).

prolongement vers le NE, 

le Banc Conception, seraient bâtis sur un bloc 

continental soulevé et traversé par des intrusions (Schmincke, 1967 ; Dash 

et Bosshard, 1968 ; Rothe et Schmincke, 1968 ; Bosshard et Mac Farlane, 

1970 ; Beck et Lehner, 1974), éventuellement désolidarisé comme 

précédemment, par rifting, du craton Africain au cénozoïque (Dietz et 

Sproll, 1970 ; Rona et Narwalk, 1970) . La nature du soubassement de 

1 ' ensemble de 1' archipel reste quoiqu' il en soit problèmatique. 

Beck et Lehner (1974), se fondant sur l'interprétation de profils de 

sismique réflexion multitraces, attribuent clairement l'alignement 

Fuerteventura-Lanzarote au domaine continental africain. 

Schmincke ( 1982 ) sur des critères pétrographiques et paléogéographiques, 

réfute l'idée d'un socle continental sous tout ou partie de l'archipel 

(Sauer et Rothe, 1972). Il rejoint Banda et (1981) qui tentent de 

démontrer, à l'aide de sismique réfraction sur les iles, que la croûte est 

partout de typé océanique, avec des vitesses de l'ordre de 6,6 km/s (Vp), 

sous une faible couverture volcanique ou sédimentaire et un moho profond 

de 11 à 15 km. Le groupe oriental se distingue tout de même par des 

vitesses mantelliques moindres (7,4 km/s au lieu de 8,O km/s). Enfin, 

Lanzarote diffère du reste de l'archipel par une épaisseur et des vitesses 

crustales inférieures (5,9 km/s). Elle se rapproche structuralement du 

Banc Conception O; une couche, à 5,6 km/s (équivalente à la couche à 5,9 

km/s de Lanzarote) , est interprétée comme une croûte océanique ancienne 

traversée par d'importantes intrusions basiques, peu de temps après sa 

création (Weigel et &, 1978). 

Finalement la frontière continent/océan est localisée dans un intervalle 

assez large dont les bornes sont : 

- le flanc Est de l'alignement Lanzarote-Fuerteventura a an da et &, 

1981 ; Hinz et &, 1982 ; Roeser, 1982 ; Schmincke, 1982 ; Wissmann et 

Roeser, 1982) ; 

- le flanc Ouest du même alignement (Beck et Lehner, 1974 ; Uchupi et 2, al 

1976 ; Flament-Lieffrig, 1979 ; Olivet et &, 1984). 

Selon les hypothèses alors admises sur la structure profonde, l'origine de 

l'archipel est associée au fonctionnement : d'une zone de fracture 

sous-jacente (Le Pichon et &, -1977) masquée par le volcanisme récent, 

orientée selon une direction preférentielle héritée du cycle hercynien 

(Antigua et Hernan, 1975 ; Le Pichon et -9 al. 1977 ; Olivet et &, 1984). 

D'autres auteurs, ou les mêmes, pensent qu' il pourrait s'agir : 

- soit d'un prolongement en mer du linéament de la "faille Sud-Atlasique" 

(Antigua et Hernan, 1975) ; 

- soit d'un point chaud mantellique ; 

- soit de la frontière lithosphérique océan/continent (Schmincke, 1982) ; 

- ou d'un carrefour de deux (ou plus) de ces structures, tel que celui de 

la frontière océan/continent avec une zone de fracture et/ou avec un 

accident majeur à terre (Schmincke, 1982).

1-3- LA PLAINE ABYSSALE DE SEINE 

Au pied de l'escarpement de El Jadida, limitée à l'ouest et au Nord par 

les rides ore-Madère et ~mpère-coral-~atch, s'étend la plaine abyssale de 

Seine. Profonde de plus de 5000 m, cette plaine se caractérise 

principalement par la présence, dans sa partie orientale, d'un bassin à 

séries évaporitiques triasico-liasiques affectées de nombreuses structures 

diapiriques (Pautot et &, 1970 ;# Rona, 1970 ; Bhat et 2al 

9 1975 ; Van 

Houten, 1977), telles que celle foree lors du Leg 79 du Glomar Challenger 

(Hinz et &, _1982). Ces séries sont surmontées par une couverture 

sédimentaire egalement déformée2 composée de turbidites datées du 

Jurassique moyen et supérieur et de depo ts pélagiques cénozoïques. 

Les limites du bassin à ;vaPorites sont, par manque de données et en 

raison d'interprétations divergentes, assez vagues. Grunau et 2' al (1975) 

et Olivet et 2al 

9 (1984) lui affectent une extension plus vaste que Hinz 

et &, (1982), Wissmann et Roeser (1982). Olivet et L* al (1982) placent 

la limite interne de ce domaine franchement plus à l'ouest, les séries 

salifères venant selon eux, buter sur l'extrémité orientale de la ride 

Ampère-coral-~atch. La limite de ce bassin tracée par Hinz et al., (1982) 

semble erronée, au moins dans le domaine septentrional. Le profil 

Nestlante II en effet [Fig. 131, révèle l'existence de structures 

haloc in; tiques j usqu ' aux approches du Mont Coral Patch. 

Plus au Sud, le bassin brutalement décalé vers l'Est s 'insinue en domaine 

émergé dans le Haut Atlas Occidental, avant d'aller se refermer entre les 

îles Canaries et le Bassin côtier de Tarfaya [Fig. 141. 

épaisseur de la colonne sédimentaire est assez réduite, comparée à ce 

qu'elle est sur la marge Nord-Est Américaine. ~rès rapidement vers 

l'ouest, à partir d'une ligne approximativement NE-SW passant par le point 

de coordonnées ~33~-~12' environ, elle se réduit à moins de 2 std, 

c'est-à-dire à moins de 2.5 à 3 km d'épaisseur. Deux discordances majeures 

apparaissent : 

- une discordance datée du crétacé supérieur ou du paléogène, résultant de 

réajustements tectoniques qui ont provoqué notamment la déformation de 

la série anté-~iocène sous la forme de grandes flexures, et délimité 

ainsi des bassins (Bonnin et &, 1975 ; Olivet et &, 1984) ; 

- une discordance Miocène moyen également d' origine tectonique (mouvements 

alpins) sur laquelle reposent des nappes d'écoulements. Ces nappes 

constituent l'extension sous-marine des nappes de glissements de la 

série marneuse crétacé à Miocène intra et pré-rifaine des zones externes 

du Rif et de leur équivalent du Guadalquivir (Bonnin et r 2' al 1975). 

Elles couvrent l'ensemble de la pente continentale situee au nord de 

Rabat et s'insinuent dans les plaines abyssales de Seine et du Fer a 

Cheval. Elles s'installent dans les dépressions créées par la 

flexuration des séries Anté-Miocène et moulent les reliefs préexistants. 

Elles ne son& distantes de l'escarpement de Mazagan, au Sud, que d'une 

quarantaine de kilomètres.

Prof i 1 de si smi que réf 1 exi on Nestl ante 

11-8 al 1 ant du Plateau de Mazagan, au 

SE, à 1 'extrémité orientale de la ride 

Ampère, au NW, en passant à travers la 

pl aine abyssale de Seine. Cette dernière 

est caractérisée par la présence d'un 

vaste bassin à évaporites, d'âge 

Tri asi CO-Li asi que, et d ' une nappe sédi - 

mentai re datée du Miocène (modifié 

d' après. O1 ivet et al. , 1984) 

DSDP Forage DSDP Leg 79 

546 (Hinz. Yinterer - et al, 1984) 

L. Zone d'accident 

f - 

Tmrmn 

Nappe d'écoulement Miocène 

Discordance Crétacé supérieur-Eocène 

4 

AlestZante 11-8 sismio refzexion Zine 

running from Mazagan Plateau, to the 

SE, to the eastern end of Ampère ridge, 

and crossing the Seine abyssal plain . 

This Zast one is caracterised by a 

large eva oritic basin of Triasic- Liasic 

age, and g y a Miocene sedimentary nappe. 

(After Olivet et al.. 1984. modified) 

Y 

Evaporites * 

Toit de socle 

Socle continental 

1 

J

Nord du bassin côtier de larfaya(Aaiun). 

Volcanisme des Canaries. 

Bassin lriasico-liasigue 3 évaporites. 

Limite du bassin b évaporites. 

Fig. 14 : Extension du bassin profond à évaporites du 

Maroc. 

Exten.sion of the moroccan deep evaporitic 

basin.

Cha~itre II - RAPPELS SUR L'EVOLUTION CINEMATIQUE 

DE L'ATLANTIQUE CENTRAL 

Les reconstitutions cinématiques de l'Atlantique Central divergent 

considérablement à propos de 1 ' état initial du super continent ~an~éen, 

avant 1 ' ouverture océanique proprement dite. Ces différences dépendent 

directement des arguments géométriques ou géologiques pris en 

considération. 

11-1- L'ETAT INITIAL DE L'ATLANTIQUE CENTRAL 

Wissmann et Roeser (1982) [~ig. 151, s'appuyant sur des données 

magnétiques et l'extension des bassins salifères ~éri-atlantiques, 

proposent un fit en tentant de superposer la "East coast magnetic anomaly" 

(ECMA) (Rabinowitz, 1974 ; Schouten et Klitgord, 1977 ; Klitgord et 

Behrendt, 1977 ; Behrendt et Klitgord, 1979 ; Haworth et Keen, 1979) qui 

longe la marge ~ord-~méricaine avec l'anomalie magnétique Ouest Africaine 

(AOA) 

qui borde le continent africain. Ils prennent comme hypothèse que la 

limite de la croûte océanique (Emery, 1970) de part et d'autre de 

l'Atlantique est marquée par ces deux anomalies de pente continentale 

positive, et que les bassins à évaporites peuvent s'étendre jusqu'en 

domaine océanique ( Lancelot, 1980) . 

Fig. 15 - Bassins salifères de 

l'Atlantique Nord et 

Central projetés sur une 

restitution de l'état 

initial, avant le début 

de 1' expansion 

océanique, d'après 

Wissmann et Roeser 

(1982). On no,tera 

l'importante superposition 

des bassins du 

Maroc et de Nouvelle 

Ecosse-Terre Neuve. 

Salt basin of North and 

Central Atlantic 

pro jsctsd on prsdrift 

gsograp h y aft sr W7:ssmnn 

and Rosser (1982). Ws 

can ses ths large 

ovsrlap of the Moroccan 

basin and the Scotian 

New foundland basin.

, .I.W.I.~.-.i..V.Y.... - 

Situation i lu lin du LIAS 

Fig. lg : Représentation 

de l'état initial de 

l'Atlantique Nord et Central 

à la fin du Lias ' 

d'après Olivet et al. , 

(1984). Deux points importants 

sont à retenir : 

- les bassins et les promontoirs 

de chacune des 

marges continentales homologues 

de l'Atlantique 

central sont associées. 

- il subsiste des zones 

(hachurées)dont le substratum 

pourrait être de 

nature océanique ou intermédiaire. 

i 

Fit af the NorthLtand 

Centra2 AtZantic Ocean at 

the end of the Lias, after 

Olivet et al., 11984). 

i

Ils font ainsi correspondre, de la même manière que Klitgord et Schouten 

(1982) pour la "Black Spur magnetic anomaly" (BSA) ou que Le Pichon et 

al 

-9 (1977) sur la base de critères géométriques, les bassins 

ouest-africains avec les zones hautes et marges étroites nord-américaines 

et inversement. 

Olivet et &, (1982, 1984) [~ig. 161, partant d'hypothèses différentes et 

s'appuyant sur la reconstruction à l'anomalie M22 qui, selon eux, est la 

plus ancienne anomalie magnétique reconnue de manière fiable, aboutissent 

pour la fin du Lias, à une configuration dans laquelle les zones 

structural emen t comparables sont juxtaposées. Les bassins des deux marges 

homologues se retrouvent associés entre eux, de même que les zones hautes 

et les marges étroites entre elles. Wilson (19801, dans ses 

reconstructions tectono-stratigraphiques axées sur 1 'Atlantique, arrive à 

une situation très voisine au Lias, tout au m,oins pour l'Atlantique 

Central. 

Il résulte de chacun des deux types de modèles des positions relatives de 

la marge marocaine, par rapport à celle de Nouvelle Ecosse (Canada) plus 

déportée vers le Grand Banc de Terre-Neuve dans le premier cas que dans le 

second. 

11-2- LES ETAPES DE L'OUVERTURE DE L 'ATLANTIQUE CEIWRAL ; EVENEMENTS 

REGIONAUX ET FONCTIONNEMENT DE LA FRONTIERE ACOFES-GIBRALTAR 

L ' évolution de 1 'Atlantique Central peut être décomposé en plusieurs 

phases successives (Sichler et &, 1980 ; Wilson, 1980 ; Patriat et 2) al 

1982 ; Olivet et al., 1984),* en accord avec les grands évènements 

tectoniques reconnus en domaines emergés ou immergés [Fig . 17 1 . 

Phase I 

Rift- 

Phase II 

orift inq 

: du Permien à la fin du Lias (180 ~ a), se succèdent plusieurs 

phases distensives intracontinentales responsables de la 

structuration des marges continentales et du développement 

des bassins à ;vaPorites péri-~tlantique Central (Pautot et 

al 1970 ; Rona, 1970 ; Bhat et al 1975 ; Bonnin et 5, 

2 9 2' 

1975 ; Grunau et &, 1975 ; Uchupi et 5, 1976 ; Uchupi et 

Austin, 1979 ; Thiede et -Eldholm, 1980 ; Hinz et al., 1982 ; 

Ruellan et al., 1985). C'est le cas des bassins a evaporites 

triasico-liasiques du Fer à Cheval et de Seine jusqu'au 

détroit des Canaries. 

: à la fin du Lias (180 Ma pour Vogt et ~inwich, 1979 ;Olivet 

et &, 1982, 1984 et Roeser, 1982 ; 170 Ma pour Siebold, 

1982 ; 170-180 Ma pour Pitman et Talwani, 19721, débute 

l'ac~rétion'océani~ue. Selon Wilson (19801, l'ouverture 

serait plus précoce et aurait démarré dès le Jurassique 

inférieur (sans plus de précisions). Le taux d'ouverture 

serait extrêment faible Vogt et Einwich, 1979 ; Olivet et 

2' 

al 1984) . Mais lthypothèse d'une ouverture à 160 Ma avec un 

taux supérieur n'est pas exclue. ès le début de cette 

période, se mettent en place des structures particulières. La 

frontière de plaque 1bérie - Afrique fonctionne sous la 

.-

Fig. i7 : Les grandes étapes de l'ouverture'de l'océan Atlantique central compilées d'après le modèle de 

Olivet et al., (1984). Pour le stade initial, on peut observer la juxtaposition des bassins des 

deux marges homologues, africaine et nord-américaine , de même que celle des zones hautes. (a) : 

bassins mézosoïques nord-américains ; (b) bassins mésozoIques nord-ouest africains avec dépôts 

évaporitiques triasico-liasiques(quadril1age pointé) ou sans ; (c) structures océaniques élevées ; 

(d) limites-des bassins ; (e) isobathe des 200 m ; (f) isobathe des 2000 et 4000 m ; (g) ECMA 

et AOA. , 

The major stage of the Centra2 Atlantic Ocean opening compiled after mode2 of Olivet et al., (1984) 

For the initia2 fit, we can observe the jmtaposition of the homo2ogous basins of each continental 

margin .

forme d'une faille transformante. Le Massif de Gorringe, 

structure déjà élevée, pourrait en représenter un relief 

associé du côté ibérique. A la frontière ~frique-~méri~ue, le 

système ~mpère-coral-~atch en est également à ses premiers 

stades d'édification. Ces structures et par conséquent les 

bassins adjacents, pourraient même dater de la période 

antérieure. Jusqu' alors, seule 1 ' interprétation des profils de 

sismique réflexion existants permettait d'avancer cette 

hypothèse, les séries attribuées à 1'~nté-~urassi~ue butant 

contre elles. De nouvelles datations K/Ar sur les gabbros de 

Gorringe à plus de 190 Ma la confirmeraient (Feraud et al., 

sous presse). Dans le cas où il s'agirait bien 

pétrographiquement de croûte océanique typique, il est 

possible que les ;vaPorites triasico-liasiques des plaines 

abyssales de Seine, du Fer à Cheval et du Tage (au Nord du 

Massif de Gorringe) reposent en partie sur de fa croûte 

océanique accrétée lors d'une proto-ouverture, anterieure et 

synchrone de leur dépôt. Les limites de ce proto-océan 

correspondraient à celles des hiatus qui subsistent à la fin 

du Lias dans les reconstructions cinématiques de Olivet et 

al (1984). .' 

Phase III : pendant le Callovo-Oxfordien (entre 156 et 140 Ma), le taux 

d' ouverture est plus élevé. C ' est, semble-t-il , le véritable 

démarrage de 1 ' ouverture de 1 'Atlantique Central, compte tenu 

de 1 'hypothèse formulée précédemment. 

Phase N : à l'anomalie M22 (140 ~ a), l'ouverture change d'orientation et 

ralentit, ceci jusqulà l'anomalie J (112-114 Ma). Cette 

période est marquée, sur tout le pourtour de l'Atlantique 

Nord, pas des évènements tectoniques attribués à la phase 

cimmérienne tardive. Dans la région Açores-Gibraltar d'après 

la littérature, seul 1 ' évènement tectono-métamorphique, 

identifié sur le Banc de Gorringe, témoigne de cette activité. 

Phase V 

: de llAptien (Anomalie J, 112-114 Ma) au Coniacien (Anomalie 

34, 86-88 Ma) , se produit une longue (25 ~ a réorganisation 

) 

générale, en vitesse et direction, des mouvements relatifs à 

.l'échelle du globe (Olivet et &, 1984). Elle se manifeste à 

1 ' échelle de 1 'Atlantique par 1 'ouverture océanique initiale 

au Nord du Golfe de Gascogne, par la rupture entre les 

boucliers ouest-africain et guyano-brésilien, et par une 

accélération du taux d'ouverture dans 1 'Atlantique Central. A 

l'échelle régionale, s'observe la mise en place d'une dorsale 

en position anormale, représentée pour partie par la Ride 

v ore-v ad ère. La frontière Açores-Gibraltar jusqu'alors 

décrochante se transforme en frontière de second ordre ; 

1'1bérie se retrouve associée, à quelques rejeux près, à 

l'Afrique dans un mouvement unique divergent par rapport au 

continent ~ord-~méricain. Tous les reliefs de la région du Fer 

à Cheval pourraient être rajeunis notablement à cette époque. 

La position actuelle du Banc de Gorringe dérive 

vraissemblablement en grande partie de la mise en place de

cette dorsale anormale. 

Phase VI 

Phase VII 

: du Conacien au paléocène (53 Ma), les mouvements relatifs 

deviennent franchement convergents sur toute la frontière 

Açores-Gibraltar, à l'Est de la fracture Gloria qui décrit 

alors le mouvement relatif entre 1 '1bérie et 1 'Afrique. Les 

vastes épanchements de volcanisme alcalin s 'installent. Il 

est à noter, qu' ils sont synchrones d'une phase compressive 

Nord-Sud. A cette époque également, débute la surrection 

atlasique. 

: cette phase correspond à une période d'édification de la 

chaîne pyrénéenne entre l'yprésien (53 Ma) et le ~utétien (43 

Ma), liée à la convergence de l'Eurasie et de 1'1bérie. Au 

large du Maroc, la discordance ~ocène (~utétien)(Hayes et 

2' 

al 1972 ; Ryan,. Hsu et &, 1973 ; Lelann, 1979 ; Olivet et 

.' 

al 1984) marquee par la flexuration des séries date cet 

evenement (qui, de surcroît, favorise les mouvements 

salifères sous-jacents). Le soulèvement de 1 'Atlas s 'accentue 

et s'accompagne de celui du Rif. Toutes ces déformations 

profondes répondent à un régime compressif méridien (Olivet 

et &, 1976 ; Mattauer et a&, 1977 ; Olivet et &, 1984) 

résultant de la poursuite du mouvement de convergence 

Euro-africain. A noter, que plus au nord, dans .le golfe de 

Gascogne une phase de compression ~ocène est également 

ressentie (~ere~naucourt, 1981) en particulier au niveau de 

la ride Pastouret (Sibuet et &, 1985). 

Phase VIII : Olivet et al 9. (1984) regroupent dans cette période tous les 

évènements Eocene supérieur et ~ost-~ocène. Elle débute à 43 

Ma par le dernier grand changement de direction d'ouverture 

de 1 ' Atlantique Central, et enregistre notamment la création 

du centre d'accrétion des Açores, les mouvements tectoniques 

alpins sensibles jusque dans les plaines abyssales (nappes 

d ' écoulement Grif aines, chevauchement crustal de la plaque 

~bérique sur la plaque Afrique sous le Banc dce Gorringe, 

rebroussement des séries le long des structures) et le 

développement du volcanisme des Canaries. Toute la région du 

Fer à Cheval est déformée lors d'une phase compressive 

~iocène (Olivet et &, 1976).

Chapitre III - LES PRINCIPAUX TRAITS DE LA GEOLOGIE DU MAROC 

OCCIDENTAL ET DE SON EVOLUTION ; CORRnLATIONS AVEC L'OUVERTURE ATLANTIQUE 

La meseta marocaine, en bordure de laquelle se situe le Plateau de El 

Jadida, constitue l'un des quatre grands domaines structuraux du pays 

(Michard, 1976). Elle est considérée, avec le domaine de l'Anti-Atlas 

situé plus au Sud, comme cratonique (ou quasi-cratonique) , depuis la fin 

de 1'0rogenese hercynienne (~ichard, 1976) [~ig. 18 a et b] et forme un 

coin -isolé de l'Anti-Atlas et du reste du Craton africain- bordé au nord 

par le domaine Rifain et au sud et à l'est par celui du Haut Atlas. 

L'histoire tectono-sédimentaire post-paléozoïque du Maroc Occidental est 

intimement liée à la fois à l'ouverture Atlantique et à l'édification des 

chaînes Atlasiques et Rifaine. Je tenterai donc, dans ce chapitre, de 

rappeler brièvement les grands traits géologiques de cette partie du 

Maroc. 

11-1- LE SUBSTRATUM ANTE-MESEZOIQUE 

Le domaine mesetien se compose schématiquement de deux zones structurales 

majeures issues de llOrogénèse hercynienne, séparées par un accident 

majeur orienté NNE-SSW et jalonné par une série de failles à multiples 

rejewc (Michard, 1976 ; Michard et &, 1978 ; piqué et Michard, 1981). 

A 1 ' Ouest, dans le ~Ôle c6ti er , domine le Cambro-Ordovicien sédimentaire 

peu déformé. A El Jadida, la série géorgienne laisse affleurer des 

rhyholites infra-cambriennes (Gigoud, 1951) [~ig. 

18~1. 

Quand à la meseta intérieure, à l'Est, elle est constituée de séries 

paléozoïques relativement homogènes intensément tect~nométamor~hisées. Les 

zones orogéniques sont percées par des intrusions granitiques postérieures 

au paroxysme orogénique (~ammuro-Wes tphalien, phase Asturienne) (piqué, 

1972 ; Hoepffner, 1974 ; Jenny, 1974) et laissent parfois affleurer le 

précambrien (Michard, 1976). Une extension méridionale de ces zones, 

faisant le lien avec le domaine de l'Anti-Atlas, serait représentée par le 

Massif Ancien du Haut-Atlas Occidental, intégré dans la tectonique 

tertiaire atlasique. 

L ' agencement des grands traits structuraux du Maroc "Africain" 

( c ' es t-à-dire excepté le domaine rifain) s 'opère principalement au cours 

des phases tectoniques hercyniennes successives, mais certains traits 

sédimentaires ou tectoniques pourraient également se rapporter à 

1 ' orogénèse calédonienne (mal connue au Maroc) (Michard, 1976). Le Maroc 

"Africain1' est, à la fin du paléozoïque, une vaste mosaïque de horsts et 

grabens découpés selon un réseau de fractures hercyniennes sans cesse 

remobilis;, où prédominent amplement les directions NE-SW et EW (Matauer

- 

#~éorgi en? 

B 

OCEAN 

ténornonien 

room 

ATLANTIQUE 

C 

a 

b 

B' 

NNW 

,!L-~:4-~~5~ 

v v v v 

Fig. 18 : Structure du Maroc. 

(a) les grands domaines structuraux du Maroc,dtaprès Michard (1976) ; 

(b) coupe schématique générale du Maroc occidefita1 de la frontière Açores- 

Gibraltar au Craton Africain (coupe BB' sur la carte de la figure 17a, 

d'après Michard, 1976, modifié) ; 

(c) affleurement du socle rhyolitique précambrien dans la localité même de 

El Jadida. Il est recouvert par des brèches et des dolomies attribuées 

au Géorgien, et par des calcaires datés du Cénomanien Caractérisés par la 

présence de niveaux à huitres et galets à la base (d'après Gigoud, 1951). 

. 

SSE- 

1: Manteau supérieur; 2: Oiscontinuit6 de Mohorovicic~localisation indicative d'après la gra- 

100ki vimétrie et les données générales sur l'écorce terrestre); 3: Croute continentale précambrienne; 

4: infracambrien et Pal6orolque tabulaire ou faiblement plissé; 5: Idem plissé et m6tamorphisé, 

avec granites intrusifs(cyc1e calédono-hercynien); 6: Couverture du Secondaire et du 

Tertiaire, tabulaire à très déformée et métamorphisée(Rif); 7: Néogène détritique, molasses 

; 

EeV y 213 continentales ou marines, écoulements marneux à olistostromes(Prérif. plaines abyssales); 

8: Volcans néogènes et quaternaires. 

(a) the main structural domain of Morocco, after Michard (19761 ; 

(b) general sehanatic cross section of Western Morocco, from Azores-Gibraltar 

plate boundary to Africain craton. (cross section BB' on s-bructmal'map 

of figure 17a , after Kchard, 1976, modifiedl ; 

ic) Buterop of Precambrien rhyolitic basement in the town of El Jadida ; it 

underlie breccias and dolomites of probabzy Georgian age and Cenomanian 

Zimes tones with oyster and pebbZes ZeveZs at the base (after Gigoud, 1951 

J

- 

et al., 1977) précurseurs respectivement des directions dites Atlantique 

et ~edi terranéenne. De cette 'évolution poly-orog~nique, précambrienne et 

palézoïque, il pourrait résulter, au début du Trias, une configuration 

géographique et structurale des divers domaines, légèrement différente de 

l'actuelle (cf. plus loin). 

111-2- L'EVOLUTION POST-HERCYNIENNE DU MAROC OCCIDRNTAL 

La couverture sédimentaire ~ésozoï~ue et ~énozoï~ue est largement étendue 

dans le moyen Maroc. D ' influence atlantique, elle n'est réellement bien 

développée que dans les bassins côtiers de Safi-El-Jadida (Doukkala) et 

surtout d'Agadir -Essaouira (Haha ou Golfe Atlasique) [Fig. 19 a et b] où 

elle est pratiquement continue du Trias au Tertiaire. Formés plus 

tardivement, des bassins ~éo~ènes avec un remplissage atteignant parfois 

plus de 2000 m de puissance s'étendent sur l'avant-pays rifain et dans la 

plaine du Souss. 

En meseta côtière, il s'agit d'une série subhorizontale peu épaisse 

lacunaire où dominent les dépôts triasiques, crétacé supérieur et 

Mio-Plio-Quaternaire (Gigoud, 1951) [Fil 19cI. Dans le Haut-Atlas 

Occidental, en ,revanche, la série est plissee mais puissante et continue 

( Société chérifienne des pétroles, 1966 . 

Le Trias-Infralias ; la distension intra-continentale 

/' 

Au Trias-Lias, époque au cours de ldquelle prédomine au Maroc l'influence 

~éso~éenne (Faure-Muret et Choubert, 1971) les bassins liés à 

l'Atlantique futur sont restreints. Ils se développent à cheval sur les 

domaines de la meseta et de l'Atlas ; ceux-ci ne commence à évoluer 

indépendamment l'un de 1 'autre qu'au Lias. La série comporte trois 

termes : un terme inférieur gréso-conglomératique et argile salifère, un 

terme intermédiaire basaltique et un terme supérieur salifère et 

argi 10-salifère. 

A 1 ' origine cartographiées en tant que Permo-Trias (Choubert et Marçais, 

1956) ou Trias inférieur (Ambroggi, 1963 ; société chérifienne des 

pétroles, 1966) lagunaire ou continental (hormis les zones du Rif) 

(Choubert et Faure-Muret, 19621, ces séries inégalement réparties (la 

puissance varie entre O m en méséta et près de 6000 m dans les Haha) 

appartiennent vraisemblablement au Trias supérieur (à partir du Carnien) 

et à l'Infra-Lias (~rambourg et Duffaut, 1960 ; Dutuit, 1966 ; Salvan, 

1974 ; Michard, 1976 ; Brown, 1980) et les puissantes assises salifères 

qui les caractérisent sont pour partie typiquement marines (Salvan, 1974). 

Leur âge demeure cependant problématique ( Salvan , 1984 ) . 

A la limite du Trias-Lias, s ' insère 1 'intercalation basaltique à affinité 

tholéï tique (Bertrand et Wesphal, 1977) , résultant d'un épisode volcanique 

étendu à la presque totalité du Maroc (Faure-Muret et Choubert, 1971 ; 

Salvan, 1974). Les datations radio-chronologiques permettent, malgré 

1 ' altération et le métamorphisme, de préciser l'âge de ce volcanisme. Au 

Maroc occidental les épanchements se mettent sur place au cours de deux 

épisodes distincts, l'un daté à 205 Ma (Carnien d'après Salvan, 1984 , ou

Pa/oeomc STETS 6 WURSTER 1980 

c 

Plateau de 

- - - ---- 

Tu r O n i e n colcoire 

Gradin nard 

de Mechra-ben-Ab 

iPaléorcliefa=akhour) 

Socle 

h ercynien 

Fig. 19 : Géologie du Maroc Occidental. 

(a) coupe schématique à travers le Haut Atlas Occidental illustrant la subsidence 

du bassin (d'après Stets et Wurster, 1982) ; 

(b) colonne stratigraphique synthétique du Golfe Atlasique (d'après Jansa 

et Wiedmann, 1982) ; 

(c) coupe schématique de la couverture de la Meseta (d'après Michard, 1976); 

la couverture est dans l'ensemble assez réduite. 

GeoZogy of Western Morocco.

Rhaetien dl après Odin, 1982) en meseta principalement, 1 'autre daté à 185 

Ma (~ettangien-sinémurien ou Toarcien , selon les mêmes auteurs) dans le 

Haut Atlas occidental (Manspeizer, 1981 ; Salvan, 1984). 

Les nombreuses variations latérales de faciès et les épaississements 

brutaux qui caractérisent la série sédimentaire sont les conséquences 

dl une tectonique ~~nsédimentaire 

horsts et grabens, avec des taux de 

subsidence très variables d'un bloc à l'autre (Tixeront, 1973 ; Brown, 

1980 ) . Ces mouvements résultent du régime de distension intracontinentale 

précédant l'ouverture Atlantique, qui règne à cette époque. Les vastes 

épanchements volcaniques en souligneraient un épisode de fissuration 

important. Plusieurs auteurs voient plus précisément dans les événements 

tectono-sédimentaires triasico-liasiques du bassin des Hahas l'expression 

d'un rift naissant (Kanes et - al., 1973 ; Van Houten, 1977 ; Van Houten et 

Brown, 1977 ; Mattauer et a&, 1977 ; Brown, 1980- ; Stets et Wurster, 

1982) et s ' associent ainsi a 1 'idée d'une relative mobilité de la meseta 

par rapport au Craton (cf. 5 111-3). 

111-2-2 - Le Jurassique moyen et supérieur 

Les dépôts du Jurassique moyen et supérieur de type atlantique sont 

globalement transgressifs. La mer, à partir des bassins côtiers, investit 

progressivement une partie des terres émergées de la dorsale hercynienne 

centrale, orientée NNE-SSW. La sédimentation est caractéristique des 

bassins continentaux $ subsidence modérée où "s'affrontent les apports 

terrigènes et les dépots organogènes ou évaporitiquesl' (Michard, 1976). 

Certains dépôts epicontinentaux pourraient parfois traduire des milieux 

arrière-récifaux (Reyre, 1966 ; Dillon et Sougy, 1974 ; Stets et Wurster, 

1982). ~'0ro~énèse ~évadienne fini Jurassique provoque une régression 

presque générale (Faure-Muret et Choubert, 1971 ; Michard, 1976 ; Behrens 

et Siehl , 1982) . Seul le bassin d'Agadir-Essaouira échappe à l'émersion. 

Dl un point de vue tectonique la meseta marocaine enregistre sur ses 

marges, un soulèvement général particulièrement accentué à la fin du 

Dogger (Huvelin, 1973 ; Michard, 1976). 

Le crétacé, pour Choubert et Faure-Muret (1962) et Faure-Muret et Choubert 

(1971) représente le véritable début de 1 'histoire atlantique du domaine 

Atlasique, j usqu' alors dominé par les événements mésogéens. Il est marqué 

j usqu ' au Turonien par une série de transgressions valanginienne (Behrens 

et Siehl , 1982) aptieme supérieure, cenomano-Turonienne, de plus en plus 

efficaces, interrompues par de faibles épisodes régressifs (Wurster et 

Stets, 1982). Ceci se traduit par 1 'alternance de niveaux sédimentaires à 

apports continentaux plus ou moins importants. Ce régime résulterait des 

nombreuses fluctuations du niveau marin dans un contexte de bassins à 

subsidence régulière (Stets et Wurster , 1982) attestée par des mouvements 

tectoniques synsédimentaires enregistrés sur les marges du Golfe 

Atlasique. 

~ ~ r è s le dépôt de la série marno-calcaire Turonienne, relativement 

uniforme sur tout le moyen Maroc (Faure-Muret et Choubert, 1971 ; Michard,

1976 ; Wurster et Stets, 1982 ; Stets et Wurster, 1982 ; Stamm et Thein, 

1982) , une certaine instabilité tectonique se manifeste. Dans les Hahas, 

se déposent des sédiments terrigènes rouges et évaporitiques, reflétant 

l'arrêt de la subsidence et de début d'un soulèvement. C'est la fin du 

rifting Atlasique et le début de surrection de la chaîne. En meseta, les 

dépendances de 1 'Atlantique ne se limitent plus qu'à quelques golfes très 

peu profonds à dépôts sursalés. 

111-24 - Le Tertiaire 

Au ~énozoï que, 1 ' orogénie atlasique s ' intensifie et accompagne celle du 

Rif. L'activité orogénique est permanente et les phases tectoniques se 

succèdent (Faure-Muret et Choubert, 1971 ; Dillon et Sougy, 1974 ; 

Michard, 1976) : 

- dans l'Atlas, une phase compréssive pyrénéenne fini-~ocène moyen (fin du 

~utétien) également présente dans les cônes internes du Rif, provoque un 

raccourcissement du socle accompagné de plissements et de déversements 

dans la couverture sous-jacente. Elle entraîne un retrait général de la 

mer du domaine. 

- lui succèdent, à 1 'oligocène supérieur (anté Aquitanien) et au ~iocène 

( Bur digalien à Tortonien) deux phases paroxysmales compressives alpines. 

Dans 1 'Atlas, les structures ébauchées au cours de la phase précédente, 

sont reprises et accentuées. Dans le Rif, elles provoquent les 

C I I 

charriages des cônes externes, qui pourraient nous 1 'avons de ja evoqué, 

se prolonger jusque dans les plaines abyssales voisines sous forme de 

nappes d ' écoulement. 

- une dernière phase ~onto-pliocène inférieur accentue le serrage et 

réajus te les structures déjà élaboré'es. 

- l a période Plio-Quaternaire se caractérise par une néotectonique dominée 

par les mouvements verticaux dans un régime de soulèvement général du 

bord septentrional du continent africain. 

La déformation est graduelle. Alors que la partie centrale du Haut Atlas 

enregistre de forts raccourccissements, le bassin des Hahas, moins 

sensible aux phases tectoniques succéssives ne subit que de faibles 

déformations caractérisées par des mouvements salifères. 

Face à tous ces événements tectoniques, la meseta marocaine réagit, au 

début tout au moins, comme un bloc stable. Elle n'est affectée que par 

d'amples mouvements épeirogéniques l'exondant entièrement à partir de 

1 ' ~ocène moyen (Michard, 19761. Au ~éo~ène, la sédimentation marine se 

cantonne à ses marges Nord,. éffondrées au ~iocène en réponse à la 

tectonique rifaine et à l'avancee des nappes, et Ouest (Atlantique). Puis, 

sous l'effet de la tectonique Ponto-Plio-Quaternaire, elle se transforme 

en une vaste mosaïque de horsts et grabens limités par des accidents 

anciens (hercyniens) à re jeux récents parfois considérables.

111-3- PLACE ET MOBILITE DE LA MESETA MAROCAINE - CONSEQUKNCES 

Le dernier point est, en fait, un élément fondamental de la structure du 

Maroc africain, car en définitive l'évolution tectono-sédimentaire de 

celui-ci a été constamment guidée par des accidents NE-SW et E-W hérités 

du cycle hercynien (Mattauer et &, 1977 ; Laville, 1981). Ces 

discontinuités servent alors de guides aux tectoniques ultérieures et, 

rejouant à de multiples reprises, découpent le socle et la couverture en 

blocs plus ou moins basculés à formes losangiques (Saadi, 1972 ; Laville, 

1973 ; Stets et Wurster, 1980, 1982). 

Les points de vue divergent quant aux positions relatives des diverses 

unités structurales, à la fin des temps ~aléozoï~ues et au cours de 

1 'histoire ultérieure..,. 

Dewey et 2) al (1973) dans le but de combler le hiatus ouest-africain 

subsistant dans les reconstitutions cinématiques de l'état initial ("fit1') 

de l'Atlantique Central, envisagent une certaine mobilité de la méséta 

marocaine, du soubassement des Canaries orientales (pour eux continental) 

et plusieurs autres microblocs continentaux situés au Nord de la "faille 

Sud-Atlasique", face au Craton africain [Fig. 20al. Le modèle qu'ils 

proposent remet en cause 12 théorie admise sur le caractère typiquement 

intracontinental de la chaine Atlasique. Il nécessite que l'ouverture 

atlantique soit accompagnée par une expansion océanique simultanée dans le 

Haut et Moyen Atlas, au Jurassique inférieur à moyen (180 à 165 Ma), 

isolant, entre autres, le microbloc continental de la méséta marocaine. Il 

implique, pour le Jurassique moyen supérieur, une séparation vis-à-vis du 

continent nord-américain, plus rapide, des blocs nord-africains, comparé 

au reste de l'Afrique. Ce contraste de vitesse a des implications non 

étayées ou infirmées même par les observations géologiques ou 

géophysiques. Il induit un décrochement dextre Sud-Atlasique, une zone 

magnétique calme plus large au Nord qu 'au Sud des Canaries, et une _ - 

compression Atlasique. 

Luyendyk et Bunce (1973), à partir d'une configuration de l'état initial 

comparable, attribuent principalement au Tertiaire les mouvements 

dextressud-Atlasiques. Tapponnier (1977) [Fig. 20b] semble également 

adopter l'idée d'ouverture dans l'Atlas, ou au moins celle d'une 

distension importante liée à celle de l'Atlantique. 

Michard et &, (1975) et Michard (1976), se fondant sur des données 

paléomagnétiques et tectoniques, et arguant de l'absence d'ophiolites 

vraies dans l'Atlas, la réfutent. Le bloc mesetien n'est pas véritablement 

désolidarisé du Craton. Sa mobilité n'est le fait, à leur sens, que d'un 

processus de distension intra-continentale triasico-liasique (Westphal, 

1975), débutant éventuellement vers le Permien (Michard, 1976) et 

contemporaine des premiers stades de 1 ' ouverture atlantique (Dewey et &, 

1973 ; Kanes et &, 1973 ; Mattauer et al., 1977 ; Tapponnier, 1977 ; 

Olivet, 1978 ;-Laville, 1981). Dans cette hypothèse, une large bande 

fracturée representée par le Haut et Moyen Atlas, constituerait mieux que 

1 ' hypothétique accident décrochant Sud-Atlasique (Proust et 5, 1977) la 

zone de ~lcoulissement" du bloc. Le serrage provoquant la surrection 

crétacé puis Tertiaire de la chaîne découlerait de la rotation horaire

1 b Vers 180 k - LIAS 1 

FINI-JURRASSIQUE 

EOCRETACE 

1. 

Fig. 20 : Différentes hypothèses sur la place de la meseta marocaine, et sur 

l'évolution du Maroc qui en'découle ; (a) Dewey et al. (1973) proposent 

de combler la lacune qui demeure dans leur reconstitution de 

l'état initial de l'Atlantique central (zone hachurée sur la carte de 

gauche) par un découpage de la bordure Nord africaine en de multiples 

microblocs désolidarisés du continent, dont l'un serait représenté par 

la meseta marocaine occidentale (d'est en ouest : LF / Lanzarote-Fuerteventura 

; H : Haha ; MM : Meseta Marocaine ; MO : Meseta Oranaise ; 

BR : Bloc Rifain ; BGK : Bloc de Grande Kalylie ; BPK : Bloc de Petite 

Kabylie ; BC : Bloc Calabrais ; BBé : Bloc Bétique ; CS : Chott Sahel ; 

BI : Bloc Ibléen ; BBa : Bloc Baléare ; BCS : Bloc Corso-Sarde ; R : 

Rhodope). (b) l'hypothèse de Tapponier (1977) suggère également une certaine mobilité de la meseta mar 

vis du craton africain ; (c) modèle de Michard et al. (1975) sur les mouvements post-triasiques de la 

caine ; ce modèle suppose que le bloc mesetien occupait auparavant une position nettement plus occiden 

200 km) qu'actuellement, et ainsi une importante mobilité de ce bloc face au craton ; (d) évolution in 

posée par Mattauer et al. (1977) n'impliquant aucun déplacement relatif important de microblocs par ra 

ct'aton. 

SeveraZ hypothesis about nusrucean meseta situation and about the consecutive rnoroma tectonic evotution. 

lcaine vis à 

ieseta maroale 

(100 3 

raplaque pro- 

)port au

(11 à 14') du bloc [Fig. 20~1. Ceci s'accorde bien, selon les auteurs, 

avec de forts raccourcissements (50 à 100 km) dans l'Atlas Central 

(Laville, 1973 ; Laville et &, 1977) et une réactivation 

incessante des accidents anciens (qui jouent un rôle fondamental). 

Le Pichon et &, (1980) proposent un modèle radicalement opposé aux 

précédents. Ils situent le Maroc occidental nettement vers l'est et 

postulent un déplacement sénestre de celui-ci, de près de 250 km, entre 

1' Oxfordien (150 Ma) et le Campanien (80 Ma), le long de l'hypothétique 

accident Sud Atlasique, pour atteindre approximativement sa position 

actuelle. 

Sichler et - al., (1980) sans nier la mobilité éventuelle de la meseta, 

soulignée par les rejeux multiples des accidents décrochants et verticaux, 

en fixent les limites, apportées par les contraintes cinématiques et 

paléomagnétiques. L&S premières, dans 1 'Atlantique Central, nt imposent pas 

entre les anomalies M22 (140 Ma, ~imméridgien) et J (114-112 Ma, 

~arrémo- tien) de mouvements relatifs conséquents du Maroc, 

indépendamment de la plateforme africaine. Les secondes en déterminent la 

rotation maximum possible, qui n1 excède pas 5 à 6'. Cet angle correspond 

en réalité au pouvoir de résolution de la méthode ; tous les paléopÔles 

moyens calculés, ceux du craton comme celui de la meseta, se situent dans 

un même cercle de confiance à 95 %, et n'offrent ainsi pas la possibilité 

de discerner de manière fiable des mouvements d'amplitude moindre. Ces 

contraintes ont pour conséquence de réduire l'importance de cette 

frontière atlasique qui ressort des autres modèles, comparée aux limites 

de plaques plus fondamentales, pyrénéenne et Açores-Gibraltar. 

Enfin, Mattauer et al., (1977) [Fig. 20d] assimilent le domaine atlasique 

à une zone de déformations intraplaque répondant aux différents états de 

contraintes en rapport avec 1 'évolution des domaines atlantique et alpin. 

Le grand accident décrochant du Tizi'n test, d'origine hercynienne, est un 

élément essentiel dans la structure du domaine atlaso-mesetien (Petit et 

2, 

al 1975). Son étude détaillée, sur le plan microtectonique, a permis à 

Proust et al., (1977) de suivre la succession, depuis le 

Permo-~arbonifere, de plusieurs régimes de contraintes dans la région ; à 

la fin du Permien, la contrainte principale horizontale compressive 

orientée E-W devient N-S (ou verticale puis N-S pour Mattauer et &, 

1977) . Au tertiaire, c'est à la contrainte minimale de changer de position 

et de passer de .l'horizontale à la verticale ; les mouvements distensifs 

et décrochants sont relayés par des mouvements compressifs (failles 

inverses et chevauchement^)^ Ceci s'accorde globalement avec les 

différents modèles décrits precédemment qui, malgré leurs divergences, 

s'inscrivent tous dans de tels régimes de contraintes tectoniques. Par 

contre, cela ne semble pas être exactement le cas du modèle de Stets et 

Wurster ( 1982 ) dans le Golfe Atlasique. Pour eux, celui-ci représenterait 

un rift naissant subsident E-W, ayant évolué comme tel jusqu'au Turonien, 

avant que ne se produisent les prémices sénoniennes de la surrection 

atlasique. Cette surrection en 1 'occurence, ne résulterait que de 

mouvements verticaux sans resserrement transversal, au moins dans ce 

s ec teur .

111-4- CONCLUSION 

En conclusion, l'évolution de la meseta est, quel que soit le modèle 

invoqué, étroitement liée à celle de l'océan Atlantique depuis son 

ouverture et à son corollaire, la surrection des chaînes atlasiques et, 

dans une moindre mesure, bético-rifaine. évolution de sa marge dans la 

région de l'Escarpement de Mazagan ne manquera pas de s'en ressentir. 

Parmi les modèles p_récédemment exposés, c 'est celui de Sichler et 5, 

(1980) qui apparait le plus satisfaisant. AU-delà des arguments 

cinématiques qu' il avance, il s 'accorde bien avec les données. géologiques. 

Il n'est, de surcroît, pas véritablement incompatible avec celui de 

Michard et &, (1975) ; il le contraint uniquement dans son ampleur. Il 

ne nie pas ni une certaine mobilité de la Meseta ni le régime de 

dis tension intra-continentale atlasique , contemporaine des premiers stades 

de l'ouverture atlantique, mais n'est pas non plus en contradiction avec 

celui de Mattauer et 5, (1977). 

Tout semble se produire comme si la meseta marocaine occidentale 

constituait un microbloc continental découplé du craton africain sans en 

A 

etre totalement désolidarisé. L'ensemble du domaine atlasique 

représenterait alors la zone de faiblesse entre les deux. Compte tenu du 

contexte régional, dominé par 1 ' ouverture oéanique, on peut imaginer, à 

titre d'hypothèse, que cette discontinuité atlasique ne soit qu'un 

accident secondaire associé à la frontière de plaque majeure 

Açores-Gibraltar, entre 1'1bérie et l'Afrique. Cela conduirait ainsi à 

élargir la zone de frontière de plaque à l'ensemble compris entre la 

bordure septentrionale du craton africain et la meseta ibérique, ou encore 

à 1 'espace s'étendant de l'alignement des Canaries à la ride 

~osé~hine-~irondelle-~orringe ou à la plaine abyssale du Tage. Une telle 

dépendance de l'accident atlasique vis à vis de la zone de fracture 

Açores-Gibraltar et des contraintes tectoniques qu'elle enregistre 

pourrait en effet rendre compte des différents mouvements relatifs et de 

l'activité volcanique qu'il enregistre au cours de son évolution.

Au terme de la présentation du cadre géodynamique au sein duquel s'inscrit 

la marge continentale marocaine, on retiendra les faits essentiels 

suivants : 

* Le cadre régional se compose d'un ensemble d'édifices structuraux 

contrastés, tant en domaine océanique avec des rides et des bassins, 

qu'en domaine continental avec des zones stables séparées par des 

chaînes. 

* Ces édifices révèlent chacun, une mise place et'une évolution 

tectono-sédimentaire ou volcanique complexe, polyphasée, en rapport avec 

les différentes phases de changement de l'ouverture océanique et les 

mouvements relatifs consécutifs des plaques ~rnéri~ue, Afrique, 1bérie et 

Eurasie. Ces structures enregistrent en effet, souvent successivement, 

des contraintes distensives, compressives ou cisaillantes (Banc de 

Gorringe ). 

* Les phases tectoniques majeures qui se dégagent sont : 

- la phase de distension triasico-liasique ; 

la phase néo-cimmérienne fini-Jurassique (Anomalie M 22) ; 

- la phase autrichienne d 'âge ~arrémo-~ptien (Anomalie J ) ; 

la phase laramienne fini-crétacé ; 

- la phase pyréneenne de 1'~ocène moyen ; 

- les phases alpines d'âge oligocène supérieur (save) et Miocène moyen 

(styrienne) ; 

- la phase attique ~onto-pliocène inférieur ; 

- la néotectonique Pl io-Quaternaire . 

* Le plateau et l'escarpement de Mazagan se situent sur la bordure 

occidentale de 1 ' une de ces entités structurales, la meseta marocaine ; 

cette dernière est caractérisée par une couverture c'âge Mésozoïque et 

cénozoïque peu épaisse, cantonnée dans les bassins cotiers reposant sur 

un substratum continental daté du ~aléozoï~ue et du précambrien ; elle 

est considérée comme un bloc ou microbloc presque stable depuis la fin 

de l'orogénèse hercynienne, mais pas nécessairement totalement immobile 

par rapport au craton africain. 

* Un vaste bassin à remplissage ;vaPoritique d'âge Triasico-Liasique 

s 'étend au large de 1 'escarpement de Mazagan. 

* L'agencement des différentes unités est contrôlé par trois grandes 

directions structurales, celle de 1 'ouverture océanique NNE-SSW, celle 

des zones de fracture, oscillant autour d'une E.W., et celle d'origine 

ancienne, héritée du cycle hercynien, ENE-WSW ; les deux premières 

peuvent également être héritées. ,

DEUXIEME PARTIE 

La marge continentale

DEUXIEME PARTIE 

Dans ce cadre géodynamique complexe où interfèrent les effets de la 

fermeture téthysienne et de l'ouverture atlantique, le Plateau et 

1 'Escarpement S. 1. de Mazagan présentent un intérêt évident en vue d'une 

étude sur l'évolution tectono-sédimentaire d'une marge continentale 

passive. Une morphologie très favorable permet de plus une étude détaillée 

à 1 ' aide d ' un submersible ; 1 ' espace qui sépare le domaine émergé de la 

plaine abyssale y est, de toute la marge marocaine, le plus étroit. 

Les données originales présentées dans cette étude (campagnes Seazagan et 

Cyamaz) seront complétées par des apports bibliographiques, afin dl élargir 

1 ' analyse.

Fige 21 : Les différents segments de fa 

marge continentale marocaine ; 

au vu de ses caractères morpholoqigues 

et structuraux propres 

et de ceux du Maroc, la marge 

peut être divisée en quatres 

segments (A : Agadir ; C : Casablanca 

; E.J. : El Jadida ; 

R : Rabat ; T : Tarfaya ; CM : 

Cap Meddouza ; CR : Cap Rhir ; 

SSR : Simon sud Rifain ; L : 

Lanzarote ; F : Fuerteventura. 

The different segments of the 

M6roccan continentaZ margin ; 

from its om morphoZogicaZ and 

structuraZ features and from 

moroccan geoZogicaZ framework 

the margin can be diuided into 

four segments. 

Fig. 22 : Schéma simplifié de la géologie 

marocaine et extension des formations 

du Crétacé et du Tertiaire 

(1 : Plio-Quaternaire ; 

2 : Eocène émergé ; 3 : Eocène 

immergé ; 4 : Crétacé ; 5 : 

Jurassique ; 6 : Anté Jurassique; 

le rectangle quadrillé représente 

le secteur du plateau et de 

l'escarpement de Mazagan) 

(d'après Sumerhayes et al., 

1970 et Tooms et al., 1971, 

modifié) . 

SimpZified Moroccan geoZogy and 

offshore extensive of Cretaceous 

Tertiairy formation (after 

Smerhayes et al., 1970 ; 

Tooms et al., 1971, modified).

Chaaitre 1 : BATHYMETRIE ET ANALYSE MORPHOSTRUCTURALE 

1-1- LA MARGE CONTINENTALE MAROCAINE : PRESENTATION GENERALE ET PLACE 

DU SECTEUR DE EL JADIDA (MAGAN) 

Nous présentons ci-dessous les grands traits physiographiques de la m:rge 

marocaine. Ce cadre ainsi posé, les études détaillées ,pourront etre 

abordées. 

La marge continentale marocaine, du détroit de Gibraltar à l'Archipel des 

Canaries, peut-être physiographiquement subdivisées en quatre segments 

[Fig. 211 : 

* le segment prérifain ou du Rharb ; 

* le segment de Mazagan ou de Safi - E l Jadida ; 

* le segment d'Agadir -Essaouira : + segment de Essaouira ; 

+ segment de Tafelney ; 

* le segment Nord Tarfaya. 

Cette terminologie est légèrement différente de celle adoptée par Hinz et 

- al. (1982) ; elle est proposée dans le but de mieux intégrer les ensembles 

structuraux de la géologie marocaine et la structure même de la marge. 

1-1-1 - Le Plateau continental 

Le Plateau continental qui, par définition, s'étend entre O et 200 m, est 

dans l'ensemble relativement étroit. En moyenne large de 45 km, c'est dans 

la partie sud du segment de Tarfaya qu'il s 'étale le plus, jusqu :à près de 

85 km de la côte, avec une pente inférieure à 0.3 %. Le secteur le plus 

étroit par contre (12 km) et offrant la plus forte pente (1.7 %) se situe 

à la latitude du Cap Rhir, dans le sud du segment de Agadir-Essaouira. 

~rès régulier jusqulà Rabat, il se rétrécit sensiblement à l'ouest du 

sillon Sud-Rifain. 

Entre 29'10 N et 32O40 N, la rupture de pente du plateau continental est 

souvent située à moindre profondeur, vers 150 m, au large du Cap Rhir ou 

du Cap Meddouza. 

La topographie du plateau est de deux types (Tooms et al., 1971). Elle 

peut-être irrégulière avec de nombreux petits reliefs hauts de 10 à 30 m, 

en particulier immédiatement au large des chaînes du Haut Atlas et du Rif. 

Ailleurs, elle ne présente pas d'irrégularités. Les contrastes entre les 

deux types de zones résultent de variations du taux de sédimentation, de 

la présence dl accidents tectoniques (à 1 'origine de nombreuses petites 

falaises) et d'une érosion différentielle par des courants de fond.

Dans les segments de Safi-El Jadida et d" Agadir-Essaouira, affleure 

essentiellement une couverture, composée de calcaires du crétacé supérieur 

recouverts par des phosphorites éocènes (Summerhayes et &, 1970 ; Tooms 

et &, 1971), en continuité avec la couverture sédimentaire des bassins 

cotiers ouest-marocains , [Fig. 221. Les données géologiques sur le plateau 

continental restent, dans 1 'ensemble, très fragmentaires. 

- La Pente et le Glacis continentaux 

Cette partie de la marge située au-delà de l'a rupture de pente des 

150-200 m présente une morphologie extrêmement complexe qui diffère 

sensiblement d'un segment à l'autre. 

[a] Dans le segment pré-rifain, les nappes tertiaires perturbent la 

morphologie originelle de la marge. L'ensemble "pente plus glacis 

continental", large de 100 à 200 km, présente une pente variant entre 

1 et 2'. La pente seu1.e est inclinée à un peu plus de 2' en moyenne. 

Une grande vallée installée dans le prolongement de la plaine du Rharb 

et prenant naissance à. la rupture de pente constitue le trait 

morpho logique principal. 

[b] De toute la marge marocaine, c'est selon la transversale passant par 

le Plateau de Mazagan que la pente continentale et le glacis sont le 

plus étroits. L'inclinaison moyenne de -200 à -4000 m, y est d'environ 

4'20' . Sur 1 'ensemble du segment de Safi-El Jadida auquel appartient 

cette structure ma j eure, les pentes restent supérieures à la moyenne, 

de l'ordre de 3'15'. Ce segmentl en raison du contraste morphologique 

entre le Nord et le Sud, peut-etre subdivisé en deux par une ligne 

passant par .le cours aval du canyon de El Jadida. Nous n'en dirons pas 

plus ici, car ce segment fait l'ob jet d'une description détaillée au 

paragraphe suivant. 

[cl Au Sud, dans le segment d'Agadir-Essaouira, la chaîne du Haut Atlas 

Occidental semble se prolonger légèrement vers l 'ouest, pour plonger 

rapidement au niveau du plateau marginal de Tafelney. La pente, 

inclinée de 1 à 2:, et le glacis continental s'élargissent 

considérablement (> 100 kni pour la pente). Tooms et &, (1971) 

pensent cependant que ce plateau, ne serait pas entièrement lié à la 

chaîne, mais également à une structure haute indépendante, parallèle à 

. la marge. Au Nord du Plateau, de nombreux talwegs, vraisemblablement 

contrôlés par des failles, naissent à la rupture de pente et 

entaillent la pente continentale. Au Sud ,le profond Canyon d'Agadir 

dessine la frontière avec le segment Nord Tarfaya. Il se situe 

paradoxalement dans le prolongement du flanc Sud du Haut Atlas 

Occidental, et non dans 1 'axe de la plaine du Souss, avant dl infléchir 

son trajet vers le Nord. Son existence, comme celle de la plupart des 

vallées sous-marines présentes dans le segment d'Agadir-Essaouira, 

semble ainsi ne pas être directement liée au tracé du réseau 

hydrographique à terre, mais vraisemblablement à la structure de la 

marge (Tooms et &, 1971).

[dl La pente continentale du segment Nord Tarfaya est en moyenne de 1.6~. 

Le glacis prend place dès 1500 m de profondeur. Cette pente constitue 

le flanc oriental d'un bassin étroit limité à l'ouest par la ride des 

Canaries. 

Sur la carte bathymétrique [Fig. 231 des côtes marocaines établie par 

Gougenheim , en 1959, apparaissaient déjà les grands traits morphologiques 

de la marge. Le Plateau de Mazagan et son Escarpement y sont cartographiés 

avec une précision tout à fait remarquable, compte tenu de l'échelle de la 

carte et des moyens disponibles à l'époque. 

' !I 

J 

Fig. 23 : ~ athymétrie des 

fonds sous-marins 

au large des 

côtes Atlantique 

du Maroc d'après 

Gougenheim (1959) 

Atlantic ssa 

floor bathymstry 

off W. Morocco 

a f t sr Gougsnhsim 

(1959) 

Irm arru W. ri- 

COTC AmnnQuc OU MAROC 

- 

Cddn g(ulmpkiquo'n gbbgiqui 

& Oman Sœeaddm du Sd-hu.1 muosin 

)of+4In* dn faid, n.-noni. mi. 

f f @ A ~ : M ~ & k r U . 

cm. ca.w~

I 

Situation 

Fig. 24 : La campagne Seazagan du N/O J. Charcot,dlaprès Auzende et al. (1983). 

(a) Localisation du levé bathymétrique effectué avec le sondeur multifaisceaux 

Seabeam. 

(b) Tracé des routes parcourues au cours de la campagne (projection 

Mercator à N 33'30). 

The Seazagm cruise of the R/V J. Charcot, after Auzende et al. (2983).

* la carte bathymétrique générale des océans (GEBCO, 1982), Feuille 5.08 

(5e ed.) de la Commission Océanographique Intergouvernementale, à 

1/10 O00 O00 . 

* la carte bathymétrique de l'Atlantique NE, Feuille n05, Marge 

Continentale N.W. Africaine, de Hunter et 2, al (1983), à 1/2 400 000 

[Fig. 61. 

A notre connaissance, deux cartes ont été réalisées (mais non publiées) à 

plus grande échelle, précisément sur la marge de El Jadida : 

* celle de Vanney (1979) à 1/200 000 (environ) , 

* celle du B .G.R., également à 1/200 000 (très partiellement dans 

Von Rad et &, 1982). 

Mais compte tenu des données et des techniques utilisées (sondeurs à 

faisceau large) elles demeurent très imprécises, dès lors que les reliefs 

s 'accentuent notablement. 

- Présentation des données des Campagnes Seazagan et Cyamaz 

Un levé bathymétrique continu au sondeur multifaisceaux seabeam (16 

faisceaux étroits, de 2°2/3 d'ouverture chacun) a été réalisé sur la zone 

définie par les points de coordonnées 34°~-9°30 W, 33°55~-8°55 W, 

33'~-9°25 W et 33°08~-9°52 W [Figs. 24a et b], au cours de la campagne 

Seazagan du N/O J. Charcot. Les cartes correspondantes ont été établies à 

trois échelles différentes : 

à 1/100 000 sur 1 'ensemble de la zone [Fig. 25al ; 

* à 1/50 000 en trois feuilles, également sur toute la zone [~igs. 30.1, 

30.2, 30.31 ; 

* à 1/10 000 sur les quatre secteurs de plongées de la campagne Cyamaz,sur 

1 'Escarpement s.1. central et sud, sur le centre du Plateau et dans le 

Canyon de El Jadida [Fig. Annexe Il. 

Dans le but d'acquérir une couverture totale et de supprimer les effets de 

distorsion induits par les faisceaux externes du sondeur, 1 'espacement des 

32 routes, parallèles entre elles et à la marge [Fig. 24b1, a été calculé 

à.0.6 fois la profondeur, de telle sorte qu'il y ait un recouvrement 

systématique des "bandes seabeam". La vitesse moyenne du navire sur le 

fond oscillait selon le sens du parcours (S.N. ou N.S.) entre 9 et 11 

noeuds . 

Sept profils transverses ont été réalisés à la vitesse moyenne de 5 

noeuds, afin de contrôler les décalages éventuels entre les profils 

parallèles. 

La précision estimée du positionnement satellite utilisé pour la 

navigation est inférieur à 300 mètres ; ceci est très satisfaisant pour ce 

type de positionnement. Les cartes ont été établies à partir des données 

du sondeur multifaisceaux rejouées sur la navigation préalablement 

traitée, grâce au système de navigation intégrée du navire.

AlLANTlOUE NORD 

SEAZAGAN 

NI0 Ieon Chorcol 1981 

Noriealion poi Sotallit. 

Sondnii a Iairreaui multiples 

V8lcsrr de piopagalion ISW mli 

Pro{e~vion Mercolor 

Equidisionce der iiobaih., 50m 

Elg. 25a : Carte bathymétrique de la marge continentale de El Jadida établie à partir 

du levé au sondeur multifaisceaux Seabeam (d'après Auzende et al., 1983). 

Sont reportés sur cette carte les 17 plongées en submersible de la campagne 

Cyamaz (Cyamaz group, 1983) et les 4 forages du Leg 79 DSDP du Glomar Challenger 

(Hinz, Winterer et al., 1984). 

Bathymetric map of EZ Jadida continentaZ margin established fromthe muZtibeam 

echosounding survey (after Auzende et al., 1983).

-. , 

MARGE CONTINENTALE DE EL JADIDA (W.MAROC) 

l 

CANYON PLAINE 

d'AZEM- ABYSSALE ESCARPEMENT PLATEAU CANYON de 

MOUR de SEINE de MAZAGAN de MAZAGAN EL JADIDA 

l 

Fig. 25b : Bloc diagramme de la marge continentale de El Jadida obtenu après un contourage global, sans traitement des 

données Seabeam. 

BZock diagram of EZ Jadida continental margin.

Des données bathymétriques ont été également acquises au cours des 

plongées de la campagne Cyamaz, à l'aide des capteurs de pression 

installés sur la soucoupe, à une échelle et avec une précision encore pl-us 

grandes. Les cartes à 1/10 000, réalisées pour chacune des plongées, sont 

des compilations de ces données avec celles issues du sondeur 

multifaisceaux. El les contiennent, pour deux raisons, une certaine part-, 

infime, dl interprétation : 

* la première est relative au problème du positionnement en mer, 

particulièrement aigu dans le cadre de travaux à grande échelle. La 

navigation satellite du N/O J. Charcot lors de la campagne Seazagan, 

malgré sa 

s'avère un peu insuffisante, quand il s'agit par la 

suite d'effectuer des plongées en submersible. Lors de la campagne 

Cyamaz, la navigation du submersible SP3000 Cyana sur le fond était 

contrôlée par un champ de balises acoustiques (au nombre de 2, 3 ou 4) 

très bien repéré par rapport au N/O Le Suroit. Ce dernier, quant à lui, 

utilisait un système de positionnement satellite identique à celui du 

N/O J. Charcot, mais la répétition de stations prolongées permettait 

d' en améliorer la précision. 

* la deuxième tient aux techniques utilisées. Le sondeur multifaisceaux:. 

seabeam, malgré une définition accrue, comparativement aux sondeurs 

classiques à faisceaux larges, tend à atténuer les reliefs. Ceci estf 

particulièrement sensible le long de l'escarpement, où les pentes 

dépassent souvent son pouvoir de résolution. Par ailleurs, la vitesse de 

propagation du son fixée à 1500 m/s, qui sert au rejeu des données du 

sondeur, ne tient pas compte des variations possibles, mais très mal: 

connues, de cette vitesse, en fonction de la tranche d'eau. Il en est de 

même pour les capteurs de pressions du submersible, puisque ceux-ci sont 

étalonnés selon un gradient simple tenant compte d'une stratification 

approximative de la colonne liquide. 

Mais, force est de constater que, malgré toutes ces sources d'erreurs 

possibles, la convergence des deux types de données dont nous disposions 

était très satisfaisante. Les écarts de positions n'excèdent pas les 200 à 

250 m et, à plusieurs reprises, aucun écart n'est observé. Seul un 

réajustement des courbes est necessaire, pour prendre en compte les 

falaises subverticales indiscernables par le sondeur. 

1-2-2 - Les grandes provinces du segment de Mazagan : Analyse 

morphostructuraie 

Il sera fait ici un descriptif global, mais détaillé, des données 

morphos tructurales. LI analyse établie à partir de 1 'ensemble des résultats 

bathymétriques disponibles sera ponctuellement complétée par 1Bs 

observations directes faites au cours d'une plongée ou d'une série.de 

plongées. Il ne sera donc pas fait de description individuelle de chacune 

des plongé es. Une telle démarche serait extrêmement répétitive. Le lecteur 

pourra, par contre, à cet effet se reporter aux plans et aux coupes 

individuelles de chacune d'elles, inclus en Annexe 1.

A GLACIS B 

PLAINE ABYSSALE DE SEINE Continent PLATEAU CONTINENTAL MESETA MAROCAINE 

O 

O 

E 

x 

4 4 

O 

WNW 

- 

1 I I I 

I l 

7 

! I I I 

ESE 

-0 

- EV=4,5 - 

% 2- 

4 

4 

- 

/- O do 

km 

* 

1 

I 

Fig. 26 : Carte bathymétrique générale de la marge continentale de El Jadida (Mazagan) allant de la Meseta marocaine 

occidentale 3 la plaine abyssale de Seine (~ocalisation sur la figure 27). 

General bathymetric cross section of El Jadida continental margin, from the Western moroccan Meseta to the 

Seine abyssal plain (location on figure 271.

(OUEST MAROC) 

Fig, 27 : Bathymétrie de la marge continentale marocaine dans le segment de Safi-El Jadida. 

Origine des données : (1) Seazagan,d'après Auzende et al., (1983) ; (2) Vanney 

(1 979, non publié) ; (3) Hunter et al. , (1 983) ; A-B ~oealisation de la coupe de 

la figure 26. 

BathPetry of k~~ccan continentaZ margin in the Safi-EZ Jadida segment.

Nous 1 ' avons vu, c' est au droit de la localité de El Jadida que l'espace 

plaine abyssale/domaine émergé est le plus réduit.de toute la marge 

continentale marocaine. Selon une coupe SE-NW, nous avons successivement 

[Figs. 26, 27, 281 : 

- le plateau continental de O à 200 m, large de 35 à 46 km ; 

- la pente continentale de 200 à 4000-4200 m environ qui se décompose en : 

. un vaste plateau : le plateau de Mazagan [Fig. 25bl ; 

. un escarpement de plus de 2000 m, l'Escarpement de Mazagan "sensu 

lato" ( S. 1. ) , lui-même subdivisé en un Escarpement t'sensu stricto" 

(S. S. ) et un glacis ou préglac is ; 

- le glacis continental ; o. 

- la P.A. de Seine qui, pratiquement au pied de l'escarpement, atteint à 

200 m près sa profondeur maximum. 

A - Le plateau continentaZ 

Le plateau continental, dans le segment de Safi-El Jadida, ne présente 

guère d'irrégularités morphologiques. Son aspect très "mout', lié aux 

dépôts siltosableux récents non consolidés et très peu épais (10 m au 

maximum) , nt est que faiblement perturbé lorsqu ' affleure la couverture 

sédimentaire monoclinale sous-jacente, dlâge crétacé et Tertiaire (Tooms 

et &, 1971 ; Bee, 1973). 

Le Plateau de Mazagan : une extension du Plateau Continental 

Le plateau de Mazagan est incliné de près de 3O vers le N.W. [Fig. 25bl. 

Il s'étend depuis la bordure du Plateau Continental, marquée par une 

faible rupture de pente à -200 m, jusqu'aux environs de -1100 m à son 

extrémité Sud et de -2000 m tout à fait au Nord. Tout comme le Plateau 

Continental, dont il dessine une sorte dlextension, il se caractérise par 

une morphologie très douce. Il est presque totalement recouvert par des 

dépôts meubles récents, fréquemment bioturbés , où se mélangent les apports 

biogènes et terrigènes. Les isobathes très régulières dans 1 'ensemble et 

d'orientation N 4' sont localement perturbées, dans le secteur N.E du 

plateau [Fig. 30.21. La plongée Cz 92 située sur le plateau (photo. 

Cz 92-91, pl. 1) et les profils de sismique réflexion ont montré les 

relations directes existant entre ces irrégularités et l'affleurement de 

la couverture stratifiée tertiaire, le long de surfaces structurales et de 

petites falaises. Une légère rupture de pente du plateau se manifeste 

également [Fig. 29.1 coupe a]. L'observation de brèches et 

1 ' interprétation sismique révèlent qu ' il s 'agit de l'affleurement de la 

bordure faillée d' un horst. 

A proximité du canyon de El Jadida également, plusieurs rentrants 

bathymétriques successifs, alignés avec les structures précédentes et avec 

le flanc droit du canyon, résultent probablement de la présence du même 

accident. L ' ensemble de ces perturbations indique 1 'existence d 'un 

accident tectonique profond N20 traversant le plateau de part et en part, 

et dont le tracé est parfois perturbé par des failles transverses N70 et 

N90.

Il appartient également à la Pente Continentale et se subdivise en deux 

parties. 

[a] l'Escarpement de Mazagan S.S. 

Le trait morphologique majeur est incontestablement l'Escarpement de 

Mazagan S.S., en forme de croissant, qui borde le plateau de El Jadida, 

entre 33 '11 N et 33'40 N. D 'un dénivelé de 500 m seulement, de -1100 m à 

-1600 m, dans les environs du Canyon de El Jadida [Fig. 25, Figs. 29.1 

coupe c à O], il s'amplifie et s'approfondit progressivement vers le Nord. 

Son amplitude maximum atteint 2050 m, entre -1750 m et 3800 m, à proximité 

d'un fort décrochement morphologique E.W., à 33O32' N. A ce niveau, 

1' escarpement S.S. est moins abrupt, et la bordure du plateau subit un 

décalage dextre brutal accompagné d'une remontée de 250 m, passant de 

-2000 m à -1750 m. De toute évidence, il s'agit là de la trace d'accidents 

tectoniques orientés E.W. et NNE-SSW, relevés par ailleurs, en sismique 

réflexion. Puis, tout en s'incurvant vers le N.E., l'accore s'approfondit 

à nouveau, mais le dénivelé de l'escarpement diminue ; à 33O40' N, il 

n'est plus que de 1000 m. 

La forme globale arquée de 1 'escarpement S.S. résulte principalement de 

1 ' interférence de plusieurs directions morphologiques linéaires d'origine 

tectonique. Elles sont pour certaines identiques aux orientations 

morphostructurales mises en évidence sur le plateau. Elles se propagent 

également sur le glacis. La direction majeure N20 est très bien exprimée 

en tout point de l'escarpement, que ce soit d'après les observations de 

plongées ou la carte bathymétrique à petite échelle. A l'échelle de la 

marge, elle est représentée par la partie médiane de l'escarpement mais se 

retrouve plus au sud et plus au nord dans des décrochements bathmétriques 

accompagnés d'abrupts (au niveau du groupe de plongées Cz 85, 86 et 101 

par exemple ; Fig. 25). Les parties nord et sud de l'escarpement 

s ' orientent selon trois autres directions, N70 pour le nord, N150-160 puis 

NI20 pour le sud, parfois interrompues par les directions N20. 

Dans le détail, sa morphologie est chahutée. Les abrupts les mieux marqués 

atteignent fréquemment 100 à 150 % (45O à 60' environ) et sont localisés 

dans la partie haute de l'escarpement S.S. Des falaises de failles 

subverticales, métriques à décamétriques se succèdent à un rythme élevé. 

Elles délimitent des paliers très étroits, allongés, pentus et envasés, 

qui s ' élargissent sensiblement vers le bas [Figs. Annexe Il. L'analyse des 

cartes bathymétriques permet de constater que les talwegs qui parcourent 

le glacis prennent naissance à hauteur de l'escarpement S.S., de sa base à 

son sommet sans distinction [~ig. 28, 30.1, 2, 31. Les observations 

directes montrent que celui-ci est entaillé par une multitude de 

micro-talwegs canalisés par 1 'intense fracturation qui affecte la 

plate forme carbonatée aff leurante et sa couverture. Les formes arrondies 

et encroûtées, particulièrement au sommet de l'escarpement s .S. (photo Cz 

94-33, pl. 1) et anguleuses (photo Cz 88-54, pl. 1) (moins encroûtées) 

témoignent d'un démantèlement actif des affleurements sous l'action 

respectivement de 1'~rosion/dissolution (photo Cz 91-259, pl. 1) et de 

re j eux tectoniques récents. La surface des boues actuelles, reposant même

Fig. 28 : Morphologie de la marge continentale marocaine dans le segment de Safi-El Jadida. 

A-B:Localisation de la coupe de -la figure 26. 

Morphology of moroccan continental margin in the Safi-EZ Jadida segment. A-B : 

Zocation of the figure 26 bathymetric cross section.

O w Profil du Conyon da El Jodido 

.: 

tl 

0- 

 

A 

Pig. 29 : Bathymétrie de la pente continentale de 

El Jadida. (1) Coupes radiaires à partir 

du centre du plateau de Mazagan vers le 

bassin profond ; on remarquera en particulier 

l'ennoyage de l'escarpement vers 

le nord (coupes a et b) et sa baisse de 

dénivelé vers le sud (coupes m, n et O) ; 

on notera également une légère rupture 

de pente au centre du plateau (coupe a) ; 

(2) Profil du Canyon de El Jadida, en 

marches d'escaliers. Ci-contre localisation 

des coupes. 

Bathymetry of EZ Jadida continental 

sZope . (1) Radial section from Mazagan 

PZateau center to the deep bassin ; 

(2) EZ Jadida canyon profikin steps.

'PLANCHE 1 

-* - .- - 

MORPHOLOGIE DE LA MARGE DE EL JADIDA (1) 

MORPEOLOCP OF EL .JADIDA MARCIN (1) 

CZ-92-91 (1032 m ; NI65 ) 

Affleurements en dalles à faible pendage Est, et blocs 

éboulés épars de la série postplate-forme, entourés de 

dépôts meubles récents bioturbés. Ech.CZ-92-4 (1033m) : 

Paléocène moyen. 

CZ-94-33 (2403 m ; N90) 

Blocs déstabilisés de calcaires massifs néritiques, coincés 

entre deux failles orientées N2O et NBO. L'érnsiun 

est plus ou moins développée. Ech. CZ-94-2 (2402m) : Halm 

supérieur. 

- ! 

CZ-68-54 (2105 iü ; N100) CZ-91-259 (2685 in ; N70) 

Calcaires massifs à rudistes de la plate-forme. Ces cai- Calcaires massifs du Jurassique supérieur - Néocomien 

caires blanc jaunâtres, très fracturés, érodés et encroû- basal. Ils présentent de nombreuses perforations dues 

. tés montrent parfois un litage grossier subhorizontal. à une dissolution intense. Un litage fruste subhorizontal 

Ech. CZ-88-1 (2140111) ; Kimmé ridgien - Tithonique. se dessine sous l'encroûtement noirâtre de manganèse.. 

U91 - 019 (2906 m ; N335) 

Aspect bosselé des dépôts non consolidés récents installés 

sur les flancs de l'escarpement. 

- 

, Légende : No de plongée - No de photo (profondeur d'eau ; azimut de la photo) 

Ca~tzon : Dive nwnber - Slide Mwnber (water depth ; SZide azimuth). 

CZ95-358 (2327111 ; NSO) 

Réseau de ruissellement entaillé dans les bouts r h w 

et les séries tertiaires, sur les flancs d'un tal.wsg guidé 

par la fracturation.

Fig. 30-1 : Carte bathymétrique détaillée de la partie nord du secteur étudié (d'après 

Auzende et al. , 1983). 

Detaficd bathymetric map of the northem part of the stud-ied area (after 

Auzende et al., ;1983J. 

l

Fig. 30-2 : Carte bathymétrique détaillée de la partie médiane du secteur étudié (d'après 

Auzende et al., 1983). 

Detailed bathymetric map of the middZe part of the studied area (after 

Auzende et al., 1983).

sur de très fortes pentes, présente trois aspects (cf. Figures Annexe 1) : 

- elle peut être identique à celle du plateau, douce et parfois bosselée 

(photo Cz 91-019, pl. 1). Elle reflète des milieux protégés des courants 

et est le siège d'une intense activité biogène (terriers, traces, . . . .). 

On y observe quelques niches d 'arrachements gravitaires et des slumps. 

Par endroits, les apports sont plus grossiers et des blocs sont 

dispersés ; 

- elle peut prendre l'aspect de rides et mégarides d'érosion disposées 

parallèlement à la pente, à la manière d'un réseau de ruissellement 

aérien. Ce dispositif concerne parfois également les dépôts de pente 

tertiaires (photo Cz 95-358, pl. 1) ; ces rides et rigoles sont 

associées aux talwegs qui parcourent la pente ; 

- enfin, elle peut se présenter en rides de dépôts orthogonales à la 

pente ; cette nouvelle disposition reflèterait l'existence de courants 

de fonds d' intensité moindre que ceux créant les structures précédentes 

(photo CZ 95-306, pl. II). 

[b] Le glacis 

Au pied de 1' escarpement S. S. , s 'étend un glacis à fortes pentes (10 à 

15 % environ, c' est-à-dire, 5'30 à 8'30) qui marque la transition avec le 

glacis continental. Sa morphologie accidentée, s 'apparente à celle des 

zones d'éboulis de pied de falaise. Il est entaillé par les nombreux 

talwegs, de dimensions variables, qui prennent naissance au niveau de 

1 ' escarpement S. S.. ~isposés en éventail, il s 'orientent selon les lignes 

de plus grande pente et ne répondent à aucun contrôle structural 

particulier, si ce n'est localement. ~rès étroit entre 33O28 N et 33O40 N, . 

ce glacis s'élargit au Nord et au Sud. Au Nord, entre 33'40 N et 33O48 N, 

une crête NW-SE partant de l'escarpement S.S. aboutit à un nouvel abrupt 

linéaire orienté NE-SW [Figs. 30-1, 29-1 coupes c, dl. Ces deux structures 

morphologiques, bien que liées génétiquement, résultent de deux processus 

différents. La sismique réflexion montre que la première est une forme de 

depÔt et/ou d' érosion d'une masse sédimentaire située dans un petit bassin 

suspendu. La deuxième est Pa bordure faillée orientée N70 d'un bloc 

basculé et ennoyé, dont la crête limite le petit bassin. Au Sud, jusqu'au 

canyon de El Jadida, la pente moyenne du glacis diminue sensiblement et 

les talwegs sont plus développés. Celui-ci prend une direction nette 

N20-30 associée à celle de l'escarpement S.S.. Mise à part la bordure du 

bloc précédemment décrite, les directions morphologiques d'origine 

structurale sont assez ténues sur cette partie du glacis, voire 

inexistantes. 

B3 - Extensions Nord et Sud du Plateau et de l'Escarpement de Mazagan 

[a] Vers le Nord et la vallée du Rharb 

La bathymétrie de Hunter et al. (1983) prise en compte au Nord de ~34", 

r 

très imprécise comparée aux donnees seabeam, montre la continuité des deux 

unités principales de la pente. Mais leur dissociation est nettement moins 

franche.

MORPHOLOGIE DE LA MARGE DE EL JADIDA (2) 

MORPBOLOCI OF EL JADIDA MARGIR (2) 

CZ-95-306 (2439 m ; N90) CZ-100-265 (1164 n ; N35) 

Disposition en ripple marks, orthogonaux à la ligne 'de Erosion et dissolution des calcaires du Crétacé et même 

plus grande pente, des dépôts récents non consolidés de l'encroûtement manganésifère, dans le Canyon de El 

Jadida. 

. 

CZ-100-41 (1340 m ; N55) CZ-100-223 (1210 n ; N355) 

Démantèlement des calcaires du Crétacé dans le Canyon Allure ruiniforme des affleurements de calcaires du Cri- 

& El Jadida. Les figures de surcreusement autour des tacé dans le Canyon de El Jadida. 

blocs éboulés et les dépôts récents en rides granuloclasées 

indiquent l'existence d'un courant de fond actuellement 

actif. 

- 

CZ-99-17 (1360 n ; N340) CZ-100-38 (1342 m ; NI101 

Fond du Canyon de El Jadida parsemé de blocs, de graviers 

et de sables. Les boues fines sont pratiquement absentes. 

Ech. CZ-99-1 (1355111) : Jurassique supérieur - Crétacé. 

_, ... __ _._ - - -p..- - - - 

Légende : No de plongée - No de photo (profondeur d'eau ; azimut de la photo) 

Ca~tzon : Dive number - Stide Nwnber (water depth ; Stide azimuthi. 

La petite dépression remplie de graviers qui ceinture 

l'affleurement témoigne de la vigueur du courant dans 

le Canyon de El Jadida. Les sables et les boues se disposent 

en rides granoclassées.

L'escarpement S.S. disparaît dès 33°40 N. Un large pan, à peine plus 

incliné que le plateau, s 'y substitue [Fig. 29-1 coupe a]. La transition 

du plateau au glacis, puis au glacis continental est progressive. Ce pan 

est bordé par des abrupts orientés N20 ou N70 d'origine tectonique qui 

pourraient représenter le prolongement en profondeur de l'escarpement de 

plus en plus décalé vers 1 'est, jusqu'au Canyon dtAzemmour. Les talwegs 

qui parcourent ce secteur semblent principalement liés à l'érosion. 

AU-delà du canyon dtAzemmour qui les entaille, le glacis, l'abrupt et le 

pan ne sont plus bien différenciés. L'escarpement s.1. n'est plus qu'une 

succession de marches délimitées par des dénivellations plus fortes, sans 

organisation cohérente manifeste. 

Le plateau de Mazagan, quant à lui, dans l'ensemble se rétrécit. Sa 

bordure remonte à -1000 m entre 33O52 N et 34'02 N, mais possède 

localement des dépendances jusqulà -2500 m. 

[b] Vers le Sud : l e Canyon de El Jadida 

Le canyon de El Jadida [~igs. 25b et 30-31 représente une véritable 

barrière morphostructurale au Sud de laquelle aucune des unités 

précé-demment décrites constitutives de la pente' continentale, ne se 

prolonge réellement. La pente continentale ne forme plus qu'une entitée 

indifférenciée. 

A 32'50 N, cependant, la rupture de pente du plateau continental se 

produit en deux temps, tout d'abord à -150 m, puis à -500 m. A partir de 

-1000 m, la pente s ' affaiblit régulièrement jusqu'au glacis continental. 

Cette succession, toutes proportions mises à part, est assimilable à celle 

d'un plateau de Mazagan, et de son escarpement réduit et atténué à 

1 ' extrême ( 7 km de large au maximum), au pied duquel s 'étend un glacis 

déme suré. 

Le canyon de El Jadida est contrôlée structuralement. Son orientation, 

NNE-SSW dans partie amont et WNW-ESE dans sa partie aval, se moule à celle 

des accidents majeurs. Son profil [Fig. 29-21 se présente sous la forme de 

paliers interrompus par de petits abrupts. Le prolongement de certains de 

ces abrupts sur le glacis, leur alignement avec des accidents N20 relevés 

sur l'escarpement et une suite de structures'de cette direction 

apparaissant sur un profils de sismique réflexion industriel dans le 

canyon, indiquent que cette morphologie résulte de l'effondrement d'une 

série de blocs, le long de failles normales très légèrement obliques, par 

rapport à l'orientation moyenne de la pente. 

Dans la partie amont, le canyon n'est qu'une large vallée en "U1' 

installée dans un graben bordé par deux failles normales NNE-SSW el 

traversé de part en part par un accident N120. En réalité, plusieurs 

petits talwegs se substituent au cours proprement-dit, mal définit, du 

canyon. Le contrôle structural mis en évidence de l'échelle du canyon est 

également perceptible au niveau des petits talwegs. Ceux-ci sont installés 

préférentiellement le long de discontinuités tectoniques (plongée Cz 100) . 

Les plongées 99 et 100 ont permis de constater que le canyon est toujours 

actif : 

* un courant descendant, ressenti par le submersible, balaye le fond ;

Fig. 30-3 : Carte bathymétrique détaillée de la partie sud du secteur étudié (draprès 

Auzende et al. , 1983). 

DetaiZed bathpetme map of the southern part of the studied area (after 

Auzende et al., 1983).

* ce courant provoque une érosion différentielle, une dissolution (photo 

Cz 100-265, pl. 2) et un démantèlement actif (photo Cz 100-41, pl. 2). 

Les formes sont très arrondies (colonnade) (photo Cz 100-223, pl. 2) et 

le fond de blocs et graviers (photo Cz 99-17, pl. 2) ; 

* les dépôts actuels sont, en moyenne, très peu puissants. Absents sur le 

moindre relief, ils se cantonnent dans les zones creuses plus abritées. 

Ils se disposent en ripples marks granulo-classées, sous l'action des 

courants (photos Cz 100-38, pl. 2). On observe des rides de sable 

serpentant un milieux de dépôts silteux, et des figures de surcreusement 

autour des blocs. 

Le cours aval du canyon, à partir de 9'30 W, s'oriente selon une toute 

autre direction, N120. A g036 W, il subit un léger décalage sénestre 

(associé à un abrupt) lié très certainement à un accident tectonique. Au 

pied de chacun des abrupts, s'observent des figures de surcreusement 

[Figs. 29-2, 30.31. ~ré~uentes dans les canyons sous-marins profonds, 

elles indiquent un courant actif, mais leur génèse précise reste 

inexpliquée. 

Il semble qu'une dissociation se soit produite dans un passé récent, entre 

les deux parties du canyon. Le cours amont sert de réceptacle aux 

micro-talwegs avant d'en former un plus gros, mais peu marqué, léchant le 

pied de l'escarpement ses.. Le cours aval est quant à lui, emprunté 

principalement par un ancien affluent orienté N120, parallèlement aux 

structures. Cette dissociation entraîne la fossilisation du secteur de 

1 'ancien cours compris entre 33O08 N et 33O10 N. 

La limite morphologique entre glacis continental et plaine abyssale est 

très vague quant à sa définition, et de surcroît souvent dénuée de sens 

géologique. La limite, telle que nous l'avons tracée sur la figure 28, 

intègre au mieux les caractères géologiques de la marge. 

. 

Le glacis continental, très étroit au pied de l'escarpement s.l., 

s'élargit notablement en direction du étroit de Gibraltar. A 33O47 N, il 

présente une zone haute et ovale, liée à une structure diapirique 

sous-jacente,_qui, en sismique réflexion apparaît contrôlée par des 

failles. La presence de niveaux évaporitiques attribués au Trias-Lias, 

dans le forage 546 du Glomar Challenger (Hinz, Winterer et 5, 1982) et 

la sismique réflexion le confirment. La structure existant vers 33'53 N 

pourrait être liée à la présence d'un diapir analogue. Plus encore vers le 

Nord, le glacis continental n'est plus typique d'une marge stable. Son 

extension considérable est probablement consécutive à l'existence en 

profondeur des nappes prérifaines. Nous sommes ramenés au problème de 

1 ' inadéquation du découpage morphologique (plaine abyssale-glacis 

continental", qui au delà de son absence de signification geologique, ne 

traduit qu'une situation actuelle sans référence au passé. Dans le cas de 

la marge marocaine, le glacis continental typique doit se poursuivre vers 

le segment du Rharb, à peu près parallèlement à la pente continentale 

[Figs. 27 et 281. Les structures situées un peu plus au large 

résu1 teraient de 1 ' incursion des nappes d'écoulement prérifaines dans la 

plaine abyssale de Seine, et à la manifestation de structures diapiriques.

D - Lu Plaine AbyssaZe de Seine 

~xce~tées les perturbations dues aux nappes rér rifain es, la plaine 

abyssale de Seine ne présente pas de structures marquées. Sa profondeur 

varie de -4500 m à -4300 m, et les ondulations observées dans sa moitié 

orientale sont probablement inhérentes à des dômes salifères profonds, ou 

à des déformations de grande longueur dl onde. 

Conclusion - Le contrôle structural de la morphologie. 

Tant sur les cartes bathymétriques qu'à travers les observations de 

plongées, quatre grandes directions morphostructurales se manifestent sur 

le Plateau et sur l'Escarpement s.1. [Fig. 311. 

La direction N20 

sur l'ensemble de la zone. Elle apparaît 

largement au niveau de 1 'escarpement, mais également sur le plateau de 

Mazagan, dans le canyon de El Jadida, sur le glacis et le glacis 

continental. 

La direction N60-70, se développe surtout au nord de 33'30 N. Elle est 

représentée principalement par la bordure septentrionale du plateau de 

Mazagan et par les isobathes du même plateau, dont c'est l'orientation 

moyenne. La combinaison de cette direction avec la précédente dessine de 

nombreux décrochements bathYinétriques sur le glacis. 

Les directions N120 et NI60 s'expriment principalement dans la partie 

méridionale du secteur. La première est matérialisée par le canyon de El 

Jadida et la seconde par une portion de l'escarpement. 

~'inter~rétation sismique (cf. 5 111-2) et les données submersibles 

montreront sans équivoque l'étroite liaison de ces directions 

morphologiques avec la tectonique. 

Deux points sont à noter : 

+ les 

directions morphostructurales observées sont obliques par rapport à 

l'orientation générale NE-SW du plateau continental et de la pente au 

nord de 33' N [Fig. 311. Cette orientation générale pourrait en fait 

résulter de 1' interférence des structures N60-70, bien développées dans 

le domaine septentrional, avec les structures prépondérantes N20. Ces 

dernières, quant à elles, s'apparentent à la direction NNE-SSW prise par 

la marge au large de Safi (au sud de 33' NI. 

+ le plateau de Mazagan et son escarpement S.S. sont inclinés et 

s ' ennoient vers le NNW. Le changement d'orientation de la marge à 33' N 

correspond approximativement à la zone frontière du canyon de El Jadida 

et 1 ' interruption brutale du plateau de Mazagan, alors qu'il atteint, en 

bordure, son altitude maximum. 

La complémentarité des données acquises à différentes échelles permet 

d'affiner sensiblement l'analyse morphostructurale de la marge de

Fig. 31 : 

Principales directions 3 

morphostructurales de la 

pente continentale de El 

Jadida ; on remarque une 

prédominance des directions 

N20 sur la majeure partie de 

la zone, la recrusdescence 

des directions N70 au nord 

de ~33'30 et l'obliquité de 

ces directions par rapport à 

l'orientation moyenne de la 

pente continentale. 

Main morphostructuraZ trends 

of Et Jadida continentat 

stops ; the N20 direction is 

generat ovsr the whots zone, 

the N70 one bscome i-mportant 

onZy north of ~33'30, and 

those directions are obtiqus 

to the gtobat continental 

st ope trend. 

El Jadida, et tout 

de sa pente continentale. Le plateau 

et 1' escarpement s.1. de Mazagan semblent se poursuivre en direction du 

étroit de Gibraltar, mais de manière diffuse. Vers le sud, la zone du 

canyon de El Jadida constitue une véritable frontière morphologique ; la 

marge change d'orientation et les unités de la pente continentale 

présentes au nord s 'estompent au sud. 

La morphologie est soumise à un étroit contrôle tectonique, mais les 

formes d'érosion ne sont pas pour autant absentes. Aucun lien direct ne 

semble exister entre les canyons les plus marqués de El Jadida et 

Azemmour, et le réseau hydrographique marocain. Ils prennent naissance 

respectivement au-delà du plateau continental ou du plateau de Mazagan. 

Les deux directions morphostructurales dominantes sont N20 et N60-70. 

L'escarpement S.S. n'est présent qu'entre les latitudes 33'11 N et 

33'40 N. Au nord (et peut-être au sud), il se résume à de simples pentes . 

légèrement plus fortes que la moyenne. 

La marge marocaine se décompose en quatre grands segments 

morphologiquement et géologiquement bien différentiés, dans lequels 

prédominent des structures de l'avant pays rifain, mésétiennes, haut 

atlasi ques ou anti-atlasique , mixées avec des structures atlantiques, La 

couverture sédimentaire du segment d'Agadir-Essaouira est déformée selon 

des directions identiques à celles du Haut Atlas Occidental, alors que 

partout ailleurs la couverture des bassins côtiers non impliqués dans la 

tectonique Atlasique se poursuit sans heurt important sous le plateau et 

la pente continentale.

Cha~itre II - LITHOLOGIE. STRATIGRAPHIE. LES OBSERVATIONS DIRECTES 

ET PRELEVBMENTS PAR SUBMERSIBLE ; COMPARAISON AVEC LES FORAGES DSDP 

Les séries sédimentaires et le socle de la marge marocaine de El Jadida, 

du plateau au bassin, seront décrites de manière synthétique, époque par 

époque et domaine par domaine. La mise en évidence des variati'ons 

latérales et verticales de faciès et l'établissement des corrélations 

entre chacun des domaines de sédimentation permettront d'analyser 

l'évolution de la marge au niveau de chacun des domaines et dans son 

ensemble, d' évaluer le mode de subsidence et de recenser les évènements 

tectono-sédimentaires d'importance. Nous disposons, à cet effet (tab. 1) 

[Fig. 321 : 

1- de données bibliographiques à savoir : 

- dans le bassin de la plaine abyssale de Seine, du double forage DSDP 

370/416 des legs 41 et 50 (Lancelot, Seibold et al 1977 ; 

2, 

Lancelot, Winterer et al,, 1980) ; 

- sur le glacis et le glacis continental, des forages DSDP 544 à 547 

du leg 79 (Hinz, Winterer et al,, 1982 et 19841, de carottages et de 

dragages (Renz et &,_1975 ; Wissmann et Von Rad, 1979) ; 

- sur la ride Tore-Madere, du forage DSDP 136 du leg 14 (Hayes, Pimm 

et &, 1972). 

2- de résultats directement issus de la campagne Cyamaz et de ce travail, 

à savoir : 

- des observations directes obtenues sur l'escarpement S.S. et le 

plateau de Mazagan, lors des plongées du submersible Cyana ; 

- des analyses des prélèvements acquis lors de cette même campagne 

effectuée principalement par P. Cepek et M. Jaffrezo (datations 

micro-pal~ontologiques), A. Cousin, U. Von Rad et T. Steiger 

( lithostratigraphie et paléo-environnement) et moi-même (socle). 

11-1- LE SOCLE 

11-1-1 - Le socle océanique 

La lithosphère océanique n ' est connue par prélèvement direct (forages, 

dragages ou plongées) qu'en deux sites assez éloignés de la région de 

Mazagan : 

- dans le forage 136 du Leg 14 du Glomar Challenger sur la ride 

ore- ad ère à 34O10 N2 la croûte océanique, composée de basaltes 

tholéïtiques, est datee de 1'Aptien inférieur (108 ~ a (Hayes, ) Pimm 

et &, 1972) ; 

- sur le Banc de Gorringe (cf. Cadre général), elle serait la plus 

ancienne jamais atteinte dans un océan actuel et elle daterait du 

Pliensbachien (-190 à 195 Ma) (Féraud et 2al 

9 sous presse).

32 : Localisation des différentes sources de données lithologiques ; il s'agit 

des plongées Cyamaz (Cyamaz Group, 1983, 1984), des forages DSDP (Hayes, 

Pimm et al., 1972 ; Lancelot, Winterer et al., 1980 ; Hinz, Win,terer et 

al., 1984), des carottages de VEMA 30 (V 30-225, 227) et de METEOR 46 

(KI, 6) (Wissmann et Von Rad, 1979), et des dragages de VEMA 30 (V 30-38 ; 

Renz et al., 1975) et de METEOR 46 (KD 1, 2, 4 ; Wissnann et Von Rad, 1979). 

Location of Zitho Zogic: datas. 

72

Partout ailleurs dans la zone magnétique calme (ZMC), les mesures 

indirectes ( magnétisme, gravimétrie ) permettent seulement de formuler des 

hypothèses quant à la signature du socle sous-jacent. La limite 

continent/océan reste à l'heure actuelle, difficile à localiser avec 

précision. 

11-1-2 - Le socle continental 

Le socle continental est comparativement, lui, bien connu ; 

- sur le glacis : il a été dragué et carotté au cours des campagnes 

Vema 3013 et Valdivia 79 (Wissmann et Von Rad, 1979) et, par la 

suite, foré aux sites 544 et 547 par le Glomar Challenger, lors du 

leg 79 (-Hinz, Winterer et &, 1982, 1984 ; Sachtleben et Schmincke, 

1984 ; Kreuser et &, 1984) ; 

- sur l'escarpement : un échantillon a été prelévé en plongée (Cz 

91-5) (photos cz 91-278 et 290, pi. III) (fig. Annexe 1, cz 

91). 

Les études ont été menées principalement par Wissmann et Von Rad (1979) et 

Kreuser et &, (1984). Il s'agit, pour tous les échantillons prélevés 

(alentours du forage 544) [Fig. 321 du même gneiss granodioritique à 

phénocristaux de plagioclases prédominants, de feldspaths alcalins parfois 

perthitiques et de quartz, et à grains plus fins de biotite, de muscovite 

et de minéraux accessoires (apatite, zircon et épidote) pris dans une 

masse my lonitisée finement grenue. Ces minéraux primaires sont déformés, 

fracturés et, dans quelques cas, partiellement recristallisés. Les 

paragénèses secondaires sont essentiellement représentés par de la biotite 

(verdâtre), de la muscovite et de llépidote. La masse mylonitisée comprend 

du quartz, peu de feldspath, de la séricite, de la biotite secondaire et 

beaucoup d ' épidote. La paragénèse secondaire appartient au faciès schiste 

vert de haut degré. 

Les datations radiométriques obtenues à partir de différentes fractions 

minérales donnent des âges disparates mais compatibles avec l'évolution 

possible des paragénèses (Kreuser et 5, 1984) : 

- 515 Ma (Cambrien moyen), déterminé sur les reliques de grosses 

muscovites déformées, serait 1 'âge de mise en place magmatique ; 

- à 455 Ma (Ordovicien), au cours de l'orogénèse calédonienne, 

pourrait se produire la mylonitisation ; 

- à 360, 336 et 315 Ma (carbonifère inférieur à Hercynien moyen), les 

fractions grossières et fines des biotites et les feldspaths 

alcalins (microclines) enregistrent un rajeunissement important sous 

1 ' impulsion d 'un métamorphisme régional de faciès schiste vert avec 

apparition dlépidote et recristallisation des feldspaths. 

Kreuzer et - al. (1984) considèrent que le métamorphisme est insuffisant 

pour entrainer des pertes d'argon dans les grosses muscovites primaires 

et, par conséquent, que l'âge obtenu pourrait représenter celui de mise en 

73

place magmatique de la roche. Les biotites pourraient, par contre, avoir 

enregistré un rajeunissement sensible. 

B - L 'e8carpmmt 

[a] Description 

Sur l'escarpement S.S. [fig. 33a1, l'échantillon prélevé lors de la 

campagne Cyamaz , est une granodiorite à orthopyroxènes de type charnokite 

[Fig~. 33b, c et f]. Sa texture est granoblastique et sa paragénèse 

differente de celles décrites précédemment. Elle comprend du quartz, des 

plagioclases, de 1 ' orthose, de 1 'hyperstène [Fig- 33el et des minéraux 

accessoires tels que le zircon, la magnétite, l'ilmenite ou l'apatite, et 

un minéral du métamorphisme, le rutile, inclu dans les plagioclases. 

Les feldspaths alcalins sont souvent bordés d'un liseréœ& faciès 

malgachi tique et dans 1 ' ensemble assez peu perthitiques. La présence de 

perthites constitue pourtant .un caractère commun dans les charnokites. Les 

pl agioclases ne montrent pas d 'antiperthite. Les orthopyroxènes subissent 

principalement le long des clivages et des fractures une pseudomorphose en 

minéraux brunâtres ou verdâtres (en lumière naturelle ) qui pourraient être 

des hydroxydes de fer et/ou des phyllites ; ils sont par ailleurs souvent 

entourés d'une frange de minéraux opaques. 

~ifférente pétr~~raphiquement des blocs recueillis sur le glacis, cette 

roche se distingue surtout par les âges radiométriques singuliers qu'elle 

a fourni. Les deux datations Potassium-Argon, l'une sur roche totale et 

1 ' autre sur fraction séparée des minéraux blancs (quartz et feldspaths) 

donnent des âges concordants entre eu, compris respectivement entre 900 

et 1000 Ma, et 950 et 980 Ma. 

La différence apparaît aussi au niveau géochirnique. Les analyses des 

éléments majeurs à la fluorescence X sur roche totale montrent une légère 

basicité de la charnokite [Pig. 33d1, par rapport aux gneiss issus du 

glacis. C'est, selon la classification de Shand (1951 in Barker, 1981) un 

granitoïde hyperalumineux ( A1203 > NapO + K O + Cao). L ' excès d 'Al2O3 se 

2 

traduit par 1 ' apparition de corindon normatif. 

Enfin, aucin signe de déformation pénétrative ne se dégage de l'étude en 

lame mince. Mais 1 'extinction ondulante des grains de quartz et de 

feldspaths et 1 ' existence de très fréquentes macles mécaniques dans les 

plagioclases témoignent d'une légère déformation de la roche, à basse 

température. 

[b 1 Situation de 1 'échantillon sur 1 ' escarpement 

L' ensemble des différences qui séparent les deux types de roches du socle 

représentés dans ce secteur de la marge ne s 'oppose pas fondamentalement à 

leur coexistence, même très rapprochée, mais nous obligent à nous 

interroger sur la présence de la charnokite sur l'escarpement. La prise 

d' échantillon par le submersible Cyana n'est malheureusement pas aussi

e 

1 

Anaiyses moyennes representat ives des 

mi nerau:: de L'echant i 1 lon CZ 01-5. 

PL n: 0px I L 

Si 02 67.64 

Ti02 O. 72 

A1203 15.72 

Fe203 0. 62 

Fe13 3. 14 

Mn0 O. 06 

Mg0 1.37 

Ca0 3.63 

Na20 3.30 

K20 3.49 

P2135 O. 20 

H20+ O. 13 

H20- O. O0 

Total 100.92 

QZ 23.91 

ORT 20.63 

AB 27.93 

AN 18.84 

CO O. 35 

Si02: 59.20 63.96 51.96 0. 03 

Ti 132: 0. !32 0. 03 O. 02 47.58 

A1203: 26.35 18.82 1.74 O. 02 

F e503 : 10.70 

Cr203: O. 04 9.01 O. 00 O. OZ 

Fe13: 0.04 0-01 26.28 40.86 

Mn0: 9.02 0.03 0. 80 0. 32 

MgO: 0.01 0.03 19.77 O. 92 

Cao: 7.74 9.02 O. 37 0. 02 

FJa-O: 7.04 0.89 O. 15 0. O3 

K20: 0.28 15.90 0. 04 O. 00 

Total: 100.74 99.70 101.13 190.53 

O. 90 

1.37 

O. 47 

72.48 

11.50 

Or: 1.60 92.137 IJo: 0.75 He: 10. 11 

Ab: 61.21 7.83 En: 50. 11 

An: 37. 19 0. 10 Fs: 43. 14 

Fig. 33 : Caractères pétrographiques et géochimiques 

de l'échantillon granitique CZ 91-5 de 

la campagne Cyamaz. (a) situation ; (b et c) 

vues en lame mince ; (d) analyse chimique 

à la fluorescence X (IFREMER-CB,DERO/GM) ; 

(e) analyse des minéraux à la microsonde 

(f) diagramme QAP dans lequel sont replacés 

l'échantillon CZ 91-5 et ceux 

du forage 544 DSDP (d'après Sachtleben 

et Schmincke, 1984 et Kreuser et A 

al., 1984). 

Petrographic and geochemicaZ caracters of the Cyamaz sqZe CZ 91-5.

fiable que celle que l'on peut réaliser sur le terrain, et il n'est pas 

interdit de penser que l'échantillon prélevé soit d'origine erratique. 

LI objectif visé à travers 1 'étude de cet échantillon étant de déterminer 

la place structurale au sein de la marge continentale de El Jadida, il est 

indispensable de passer en revue les arguments relatifs à son appartenance 

au soubassement de la région. Ceci s'avère nécessaire en raison de 

1' impossibilité d'établir de statistique puisque celui-ci est unique parmi 

les 130 échantillons, et de son type très particulier. Les charnokites 

sont des roches très peu répandues que l'on trouve généralement associées 

à d'autres ensembles, dans les socles anciens. 

bl/ Parmi les arguments favorables à l'appartenance de cet 

échantillon Cz 91.5 au soubassement régional, notons que : 

* la mise à l'affleurement du socle continental sur l'escarpement S.S. est 

structuralement possible (cf. chapitre III) ; celui-ci en effet doit son 

émergence à un accident tectonique majeur dont le rejet atteindrait près 

de 1000 m, seulement au niveau de l'escarpement S.S. ; 

* le socle, bien que les âges radiométriques obtenus soient discordants 

par rapport à l'échantillon Cz91.5, a été prélevé par dragages et par 

forages au pied de l'escarpement (sites 544, 547 du leg 79 DSDP) ; il y 

affleure même vraisemblablement (dragages et carottages du ~éma et du 

Valdivia ; Wissmann et Von Rad, 1979 ; Kreuser et &, 1984). A terre, 

dans la localité de El Jadida, située à une soixante de kilomètres 

seulement de notre zone, affleure également le substratum continental ; 

il est représenté par des rhyolites datées du précambrien supérieur (PC 

III) recouvertes par des dépôts appartenant au ~éor~ien (Gigoud, 1951) ; 

* la sismique réflexion (cf. chapitre III) permet de localiser le socle 

continental sous le plateau de Mazagan à une profondeur compatible avec 

un affleurement aux environs de -2600 m ; 

* la région de Mazagan se situe géographiquement bien au Sud de la limite 

méridionale connue d'influence des icebergs, et nulle part, au cours des 

17 plongées, n'ont été observés de blocs érratiques, comme il peut en 

exister notamment sur la marge armoricaine, liés aux décharges des dits 

icebergs (Auzende, comm. pers. 1. 

* le dernier point peut paraître accessoire, mais l'escarpement s.1. est 

de par sa morphologie une zone peu favorable à la pêche, et 1 'idée d'un 

lest largué par un navire est peu probable. 

b2/ Cependant plusieurs points peuvent négatifs : 

* cette roche, d'un type très particulier et peu répandu, n'a pas à ma. 

connaissance, été decrite au Maroc, ni dans les massifs anciens de 

l'Anti-Atlas, ni sur la Meseta, ni dans les noyaux du Haut Atlas. De 

plus, son âge grenvillien non plus n'a pas d'équivalent en Meseta. Les 

datations radiométriques donnent toujours des âges soit paléozoïques 

(calédonien ou hercynien), soit supérieur à 1500 Ma ;

PLANCHE 111 

STRATIGRAPHIE (1 

STRATICRAPBP (1 

.- . .- - ..- - - . - . -. .*-. .-- - 

Cf-91-278 (2649 a ; N129) CZ-91-290 (2650 m ; N97) 

Zone de failles orientée N80, où a été prélevé l'échan- L'échantillon CZ-91-5 dans la pince du submersible CYANA. 

tillon de socle CZ-91-5. L'environnement se compose -de A l'arrière plan apparaissent des affleurements massifs 

calcaires massifs de plate-forme à litage grossier peu érodés et faillés selon deux directions, NZO et N80-90. 

visible, indifférenciable dans leur aspect.du socle. 

C > - -. 

Cf-95-152 (2741 m ; NSO) CZ-91-53 (3001 a ; N95) 

Affleurement discontinu des calcaires massifs du Jurassi- Litage grossier, dans les calcaires massifs du Jurassique 

que superieur - Néocomien basal. L'alignement suggère supérieur - Néocomien basal ; Ech. CZ-91-1 (3002 m) : 

ici un litage grossier subhorizontal. 

Malm supérieur - Néocomien inférieur. 

Cf-89-143 (2159 a ; N355) CZ-85-59 (2066 a ; N135) 

Bloc effondré de calcaires massifs. Un litage très grossier 

incliné de 30° vers l'ouest apparaît légèrement ; 

mais l'ensemble reste cependant très chaotique. Ech. CZ- 

Plate-forme carbonatée Jurassique supérieur - Néocomien 

basal ; banc massif faillé, effondré et incliné d'une 

trentaine de degrés vers l'ouest, affleurant en surface 

89-3 (2160m) : Malm supérieur - Néocomien basal. structurale sur la pente. Ech. CZ-85-3 (2067 m) : Pliocène 

inférieur ; Ech. CZ-85-4 (2067 m) : Tithonique supérieur 

- Berriasien. 


Caption : Dive nwnber - Stide Nwnber iwater depth ; Stide azimuth).

+ contrairement à ce que l'on était en droit d'attendre pour une roche à 

1 ' aff leurement le long de 1 'escarpement, 1 'échantillon récolté n'est que 

très peu altéré, et nullement encroûté de manganèse ; 

+ ni les observations directes, ni l'étude approfondie des photos et des 

enregistrements vidéos ne permettent de différencier des affleurements 

de socle de ceux de la plateforme carbonatée jurassique environnante. 

Leur extension est donc incertaine. 

Ces éléments défaborables apparaissent cependant, à mon sens, insuffisants 

pour contredire le fait que le socle affleure au niveau de l'escarpement. 

Le fait qu'aucune roche de type et d'âge équivalent n'ai été identifiée en 

Meseta marocaine, n 'est pas un argument déterminant. Il est aisé en effet 

dl imaginer qu' en d' autre point, celle-ci, incorporée dans les orogènes 

calédonien et hercynien ait subi d'importantes déformations et une ou 

plusieurs transformations métamorphiques de haut degré, occultant ses 

caractères primaires. En ce qui concerne 'le second point, les 

encroûtements de manganèse se formant, à priori, sur n'importe quelle 

surface consolidée (Sagez, comm. pers.) on ne peut invoquer semble-t-il la 

différence de nature de la roche. Seule une exposition à l'eau de mer très 

récente quaternaire, sub-actuelle, pourrait expliquer de manière 

satisfaisante cette différence qui distingue l'échantillon de la série 

sédimentaire environnante. L'observation de plusieurs générations de 

failles et les données de sismique réflexion (cf. chapitre III), rendent 

cette éventualité tout à fait possible. Elle constitue meme un argument 

supplémentaire en faveur d'une tectonique récente. Enfin, le troisième 

élément n 'est inhérent qu' aux conditions d' observations difficiles. 

Au terme de cette description et de la revue de toutes les éventualités, 

il apparaît que 1' échantillon Cz 91.5 appartient bien au socle continental 

de la région. Cette conclusion se fonde principalement : 

* sur la coïncidence trop exceptionnelle pour être fortuite des 

observations à la fois de sismique réflexion (cf. chapitre III) et de 

plongées, à savoir l,a présence d'un réflecteur ou seulement d'une 

succession d' hyperboles de ,diffraction à une profondeur compatible avec 

celle de l'échantillon Cz 91.5 ; 

* sur l'ampleur, toujours d'après les observations sismiques, du rejet 

tectonique vertical enregistré par l'escarpement et sur la faiblesse de 

1 ' épaisseur totale de la couverture sédimentaire au niveau de, la bordure 

externe du pla%eau de Mazagan (inférieure à 1000 m) ; compte tenu de ces 

éléments l'affleurement du socle sur l'escarpement est tout à fait 

plausible. 

Concernant l'âge et l'origine de la charnokite, deux hypothèses se 

présentent :

si l'on considère qu'il s'agit d'une intrusion magmatique profonde, 

l'âge radiométrique par potassium-argon date alors vraisemblablement le 

refroidissement de la roche et la fermeture du système ; 

* si 1 'on admet, par contre, qu' il s 'agit d'une roche métamorphique de 

très haut degré -catazonal, proche de l'anatexie- dans laquelle la 

paragénèse primaire du g?anitoïde originel est totalement occultée, cet 

âge serait celui du réchauffement. 

L'absence de figures de recristallisation et la concordance des deux âges 

radiométriques obtenus permettent d'écarter l'éventualité d'un 

rajeunissement partiel au cours d 'un métamorphisme plus récent. En tout 

état de cause, quelque soit 1' hypothèse envisagée, 1' évènement en question 

qui intervient entre 950 et 980 Ma (Grenvillien) constitue un élément 

nouveau jusqu'alors inconnu en Afrique du Nord. 

De par sa nature, son âge et ses origines possibles, cette charnokite 

grenvillienne pourrait donc être un témoin du substratum continental 

profond de la marge. Mais aucun lien de parenté évident ne semble la 

rattacher aux gneiss calédono-hercyniens forés. Ceci, si on intègre la 

présence de rhyolites infra-cambriennes à El Jadida ville, confère alors 

au socle continental de la marge un caractère très hétérogène. N'ayant pas 

subi depuis le grenvi llien de transformation tectono-métamorphique 

notable, cette charnokite s'apparente plus précisèment aux unités 

précambriennes du môle chier mesetien émergé, qui au cours du paléozoïque 

ont été pratiquement épargnés par les orogénèses calédoniennes et 

varisques ( cf. chapitre 1 ) . En conséquence, le plateau de Mazagan et son 

escarpement pourraient matérialiser la terminaison brusque 

nord-occidentale et occidentale du méga-horst constitué par le môle côtier 

émergé. Cette terminaison constitue une zone haute qui interrompt le 

bassin côtier des Doukkalas et l'isole pour partie du domaine de la 

frontière Açores-Gibraltar. situé sur le fonc Nord des Doukkalas, le 

plateau de Mazagan ne comporte qu'une couverture réduite. 

situé à seulement 2600 m de profondeur, ce socle détient ainsi, compte 

tenu de sa position géographique sur la marge et de la limite 

continent-océan préconisée par Wissmann et Roeser (1982) dans le bassin 

abyssal , une situation structurale à priori anormalement élevée, au vu des 

modèles g~ophysiques classiques du subsidence et d'étirement des marges 

continentales. Sa mise à l'affleurement suppose l'existence d'accidents 

tectoniques profonds caractérisés par des mouvements verticaux 

df importance considérable et constitue alors un argument supplémentaire en 

faveur d'une origine tectonique de l'escarpement de Mazagan. Si l'on tente 

détablir des analogies avec la marge homologue nord-est américaine, 

1' escarpement de Mazagan pourrait souligner la "hinge line" actuelle -ou 

rupture de pente- du socle continental, au large de la Meseta marocaine. 

Une rejet de près de 1000 m est déjà estimé uniquement pour la partie de 

l'escarpement explorée en plongée (cf. chapitre III). La sismique pour sa 

part, confère un dénivelé total d'environ 5 km entre le substratum présumé 

du bassin frontal et le socle continental du plateau (cf. chapitre III).

11-2- LA SERIE SEDIMENTAIRE POST-PALEOZOIQUE ET SON EVOLUTION 

Elle s'étage du Trias-Lias à l'actuel, mais est interrompue à de 

nombreuses reprises par des lacunes d'importances variables. 

II-2-1-Les ensembles contemporains de la distension 

intracontinentaie et du debut de l'expansion océanique 

Il a été reconnu par forages ; trois types de faciès différents le 

composent [Fig. 343 : 

* un faciès évaporitique, au site 546, composé de halite à interlits de 

mudstones, de sylvite et de carnalite, qui résulte de l'installation 

d'un régime marin épicontinental très peu profond. Holser et 

2' 

al 

(1984), utilisant une méthode empirique de datation géochimique basee 

sur les taux d'isotopes sulfurés dans les minéraux, leur affectent un 

âge Permien supérieur au Trias inférieur, jusqulà présent inconnu dans 

l'Atlantique nord-est, dans les dépôts de cette nature, aussi bien à 

terre qu'en mer ; cet âge, de par la méthode de datation utilisée, 

demeure incertain ; 

* des faciès détritiques, aux sites 544 et 547, comprenant des grès 

conglomératiques à la base (544). puis comprenant des mudstones 

sableuses avec parfois des concrétions dolomitiques et gypseuses, des 

grès silteux rougeâtres. Ils caractérisent un paléo-environnement 

continental émergé. Fenton (19841, d ' après les études palynologiques, 

leur attribue un âge Rhetien-Hettangien sensiblement différent de celui 

des évaporites ; 

* des faciès carbonatés au site 547 représentés par des calcaires noduleux 

présentant parfois des interstrates argileuses, des brèches et 

conglomérats calcaires et/ou dolomitiques à éléments de grès 

f eldspathiques. Ces carbonates succèdent au faciès détritique et sont 

datés par nannofaune et foraminifères du Sinémurien-~liensbachien. La 

sédimentation des carbonates et le développement de brèches et 

conglomérats à éléments dé tritiques de nature comparable à ceux présents 

au site 544, suggèrent un approfondissement du milieu de sédimentation 

dans le forage 547, marqué par 1 ' installation d'un régime épicontinental 

et la mise en place de légers reliefs entre le Rhetien-Hettangien et le 

Sinémurien-pl iensbachien. 

L ' âge permo-triasique des évaporites forées, bien qu ' incertain, mérite que 

1 'on s'y attarde (cf. aussi chapitre IV). Il confère dès lors aux bassins 

profonds à évaporites du pourtour de l'Atlantique central, un âge beaucoup 

plus ancien que celui triasico-lias ique , généralement préconisé (Pautot et 

2, al 1970 ; Rona et al., 1970 ; Salvan, 1974 ; Bhat et -' al. 1975 ; Olivet 

et I A* al 1972, 1984).11 n'est pas forcément incompatible, comme le 

pretendent Winterer et Hinz (19841, avec la présence de faciès détritiques 

plus récents triasico-liasiques, mais indiquerait l'existence de bassins

profonds anciens à ;vaPorites, fini-~aléozoï~ues, antérieurs même aux 

séries salifères connues à terre (Salvan, 1974 ; Michard, 1976). 

[al La série 

. Connue uniquement sous le glacis (forage 545) et sous le glacis 

continental (forage 5471, elle n'est nulle part datée avec certitude. Dans 

le forage 545, elle est représentée par des calcaires oolitiques ou 

péloïdaux riches en particules détritiques, et de grès calcareux. Les 

apports terrigènes remaniant des grains de quartz, de feldspaths, de 

phyllites et même de gneiss diminuent progressivement de la base au sommet 

de la série (Steiger et Jansa, 1984). Le forage s'étant achevé au bout de 

24 m traversés dans cette formation, son épaisseur demeure indéterminée. 

Vers le nord, au site 547, cette formation attribuée au Dogger est relayée 

par un ensemble composé de brèches hétérogènes remaniant des calcaires 

pélagiques rougeâtres issus de la pente continentale et des grès provenant 

du plateau; de calcaires pélagiques interstratifiés et de calcaires 

noduleux de couleur rougeâtre (datés par foraminifère, du 

Bajocien-Callovien). De nombreux hard-grounds s'intercalent dans la 

première partie -épaisse seulement de 15 à 20 m et rapportée par certains 

auteurs au Lias supérieur (Winterer et Hinz, 1984)- de cette séquence. La 

puissance de cet ensemble est de l'ordre de 35 m. Les faunes d'ammonites, 

de bivalves et de radiolaires indiquent une sédimentation dans un 

environnement pélagique. 

[b] Discussion, paléo-environnement, 

structure 

Le Dogger se caractérise donc, d'après les forages, de par sa puissance 

réduite et l'existence de hard-grounds, par un taux de sédimentation 

faible interrompu par des périodes de non dépôt. On aboutit néanmoins à la 

fin de cette période au comblement partiel voire au débordement des petits 

bassins liasiques. 

AU cours du Dogger, cependant, les reliefs nés de la structuration 

antérieure, triasico-liasique, persistent. Deux types de sédimentations se 

différencient : 

* l'un, illustré par les dépôts observés dans le forage 547 s'apparente à 

une sédimentation installée dans un petit bassin pélagique alimenté à la 

fois par l'érosion des reliefs voisins (probablement peu accentués) 

appartenant à la pente continentale, -tel que entre autre, la structure 

haute forée au site 544- et par des apports terrigènes réguliers 

transitant par le plateau continental ; 

* l'autre, qui se dégage des faciès rencontrés dans le forage 545, 

pourrait caractériser la sédimentation s'installant sur la pente 

continentale (Hinz, Winterer et al., 1984) à des profondeurs plus 

modérées que précédemment. Elle enregistre également un flux régulier 

d ' apports terrigènes.

A propos de ce dernier point, la composition du matériel terrigène présent 

dans la série forée au site 545 (dans l'ensemble de l'unité 1V.B datée du 

Dogger-Oxfordien) , et notamment la présence de plagioclases, suggèreraient 

même une relative proximité des sources d'alimentation. Cette composition 

pourrait alors témoigner de l'affleurement du socle régional au niveau 

même du plateau ou de la pente continental. 

Steiger et Jansa (1984) confère à cette période de dépôt un caractère 

régressif qui apparaît en contradiction avec certaines observations faites 

sur les forages. En particulier, la diminution des apports terrigènes dans 

le forage 545 semble indiquer au contraire une tendance transgressive qui 

par ailleurs s'inscrit bien dans le mouvement général d'élévation du 

niveau marin et d'envahissement des bassins côtiers, observé au Maroc à 

cette époque (cf. Partie 1, Chapitre III). 

Remarque : . 

Il convient de formuler des réserves quant à l'extension régionale que 

l'on peut donner aux forages du Leg 79 (Hinz, Winterer et &, 1984). En 

effet, les positions structurales tout à fait particulières des forages 

544, sur la crête dlun bloc de socle effondré, et 547, dans un 

micro-bassin annexe isolé précocement, ne permettent de tirer d'un point 

de vue ~édimentolo~ique que des conclusions à valeur locale. Ces forages 

gardent par contre un intérêt d'ordre tectonique, dans la mesure où ils 

peuvent compléter les observations recueillies par ailleurs sur le plateau 

et l'escarpement de Mazagan, grâce à l'enregistrement indirect des phases 

tectoniques successives dans les colonnes sédimentaires. 

Le forage 546 n'offre quant à lui, comme intérêt -essentiel tout de mêmeque 

celui d'avoir atteint les dépôts évaporitiques. 

Seul le forage 545, peut être considéré en partie comme implanté dans une 

position moins particulière, d' un point de vue sédimentologique. 

Cette observation concerne également les paragraphes suivants. 

11-2-2 - Le Malm : la construction d'une plateforme carbonatée 

neritique [Fi& 34, 35 et 361 

Deux modes de gisements caractérisent le Jurassique supérieur : 

* des dépôts autochtones, qui ont été observés à l'affleurement, le long 

de 1 ' escarpement s .S., ou qui ont été atteints par les forages ; 

* des éléments remaniés dans des brèches plus récentes, datées du crétacé, 

du ~iocène ou du pliocène. 

présent partout, excepté dans le forage 546, il se présente sous 

différents faciès répartis entre 1 'Oxfordien et le Tithonique-Berriasien. 

Ils reflètent le développement :

*.d'une plateforme carbonatée néritique, à l'est, sur le plateau de 

Mazagan (plongées Cyamaz, Cyamaz Group, 1983, et forage 545, Hinz, 

Winterer et - al, 1984) ; 

* des dépôts carbonatés plus pélagiques, à l'ouest, au niveau du glacis 

continental et du bassin actuel (forages 544 et 547, Hinz, Winterer et 

al 1984 ; forage 370/416, Lancelot, Winterer et 5, 1980). 

2' 

Al - Introduction 

A - Le PZateau de Mazagan : ~ ~su~tats strat.igraph&pes des 

coupes tevée8 sur Z 'escarpment. 

L'ensemble des résultats stratigraphiques de la campagne Cyamaz acquis 

grace aux observations directes reportées sur des coupes individuelles de 

plongée [Figs. 39, 40, 41, 42 et 51, et Annexe I] et aux études 

micro-palé~ntolo~iques et lithostratigraphiques détaillées des 

échantillons prelevés, est 

sous de forme de colonnes 

stratigraphiques sur la figure 35 et de colonnes chrono-stratigraphiques 

sur la figure 36. Ces résultats révèlent 1' existence de deux ensembles. 

distincts, composant la couverture sédimentaire du plateau et/ou de 

1 ' escarpement de Mazagan (Cyamaz group, 1983, 1984 a et b ; Ruellan et 

Auzende, 1985). 

Lt ensemble inférieur est représenté par des calcaires massifs datés du 

Malm au Néocornien basal ; ils sont caractéristiques diun environnement 

néritique de plateforme. 

L ' ensemble supérieur est hétérogène. Il est composé de plusieurs unités 

bien stratifiées pouvant chacune reposer en discordance directement sur 

l'ensemble inférieur. Ce sont, du plus ancien au plus récent : 

* des calcaires clastiques , voire turbidi tiques, caractéristiques d'un 

milieu plus profond que pour les faciès de la plateforme, appartenant au 

Néocornien supérieur ; leur puissance le plus souvent inférieure à 10 

m,peut atteindre localement 300 m ; 

* des marnes riches en nannofossiles de ltAptien supérieur au ~énomanien 

(Black Shales ? 250 à 300 m) ; cet ensemble, absent au sommet de 

1 ' escarpement, est cantonné au glacis ; 

* des nanno-micrites, des phosphorites et des brèches calcaires du crétacé 

supérieur ( quelques dizaines de mètres ) discontinus caractéristiques 

dg un environnement pélagique ; 

* des packstones et wackstones à foraminifères pélagiques, datés du 

paléogène ; ils sont discordants sur le crétacé supérieur ; 

* des craies et boues pélagiques à nannofossiles du ~éo~ène, discordantes 

sur les séries plus anciennes. 

Compte tenu de la démarche adoptée (exposée au début du chapitre), ne sera 

détaillée dans ce paragraphe que l'ensemble inférieur. Le deuxième 

ensemble sera 1 'objet d'un paragraphe ultérieur.

A2 - Les observations directes en ~loneée 

L'ensemble inférieur affleure exclusivement sur les flancs de 

1 escarpement de Mazagan. Treize des quatroze plongées avec le submersible 

Cyana, consacrées à cette unité morphologique de la marge, ont permis de 

1 ' observer et de 1 ' échantillonner. 

Les indices de stratification sont rares et souvent indirects ; ce sont 

notamment les alignements d'affleurements discontinus émergeant des boues 

récentes (photo Cz 95.152, pl. III), des surfaces structurales ou encore 

des figures pouvant être interprétées comme des traces de litage très 

fruste dégagé par n (photo Cz 91.53, pl. III). Quand cette 9 

stratification &a, elle se présente en bancs métriques ou 

plurimétriques generalement subhorizontaux ou parfois inclinés dans le 

sens de la pente, le pendage pouvant atteindre une trentaine de degrés 

(photos Cz 89.143, Cz 85.59, pl. III). Les affleurements sont concentrés 

au niveau de petites falaises décamétriques et interrompus par des paliers 

pentus largement envasés (plongée Cz 89) assimilables à des vires. Dans 

les secteurs les plus escarpés (plongée Cz 97) ces niveaux de plateforme 

ancienne sont à l'affleurement de manière quasi-continue. 

Lorsque les pentes s'affaiblissent, particulièrement vers le bas de 

l'escarpement de Mazagan, apparaissent alors les niveaux drappants 

appartenant à l'ensemble supérieur daté du crétacé et du Tertiaire. La 

meilleure illustration de ceci est offerte par la plongée Cz 84, la plus 

méridionale. Dans ce secteur de l'escarpement, l'ensemble inférieur 

n' affleure pas du tout i il est partout masqué par des dépôts plus 

récents, du plateau lui-meme au glacis. érosion et la dissolution des 

carbonates marquées par la présence de nombreuses poches ou perforations à 

remplissages tardifs et le démantellement sont extrêmement actifs. Ils 

sont, de plus, favorisés par une intense fracturation. 

Ils donnent à la plateforme jurassique et à l'escarpement dans sa totalité 

1' aspect très chaotique et désorganisé, observé dans la morphologie, où se 

mêlent les affleurements à formes arrondies et anguleuses souvent trèk 

encroûtées de manganèse ; des blocs éboulés métriques à plurimétriques 

également encroûtés, des sables, des graviers, des boues et des tests 

d'organismes actuels composent le reste du paysage (photo Cz 96.314, 

pl. IV). 

Bien qu ' observée de manière presque continue sur un dénivelé de 860 m en 

moyenne, le long de 1 ' escarpement, 1 ' épaisseur de la plateforme carbonatée 

néritique subhori zontale , sous le plateau de Mazagan, est estimée 

seulement à 500-800 m. Cette estimation est fondée sur les faits 

suivants : 

* en sismique réflexion, la présence de séries sous-jacentes et d'un socle 

continental en position élevée. (cf. chapitre III) est très fortement 

probable ; 

* la quantité innombrable de failles normales à regards ouest sur toute la 

hauteur de l'escarpement accentue artificiellement la puissance de la 

plateforme à 1 ' affleurement ;

PLATEAU et- ESCARPEMENT 

DE 

MAZAGAN 

SYNTHESE 

STRATIGRAPHIQUE 

SOMMET DE 

L'ESCARPEMENT DE MAZAGAN 

ZONE CENTRALE 

CI 97-94098

PLATEAU DE MAZAGAN 

CI 92 

ESCARPEMENT DE MAZAGAN 

W 

E 

Base Pen te Sommet 

B (MF 4) 

----- 

BERRIASIEN 

B (MF 5) A?? 

-------- 

c 

B (MF 6) A? - - 

TITHONIQUE 

-------------- ---- 

--* ------- --- ? 

c 

KIMMERIDCIEN A (MF 1-3) A (MF 1-3) A? 

OXFORDIEN (?) 

A: Lithologie observée; A?: Lithologie supposée; 

A??: Lithologie contestable. 

Fig. 35 : Colonnes stratigraphiques levées dans chacun des sites explorés en plongée 

au cours de la campasne Cyamaz, et corrélations. La colonne correspond 

uniquement aux dépots en placage sur l'escarpement. Dans les troisièmes et 

quatrième sous-colonnes (à partir de la gauche) sont indiqués respectivement 

les numéros d'échantillons représentatifs et les numéros de microfaciès ou de 

faciès correspondant. Le petit tableau situé dans le coin inférieur droit de 

la figure est tiré de Steiger et Cousin (1985) ; il précise les relations 

spatio-temporelles entre les trois zrands faciès caractéristiques de la plateforme 

carbonatée Jurassique supérieur-Néocomien basal. 

Stratigraphie colm of each explored sites during Cyamaz diving cruise, and 

correlation. The colunm 9 correspond to the thin deposits of the escarpment. 

In the third and fourth ZittZe colwnns (from left),are indicated representative 

sample nwnber and corresponding micro-Facies or facies nwnber. The right down 

corner table, taken from Steiger et Cousin (1985), vrecise the upper Jurassic 

lower Neocomien carbonate plateforme facies relationshivs.

* la présence du socle à l'affleurement [Fig. 33 et Annexe 1, plongée 

Cz 911 , vers 2600 m contraint également la puissance maximale de la 

plateforme ; par contre, l'intensité de la fracturation en failles 

normales rend caduque toute évaluation de l'épaisseur minimale de 

celle-ci, fondée sur ce seul élément ; 

* au site 545 (-3150 m de profondeur d'eau), situé sur le glacis [fig. 321 

les calcaires néritiques dolomitiques du même âge (cf. 5 A3) atteint au 

bout de près de 530 m de traversée ont une puissance qui n'excède pas 

100 m. Anticipant légèrement sur ce qui sera développé par la suite dans 

. ce travail, ces calcaires reconnus dans le forage représentent. la 

bordure externe effondrée des faciès néritiques de la plateforme. Par 

conséquent, son épaisseur à ce niveau constitue un ordre de grandeur à 

prendre en considération. 

A3 - Analyses des échantillons. ~ésultats et synthèse stratigraphique. 

Paleoenvironnement et tectoniaue. 

Je rappelle que les études lithostratigraphiques et micropal~~ntolo~iques 

des échantillons en provenance de la campagne Cyamaz ont été menées à bien 

principalement par U. Von Rad, M. Cousin, T. Steiger, M. Jaffrezo et 

P. Cepek. Ce paragraphe sera consacré aux enseignements essentiels 

apportés par leurs travaux, complétés par des observations et des 

interprétations personnelles. 

Une cinquantaine d ' échantillons provenant de 1 ' escarpement appartiennent à 

la plateforme carbonatée du Jurassique supérieur-~éocomien inférieur. Ils 

se répartissent en huit microfaciès regroupés en trois grands faciès (A, B 

et C) [Fig. 351 partiellement contemporains et caractéristiques de domaine 

de sédimentation de plateforme néritique différents. Les âges fournis par 

les échantillons évoluent entre le Kimméridgien, voire llOxfordien, et le 

~érriasien (Steiger et Cousin, 1984). 

Les calcaires de faciès A (microfaciès 1, 2 et 3), prépondérants, 

constituent l'ossature de l'édifice carbonaté. Ce sont des calcaires 

massifs néritiques de plateforme, de type grainstone, packstone ou 

. . 

wackestone, a spongiaires, à algues et foraminifères, stromatolitiques et 

pélétoïdes ou oolitiques. Ils sont caractérisés par un taux d'accumulation 

élevé et une lithification bactérienne rapide, et représentent un 

environnement corallien peu profond, de haute énergie. Ils appartiennent 

au Kimméridgien (Oxfordien ?) - Tithonique moyen mais pourraient se 

poursuivre jusqu' au Berriasien inférieur (Lang et Steiger, 1984 ; Steiger 

et Cousin, 1984). 

Le faciès B plus interne (vers l'océan) (microfaciès 4 et 5) se compose de 

calcaires (paskstones) micritiques hémipélagiques à Calpionelles et 

bioclastes, et de calcaires grainstones, brèchiques oolithiques et 

bioclastiques , à lithoclastes à Calpionelles. Ils représentent un 

environnement ouvert, plus profond que pour le faciès A, 

subtidal à 

bathyal supérieur, régnant sur un talus péri-plateforme (Steiger et 

Cousin, sous presse). Les Calpionelles permettent d'attribuer ces 

calcaires au Tithonique supérieur - Berriasien (inférieur ?) (Jaffrezo, 

sous pres s'e .

Dans le faciès 'C (microfaciès 6, 7 et 8) sont regroupés des dépôts 

lagunaires ou côtiers, externes (vers le continent), de plateforme 

peu profonde. Ce sont des calcaires micritiques et dolomitiques à algue, 

oolitiques, bioclastiques ou pélétoïdes, inter à subtidaux. ~âté du 

Tithonique - Berriasien ce faciès pourrait être présent dès le 

~immérid~ien (Steiger et Cousin, 1984) . 

ond dé sur les études comparatives qu'il a entreprises avec la 

stratigraphie du Jurassique du Haut Atlas occidental, Jaffrezo (sous 

presse, et comm. pers.) réfute cette décomposition spacio-temporelle des 

faciès du Jurassique supérieur - ~éocomien basal présents sur 

1 ' escarpement. Il conclut que ceux-ci appartiennent tous à un même niveau 

stratigraphique , dont la puissance n ' excèderait pas la dizaine de mètres, 

ceci quelle que soit leur profondeur de prélèvement. Structuralement, 

cette hypothèse nécessite un concours de circonstances tout à fait 

exceptionnel et incompatible avec les données structurales , compte tenu de 

la puissance réduite invoquée (10 m) pour ce niveau par l'auteur, du 

dénivelé exploré (860 m) (cf. 9 III-2), du rejet important de l'accident 

normal que représente 1 ' escarpement, de la stratification subhorizontale 

de la plateforme observée en sismique et parfois à l'affleurement, de la 

puissance estimée de celle-ci (500 à 800 m) et enfin, de l'affleurement du 

socle sur l'escarpement à -2600 m [fig. 47, § 111-21 et de llOxfordien à 

-3300 m (Renz et &, 1975). 

Le Jurassique supérieur - ~éocomien basal, dans ces deux domaines, est 

représenté par deux grmds types de dépôts : 

- des dépôts pélagiques de profondeurs modérées (forages 544 et 5471, 

- des dépôts néritiques (forage 545). 

B1 - Le forage 544 

Dans le forage 544, implanté sur une structure haute du bas de la marge, 

le Jurassique moyen-supérieur indifférencié, est peu épais (35 ml. Il se 

compose de calcaires bruns à rouges à petites Ammonites, de type 

wackestones, packstones et grainstones interstratifiés. L'assemblage des 

faunes pélagiques et benthiques, et l'absence de niveaux terrigènes, 

semblent indiquer un milieu de sédimentation calme, ouvert (et peut-être 

peu profond) (Hinz, Winterer et .&, 1984). La coloration rougeâtre et la 

présence de "hardground" suggerent un taux de sédimentation faible, 

épisodiquement nul, sous le contrôle de courants intermittents. Au sommet 

de la série apparait une surface d'érosion sur laquelle reposent des boues 

carbonatées du ~iocène inférieur (N7, NN3, NN5) . 


Le forage 547 est situé dans un petit bassin annexe encadré par la 

structure haute précédente et l'escarpement de Mazagan

Fig. 36 : corrélations chrono-stratigraphiques et lithologiques entre 

chacun des sites explorés en plongée, d'après Von Rad et al., 

(1985). corrélations avec : 

-les courbes de fluctuations globales du niveau marin (Vail et 

- 

2, 

al 1977) ; 

-les cycles transgressifs et régressifs enregistrés dans les 

bassins côtiers marocains (~iedmann et 5, 1978 ; Behrens et 

al 1978 ;*Behrens et Siehl, 1982) ; ceux-ci sont influencés à 

4' 

1 ' echelle regionale par les mouvements tectoniques verticaux, 

par la subsidence et par les taux de sedimentation ; 

-les évènements tectoniques et sédiment aires majeurs ; 

-les données des forages 370/416 (Lancelot, Seibold et &, 

1978,Lancelot, Winterer et al., 1980) et 545 (Hinz, Winterer et 

.' al 1984). 

LI etude stratigraphique repose conjointement sur les 

observations directes et sur l'analyse des échantillons récoltés 

au cours de la campagne Cyamaz (Cyamaz group, 1983). Cette 

dernière est basée sur l'analyse des microfaciès (selon ~lügel, 

1978) définis par leur contenus micro et macro-pal~ontologiques 

et leurs propriétés sédimentologiques. Dix huit microfaciès 

principaux ont été définis [Tableau III] ; ils couvrent 

l'ensemble de la colonne sédimentaire, du Jurassique supérieur 

au ~leïstocène ; ils sont figurés dans les colonnes par des 

numéros ou par des lettres (A, B, C) accompagnés des puissances 

es timées. 

Pour la description des faciès, se rapporter au Tableau III, 

abréviations : P = phosphorites ; P = phosphorites 

conglomératiques ; ph = épisode de phosphatisation ; upw = 

période d'upwelling. 

Sur cette figure en remarquera surtout : 

-une transformation radicale des conditions de sédimentation 

entre le Berriasien terminal et le Barremo-Aptien ; un régime 

hémipélagique se substitue à un paléoenvironnement néritique ; 

-la différenciation, au cours de la même période, des milieux de 

dépôts jusqu'alors identiques existant au niveau du forage 545 

et de f 'actuel sommet de l'escarpement ; 

-l'existence de deux importantes lacunes de sédimentations, 

entre 1'Aptien et le ~énomano-~uronien et au paléocène, au 

sommet de 1 ' escarpement. 

Tims stratigraphie and ZithoZogic eorrsZation bstwssn sach 

diving site szplorsd, aftsr Von Rad st - al. , (1985).

--A---- 

- IQ 

no 

18 

18.1 

17 

17.1 

16 

Lithofaciei deacri~tion 

#oit to amiconsolid. peligic fcrir rwimw/~kdV 

~reen plsetic calc.r.clw 

peligic foniPiniferal(glcbigerinid)pic*-/wackeit. 

conaolidateù (micrite) 

-dito-,glauconite-rich variety 

f ailicified radiolarian chalk uith 

pcrcellanite/qiurtz chert nodules 

ninnomicritm/nanno chalk to-marlstone 

f recwntallized chmlk 

p.l*oinvimeunl 

polwic-batbmi 

p-ligic-bathyal SI+ 

Laa. Cntac. 

15 

15.1 

pelqic ilcpe dqoiit 

(P Lata Cretmc.) 

15.2 t phoiphatized calcareous clay-/nulitone 

Oligc-Miocem 88-7 

14 limeatone brecciis(main1y micritic intraclasti) morking in daepe -(~ur.-)wstr.) 

13 ~hoa~horits breccia/conalo~nte witk 

outer ihalf/upper ilope 

umer -- 

alope - 7 upuelling 

pel~gic-bathpi 

&pupYb 

ilo~e with ml- brecciu d o r debrim flou 

- 

k 

n.moc.-pliocen* 

(-eut.) 

P.~.~C.~-EOC. 

(-E.Oligocene) 

Mc*ne.Neogene 

(7 Palecgsne) 

mid-to Late Cntic. 

0ccUPmce in CZ eUD1ea 

&bwv fil1 CE-crut 

C-coiponanti ?-?il1 

of brocci. lGutrk 

84-1.85-2/3.86-1.87-5/7 90-2.95-1 

85-8. /b5.1m+ 

-(BI ee-a 92kn3 86- (B) 92:~4/5/6 M(B) .86-7(8). 

96-2t~) .9~3(~) .F"(B) 

88-9 

8&6 

98-2/3/6 

88-3 

84-3(fi1+1).C-2 

:=8ij 

3 1-'1 

J0!3(h~{%S) 

C 8 

12 

ld~ted(micmgradeùI.~dolomitizeù 

phcaphorite (- phcsphtizeù micrite/calcar*nit*) 

phoaporitea - ? phosphitized. uiaive 

brlli (100-3) 

uppmr ilcpm - hemipeligic 7 ut. cmtaorn- 87 9 90-3(H) 92-2(C) 91-8 96-3 5 

(Lt.Turon.-Ciip.) 99>

[a] Nature et âge 

Le Jurassique supérieur complété par les niveaux du ~éocomien est à 

nouveau très réduit : 22 m au total. S'y succèdent, de la base au sommet : 

* des calcaires noduleux verdâtres et brun-rougeâtres, reposant sur les 

brèches calcaires du Dogger, et s'achevant avec un niveau argileux 

brun-rougeâtre. Bien qu ' attribué à 1 'Oxfordien, 1 'âge de ces calcaires 

demeure incertain et ses limites imprécises ; 

* des calcaires noduleux brun-rougeâtres avec quelques niveaux 

interstratifiés brèchiques et ~onglomérati~ues. Ils dateraient du 

~immérid~ien ; 

* des brèches calcaires sédimentaires, des calcaires noduleux rougeâtres 

et verdâtres à Saccocoma et des calcaires et brèches interstratifiés ; 

la présence de calpionelles permet de dater précisèment le sommet, du 

Tithonique supérieur - Berriasien (Azema et Jaffrezo, 1984) ; la base 

est, elle, attribuée par conséquent au ~irnméridgien - Tithonique 

inférieur. 

Les faunes de type pélagique (Ammonites, Radiolaires, Mollusques 

et l'absence d'éléments détritiques continentaux indiquent que 

le milieu de dépôt serait plutôt de type pélagique et de profondeur 

modérée ( quelques centaines de mètres) . 

es faciès présents dans ce bassin annexe, semblent indiquer que celui-ci 

s ' est comporté comme un réceptacle recevant massivement et épisodiquement, 

sous forme d ' écoulement de débris, des ensembles sédimentaires démembrés, 

déposés sous de plus faibles tranches d'eau sur des reliefs voisins. 

La ride forée au site 544 pourrait être la source d'apport principale ; de 

nombreux fragments des brèches montrent en effet des faciès tout à fait 

comparables aux calcaires rouges du forage 544 (Hinz, Winterer et 6, 

1984). 


Au Sud, juste au pied de 1' escarpement S.S., les faciès traversés par le 

forage 545 sont très différents. 

La série comporte de bas en haut : 

* 42 m de calcaires à apports détritiques (quartz, feldspaths alcalins, 

plagioclases, phyllites) rjgulièrement décroissants. Ce sont, à la base, 

des calcaires dolomitiques à lamines probablement déposés dans un 

environnement peu profond, subtidal ou intertidal (Steiger et Jansa, 

1984) , puis des calcaires à Ammonites. L'une dl entre elles permet de 

dater le sommet de la série de llOxfordien (Sowerbyceras- 

sp. ; Renz et 

al 1984) ; 

9

Hig. 37 : Colonne stratigraphique du 

forage 3701416 des legs 

DSDP 41 (Lancelot, Seibold 

et al., 1978) et 50 

(Lancelot, Winterer et al., 

1980), en plaine abyssale 

de Seine orientale. 

Stratigraphie eolurrm for 

the double site 370/416 

drilled during DSDP Legs 

41 (Lancelot, Seibold et 

al., 1978) and 50 

(Lancelot, Winterer et al., 

1980) in Eastern Seine 

abyssal plain.

* des calcaires parfois dolomitiques et localement brèchiques, présentant 

des faciès très divers. La moitié supérieure (48 m) se compose 

essentiellement de grainstones jaunâtres à intraclastes et débris, 

partiellement micritisés et dolomitisés. Elle recouvre un ensemble 

( 57 m) où alternent des packstones, des grainstones à débris de coraux, 

oolithiques, pellétoïdes ou à intraclastes, et des boundstones. Le 

contenu fossilifère de ces calcaires et les faciès indiquent un 

environnement agité encore moins profond que précédemment. 

Il apparaît donc, dans ce forage, que au cours du Jurassique, le milieu de 

sédimentation, déjà peu profond dès le début des dépôts, a tendance à le 

devenir de moins en moins. A aucun niveau dans la séquence, n'ont pu être 

, 

observés d'éléments pélagiques tels que ceux rencontrés dans les calcaires 

rougeâtres du site 544 (Hinz, Winterer et al., 19841, ou dans les 

calcaires noduleux du site 547. 

C - Le bassin abyssat 

~mplanté dans la plaine abyssale de Seine, à proximité de la bordure 

occidentale du bassin à évaporites, le forage "double" 370/416 s'est 

achevé, au bout de 1624 m de pénétration, dans le Tithonique [Fig. 371 . Il 

a révélé l'existence d'épaisses séries turbiditiques sur la presque 

totalité de la colonne sédimentaire. Le Tithonique, daté pas calpionelles 

et nannofaune, appartient à l'unité VI1 du forage. Cette unité, qui se 

poursuit j usqu ' au Valanginien moyen, est constituée de turbidites distales 

caractérisées par deux cycles répétitifs interstratifiés. L'un est 

terrigène, gréso-pélitique, et l'autre est carbonaté, avec des 

calcarénites à quartz, des phtes carbonatées, des marnes à nannofossiles 

et des calcaires micritiques. Elle diffère de l'unité VI datée du 

Valanginien supérieur à Hauterivien par l'apparition fréquente de calcaire 

micritique dur au sommet des calciturbidites, et par la présence de 

fragments de calcaires à calpionelles dans les niveaux grossiers de base. 

En conclusion, pendant toute la période Jurassique supérieur -Valaginien 

inférieur, 1 ' évolution du bassin est dominée par 1 'influence d'une 

sédimentation détritique, de type turbiditique, dans laquelle 

s ' intercalent des séquences carbonatées à matériaux remaniés en provenance 

de sources plus proches telles que la plateforme carbonatée néritique, ou 

bien les dépôts plus profonds de la pente continentale. Les dépôts 

pélagiques francs interséquentiels sont absents (ils demeurent rares dans 

toute la colonne) , et les niveaux hémipélagiques peu fréquents. Cependant, 

la microfaune (foraminifères benthiques) et les faciès indiquent un milieu 

de sédimentation profond (sous le CCD) de bas de glacis continental, à la 

limite de la plaine abyssale (Lancelot et Winterer, 1980). 

Les caractères de cette sédimentation de bassin, suggère l'existence dès 

cette époque, d'une morphologie contrastée, organisée selon un modèle 

identique à celui qui prévaut actuellement.

Le cycle Jurassique supérieur débute à lt0xfordien avec le dépôt 

d' ensembles carbonatés, précurseurs de la future construction de 

plateforme. 

Deux types lithologiques très distincts se différencient : 

A 1 ' Est, au site 545, l'évolution entamée au Dogger se poursuit jusquf à la 

fin de 1 ' Oxfordien , avec notamment le tarissement progressif des apports 

terrigènes. Le contenu faunistique et les faciès de cette série 

carbonatée , reflète 1 'existence d'un environnement de profondeur faible ou 

modérée, assez agitée, sous 1 'influence de la mer ouverte. 

Au Nord-Ouest, 

les faciès de type calcaires bruns profonds, avec ou sans 

apports terrigènes et riches en ammonites, reconnus à la fois dans les 

forages 544 et 547, et dans le dragage du Vema, situé à proximité du site 

545, (Renz et al,, 1975) sont tout à fait différents. Il sont 

représentatifs d'un environnement pélagique ou hémipélagique. Seules 

apparaissent, entre les deux forages, des particularités liées à la 

morphologie des milieux de sédimentation, l'un caractérisant un petit 

bassin (forage 547) et l'autre une ride structurale (forage 544). Par 

ailleurs , ces dépôts présentent de nombreuses similitudes avec les faciès 

de 1 ' Ammonitico Rosso supérieur. 

Les variations latérales de faciès apparaissent soit brusques, soit 

graduelles. La proximité des deux faciès très différents prélevé au site 

545 d'une part et dans le dragage du Vema d'autre part (Hinz et &, 1975) 

suppose l'existence d'une limite assez franche entre deux milieux de 

dépôts distincts. L'origine de cette frontière située au pied de l'actuel 

escarpement S.S., pourrait être d'ordre tectgnique. A l'Est de 

celle-ci,sur la pente continentale structurée en zones hautes et zones 

basses ( relatives ) , tentent de prograder des dépôts carbonatés typiques 

d ' une plateforme épi-continentale assez peu profonde, tandis qu'à 1 'Ouest, 

dans un domaine à subsidence plus rapide, s'installe une rampe carbonatée 

plus profonde, dans un environnement pélagique. 

Par ailleurs, les variations latérales de faciès peuvent être graduelles. 

L'absence de matériel terrigène dans les formations des forages 544 et 

547, présent dans celles du dragage du Vema et du forage 545, souligne un 

éloignement relatif de ces deux sites par rapport aux sources 

d'alimentation. Si l'on se réfère aux classifications et aux modèles de 

développement établis pour les plateformes de marge continentale (Ahr, 

1973 ; Ginsburg et James, 1974 ; Wilson, 1975 ; Read, 1982 et 19851, cette 

période correspond au stade d'instauration d'une rampe carbonatée. 

Celle-ci cependant, s'installe non pas sur une pente régulière mais sur 

une pente continentale dont ne sont pas excempts les reliefs, responsables 

pour partie de la différencitation des faciès et des variations latérales.

D2 - Le ~imméridgien - Berriasien 

[a] Au Kimméridgien - Tithonique inférieur, on assiste à 

l'Est (Plateau et escarpement de Mazagan, _forage 545 inclus) (Steiger et 

Cousin, 1985 ; Von Rad et al., 1985) à la mise en place rapide de 

l'ossature de la plateforme Zbonatée représentée par des calcaires 

néritiques à stromatolites (faciès A). Elle repose sur les séries 

anciennes ou sur un socle pré-structuré et passent latéralement, vers le 

domaine émergé à des faciès de type lagunaire (faciès C) de haute énergie. 

La paléobathymétrie semble demeurer stable (Steiger et Cousin, 19851, 

suggérant ainsi une subsidence régulière de la marge, en équilibre avec 

les taux de sédimentation. Les faciès stromatolitiques caractéristiques 

dt un milieu agité, construits préférentiellement sur les zones hautes 

( arêtes de blocs effondrés et légèrement basculés) forment des barrières, 

et de ce fait isolent et protègent des petits bassins lagunaires. 

Au pied de cet édifice, s'étendent des séries caractéristiques d'un 

environnement plus profond et pélagique (547). La réapparition de niveaux 

de brèches proximales témoigne d'une légère réactivation des structures au 

cours du Kimméridgien. Ces mouvements tectoniques pourraient être à 

1 ' origine de la formation d ' un léger proto-escarpement , synchrone de la 

construction de la plateforme. Ils sont toutefois d'importance 

relativement mineure sur le plan des décalages verticaux. Ils constituent 

les stades précoces de la structuration de l'escarpement qui prendra effet 

au cours du crétacé basal. 

[b] Le Tithonique supérieur - Berriasien inférieur est' 

souligné partout par le dépot de calcaires a calpionelles. Consécutivement 

à la formation du proto-escarpement, trois faciès s'individualisent dans 

le domaine de la bordure externe du plateau et de l'escarpement de 

Mazagan. Les calcaires à calpionnelles (faciès B) se déposent dans un 

environnement subtidal à bathyal supérieur, sur la paléopente initiée au 

front des calcaires stromatolitiques qui continuent à se développer. 

S teiger et Cousin ( 1985) invoquent, pour cette période, une transgression 

qu ' ils imputent à une accélération d'origine tectonique de la subsidence 

et, dans une moindre mesure, à une variation eustatique, non compensée par 

la construction de la plateforme. Ceci provoquerait le recul (vers le 

continent) des faciès C lagunaires qui n'ont pas pu être observés, pour 

cette étape. 

Au pied du proto-escarpement, de petits bassins plus profonds et à 

caractère pélagique (forage 547 par exemple) continuent à se comporter 

comme des réceptacles, où se déversent épisodiquement des brèches 

proximales à calpionelles. Dans le bassin de la plaine abyssale de Seine, 

s'installent les épaisses séries turbiditiques distales. 

Ltinterstratification de niveaux turbiditiques carbonatés pélagiques ou 

néritiques plus proximaux semble témoigner d'une certaine instabilité 

tectonique de la pente continentale, d'où elles proviennent. 

D3 - Le Berriasien (supérieur) - Valanginien 

Le Berriasien ( supérieur ) - Valanginien constitue une étape capitale de 

transition entre les cycles du Jurassique et du crétacé. Lors d'une

égression générale, la phase de construction de la plateforme carbonatée 

néritique s'achève. Les faciès stromatolitiques et les calcaires à 

calpionelles érodés et démantelés alimentent des dépôts de talus 

péri-plateforme S.' installant au front d'un proto-escarpement (faciès BI. 

Les faciès C, lagunaires, inter à supratidaux, se chargent en apports 

détritiques et progradent sur les faciès stromatolitiques. Steiger et 

Cousin (1985) avancent l'hypothèse d'une émersion partielle de la 

plateforme au cours de cette époque. 

D4 - Bilan 

Au total, la stratigraphie du Jurassique supérieur dénote une évolution 

sédimentaire complexe de la marge, soumise en permanence aux effets de 

réajustements tectoniques. 

* La tendance est globalement transgressive (tarissement régulier des 

apports térrigènes) mais n'implique pas nécessairement un 

approfondissement de tous les secteurs. Ainsi, la série Jurassique forée 

au site 545 montre une substitution progressive des faunes 

caractéristiques d'un milieu à profondeur modérée (paléopente 

continentale) par des bioclastes de plus faible profondeur, qui suggère 

une baisse relative du niveau marin, au cours de cette période. 

* Au Néocornien basal, la phase de construction de la plateforme carbonatée 

s' achève brutalement, en liaison avec une régression importante. Le 

Berriasien - Valanginien constitue une étape fondamentale dans 

1 ' évolution tectono-sédimentaire de la marge. 

* Le développement des faciès et leur distribution indiquent un contrôle 

tectonique de la platefsrme, au cours même de sa construction, et la 

création d'un proto-escarpement d'ampleur modérée. Néanmoins, les 

mouvements tectoniques invoqués ne semblent que d'une importance 

mineure, sans aucune mesure avec ceux qui lors de la phase majeure de 

structuration de la marge, au crétacé basal, engendreront 1 'escarpement 

présent actuellement. Il ne s ' agit vraisemblablement que de mouvements 

précoces de la phase néo-cimerienne, ou seulement de réajustements 

tectoniques liés à la subsidence de la marge. 

* La subsidence apparaît plus rapide dans les zones internes (plaine 

abyssale de Seine et bas de la ~aléo~ente continentale) que dans le 

domaine externe ( escarpement et plateau de ~azagan) ; mais celle-ci 

n'est pas uniforme. La marge se décompose en blocs et microblocs (cf. - 

chap. III) caractérisés par des évolutions verticales relativement 

indépendantes enregistrées dans les suites lithologiques. ~ffondrés 

précocement, les faciès en témoignent, les blocs situés sous le glacis 

continental évoluent de manière autonome, les uns en ride (5441, les 

autres en grab en ( 547 ). 

Sur le plateau de Mazagan,. le développement d'une plateforme construite 

nécessite une paléobathymetrie très peu profonde (0-50 m) et donc une 

subsidence tardive de son soubassement, compare au domaine précédent. Le 

développement de calcaires construits à stromatolites, sur des zones

hautes issues d'une structuration antérieure, et les réactivations 

tectoniques qui interviennent au cours du ~imméridgien, provoquent la 

différenciation de plusieurs faciès néritiques de plateforme, internes à 

externes. 

* Les taux de sédimentation, pour le Jurassique supérieur, sont 

variables ; ils sont assez faibles, et en partie indépendants de la 

subsidence. Au niveau du plateau, le taux de sédimentation, équivalent à 

celui de la subsidence, est compris entre 25 et 40 m/Ma (selon 

1 ' épaisseur considérée pour la plateforme). Il décroît rapidement au 

front de la plateforme. Il n'est plus que de 7 à 8 m/Ma dans le forage 

545 et seulement de l'ordre de 1 m/Ma ou moins, aux site 544 et 547 

(Hinz, Winterer et &, 1984). Ceci confère une importance mineure, 

voire nulle,; la surcharge sédimentaire dans le mécanisme de la 

subsidence précoce. La sédimentation en subit les effets qu'elle 

ne les provoque. 

* Les calcaires massifs de plate forme du Jurassique supérieur -~éocomien 

basal sont tout à fait comparables à ceux du Haut Atlas Occidental 

(Jaffrezo, sous presse ; Jaffrezo et Médina, sous presse). Ils sont par 

contre, très différents des faciès gypso-dolomitiques epicontinentaux, 

mal datés, de la Méséta côtière. Ceux-ci si leur âge est confirmé, 

représenteraient des faciès encore plus externes (par rapport à l'océan) 

que ceux rencontrés en plongée (faciès C) . 

11-2-3 - La couverture post-plateforme d'âge crétacé - cénozoïque 

Les séries crétacées, post-~éocomien basal, et tertiaires sont très 

incomplètes, et reposent partout en discordance sur les formations 

antérieures, excepté dans le bassin abyssal (370/416). 

Al - Les observations directes. 

La couverture sédimentaire post-plateforme , hémipélagique à pélagique, 

d'âge crétacé et tertiaire, affleure dans les quatres zones explorées. 

Tout comme pour le Jurassique supérieur, trois paléo-environnements se 

différencient d'Est en Ouest : 

* Le domaine du plateau et du canyon (dans la partie amont) se comporte 

comme un bassin (ou un ensemble de petits bassins) suspendu, annexe, 

bordé par des reliefs, dans lequel s 'accumulent des formations 

puissantes de plus de 400 m ; 

* La plateforme jurassique, au sommet de 1 'escarpement, forme des reliefs 

sur lesquels s'installent des séries condensées et lacunaires, 

puissantes seulement de 100 à 150 m ;

PLANCHE IV 

STRATIGRAPHIE (2) , 

STRATIGRAPEP f 2 1 

CZ-96-314 (1841 n ; NZSO) CZ-101-357 (1450 m ; N50) 

Affleurement chaotique et éboulis de calcaires massifs. Couverture d'âge Crétacé supérieur, affleurant au sommet 

ennoyés dans la couverture postplate-forme. 

de l'escarpement ; il s'agit de calcaires pélagiques à li- 

Ech. CZ-96-10 (1842 m) : Valanginien supérieur - Maestrich- tage décimétrique. 

tien ; 

Ech. CZ-96-11 (1818 m) : Tertiaire. 

- - 

- - - 

- _-- - 

CZ-101-386 (1368 m ; N75) CZ-101-405 (1328 m ; NI451 

Couverture Iitée d'âge Crétacé supérieur affleurant au Couverture d'âge Crétacé supérieur stratifiée en bancs 

sommet de l'escarpement. Les calcaires apparaissent de plus épais. 

couleur jaunâtre sous l'encroûtement noir de manganèse. 

CZ-101-407 (9 327 m ; NI451 CZ-101-450 (1256 m i ; N170) 

Banc métrique i aspect plus massif et ruiniforme dans la Couverture finement litée marno-crayeuse d'âge Tertiaire, 

couverture d'âge Crétacé supérieur. 

recouvrant les calcaires du Crétacé supérieur. 

Légende : Na de plongée - Na de photo (profondeur d'eau ; azimut de la photo) 

- 

Cavtion : Dive nwnber - Stide Nwnber (water depth ; Stide azimuthl. 

100 

3 

t

* Sur 1' escarpement s .l., se déposent des séries de pente en drappage 

s ' tageant de 1 ' Aptien-Albien au Plio-Quaternaire. Elles sont installées 

sur de faibles replats ou des vires résultant de la fracturation et de 

l'effondrement de blocs de plateforme, en bordure du plateau. En 

position instable, elles sont -en particulier les séries de 

1 ' Aptien-Albien- le siège de mouvements de couverture exprimés sous la 

forme de loupes de glissements, de niches d'arrachement, de paquets 

glissés et basculés et de slumps ; nous y reviendrons dans le chapitre 

III consacré à l'analyse structurale. 

Dans l'ensemble, quel que soit leur mode de gisement, ces séries 

apparaissent assez bien litées, en bancs centimétriques à métriques. Le 

crétacé, au sommet de 1 'escarpement, offre souvent un litage subhorizontal 

plus grossier que le Tertiaire ; ce sont des calcaires en bancs 

décimétriques à métriques d ' apparence massive interstratifiés, avec des 

niveaux marno-calcaires plus tendres et de couleur blanche sous 

l'encroûtement (photos Cz 101-357, 386, 405, 407 et 450, pl. IV, Cz 98-73 

pl. V). 

Les processus d 'érosion, de dissolution, de démantèlement et 

d'encroûtement manganésifère sont tout aussi développés voir plus que dans 

les calcaires de plateforme, tout particulièrement dans le canyon de El 

Jadida, mais ils révêtent des apparences différentes liées aux changements 

lithologiques. Les stratifications sont bien dégagées par érosion 

différentielle (photo Cz 86-133, pl. V) , les poches de dissolution sont 

développées (photo Cz 100-232, pl. VI, en particulier au niveau des joints 

de stratification et des diaclases. Les bancs montrent fréquemment des 

aspects ruiniformes, en colonnades, résultant de l'activité d'un courant 

de fond (photo Cz 87-517, Cz 99-101 et 315, pl. V) , et 1 'encroûtement de 

manganèse est lui-même parfois érodé et démantelé. Nous verrons lors de 

l'analyse structurale qui sera abordée au chapitre III que la fracturation 

est moins importante que dans la plateforme, mais qu'elle s'organise selon 

les mêmes directions et répond donc au même type de contraintes 

tectoniques. 

A2 - Stratigraphie - Evolution lithostratigraphique 

[a] Le crétacé ~nférieur : la sédimentation hémipélagique 

Au cours du Valanginien - ~arrémien, intervient un changement radical dans 

la sédimentation. Les faciès à tendance hémipélagique se généralisent et 

se substituent aux faciès néritiques. Au toit de la plateforme, en bordure 

du plateau, se déposent des horizons lités condensés, composés de 

calcaires micritiques riches en quartz et à glauconite et débris 

d' échinodermes et de mollusques (MF 8.2), et de calcaires à oolites 

ferrugineuses, à ammonites et à bélemnites (MF 9) remaniées dans le 

microfaciès 8.2. 

Ces horizons très peu épais au sommet de l'escarpement, 11 m dans la zone 

sud et 30 m dans la zone centrale, s'apaississent sensiblement dans le 

bassin annexe. Dans 1 'entaille du canyon, ils atteignent 220 m. Ce sont 

des alternances, plus fines au sommet qu'à la base de la série, de 

calcaires détritiques (MF 8.2) en bancs à aspect massif et interlits plus 

tendres, auxquelles s ' ad joignent, au sommet, des calcaires micritiques

STRATIGRAPHIE ,(3) 

PLANCHE V STRATIGRAPKT f 3 1 

-- -- .- -- 

.. ' iC2-98-73 (2 BSI • ; Nf 0s) CZ-86-133 (1325 m ; N37) 

" 

Alternances marno-calcaires de la série postplate-forme premiers niveaux stratifiés horizontaux de la couverture 

-tris bien litées, légèrement inclinées vers l'ouest. 11 postplate-forme. Comme les calcaires sous-jacents. ils 

s'agit vraisemblablement de dépôts de couverture en placa- sont largement érodés et encroûtés. Par contre, ils appa- 

.ge sur l'escarpement. 

raissent moins faillés. 

Ech. CZ-98-1 (2862 m) : Malm supérieur. Ech. CZ-86-6 (1325 m.) : Crétacé inférieur. .- 

CZ-100-232 (1197 n ; N345) 

Canyon de El Jadida ; série carbonatée stratifiée postplate-forme, 

très peu recouverte par les dépots actuels. 

Les cavités nombreuses et de tailles variables, creusées 

dans la roche, traduisent une dissolution et une érosion 

xrès intenses. 

(32-87-517 (1407 a ; N107) 

Couverture carbonatée pest-Jurassique supérieur - Néocomien 

basal, stratifiée, érodée, encroûtée et faillée, affleurant 

au sommet de l'escarpement. 

Ech. CZ-87-9 (1505 m) : Crétacé supérieur - Tertiaire (?Io 

'CZ-99-101 (1351 n ; NOOZ) CZ-99-315 (1300 m ; N43) 

Série carbonatée stratifiée postplate-forme. Les dépôts Canyon de El .3adida ; Petit banc fortement érodé et diaactuels 

en rides et les formes d'érosion des affleurements clasé. Au pied de l'affleurement s'étend un éboulis. 

témoignent de l'existence d'un courant actif dans le canyon. 

Ech. CZ-99-2 (1351 m) : Paléocène (?). 


Caption : Dive number - Stide Number (wuter depth ; Slide azimutk).

comparables, mais à apports détritiques réduits (MF. 8.4). La sismique 

réflexion montre un épaississement considérable de ces séries vers 

l'intérieur du bassin (cf. chapitre III, 5 111-2). 

Les faciès seraient représentatifs d'un paléo-environnement ouvert de 

profondeur modérée (environ -100 m au minimum) (Von Rad et &,-1985) 

régnant sur un domaine à topographie relativement contrastee. La 

plateforme subit vraisemblablement à cette époque une structuration 

provoquant son effondrement et sa submersion. Ainsi structurée, elle 

constitue des bassins de remplissage à faci'ès deltaïques de type 

"Wealdien" (Von Rad, 1985). Ceux-ci tendent à déborder faiblement sur des 

reliefs de bordure et le proto-escarpement, où prédominent une 

sédimentation très réduite ou nulle et/ou des processus 

d'érosion/dissolution et de démantèlement. 

~'~ptien-Albien'est représenté, avec certitude, qu'au bas de 

l'escarpement, par des marnes, des argiles et des calcaires à 

nannofossiles très riches en quartz. Outre le quartz, les apports 

terrigènes se composent de glauconite, de mica et parfois de feldspath. 

Les apports sont soit répartis dans la masse, soit disposés en petits 

amas. Le volume de ces apports est assez variable. Enfin, la série se 

distingue par l'existence de microfractures à remplissage de calcite. 

Ces niveaux sont totalement absents au sommet de l'escarpement, mais sont 

probablement présents, d ' après les épaississements de séries observés en 

sismique réflexion, dans le bassin annexe. Certains niveaux de brèches et 

conglomérats discordants sur le ~alanginien-~arrémien, et situés à la base 

du crétacé supérieur présent dans le canyon, pourraient y être rapportés. 

Pour Von Rad (1985), les faciès des échantillons Cyamaz et ceux des 

forages 545 et 547 indiquent un régime franchement hémipélagique où se 

succèdent de petit es transgressions. 

évolution entamée au Valanginien semble donc se poursuivre. La 

structuration de la plateforme continue et accentue les reliefs. Les zones 

hautes (bordure de la plateforme) et le palé~escar~ement sont des aires de 

non-dépôt et d'érosion-dissolution-démantèlement, qui alimentent 

vraisemblablement les bassins de bas de pente (Hinz, Winterer et - al., 

19841, tandis qu'en retrait se remplissent des bassins annexes naissants. 

[b] Le crétacé supérieur : l e début de 1' évolution pélagique 

Une transgression majeure , atteignant son apogée au Turonien, marque la 

période du crétacé supérieur (Von Rad et &, 1985). Elle se traduit par 

une sédimentation à caractère pélagique qui comble les éventuelles 

dépressions, recouvre les reliefs et déborde sur 1 ' escarpement S. 1.. 

* Dans le canyon, on trouve des brèches et conglomérats carbonatés 

phosphatés (MF 13), d'âge imprécis Aptien supérieur (?) (~lbien) à 

crétacé supérieur ;

* Sur la bordure externe du plateau et le long de l'escarpement, dans les 

deux secteurs explorés en plongée, se dépose un ensemble carbonaté 

pélagique très hétérogène daté du Turonien au Maestrichtien. Cet 

ensemble se caractérise par une répartition très discontinue -en 

particulier sur 1' escarpement-, de nombreuses variations latérales de 

faciès probables et par de fréquentes interstratifications. Ceci résulte 

vraisemblablement du contexte morphostructural, et en particulier de la 

présence de l'escarpement dès cette époque. Il s'agit de calcaires 

micritiques et de calcarénites phosphatés à lamines, partiellement 

dolomitisés (MF 12), en bancs massifs ou plus finement lités, de 

calcaires micr i tiques à débris, partiellement phosphatés (MF 111, 

également plus ou moins bien lités, de brèches calcaires (MF 14) et de 

calcaires, de craies et de marnes à nannofossiles (MF 15). 

La diversité des faciès exposés reflète vraisemblablement 1 'existence d'un 

contexte morphostructural particulier lié à l'individualisation de 

l'escarpement. L'un d'entre eux, le microfaciès 12, révèle une 

microfracturation à remplissage soit calcitique, soit micritique. Celle-ci 

pourrait traduire une légère instabilité des dépôts et l'existence de 

mouvements gravitaires. 'Les deux types de remplissage pourraient en être 

les témoins à deux époques différentes. 

[cl Le Tertiaire 

Il est difficile, dl après les seules données d échantillonnage, dans les 

séries calcaro-marneuses finement litées et semi-consolidées du cénozoïque 

de faire la part entre les hiatus sédimentaires et les simples lacunes 

d ' observation. 

- - 

Le paléogène, identifié sur le plateau et au sommet de la zone sud de 

1 ' escarpement, se compose de calcaires micritiques à foraminifères 

pélagiques (MF 17) du paléocène (voire Eocène), de craies et de marnes à 

radiolaires et à cherts (MF 16) de 1 'Eocène (oligocène ?) ; les faciès 

sont caractéristiques d'un environnement bathyal de haut de pente 

continentale. Au sommet de la zone centrale de l'escarpement, les dépôts 

du paléogène semblent absents. 

Le ~éogène, présent essentiellement en placage sur les pentes de 

l'escarpement, est représenté par des marnes et des craies semi-indurées à 

foraminifères pélagiques (MF 18), d'âge ~iocène et pliocène et 

représentatifs d'un milieu bathyal. Ils semblent souvent être affectés de 

mouvements gravitaires (s_lumps). La sismique réflexion et les observations 

démontrent que ces dépots recouvrent tout le plateau interne et les 

parties les moins pentues de l'escarpement.

B1 - Le crétacé-paléogène 

Absent des forages 544 et 546, il n'est représenté que très 

incomplètement, et y repose en discordance sur le Jurassique supérieur - 

Néocornien basal, dans les deux autres (545 et 547). Ce sont principalement 

des alternances de craies et d 'argiles à nannofossiles affectées parfois 

de micro-structures (micro-fractures, micro-slumps) (545) ou comportant 

des niveaux conglomératiques interstratifiés (547). Les faciès 

s'apparentent à ceux rencontrés en plongée, au bas de l'escarpement. Les 

profondeurs de dépôts seraient d ' ordre bathyal, mais sensiblement 

au-dessus de la CCD (Hinz, Winterer et - al., 1984). Au site 545, la série 

datée de 1'Aptien supérieur au ~énomanien moyen, débute par des craies 

dolomitisées et des argiles à nannofossiles, datées de 1'Aptien inférieur 

(voire ~arrémien) ; le niveau argileux de cet ensemble de base offre la 

particularité d 'être affecté par d' intenses déformations internes 

exprimées par des figures d'écrasement et de nombreuses micro-fractures. 

Au site 547, la série argilo-crayeuse bien litée ne s'étend que de 

lfAlbien supérieur au ~énomanien supérieur. Elle s'achève par une 

importante discordance sur laquelle repose un ensemble sédimentaire 

regroupant le ~énonien et le paléogène, absent du site ,545. Cet ensemble 

se subdivise en deux cycles identiques qui se terminent chacun par une 

discordance, 1 'une ~ocène inférieur-moyen, 1 'autre oligocène. Chaque cycle 

se compose d'éboulis massifs de craies et d'argiles issus de la 

déstabilisation de séries plus anciennes installées sur des reliefs 

proches préexistants, réactivés ou naissants, auxquels succèdent des 

craies plus ou moins argileuses, avec ou sans cherts, à nannofossiles, et 

des argiles. 

Le crétacé supérieur - paléogène se caractérise donc par une activité 

tectonique évidente. Les trois discordances soulignent vraisemblablement 

les trois phases les mieux exprimées : 

une phase sénonienne , contemporaine des premiers mouvements atlasiques 

et de la fin de la subsidence connus dans le bassin d'Agadir Essaouira 

(cf. Partie 1, chapitre III) ; 

. . 

une phase ~ocène moyen, pyreneenne, également ressentie dans 1 'Atlas ; 

* une phase oligocène, Save, qui s'accompagne d'un hiatus de 5 à 10 Ma ; 

souvent, au Maroc, elle est difficile à dissocier de la précédente. 

Au cours de cette période, les accidents sont intensément remobilisés, les 

reliefs sont ravivés et leur couverture déstabilisée (544, 545) comble 

massivement les petits bassins réactivés ( 547) . 

Le ~io-pléistocène est représenté par des boues carbonatées plus ou moins 

argileuses à nannof ossiles et foraminif ères pélagiques (544-5471, par des 

craies argileuses à nannofossiles et radiolaires (5451, par des argiles 

détritiques (546) et par des niveaux de calcaires brèchiques 

interstratifiés (545) .

Le Miocène repose en discordance indifféremment sur : 

* les évaporites du Trias-Lias (5461, 

* le Jurassique moyen supérieur hémipélagique (544) , 

* les argiles à nannofossiles du ~énomanien (545), 

* le paléogène (547 1. 

La séquence est interrompue par un hiatus de quelques millions d'années 

fini-~iocène moyen (Serravalien/~ortonien), souligné par des lits de 

brèches (545) ou des niveaux à glauconie (544, 547). 

Cette nouvelle lacune indique vraisemblablement une autre phase tectonique 

d'âge alpin. Elle est synchrone de l'effondrement de la marge nord du bloc 

mese tien (Miocène moyen 1, en relation avec la tectonique rifaine (Michard, 

1976). L'interstratification de plusieurs niveaux de brèches dans la série 

Miocène supérieur - pliocène du forage 545 et l'extrême diversité des 

faciès représentés dans les éléments de ces brèches témoignent : 

' 

* d 'une topographie contrastée, probablement très rajeunie par les phases 

tectoniques, 

* d'une activité tectonique "quasi1' permanente au sein de laquelle 

s'individualisent plusieurs phases importantes !~iocène moyen - 

supérieur ) , 

d'une mise à l'affleurement, le long de l'escarpement, de toute la série 

Jurassique supérieur à paléogène, 

d'un très faible transport des produits du démantèlement des reliefs 

(escarpement). Ceux-ci ne sont plus représentés au site 547. 

L'environnement est celui d'un talus situé au pied de l'escarpement. 

C - Le bassin abyssal 

L' évolution sédimentaire post-Jurassique du bassin abyssal se caractérise 

par une large domination des dépôts turbiditiques : 

au Valanginien supérieur - Hauterivien, il s'agit de séquences à 

dominante terrigène. Les apports carbonatés, qui caractérisaient l'unité 

VI1 inférieure , plus dis tale, ont brutalement disparu, 

de 1 ' ~ ocène inférieur au Miocène moyen, les séquences sont tout d'abord 

relativement proximales et grossières (unité III) ; elles se composent 

essentiellement de grès et de silts. Par la suite, elles deviennent plus 

distables et s 'affinent (unité II) ; il s'agit d'alternance de grès, de 

marnes et de craies. 

Cette sédimentation turbiditique s'interrompt pendant un long laps de 

temps s ' étendant du ~arrémien au paléocène (inclus). Se substituent alors 

aux turbidites des dépôts hémipélagiques composés d'argiles, d'argiles 

silteuses, de pélites et de g.rès, datés du ~arrémien à l1Albien, puis des 

marnes pélagiques à nannofossiles peu puissantes appartenant au paléocène. 

On note une lacune complète du crétacé supérieur. ~'h~pothèse la plus 

couramment invoquée attribue ce hiatus à un éloignement des sources

d'alimentation et à un piégeage des apports dans les bassins côtiers, 

consécutifs aux grandes transgressions du crétacé supérieur. On ne peut 

cependant considérer cette hypothèse sans réserves, même s'il est admit 

que ces transgressions, et en particulier celle du ~énomano-~uronien, 

revêtent un caractère quasi-global 

(Vail et al., 1977) [Fig. 491. On ne 

peut par exemple éluder le fait que dès le debut du ~énonien,, la 

sédimentation des bassins côtiers marocains évoquent clairement un regime 

rapidement régressif. Par conséquent, il se greffe des évènements 

tectoniques régionaux provoquant localement un arrêt de la subsidence des 

bassins côtiers et l'arrivée massive d'apports terrigènes alors que le 

niveau marin demeure stable ou même faiblement ascendant. Au Maroc se 

produisent notamment les premiers mouvements tectoniques en prélude à 

1 ' orogénèse atlasique (cf. Partie 1 ; 5 111-2-3) (Duffaut et al., 1966 ; 

Michard, 1976 ; Stets et Wurster, 1982). 

- 

CONCLUSION A L'ETUDE LITHOLOGIQUE 

En conclusion les différents travaux réalisés sur la marge continentale de 

El Jadida et dans le bassin adjacent, ont permis d'identifier à la fois le 

socle et sa couverture sédimentaire. 

Le socle océanique n'est pas reconnu à 

immédiate de la marge. 

Le socle contfnental offre une certaine hétérégonéité. Au pied de 

l'escarpement il est constitué de granodiorites 

poly-tectono-m~tamorphiques mises en place au Cambrien (Kreuser et al., 

1984) ou antérieurement. Sur 1 ' escarpement il serait représenté par une 

granodiorite à ortho-pyroxène, de type charnokite, qui par sa pétrologie, 

sa géochimie et son âge, ne montre aucun lien de 

avec les 

Sur le littoral marocain affleure un ensemble rhyolitique 

infra-cambrien également très différent. 

Ces faits amènent deux réflexions auxquelles nous tenterons de répondre au 

cours ou au terme de l'analyse structurale (cf. chap. III) : 

* la présence du socle continental à l'affleurement ou à proximité, et 

ceci en plusieurs points, suppose 1 'existence d 'une structuration très 

accentuée de la marge, le long d'accidents à rejets verticaux 

considérables, et une puissance assez faible de la couverture 

sédimentaire dans son ensemble ; 

* le socle, sur 1 'escarpement ,. détient une position structurale élevée, à 

priori incompatible avec les modèles de subsidence thermique des marges 

continentales. 

La couverture sédimentaire offre des caractères évolutifs brusques d'une 

grande diversité, tant sur le plan spatial que temporel. Elle s'étage du 

Trias, voire du Permien, à l'actuel, et est interrompue à plusieurs 

reprises par des lacunes d 'extension souvent locale et soulignées ou non 

par des discordances ; les plus remarquables d'entre elles sont celles du 

~éocomien s~~érieur-~~tien (Albien), du ~énonien-paléogène (au pied de 

1 ' escarpement) et du ~iocène moyen. Le (Permo) Trias-Lias est représenté

par des niveaux succéssivement évaporitiques (Permo-Trias ?) détritiques 

hé tien-~ettan~ien) et carbonatés (sinémurien-pl iensbachien) . 

Au cours du Dogger la ?édimentation carbonatée se poursuit ; elle indique 

l'instauration d'un regime pélagique plus profond, plus prononcé aux 

alentours du forage 547 que du forage 545. 

La sédimentation du Malm traduit une très nette différenciation entre deux 

grandes provinces, l'une de plateforme néritique et l'autre de bassin 

franchement pélagique, comportant elles-mêmes plusieurs .domaines soulignés 

chacun par des faciès différents ; elle suggère une subsidence plus rapide 

de la province interne (vers l'océan) par rapport au plateau de Mazagan. 

Au crétacé inférieur s ' oppère un boulversement radical des conditions de 

sédimentation sous 1 ' impulsion d 'une ou de plusieurs phases tectoniques 

majeures. Ce changement entraine une généralisation des faciès 

hémipélagiques puis pélagiques sur l'ensemble des domaines de la pente 

continentale et du glacis actuel, à la plaine abyssale. Dans l'espace, 

certaines périodes se caractérisent donc par l'installation d'ensembles 

sédimentaires hétéropiques, alors que dans le temps, les différentes 

provinces de la marge enregistrent des évolutions comparables mais 

hétérochrones . 

Une telle disposition, associée à des variations latérales de faciès 

brutales, à des changements rapides des conditions de dépôt et à la 

présence de plusieurs lacunes, discordances et niveaux de brêches dans les 

colonnes sédimentaires étudiées, ne peut se concevoir, à notre sens, que 

si la sédimentation subit un étroit contrôle tectonique, engendrant et 

rajeunissant épisodiquement un système de horsts et grabens. Cette idée 

sera développée au cours de l'analyse structurale et servira de guide pour 

1 ' établissement d Iun modèle d' évolution de la marge.

Chapitre III -STRUCTURE DE LA MARGE CONTINENTALE DE 

E l 3 

STRATIGRAPHIE SISMIQUE, MAGNETISME ET GRAVIMETRIE. 

La démarche suivie dans ce chapitre sera un peu différente de celle 

adoptée dans les précédents. L ' étude structurale sera menée à plusieurs 

échelles, traitées chacune séparément en fonction de l'origine des 

observations : 

* à l'échelle métrique à hectométrique des observations directes de 

terrain en plongée ; 

* à l'échelle kilomètrique à pluri-kilométrique, des données de sismique 

réflexion ; 

* à l'échelle régionale -sur la marge et les domaines limitrophes- des 

données géophysiques indirectes.

111-1- LES OBSERVATIONS DIRECTES DE TERRAIN PAR SUBMERSIBLE ; 

L ' ESCARPEMENT DE MAZAGAN, EXPRESSION MORPHOLOGIQUE D ' UnB ZONE 

DE FAILLES NORMALES MAJEURE. 

L'un des objectifs premiers de la campagne de plongée en submersible 

Cyamaz visait à déterminer 1 'âge, la nature et les causes responsables de 

la formation d'un escarpement aussi accentué que celui de Mazagan, en 

bordure d'une plateforme carbonatée de marge continentale passive. La 

figure 38 montre, d'un point de vue général les diverses hypothèses 

envisageables. Il peut s'agir : 

1. du front d'une construction de plateforme néritique ou de corps 

récifaux, répondant au modèle classiquement reconnu sur la marge NE 

américaine (Austin, 1978 ; Austin et 

2' 

al 1980 ; Watts et Steckler, 

1981 ; Grow et Sheridan, 1981 ; Jansa et Wiedmann, 1982 ; Poag, 1982) ; 

2. du front de progradation de dépôts carbonatés de plateforme ; 

O 

P 

3. d' un escarpement de faille marqué, lié à une phase de structuration 

antérieure au développement de la plate forme, et caractérisé par une 

absence de dépôts et une érosion active. Il représenterait alors dans 

ce cas une zone de transit des sédiments entre une zone haute sur 

laquelle tentent de s lins taller des dépôts principalement néritiques et 

un bassin par opposition plus profond ou domine une sédimentation à 

caractère hémipélagique ou ; 

4. d'une combinaison des deux processus précédents, c'est-à-dire d'un 

escarpement né de la non-sédimentation sur un front de progradation 

trop accentué ; 

5. d ' un escarpement dérivant d 'une érosion intense et d 'un démantèlement 

massif de la bordure d' une plateforme néritique cons truite progradante. 

Ces processus pourraient entraîner la destruction des faciès de haute 

énergie de bordure (récifaux ou para-récifaux) et le retrait vers le 

continent de la limite de la plateforme (Freeman-Lynde et 2al 9 1981 ; 

Schlager et &, sous presse). 

6. d'un escarpement de faille né de mouvements tectoniques importants, 

postérieur au dépôt des carbonates de plateforme, ayant découpé la 

plateforme et son substratum en une série de blocs plus ou moins 

basculés et effondrés. 

111-1-1 - L'acquisition des données et les limites de 

l'interpretation 

Les données acquises par plongée en submersible sont fondamentales, en 

particulier pour l'étude de l'escarpement et la détermination de son 

origine, car le pouvoir de définition de la sismique réflexion est 

insuffisant dans le cas de si fortes pentes. Elles permettent en outre 

dl affiner 1' analyse structurale. 

Il convient, au préalable, d'exposer les limites de leur exploitation et 

de leur interprétation. L ' inaccessibilité des affleurements, le champ de 

vision restreint, à la fois en profondeur et en ouverture, les 

déformations optiques engendrées par les hublots et les objectifs des 

caméras vidéo-phoniques et de l'appareil photographique conduisent à une 

certaine imprécision des mesures d'orientation et de pendage des 

stratifications et des accidents. Ces conditions d'observation 

défavorables induisent, chez 1 ' observateur, une perception de la structure 

légèrement faussée ; celui-ci involontairement sélectionne par exemple, 

car ils sont plus aisément répérables, les accidents orientés selon une 

direction voisine de celle de l'axe du submersible. 

Compte tenu de ces éléments et du fait que, au cours de la campagne 

Cyamaz, le cap moyen de chacune des ~1on~ée.s avoisinait le N80, il 

s ' ensuit, dans les diagrammes statistiques de la fracturation, une 

représentation exagérée des directions proches de ce cap, N70 et N90.

111-1-2 - Les données d @ obserVations ; présentation synthétique, 

analyse et essai d'interprétation 

Avant d' aborder 1 ' étude structurale détaillée, il s'avère utile de 

rappeler brièvement les caractères fondamentaux des formations dont on 

analysera 1 'agencement tectonique. Des rappels plus précis seront fait par 

ailleurs dans d'autres paragraphes. 

Les observations de terrains et les études stratigraphiques ont montré que 

deux grands ensembles sédimentaires majeurs étaient représentés à 

1 'affleurement sur la pente continentale de Mazagan. 

A la base, sur un dénivelé de l'ordre de 860 m en moyenne et sur une 

distance de plus de 40 km, le long de l'escarpement, ont été observés les 

calcaires néritiques massifs de la plateforme Jurassique supérieur 

-~éocom ien basal disséqués par une multitude failles normales d 'amplitude 

décimétrique à métrique. La puissance de la formation est estimée, d'après 

principalement la sismique réflexion, à 5Qû-800 m. Elle est très fortement 

entamée par 1 ' &rosi on. 

Sur cette ossature, repose en discordance, une couverture marno-calcaire 

bien stratifiée irrégulièrement répartie et de puissance réduite 

nt excèdant guère 150 m, au sommet de 1 'escarpement. Elle se compose de 

niveaux rapportés au crétacé basal, au crétacé terminal et au paléogène, 

séparés par d'importants hiatus. Leur caractère hémipélagique et pélagique 

qui contraste avec celui de la plateforme suggère un approfondissement net 

du milieu de sédimentation. 

Dans ce paragraphe consacré aux dorinées d'observation en submersible sur 

1 ' escarpement, je serai amené à plusieurs reprises à établir des 

parallèles avec les résultats du forage 545 (Hinz, Winterer et &, 1984) 

implanté sur le glacis, à une vingtaine de kilomètres seulement au 

nord-est de la plongée Cz 98 [fig. 321. 

Al - Structure de la plateforme carbonatée Jurassique supérieure et du 

socle ; un argument en faveur d'une nature tectonique de 

L'analyse de la fracturation qui affecte les calcaires massifs de 

plateforme conduira à montrer l'origine principalement tectonique de 

1 ' escarpement de Mazagan et à relativiser l'importance des autres facteurs 

possibles dans le modelage de celui-ci. 

[a] Les observations directes des affleurements ; les 

me SOS tructures 

A 1 ' échelle de l'observation de terrain en [figs. 39.40, 41 et 421 

la fracturation présente des caractères identiques dans les deux secteurs 

explorés de 1 ' escarpement. Elle sera donc décrite globalement. 

L' escarpement est découpé en une succession de paliers étroits, pentus,

WSW 

ENE 

Fig. 39 : Coupe géologique levée au cours de la plongée CZ 84, accompagnée de la position de chacun des 

échantillons prélevés. La légende est à la page suivante. 

GeoZogicaZ cross section of CZ 84 dive hth sqZe Zocation. The caption is next page.

"8::' 

* 

.. .. -- 

,*O 

m 

brtches 

kzzi 

boue recente. boue sableuse. boue P blocs ou praviers ('201- pente (20') 

courant de fond observe 

WY rides de courant dans les boues récentes 

craie tertiaire (N : Neophl 

ssyr ' petite falaise 

"% m6ga ride ou ride de sable 

conglomerats ou brCches i Clements calcaires et matrice ---- Talweg ou canyon 

carbonatee 

---- 

----T 

Talweg ou canyon comportant des traces de courant de turbidité 

bioturbation 

él6me"ts calcaires et matrice carbonates Y 

n boues rdcentes ti aspect bosselé 

calcaires finement lités d'âge cretacé superieur B 

tertiaire 

b 

slump 

3 

slump presum6 

calcaircs grossibrement lités assez massifs du Crétace supCrieur 

- surface d'érosion 

I glissement de terrain 

s6quence bien litée de calcaires gr6seux. du Canyon de El Jadida, 

.- -- -.- - - d'spe crCtacC poche de dissolution 

/ niche d'arrachement gravitaire 

iequence bien litk de calcaires gr6seux D aspect plus marneux. 

p i veine dc calcite 

du Canyon de El Jadida. d8Pge cretac6 

YI encroiltcment de manganése 

EB calcaires lites d'âge cretacé supdrieur Y pcrforation. poche de dissolution 

DT 

Y perforation. poche de dissolution D remplissage tertiaire 

faille avec son orientation et son pendage 

. marnes de lllptien suplrieur - Albien iif6rieur 

,+/ 

" 

stratification 

1 . 

+ faille antithétique 

calcaires massifs ti bien lit6s d'âge ma1 déterminé, I fracture 

S. stratification 

jurassique terminal P aptien 

lZi$BI 

D 

,,,,,,~ brkche 

diaclase 

tectonique 

pg$q ..... 

calcaires en bancs massifs. riches en quartz. observCs dans le B pollution (fut) 

canyon de El Jadida ; CretacC inférieur 

. . . . a 

B 

calcaires massifs de plateforme. d'lge jurassique augerieur - 

neocomicn basal 

calcaires lités indifferenciés 

calcaires lites P quartz d'lgs indétermin6 

0 blocs de Jurassique superieur - Neocomien basal 

blocs de craie ou calcaire d'âge critace - tertiaire 

O 

blocs ;ie calcaires indiffCrenci6s 

LEGENDE DES COUPES 

ET DES PLANS GEOLOGIQUES 

DES PLONGEES CYAMAZ

Fig. 40 : Deux coupes géologiques Ge l'escarpement levées au cours des plong6es CZ 85, 86 et 101 d'une part et CZ 87 d'autre part. 

ltJo geoZogiy2 cross sections made during CZ 85, 86 and 101 dives and CZ 87 dive.

I-' 

I-' 

Q, 

Fig.

PLANCHE V I 

STRUCTURE DE LA PLATE-FORME CARBONATEE JURASSIQUE SUPERIEUR ( 1 ) 

STRUCTURE OP TEE LATE JURASSIC CARBONATE PLATFORM 111 

. . -. .. -- . - -- . . -. - - . - - 

CZ-86-78 (1543 n ; N75) 

Calcaires massifs faillés. encroûtés, appartenant à la 

plate-forme Jurassique supérieur - Néocomien basal ; ils 

sont accompagnés de placages marneux crétacés à éléments 

de plate-forme. 

Ech. CZ-86-4 (1543 m) : Crétacé (?). 

CZ-87-114 (2232 n ; NI 5) 

Falaise entaillée dans les calcaires massifs. On peut observer 

de nombreuses failles et diaclases orientées dans 

toutes les directions. 

Ech. CZ-87-1 (2245 m) : Malm supérieur - Néocomien inférieur 

; 

Ech. CZ-87-2 (2198 m) : Tithonique - Berriasien. 

- --- 

CZ-97-313 (2194 n ; N75) 

Failles orientées N150-N68 et diaclases. La faille est, 

ici, orientée NSO-60. 

-- -- 

A 

CZ-90-377 (1829 n ; N54) 

Essai de prélèvement des calcaires massifs de plate-forme. 

Diaclases ouvertes NSO-60 dans l'axe de la photo et 

failles obliques N128. 

CZ-95-190 (2700 n ; NIOZ) . CZ-90-299 (1926 m ; N75) 

Faille ouverte orientée N110, affectant les calcaires mas- Série de failles subparallèles N80-90 découpant les calsifs 

au sommet de l'escarpement. 

caires massifs. Les formes sont arrondies SOUS les effets 

conjugués de 1'é.rosion et de l'encroûtement. 


Caution : Dive nwnber - Stide Nurnber fwater depth ; Slide azimuth).

allongés et envasés, interrompus par des falaises de failles, métriques à 

décamétriques , entaillées le plus souvent dans les calcaires massifs du 

Jurassique supérieur mais également dans leur couverture [~ig. 431. Les 

falaises sont le siège d'une fracturation extremement intense. Celle-ci 

Fig. 43 Bloc diagramme de 1 ' escarpement de Mazagan, dans la zone sud, aux 

- alentours de la plongée Cz 87 d'après Cyamaz Group (1983) modifié 

(dessin Y. Lancelot). 

Block diagram of Southsrn Mazagan sscarpmsnt around dl:vs Cy 87 

aftsr Cyamaz Group (1983) modifisd (Drownsd by Y. Lancelot). 

- 

s'exprime sous la forme de diaclases (photos Cz 86-78, Cz 87-114, 90-337 

et Cz 97-313 ; pl. VI), de failles ouvertes (photos Cz 90-299 et 

Cz 95-130, pl. VI) et surtout de petites failles normales subverticales a 

très faibles re j ets décimétriques à métriques suivant lesquelles 

s'effondrent les calcaires massifs (photos Cz 91-290, pl. III ; Cz 87-365, 

Cz 96-60, Cz 98-365, Cz 94-53 ; pl. VII). Des mouvements décrochants sont 

également décelés parfois le long de quelques failles (photo Cz 90-84, pl. 

VI1 1. 

Le degré d ' encroûtement manganésifère et d 'érosion affectant les miroirs 

de failles normales peut varier, et permet ainsi de distinguer plusieurs 

générations d'accidents. Sur certains miroirs, les moins encroûtés et par 

conséquent les plus récents, apparaissent des stries grossières 

sub-verticales et des niches ou gradins d 'arrachement (photos Cz 97-164, 

Cz 98-34 et 51, pl. VIII) qui attestent d'un mouvement normal. D'autres, 

encore, sont soulignés par des lentilles de calcaire apparemment broyé 

pouvant s'apparenter à des brèches tectoniques (photo Cz 89-232, 

pl. VIII). 

'

STRUCTURE DE LA PLATE-FORME CARBONATEE JURASSIQUE SUPERIEUR (2) 

STRUCTURE OP TEE LATE JURASSIC CARBONATE PLATPORM (2) 

SZ-96-171 (2089 m; ~106) 

Faille N2O à rejet métrique dans les calcaires massifs. 

CZ-96-7 (2088 m) : Malm supérieur - Néocomien inférieur. 

Faille N128 à rejeu réeent. L'encroûtement de manganèse 

est moindre sur le pian de faille que sur le reste de 1' 

affleurement. 

.CZ-98-365 (2296 m ; NI461 

Failles orientées N65 et NI60 

R6seau de failles orientées N80 à NlOO, entaillant les 

calcaires massifs. 

Ech. CZ-94-3 (2375 m) : fithonique. 

CZ-87-365 (1612 m ; N89) CZ-90-84 (2048 m ; N55) 

Failles N7O. N90 et NI60 (au premier plan) traversant les Décrochement orienté Nl60, vraisemblablement sénestre. 

talcaires massifs. 

Légende : No de plongde - No de photo (profondeur d'eau ; azimut de la photo) 

- 

Cmtion : Dive nwnber - SZide Nwnber (water deptk ; SZide azimtk).

Localement, sous 1 ' action particulièrement développée de la fracturation, 

les calcaires massifs revêtent une configuration extrêmement concassée qui 

peut s 'identifier parfois à de véritables brèches tectoniques grossières 

de type kakérite (?) (photos Cz 97-344 et Cz 96-14, pl. ~111). Enfin, 

aucun grand miroir de failles n'a pu être observé. Ce fait ne dépend pas à 

priori de l'échelle d'observation ; en effet, de telles structures ont 

déjà été vues à partir d'un submersible, dans d'autres régions 

d' investigations (Banc de Gorringe, Meriadzek) ( Auzende, comm. pers. ; 

Beuzart, comm.. pers.). L'explication réside dans la multiplicité des 

failles à faible rejet, et dans leur oblitération probable sous l'action 

conjointe d' une érosion et d'un démantèlement très actif de la plateforme 

Jurassique sur tout l'escarpement. 

[b] Structure à l'échelle hectométrique des secteurs sud et 

médian de 1 ' Escarpement. 

A plus petite échelle, à savoir celle de chacun des domaines étudiés, se 

dégagent, par contre, des différences notables dans le découpage 

structural de l'escarpement s.1.. Celles-ci ressortent des cartes 

géologiques détaillées et des coupes corresp.ondantes dressées sur les deux 

zones. 

. LEGENDE: Jurassiqiie siipérieur-Néocornien basal, plateforme 

carbonatée nlritique massive. 

. 

1 

Boues actuelles L subactuelles. plus ou moins bio- 

1 rocle précakrien 1 saiéo~orque. 

i. turbles. +++++ 

Nlogàne : facies marno-grgseux lités. semi-conso- 

IidCs sur le sommet de l'escarpement. 

' Palloghne : facies brschiques, lités au sommet de 

l'escarpement. 

y2s00 

Bathymétrie simplifiée d'aprss la carte Seabeam 

et les données de plongées. 

7 Contour< géologi~ues. 

C Crltacé indifflrencil. probablement Crétacé supé- 

Cm rieur dominant. Facies lit&s..(~i=~~tien-llbien). 

Crltacl ruplrieur (Turonien-Sénonien), facies ph- Failles (barbules du cBtl du bloc effondrl). 

lagiques lités. 

Valanginien i Barrlmien (Aptien inférieur). 

ci tsMealdienot et facies r(duif *# hardgroun,ju. 

facies 

o c 2 9 4 Parcours des plongées. 

1 

- 

~égende des cartes géologiques de l'escarpement de Mazagan 

[~igs 

. 44 et 461 . 

Caption of geotogicat maps of the Mazagan escarpment [~Zgs. 44 

et 461.

STRUCTURE DE LA PLATE-FORME CARBONATEE JURASSIQUE SUPERIEUR (3) 

PLANCHE VI11 STRUCTURE OP THE LATE JURASSIC CARBONATE PLATFORM 131 

. . 

. . - - 

CZ-97-164 ( 2273 m; NB91 CZ-98-34 (2942 a ; N45) 

Deux failles normales suborthogonales, orientées N20 et Miroir de faille encroûté dans les calcaires massifs Sur 

~120 affectant les massifs néritiqueS. Sur le lequel se dessinent des stries très grossières subverticamiroir 

NlZO apparaissent des stries subverticales et des les. 

niches d'arrachements. -- -- 

CZ-98-51 (2871' m ; N190) 

. 

Miroir de faille encroûté dans les calcaires massifs sur 

lequel apparaissent des stries grossières subverticales.au 

premier plan. 

CZ-89-232 (1999 m ; N38) 

Miroir de faille orienté N140-950 et brèche associée. 

CZ-97-344 (2177 m ; N98) CZ-96-14 (2387 m ; N100) 

Calcaires massifs de la plate-forme. érodés. intensément Zone de faille orientée N90-100 matérialisée par des brèfracturés 

dans toutes les directions. 11 pourrait s'agir ches tectoniques grossières. Failles transverses N2O. 

de brèches tectoniques grossières. Ech. CZ-96-1 (2385 m) : Malm supérieur. 


Ca~tion : Dive number - Stide Nwnber lwater depth ; stide azimuthl. 

122

l/ La coupe de la zone sud de l'escarpement 

La carte géologique de ce secteur [fig. 44-1 et 21 a été réalisée à partir 

des observations de terrains et des résultats stratigraphiques recueillies 

au cours des plongées Cz 84 à 90 et 101, reportés par ailleurs sur des 

plans [Annexe Il et des coupes individuelles [figs. 39, 40 et 41 ; 

Annexe Il. 

Cette carte géologique de la zone sud et la coupe synthètique 

correspondante [~ig.45] restituent à l'échelle de l'escarpement un 

dispositif analogue de falaises et de vires succ~ssives. 

Cartographiquement les calcaires massifs émergent en falaise au milieu de 

la couverture sédimentaire récente, à plusieurs niveaux de 1 'escarpement. 

Cet agencement et l'origine tectonique de ces falaises observée sur le 

terrain suggèrent une structuration de la plateforme en mégablocs 

effondrés vers l'océan. Elle constitue de vastes panneaux décalés en 

marches d'escalier, plus larges au bas de la pente qu'au sommet. De ce 

fait, l'escarpement S.S. est relativement réduit alors que le 

glacis,envahi par desAsérieg plus jeunes apparaît étendu. Ces panneaux de 

plateforme sont eux meme decoupés en petits horsts et grabens par des 

failles normales, subverticales, syunthétiques ou antithétiques, orientées 

principalement NS à NNE-SSW, NNW-SSE et EW. 

Sur la coupe, le socle n'est représenté qu'à titre indicatif en fonction 

de la puissance estimée (500 à 800 m) de la plateforme néritique. 

-- , 

b2/ La coupe de la zone centrale de l'escarpement 

La carte géologique [Fig. 461 de ce second secteur et la coupe géologique 

synthétique [Fig. 471 qui l'accompagne ont été réalisées de la même façon 

que précédemment, à partir des résultats des plongées Cz 91 et 94 à 98, 

également reportées sur des plans [Annexe Il et des coupes individuelles 

[Fig. 42 et Annexe JI. La coupe a été étab.lie en tenant compte 

principalement des deux coupes levées dans la partie méridionale de ce 

secteur (plongées Cz 91, 94, 95 et 96). Nous verrons en effet, d'après les 

profils de sismique réflexion (5 111-2) que les plongées Cz 97 et 98 sont 

situées dans une position particulière le long d'un panneau de la bordure 

externe du plateau effondré tardivement. 

Deux points essentiels sont à noter : 

* la plateforme néritique affleure de manière quasi-'continue sur la 

presque totalité du dénivelé de l'escarpement S.S., à savoir sur près de 

820 à 1100 m de haut ; les placages de la couverture récente, quand ils 

sont présents, s ' avèrent pelliculaires, par comparaison avec ceux de la 

zone sud ; 

* au bas de l'escarpement S.S., vers -2600 m, le socle continental du 

plateau affleure très vraisemblablement. 

Ces deux observations impliquent une rupture plus accentuée de la bordure 

du plateau le long de failles normales subverticales, dont 1 'une pourrait 

A 

e tre plus particulièrement développée ; son rejet vertical avoisinnerait 

les 500 mètres' [Fig. 471 , on nt observe pas ici, comme précédemment de

Fig& 44-1 : Carte g%ologique 

de la zone sud 

de l'escarpement de 

Mazagan, feuille 1. 

GéoZogZcaZ 

map of the southern 

Mazagan escarpment, , 

sheet 1.

Fig. 44-2 : Carte géologique 

de la zone sud 

de l'escarpement de 

Mazagan, feuille 2. 

GéoZogicaZ 

map of the southern 

Mazagan escarpment, 

sheet 2.

~ig. 45 : Coupe géologique synthétique interprétative de la zone sud de l'Escarpement de Mazagan. 

,(a) socle continental Précambrien et Paléozoïque ; (b) Lias-Dogger1 ; (c) plateforrne carbonatée 

néritique du Jurassique supérieur-Néocornien basal (Cl : faciès A et B ; C2 : faciès C) ; (d) hard 

ground du Valanginien-Hauterivien ; (e) faciès Wealdien du Valanginien-Hauterivien ; (f) marnes 

de 1'Aptien-ALbien ; (g) Crétacé supérieur pélagique ; (h) craies tertiaires ; (i) boues quaternaires-actuelles. 

Synthetic and interpretative geoZogicaZ cross section of the Southern Mazagan Escarpment.

compartiments effondréss successifs. 

Enfin, sous le glacis, les calcaires massifs du Jurassique supérieur épais 

de 100 m seulement mais caractéristiques d'un milieu de dépôt néritique 

identique à ceux échantillonnés en plongée, se situent actuellement à une 

profondeur de -3680 m (forage 545 ; Hinz, Winterer et 1984) et sont 

recouverts en discordance par des marnes d'âge Aptien a Cenomalien. Ceci 

confère au toit de la plateforme néritique une dénivellation de plus de 

1500 m le long de 1' escarpement, qui ne peut s'expliquer que par la mise 

en oeuvre de failles normales à rejets importants. 

[cl A l'échelle du Plateau de Mazagan 

Enfin les résultats de plongées permettent également d'appréhender la 

structure à l'échelle du plateau de Mazagan. Une comparaison des 

différentes coupes levées sur l'escarpement [Figs. 39 à 421 entre elles, 

permet de constater un approfondissement sensible du toit de la plateforme 

carbonatée ancienne du plateau de Mazagan du Sud vers le Nord [Tab. IV]. 

si tué à -11 70 m 

de profondeur au Sud (plongées Cz 85, 86 et 101), le toit 

plonge vers le nord selon une pente moyenne de 2.5 %, jusqu'à -1980 m dans 

la zone centrale (plongées Cz 97 et 98). Mais cette inclinaison n'est pas 

régulière ; elle varie selon les directions. 

Dans la zone centrale de l'escarpement, cette pente n'est que de 1.6 % 

vers le NNE, et est orientée selon la direction des accidents majeurs N20, 

qui contrôlent la structuration de la marge (cf. 5 A3) ; elle résulte 

vraisemblablement de 1 ' interaction d1 une pente réelle du toit, globalement 

orientée vers le nord, et d 'affaissements successifs suivant des failles 

normales transverses N70 et N 90. 

Dans la zone sud de l'escarpement la pente du toit est nettement 

supérieure selon une direction SSE-NNW ; elle est de 7 % en moyenne et 

Tab. IV : ~ésumé sur la situation actuelle de la plateforme carbonatée 

Jurassique supérieur-~éocomien basal sur l'escarpement de 

Mazagan 

Summary of the pressnt day situation of the Zate Jurassic Zower 

Neocomien carbonate plate for m. aZong Mazagan Escqmsnt

Eig. 46 : Carte géologique de l'escarpement de Mazagan, zone centrale. 

GeoZogicaZ map of the Centra2 Mazagan escarpment.

Fig. 47 : Coupe géologique synthétique interprétative de l'escarpement de Yazagan dans la zone centrale établie à 

partir des données d'observation et de stratigraphie recueillies au cours des plongées CZ 91 et 94 à 98. 

Même légende que pour la figure 45. 

Synthetic and interpretative geological cross section of the Central Mazagan Escarpment estabzished f mm 

observation and stratigraphic datas of dives CZ 91 and 94 to 98.

atteint localement 12.4 %. Il ne s'agit 1; en réalité, que d'une pente 

apparent liée à l'effondrement de la bordure externe du plateau de Mazagan 

selon un réseau de failles normales, orientées N20, NS, E.W et N160. 

Entrè les deux zones de plongées, la pente calculée est de l'ordre de 

0.8 % vers le NNE. 

[dl Conclusions ; nature et origine de l'escarpement 

Pour conclure, ces observations structurales à différentes échelles, 

qu'elles soient de terrain, cartographiques ou en coupes, concordent 

parfaitement avec les conclusions de l'analyse morphostructurale (cf. 

chapitre 1 ) . 

* le découpage de l'escarpement en falaises et vires successives est issu 

d ' une f racturation très intense. L'observation de plusieurs générations 

de failles permet de conclure à une tectonique polyphasée. 

. 

* les pentes les plus accentuées et le plus grand dénivelé de 

l'escarpement S.S. ont été observés dans la zone centrale. Ils 

coïncident avec un effondrement tectonique brutal vers l'océan de la 

bordure externe du .plateau le long de failles normales orientees N20 et 

avec 1 ' émergence du socle continental a 1 'affleurement suivant 1 'un de 

ces accidents plus particulièrement marqué. 

* Dans la zone sud, par contre, l'escarpement est caractérisé par des 

pentes moins fortes, conformément à un découpage tectonique de la 

bordure externe de la plateforme, en méga-blocs, par des failles 

normales à rejets plus faibles. L'élargissement des mégablocs vers 

l'océan confirme par ailleurs les conclusions tirées de l'analyse du 

profil du Canyon de El Jadida, qui suggérait une telle disposition (cf. 

chapitre 1). 

\ 

* enfin la pente générale, du plateau de Mazagan vers le NNW, dérive en 

partie au moins d'un léger basculement vers le nord (NNW à NE ?) et de 

la structuration de la plateforme carbonatée ancienne sous-jacente. 

D ~ S lors, on est en mesure d ' apporter une réponse claire, concernant la 

nature de l'escarpement actuel de Mazagan. Celui-ci constitue 

principalement la trace morphologique d'une zone d'accidents tectoniques 

majeurs. Il st agit d'un réseau de failles normales subverticales à regards 

océaniques, issu ou remobilis; lors d'un ou de plusieurs épisodes de 

structuration post-Jurassiques . C ' est là, une réponse qui consolide les 

conclusions tirées d ' une part de 1 ' analyse morphostructurale et d'autre 

part de la présence du socle continental à l'affleurement. 

Dans cette partie de la marge de E l Jadida, la rupture 

tectonique, accompagnée d'un approfondissement brutal, du socle continental 

vers 1 ' océan est concentrée principalement au niveau de 1 ' escarpement S. 1. 

de Mazagan. Vers le sud, la limite est un peu plus progressive ; elle 

correspond, dans la morphologie de la pente continentale, à une 

atténuation de l'escarpement S.S., et à une extension de la zone de 

glacis. Ceci est d'ailleurs sensible dès que l'on passe de la zone 

centrale à la zone sud de l'escarpement.

Cette frontière morpho-tectonique du socle continental représente sur la 

marge continentale de El Jadida, le symétrique de la "Hinge zone1' ou 

flexure du socle classiquement définie sur la bordure atlantique du 

continent nord américain (Hutchinson et &, 1983). 

Ces résultats structuraux acquis, il reste à préciser deux points 

essentiels pour 1 ' établissement d'un modèle d'évolution vertical de la 

marge : 

- l'âge de la structuration majeure post-jurassique ; 

- l a part des autres processus proposés au début de ce sous-chapitre dans 

la génèse de l'escarpement actuel. 

Dans le paragraphe suivant, A2, l'étude structurale de la couverture 

permettra de proposer un âge à la str-ucturation majeure. Sera alors 

ensuite discuté le problème de la génèse de l'escarpement (5 A4). Le 

paragraphe A3 ne sera consacré qu'aux directions de la fracturation. 

A2 - Structure de la couverture post-plateforme, crétacé et 

Tertiaire, un élément pour dater une phase de structuration 

majeure de la marge et de son escarpement. 

La couverture post-plateforme, mieux litée, est dans l'ensemble moins 

affectée par la fracturation, que ce soit au sommet (photo Cz 88-266, pl. 

IX) ou sur les flancs de l'escarpement (photo Cz 98-94, pl. XI. Elle se 

présente sous deux formes très différentes, toutes deux actuellement très 

largement entamées par les phénomènes d'érosion et de dissolution : 

- en couverture normale au sommet de l'escarpement ; 

- en placage sur 1 ' escarpement S. 1. lui-même. 

[a] La partie supérieure de l'escarpement : l a couverture 

typique du plateau de Mazagan. 

Rappelons qu' au sommet de 1 ' escarpement ont été découvertes les séries 

litées typiques de la couverture du plateau (photo Cz 88-266, pl. 1x1, 

recouvrant en discordance les calcaires massifs du Jurassique 

supérieur-~éocomien inférieur (cf. chapitre II). Il s'agit de calcaires 

détritiques à quartz et glauconie et de calcaires à oolites ferrugineuses 

datées du Valanginien-Hauterivien, de calcaires pélagiques phospatés, 

brèchiques ou de marnes crayeuses micritiques, représentant le Turonien 

supérieur-~aestrichtien et enfin d'alternances marno-calcaires pélagiques 

parfois siliceuses, appartenant à 1 '~ocène, 

Ces séries sont généralement bien litées et séparées par d'importantes 

lacunes observées sur le terrain. L'une est d'âge Aptien (supérieur ?) - 

~énomanien, alors que 1 ' autre est dâtée du paléocène. L'existence 

d'éventuels hiatus plus récents n'a pu être relevée, en raison de 

l'absence de la couverture post-~ocène au sommet de l'escarpement. La 

stratification est subhorizontale (photos Cz 101-439 et 467, pl. IX ; 

pl. IV et VI, ou à faible pendage vers 1 'Est.

Le contact entre les calcaires massifs et leur couverture litée n'est 

habituellement pas visible. Il est presque toujours masqué par les boues 

quaternaires et n ' est déduit que grace aux forts contrastes lithologiques 

qui différencient les deux types de formation. 

Au cours de la plongée septentrionale Cz 98, sa position a cependant pu 

A 

etre précisée par l'observation directe (photos Cz 98-535 et 614 ,pl. X) 

et grâce à un échantillonnage accru ; à -1957 m on observe un banc 

plurid&cimétrique reposant horizontalement sur les calcaires massifs du 

Jurassique supérieur -~éocomien basal. Il s'agit d'un banc de calcaires 

détritiques remaniants des oolites ferrugineuses, dâté du 

Valanginien-Hauterivien. Aucune stratification n'apparaissant dans les 

calcaires massifs à cet endroit précis, la nature discordante ou non de ce 

contact demeure incertaine. On peut penser cependant, du fait de la 

présence d ' oolites ferrugineuses remaniées que celui-ci traduit un hiatus 

lié à une baisse relative du niveau marin. Sur la bordure externe du 

plateau les séries sont faillées et entrainées par de légers effondrements 

et basculements de la plateforme Jurassique (photo Cz 98-614, pl. X). Les 

rejets verticaux le long de failles normales n'excèdent pas quelques 

dizaines de mètres. Sur le terrain, la fracturation apparaît le plus 

souvent nettement moins développée dans ces séries de couverture que dans 

les calcaires massifs (photos Cz 86-133, pl. V et Cz 90-460, pl. 1x1. Le 

suivit des accidents -diaclases ou failles syn et antithétiques -quf 

affectent les calcaires massifs dans les dépôts plus récents n'a pas ete 

vraiment observé, les contacts entre formations étant le plus fréquemment 

masqués par des dépôts meubles, récents. Mais s'organisant selon un 

faisceau de directions N20, N60-70, N90, N120 et N160, identique à celui 

qui prévaut dans la plateforme, il apparait évident que la fracturation de 

la couverture subit un contrôle des accidents plus anciens qui s'y 

propagent. 

Cette structuration de la couverture, matérialisée par des décalages des 

séries le long de 1 'escarpement, dénote une activité tectonique syn- ou 

post sédimentaire, d'âge crétacé terminal à Tertiaire, sur la marge de El 

Jadida. Elle entraîne une remobilisation de certains accidents plus 

anciens affectant les calcaires massifs néritiques et leur socle. 

Nous verrons au paragraphe suivant que la couverture du plateau 

présentedes différences significatives avec les niveaux que l'on rencontre 

sur l'escarpement S.S. et le glacis. Ces différences permettront 

précisèment de dater la phase majeure de structuration de la plateforme 

carbonatée néritique, responsable de la mobilisation de ces accidents 

anc iens et du développement de 1 ' escarpement. 

[b] Les autres domaines de 1 ' escarpement s.1. : les dépôts 

en placage. 

A différents niveaux de 1 'escarpement S. l., se développent dés séries 

drappantes. Elles sont installées plus particulièrement dans la partie 

basse, dans le secteur du glacis et dans des secteurs moins abrupts de 

1 ' escarpement S. S..

STRUCTURE DE LA COUVERTURE SEDIMENTAIRE POSTPLATE-FORME SUR L'ESCARPEMENT (1) 

PLANCHE ZX STRUCTURE OF TEE POST-PLATFORM SEDIMEIPTARP COVER ON TEE ESCARPMENT (1) 

CZ-88-266 (1479 m ; N93) 

Couverture carbonatée postplate-forme typique de la bordure 

externe du plateau de Mazagan. Elle affleure au sommet 

de l'escarpement et est toujours très bien litée. 

Ech. CZ-88-8 (1505 m) : Paléocène supérieur. 1Vre ; 

Ech. Cf-88-9a (1505 m) : Eocène ; 

Ech. CZ-88-9b (1505 m) : Jurassique supérieur. 

CZ-101-439 (1285 m ; N61) 

Bancs calcaires subhorizontaux, érodés et encroûtés, 

affleurant au sommet de l'escarpement. La fracturation 

est bien moins développée que dans les calcaires massifs 

sous-jacents. 

Ech. CZ-101-6 (1308 m) : Crétacé (?). 

c 

>*+::::. 

O-' 

. ;:, 44 

q. J 

'cZ-101-467 (1256 m ; N58) . . CZ-86-167 (1234 m ; NI281 

Sommet de l'escarpement. Série marno-calcaire jaune, fria- Série stratifiée en bancs assez massifs. Ceux-ci affleuble. 

.stratifiée horizontalement et entourée de craie plus rent de manière discontinue au milieu des dépôts récents. 

récentes. La fracturation est moins importante que dans L'échantillonnage indique l'existence d'une faille imporles 

calcaires massifs mais néanmoins présente '(sur la droi- tante grâce à laquelle affleure à nouveau les calcaires 

te de la photo). 

jurassiques. Sommet de l'escarpement. 

Ech. CZ-86-7 (1234 m) : Tithonique - Néocomien basal. 

CZ-87-512 (1407 m 1101 1 CZ-90-460 (1706 m ; N84) 

Couverture carbonatée postplate-forme, stratifiée horizon- Série carbonatée de couverture affleurant au sommet de 1' 

talement, observée au sommet de l'escarpement. Failles escarpement^ L~ stratification est, ici, perturbée par de 

orientées N20-30 et N90. 

nombreuses fractures (failles ou diaclases). 

Ech. CZ-87-9 (1505 m) : Crétacé supérieur - Tertiaire (?). ~ ~ CZ-90-3 h . (1733 m) : Turonien supérieur - Campanien. 

Léq2n:û : iia de jlonqée - Xa ds photo (~rsfonS~ur d'sau : azimut de la photo! 

Ca~c5on : Dive nunber - Stiàe Num~er iwater àepth ; SLiàe azimuthl.

Ces séries se différencient de la couverture du plateau par la présence : 

* de marnes hémipélagiques riches en éléments terrigènes (quartz) à 

interlits calcaires ou argileux datés de llAptien supérieur - Albien 

inférieur (MF 10) ; ce sont des dépôts comparables à ceux de même âge 

forés au site 545 (Hinz, Winterer et &, 1984) ; 

+ de boues et de craies pélagiques semi-indurées à mannofaune appartenant 

au ~éogène (photo Cz 95-353, pl. X) et par l'absence des dépôts du 

Valanginien-Hauterivien, du Campano-Maestrichtien et de 1'~ocène. A 

propos de ce dernier point, deux hypothèses se présentent : 

- ces lacunes ne sont qu'une conséquence d'un échantillonnage 

incomplet ; 

- ces lacunes sont effectives. 

Aucune d'elles ne peut être écartée, ceci compte tenu des caractères 

particuliers de l'escarpement. Il semble d'après les résultats des forages 

545 et 547 que la seconde hypothèse soit très vraisemblable ceci malgré 

les lacunes d ' observation possibles. En effet, ces niveaux sont absents, 

également, dans le premier forage alors que dans le second, le crétacé 

terminal - ~ocène par exemple, n'est représenté pratiquement que par des 

niveaux brèchiques. Une interprétation simple liant ces observations et 

applicable à chacun des hiatus observés, peut être proposée : ils 

résulteraient soit d'un non-dépôt soit d'une déstabilisation gravitaire de 

dépôts peu consolidés, installés sur les flancs de l'escarpement, 

consécutivement à des rajeunissements tectoniques importants presque 

synchrones. 

Ces dépôts se distinguent également des précédents par leurs modes de 

gisements. Ils montrent un litage apparemment moins régulier et surtout 

plus ou moins incliné dans le sens de la pente (photos Cz 98-73, pl. V ; 

Cz 98-94 et 104 ,pl. ) de 10 à 40'. ~isséminés sur l'escarpement ils 

reposent le plus souvent directement, comme 1' illustre le schéma de la 

figure 48, sur des replats formés par les calcaires massifs effondrés 

;mais une fois encore les contacts ne sont pas toujours visibles à 

1 ' affleurement. 

Fig. 48 Représentation 

schématique des 

dépôts en placage 

installés sur 

l'escarpement de 

Mazagan. 

Schsmatic cross 

sscti0.n showing 

supsrficiat 

dsposits of the 

Mazagan sscarpmsnt .

STRUCTURE DE LA COUVERTURE SEDIMENTAIRE POSTPLATE-FORME SUR L'ESCARPEMENT (2) 

PLANCHE X STRUCTURE OP TEE POST-PLATPORM SEDIMERTARP COVER OR TEE ESCARPMEBT (21 

Contact entre la plate-forme carbonatée massive du Jurassique 

supérieur - Néocomien basal et sa couverture litée; 

ici affleurent les niveaux condensés du Crétacé inférieur. 

Ech. CZ-98-8, 10, 11 et 12 (- 1955 m) : Valanginien - Hauterivien. 

Ech. CZ-98-9 (1955 m) : Malm supérieur - Néocomien inférieur. 

CZ-98-614 (1956 m ; N325) 

Premiers niveaux. condensés, d'âge Crétacé inférieur reposant 

sur les calcaires massifs de la plate-forme. 

Ech. CZ-98-8. 10, 11 et 12 (-1955 m) : Valanginien - Hauterivien. 

Ech. CZ-98-9 (1955 m) : Malm supérieur - Néocomietr inférieur. 

CZ-98-94 (2850 m ; NllS) 

Série marno-calcaire stratifiée drappante, déposée sur 1' 

escarpement. Elle est très érodée. mais peu affectée par 

la fracturation. 

Ech. CZ-98-1 (2862 m) : Jurassique supérieur. 

Ech. CZ-98-2 (2861111) et CZ-98-3 (2851 m) : Santonien supérieur 

- Campanien inférieur. 

CZ-95-353 (2334 m ; N85) 

Talweg en "V" entaillé à la faveur d'une faille dans la 

couverture marno-calcaire stratifiée, tertiaire, déposée 

en placage sur les pentes de l'escarpement. 

CZ-98-104 (2850 a ; N206) CZ-84-130 (1944 ; NI 41 ) 

Couverture marno-calcaire en placage sur l'escarpement. Dépôts de pente stratifiés. Barre de craie miocène incli- 

Le litage est très nettement incliné dans le sens de la née et légèrement fracturée, reposant sur des marnes appente. 

Elle est très peu fracturée. mais largement entamée tiennes à albiennes. Ech. CZ-84-1 (2067.m) : Miocène moyen 

par l'érosion et la dissolution. Ech. : CZ-84-2 (1942 m) : Aptien supérieur - Albien inférieur. 

LEzande : No de plongée - ;

Sur le glacis, il est possible d'observer le contact entre deux unités 

sédimentaires drappantes. Au Sud (plongée Cz 84) sont exposées à 

1 ' affleurement les craies néogènes reposant en discordance sur les marnes 

albo-aptiennes (photo Cz 84-130, pl. X). 

Enfin et c'est un fait fondamental, ces faciès hémipélagiques et 

pélagiques se ésentent f réquemment sous la forme de remplissages dans 

des poches de dissolution percées dans les calcaires massifs du 

Jurassique, quelque soit leur âge. 

D ' un point de vue tectonique, les placages ne montrent pas de traces très 

claires d'une fracturation importante comparable à ceJle de la plateforme. 

Ils semblent encore moins affectés que la couverture du plateau. Cependant 

1 es accidents sont vraisemblablement en partie occultés par des processus 

d'érosion de dissolution et de démantelèment excessivement actifs, 

s'exercant sur le matériel assez incompétent (photo Cz 98-104 ; pl. x). 

Ces processus pourraient être parfois à l'origine de l'effondrement de 

panneaux de couverture. Certains talwegs, qui entaillant profondément des 

dépôts de pente, représentent de toute évidence, de par leur trajectoire 

parfaitement rectiligne et leur orientation, la trace de ces accidents. 

Le second caractère tectonique qui différencie clairement ces dépôts de 

pente des séries du sommet de 1 'escarpement s > observent principalement sur 

le glacis, dans la zone sud de l'escarpement (plongée Cz 841, dans un 

domaine où les séries apparaissent plus puissantes [figs. 39 et 451. Il 

s' agit de slumps, de loupes de glissement et de niches d'arrachement. Ces 

structures affectent en 

les marnes albo-aptiennes mais semblent, 

au cours de remobilisations tardives, entrainer également les craies 

0 . 

marneuses neogenes . Les déplacements enregistrés semblent peu importants, 

de l'ordre de 10 à 50 m, pour les loupes de glissement. 

La mise en évidence d'un niveau intensément déformé à la base de la série 

datée de 1 ' tien-cenomanien, elle-même affectée par des microplis et des 

micro-failles, dans le forage 545, conforte idéalement ces observations de 

plongées. Ce niveau qui repose presque directement sur les calcaires de 

plate forme effondrés pourrait en effet souligner la base d'un décollement 

1 is trique résultant des mouvements gravitaires qui affectent. les dépôts du 

glacis et de' l'escarpement. 

[cl Bilan ; données complémentaires du forage 545, âge de la 

structuration majeure de la plateforme et de son 

escarpement. 

En résumé, concernant la couverture sédimentaire post-Jurassique présente 

sur 1 'escarpement de Mazagan, il faut retenir cinq points importants : 

* elle est agencée selon deux modes de gisements distincts ;- l'un est 

caractéristique de la sédimentation du plateau ; 1 'autre represente des 

dépôts de pentes installés en position instable sur 1 'escarpement S. 1. ; 

* la couverture pélagique typique de la bordure externe du plateau est 

amputée d'une large part du crétacé s'étendant de 1'Aptien supérieur au

Turonien inkgrieur et le Valanginien-Hauterivien, voire Aptien 

inférieur, n'est représenté que par des niveaux condensés ; 

* les dépôts drappants disséminés sur l'escarpement S.S. et sur le glacis 

se différencient des premiers par la présence de marnes hémipélagiques 

datées de 1'Aptien-Albien et de craies néogènes puissantes, et par une 

lacune du ~alé,ogène ; ils sont affectés de mouvements gravitaires ; ils 

sont généralement inclinés dans le sens de la pente, et reposent'souvent 

directement sur les calcaires jurassiques ; 

* la fracturation est moins développée dans la couverture crétacé - 

Tertiaire, quelque soit son mode de gisement, que dans les calcaires 

massifs du Jurassique supérieur ; 

* on observe dans les calcaires massifs, des poches de dissolution à 

remplissage pélagique d'âge crétacé moyen à Tertiaire. 

Plus au Nord, le forage 545 (Hinz, Winterer et &, 1984) révèle un 

dispositif anaogue qui confirme ces observations. 

L'association de ces cinq éléments permet de proposer un âge ~éocomien 

(supérieur ?) à Aptien à l'épisode tectonique majeur responsable de la 

structuration de la plateforme carbonatée néritique et de sa mise à 

l'affleurement sur les flancs de l'escarpement. Conjointement, de nouveaux 

reliefs, représentés par la bordure externe de la plateforme, sont érigés. 

Ceux-ci sont caractérisé-s par une lacune de sédimentation au cours du 

crétacé moyen résultant vraisemblablement d'un balayage et d'une érosion 

par des courants de fond. Par opposition, dans le bassin frontal et sur la 

partie basse de l'escarpement, se déposent des séries épaisses 

hémipélagiques d'âge Aptien-Albien. Sur l'escarpement lui-même, ne 

s ' installent que des placages peu étendus et instables. 

... 

Cet épisode tectonique pourrait être immédiatement precede par un autre 

évènement, probablement daté du Valanginien inférieur ou basal. Ce dernier 

est souligné par la formation d'un hard ground en partie remanié dans les 

calcaires détritiques du Valanginien-Hauterivien sub-contemporain et peu 

épais (Von Rad, 1985 ; Von Rad et &, 1985). 

Pour expliquer la formation de ces niveaux condensés au toit des calcaires 

néritiques, deux hypothèses faisant intervenir chacune des variations 

relatives du niveau marin, sont, à priori envisageables : 

* elle pourra;t être la conséquence de variations eustatiques'; elle 

coïncide en effet dans le temps, d'après les courbes de Vail et - al. 

(1977) [fig. 491 avec une transgression Valanginienne-Hauterivienne, qui 

succède à une importante baisse relative Berriasienne du niveau marin, 

en majeure partie eustatique ; 

* elle pourrait être consécutive à des mouvements tectoniques ; au Maroc, 

précisèment, la régression générale fini-~urassique-crétacé basal, 

enregistrée par les bassins côtiers, est attribuée à des mouvements 

orogéniques Névadien ou Néo-~immériens (Faure-Muret et Choubert, 1971 ; 

Michard, 1976 ; Behrens et Siehl, 1982).

~ig. 49 : Variations relatives du niveau marin au cours du ~ésozoï~ue et 

du ~énozoi~ue (dl après Vail et 5, 1979 et Vail et al. 1977, 

-9 

modifié ). 

Global cycles of rs Zativs changes of sea ZeveZ during ~esozok 

~enozoic timss iafter VaiZ st - al. , 1979 and VaiZ et - al., 1977, 

modif isd) : 

Sans écarter totalement l'existence de mouvements eustatiques, il apparâit 

que les causes tectoniques soient principalement responsables de ces 

évènements sédimentaires. Tout d ' abord, elles permettent, mieux que des 

lents mouvements eustatiques, d'expliquer les changements nets de 

paléoenvironnement, l'arrêt de la construction de la plateforme néritique 

et le développement de niveaux condensés ooli tiques synchrones et remaniés 

dans des calcaires détritiques également peu puissants.

De plus, la manifestation de tels événements tectoniques sur la marge de 

El Jadida, s'inscrit parfaitement bien dans le cadre géodynamique de 

1 'Atlantique. Ils surviennent ~récisément à une époque où le Maroc en 

particulier et de nombreux points autour de l'Atlantique Nord et Central 

en général, subissent des mouvements tectoniques connus sous le nom de 

phase N~O-~immérienne (Olivet et &, 1984). Ils sont marqués partout par 

la mise en place de faciès détritiques de type Wealdien, d'âge .Berriasien 

à ~arrémien (130 à 112 Ma ; Jansa et Wade, 1975 ; Jansa et Wiedmann, 

19821. 

Enfin, la marge elle-même est le siège d'une instabilité tectonique ; au 

Tithonique, celle-ci se traduit par la création d'un proto-escarpement et 

la différenciation de plusieurs faciès néritiques de plateforme (Steiger 

et Cousin, sous presse ; cf. chapitre II) ; au ~éocomien (supérieur ?) - 

Aptien s'exprime la phase tectonique majeure. 

A3 - Les grandes directions d'accidents. 

Dans ce sous-paragraphe, il ne sera fait état que des différentes 

directions d'accidents. Celles-ci coïncident avec celles observées en 

sismique réflexion, une analyse globale sera entreprise dans le 

sous-chapitre 111-2. 

4- 

Le mode de distribution de la fracturation, illustré 'par la figure, varie 

légèrement d' un domaine à 1 ' autre. 

Dans la zone centrale de l'escarpement (plongéesl Cz 91, 94 à 98) les 

failles et diaclases, toutes subverticales et frequemment ouvertes, se 

disposent selon cinq directions, deux 

N20 et N90, et trois 

secondaires, N60-70, N110-120 et N160. 

Dans la zone sud de l'escarpement (plongées Cz 84 à 90, 101), elles 

s'organisent selon les mêmes directions, mais on observe une nette 

recrudescence des accidents N155-160 et N20. 

A4 - Conclusion ; essai d'interprétation sur la génèse de 

l'escarpement ; apport des données de terrain. 

Nous avons pu montrer au cours des paragraphes précédents que la 

tectonique, polyphasée, constituait le mécanisme prédominant responsable 

de la formation de 1' escarpement actuel. L'âge ~éocomien (supérieur ?) - 

Aptien de l'épisode majeur de la structuration a pu également être 

déterminé. 

Il convient maintenant de considérer les autres processus invoqués dans 

les hypothèses de départ. On constatera en définitive que leur rôle 

demeure secondaire par rapport à celui de la tectonique. Ils interviennent 

à des époques différentes de l'histoire de l'escarpement. On cherchera au 

cours de la discussion à évaluer leur importance respective et à établir 

une chronologie. A cet effet, les données présentées dans ce sous chapitre 

seront complétées par les résultats stratigraphiques traités dans le 

chapitre précédent.

2 CONSTRUCTION 

PROTO-ESCARPEMENT 

4 EROSION - DEMANTELEMENT 0 

REACTIVATI ONS TECTON 1 QUES 

Jurassique supérieur : 

A,B.C: Faciès néritiques ; P1,P2: Faciès pélagiques 

Anté-Jurassique supérieur 

Fig. 50 : Schéma d'évolution tectonique proposé pour l'escarpement de Mazagan. 

Tectonic evoZution sketch proposed for Mazagan escarpment.

[a] Le processus de construction carbonaté néri tique. 

La stratigraphie du Jurassique supérieur - ~éocomien basal a permis de 

mettre en évidence un découpage paléogéographique en deux grands domaines, 

qui témoigne de l'existence de paléo-structures, dès le début de cette 

époque. Elle révèle par ailleurs l'existence de rajeunissements 

tectoniques synsédimentaires responsables de l'apparition d'un 

proto-escarpement . 

Sur les reliefs, cantonnés au niveau du plateau de Mazagan et de 

1 ' escarpement S. 1. actuel, s ' installent les faciès carbonatés néritiques 

épais, représentés d'Est en Ouest par des dépôts de type lagunaire, 

stromatolitiques, puis de milieu ouvert frontaux. Vers le Nord Ouest ils 

sont relayés par des formations calcaires'-rougeâtres peu puissantes 

caractéristiques d'un bassin effondré plus profond, baignant dans un 

environnement pélagique. Enfin, dans le domaine abyssal (forage 370/416) 

prévaut un régime de sédimentation pélagique turbidi tique profond. 

Le passage latéral entre les faciès néritiques et pélagiques, souligné par 

une diminution rapide de l'épaisseur des calcaires massifs (forage 545), 

dessine une limite franche. situé au niveau du glacis actuel (cf. chapitre 

II), ce paléo-front carbonaté néritique coïncide pratiquement avec 

l'escarpement de faille actuel. On peut alors en déduire que ce dernier 

dérive vraisemblablement directement d'une zone de faille importante qui 

dès le début du Jurassique supérieur joue un rôle de frontière entre deux 

domaines pal~og~ographiques majeurs. Ceci confère donc à nouveau à la 

tectonique une rôle essentiel qui, par conséqudnt, conduit à priori à 

minimiser celui de la construction de plateforme. Cette dernière ne 

concourt, pendant. la période considérée, qu'à maintenir ou accentuer la 

pal~o-morphologie et les contrastes pal~og~ographiques pré-existants. 

les processus d'érosion de démantelement et de non 

depot. 

Ils interviennent principalement après la phase de structuration ~éocomien 

( supérieur ?)-Aptien , e t révèlent une importance non négligeable. Ils 

sont présents partout sur 1 'escarpement, et s ' expriment, nous l'avons 

observé, sous des formes diverses. A l'échelle de l'escarpementr le 

retrait du toit de la plateforme sous l'action de ces processus peut-etre 

estimée à 500-600 m. Cependant, les brèches calcaires interstratifiées 

dans des dépôts pélagiques miocènes et pliocène, rencontrées dans le 

forage 545, et la cohabitation sur l'escarpement de plusieurs générations 

de failles, semblent démontrer que des rejeux tectoniques successifs 

favorisent grandement les processus de démantellement de la plateforme et 

la déstabilisation des dépôts de pente. On voit donc 1; encore l'empreinte 

d ' évènements tectoniques. Ceux ci pourraient être liés, en particulier, à 

1 ' orogénèse alpine. 

' 

Pour conclure, l'escarpement révèle un dispositif issu d'une histoire 

complexe. Celle ci peut être décomposée selon le schéma rétro-tectonique 

suivant [Fig. 501 :

1- Avant le Jurassique supérieur, se produit une (ou plusieurs) phase de^ 

structuration responsable de la différentiation de deux domaines 

paléogéographiques situés de part et d 'autre d 'une frontière tectonique 

franche. 

2- Au cours du Jurassique supérieur - Nécocomien basal, s'installe un 

front carbonaté néritique soumis à des réajustements tectoniques. 

ara; t alors un pro to-escarpement . 

3- Au ~éocomien (supérieur) -'Aptien intervient l'épisode de structuration 

majeure, responsable de la mise à l'affleurement des calcaires massifs 

sur la façade d'un important escarpement de failles normales. 

4- A partir du Néocornien (supérieur ?) - Aptien, la plateforme néritique 

le long de l'escarpement subit une érosion et un'démantèlement non 

négligeable, favorisés par des réactivations tectoniques..Il n'est 

recouvert que par des placages localisés. 

Parmi les hypothèses envisagées initiallement, toutes sauf une, sont donc 

2 retenir. Seule celle d'un front de progradation doit être écartée. Un 

tel dispositif n'a en effet pas été observé. 

[a] Observations et analyse. 

Sur le plateau de Mazagan, le choix du site de la plongée Cz 92 a été 

suscité en partie par la présence, en sismique réflexion, d'un accident 

tectonique se propageant jusqu'en surface et se traduisant 

morphologiquement par une irrégularité subite des isobathes dans ce 

secteur ; il était donc probable, qu'à ce niveau, la couverture du plateau 

affleurerai te 

Celle-ci émerge en effet des boues quaternaires grâce à un non dépôt et 

une érosion de légers reliefs par des courants de fond (photo Cz 92-109, 

pl. XI ) . Il s' agit des calcaires datés du paléogène (cf. chapitre II). Ils 

se caractérisent par un litage décimétrique régulier (photo Cz 92-163, 

pl. XI) et sub-horizontal. 

La tectonique qui affecte ce secteur est soulignée à l'échelle des . 

affleurements par lfexistence.d'une petite falaise de direction N80, 

formant le flanc oriental d'une dépression morphologique. Sur celle-ci les 

séries qui affleurent sont parfois légèrement désorganisées (photo Cz 

92-130, pl. X) , par une fracturation dont il est difficile de préciser les 

directions en raison du peu de mesures possibles. Toutefois, deux 

directions d'accidents, failles et diaclases confondus, semblent se 

dégager, N80-90, conforme à l'orientation de la falaise et N20. On observe 

également plusieurs bandes de brèches tectoniques dont l'orientation n'est 

pas mesurable.

STRUCTURE DE LA COUVERTURE SUR LE'PLATEAU ET DANS LE CANYON DE EL JADIDA 

STRUCTURE OP THE COVER ON THE PLATEAU AND IN THE EL JADIDA CANTOR 

CZ-92-163 (973 n ; N163) CZ-92-130 (976 m ; NI461 

Série postplate-forme subhorizontale, finement litée, 

brodée, perforée et encroûtée, affleurant le long d'un 

Couverture carbonatée stratifiée, postplate-forme. Banc 

calcaire horizontal, diaclasé et faillé. La fracturation 

talus. Ici encore. la fracturation n'est que peu présente. favorise la dissolution et l'érosion. Ech. CZ-92-6 (976m): 

Paléocène moyen. 

__ - ---- 

CZ-92-109 (1,011 m ; Hl701 CZ-100-260 (1167 m ; N33) 

Affleurement de la couverture du plateau en dalles hori- Canyon de El Jadida ; série carbonatée stratifiée postplazontales, 

faillées et diaclasées selon des directions te-forme. Ici deux bancs assez massifs affectés par des 

NZO, N70 et N90. Ech; CZ-92-5 (1011 m) : Paléocène moyen. processus de dissolution le long de giaclàses. 

Ci-j00-359 (1131 n ; N60) . CZ-99-232 (1300 n ; N357) 

Canyon de El Jadida. Série carbonatée de couverture à Canyon de El Jadida. Série litée, postplate-forme intensél'affleurement 

le long d'un petit talus. La stratifica- ment diaclasée dans ce secteur. On se situe, ici, sur le 

tion est légèrement inclinée, basculée vers le SE. 

flanc occidental de la partie amont du canyon. Ech. CZ-99- 

5 (1299 m) : Berriasien - Aptien inférieur. 


Ca~tion : Dive number - Slide Nwnber Iwate9depth ; Stide azimuth).

SSW 

mr 

NNE 

1 Fig. 51 : Une coupe géologique levée sur le plateau 

de Mazagan au cours de la plongée CZ 92 et 

deux effectuées dans le Canyon de El Jadida 

lors des plongées CZ 99 et CZ 100. 

ûne geological cross section geton Mazagan 

plateau during CZ 92 dive and the two others 

made in the EZ Jadida canyon during dives 

CZ 99 and CZ 100.

Enfin, à 1 ' échelle de la coupe levée [fig. 511, les échantillons prélevés 

donnent des âges apparemment de plus en plus vieux vers le sommet, qui 

confortent l'existence de failles normales. La conjonction des effets de 

la tectonique verticale et de l'érosion favorise tout simplement la 

préservation des dépôts récents dans les zones affaissées, en 1 'occurence 

ici dans le secteur situé au NW de la zone de failles. Par opposition 

affleurent sur les reliefs, les couches plus anciennes. 

[b] Conclusions 

L'ensemble de ces observations in situ, conformes à l'analyse 

morphologique précédemment abordée, amène deux conclusions interessantes : 

* d'une part il suggère l'existence d'une zone de failles normales 

profondes, le long desquelles s'effondre le domaine externe du plateau 

de Mazagan, par rapport à un horst caractérisé par une subsidence plus 

lente. Ces mouvements verticaux s ' effectuent dans le secteur étudié, 

suivant des accidents orientés principalement N90, N20 et accessoirement 

N70, conformes aux directions morphostructurales majeures ; 

+ d' autre part, les structures observées affectent les formations d'âge 

paléocène et ~ocène, voire aussi oligocène, et démontrent de ce fait 

1 'existence d'une activité tectonique au, moins jusqu 'à l'~ocène, sur la 

marge continentale de El Jadida ; 

C - Le canyon de Et JadÙk - les m~~queut-s d'un effon&mmt 

precoce 

[a] Observations. 

L'objectif des deux plongées Cz 99 et 100, dans le canyon de El Jadida 

visait à observer les séries absentes au sommet de l'escarpement. Il fut 

parfaitement atteint. Les coupes levées montrent en effet, une formation 

puissante de plus de 250 m, composée essentiellement de calcaires à débris 

souvent riches en quartz détritiques, datés du Valanginien - ~arrémien 

' ( environ 210 m) et de brèches carbonatées appartenant au crétacé moyen - 

supérieur. 

Les processus de dissolution, d'érosion et de démantèlement (photo Cz 

99-17, pl. II) actifs dans le canyon, s'ils dégagent parfaitement la 

couverture (photos Cz 100-260 et 359, pl. XI), ne mettent pas pour autant 

en valeur les éléments structuraux. Au contraire, arrondissant les formes 

des affleurements, ils oblitèrent souvent les directions des fractures 

observées. Les failles et diaclases, dont 1 'orientation et/ou le pendage 

ont pu être mesurés, se répartissent en trois familles N10-20, N90 et 

N120. Cette dernière déjà évoquée dans 1 'analyse morphostructurale, est 

cependant mal perçue en plongées, car sub-orthogonale aux pentes. La 

couverture stratifiée, subhorizontale, affleurant parfois en surface 

structurale est, découpée en paliers relativement larges par des failles 

normales à regard sud. La petite falaise comprise entre -1300 et -1170 m, 

dans la plongée Cz 100 [fig. 511, représente vraisemblablement un vestige 

d'un escarpement de faille N120.

[bl ] 

du sommet de l'escarpement. 

Les affleurements du Valanginien - ~arrémien montrent souvent, malgré 

cela, la trace d'une intense fructuration (photo Cz 99-232, pl. XI). 

De ces observations, deux faits essentiels sont à retenir 

particulièrement : 

* la présence d' une formation puissante d'âge crétacé inférieur ; 

* 1' intense fracturation enregistrée pakfois par cette formation ; il n'a 

pas été possible cependant de s'assurer que l'état des déformations dans 

les niveaux directement supérieurs, était dif firent. 

La comparaison avec les résultats acquis dans la partie sommitale de 

1 ' escarpement, à savoir, le caractère condensé des séries contemporaines 

et la fracturation moins développée dans la couverture du crétacé 

supérieur et du Tertiaire, confirme l'existence d'un épisode de 

structuration important de la marge de El Jadida. Elle semble indiquer, 

par contre, que cet épisode, intervient dès le Valanginien. 

~arallèlement à la création de 1 'escarpement et à 1 'apparition de reliefs 

au sommet de celui-ci, se créent, dans le domaine plus interne du plateau 

(à 1 ' Est), de petits bassins effondrés précocement à forts remplissages 

sédimentaires. La bordure externe (vers l'ouest) de la plateforme, au 

niveau du plateau, n'est envahie par des dépôts pélagiques et de milieu 

profond comparables à ceux en placage sur l'escarpement, qu'à partir du 

Turonien - Campanien. 

11-14 - Conclusion à l'étude structurale à l'aide du 

submersible 

A l'issue de l'étude de terrain, six enseignements essentiels sont 

retenir : 

* l'escarpement est de nature principalement tectonique ; 

* son origine est ancienne ; elle est liée à une structuration 

anté-Jurassique supérieur ; 

* au cours même de la construction de la plateforme néritique, des 

réajustements tectoniques contribuent à former un proto-escarpement ; 

* un épisode tectonique majeur entraine la structuration en zones hautes 

et zones basses de l'ensemble de la marge continentale entre le 

Valanginien inférieur et llAptien ; 

* la marge enregistre une activité tectonique jusqu'à 1'~ocène au moins ; 

* la tectonique se manifeste essentiellement par des mouvements verticaux 

guidés par un réseau de fractures orientées selon deux directions 

majeures N20 et N80-90.

111-2 - STRATIGRAPHIE SISMIQUE 

Nous ne nous attarderons pas dans ce chapitre sur les principes théoriques 

de la prospection par sismique réflexion. Les principes de cette méthode 

indirecte sont, en effet, très largement exposés dans la littérature 

(Payton, 1977). Notons simplement qu'elle est fondée sur la propriété 

qu'ont certains interfaces ou discontinuités, en particulier ceux à fort 

contraste d'impédance acoustique (égal ou produit densité-vitesse), à 

réfléchir les ondes sonores. 

Sur la marge continentale d 'El Jadida, 1 ' interprétation géologique des 

profils de sismique réflexion dont nous disposons a été guidée : 

* en ce qui concerne le plateau de Mazagan, par les nombreuses 

observations stratigraphiques directes et l'échantillonnage effectués au 

cours des plongées en submersible de la campagne Cyamaz, exposées dans 

le chapitre précédent ; 

* dans les secteurs plus profonds, par les résultats des forages 544, 545, 

546 et 547 du leg 79 (Hinz, Winterer et - al., 1984) et du forage 370/416 

des legs 41 et 50 (Lancelot, Seibold, 1978 ; Lancelot, Winterer et .* al 

1980) également décrits dans le chapitre antérieur. 

La très dense couverture sismique monotrace acquise lors de la campagne 

Seazagan, complétée par quelques profils préexistants de sismique 

multitrace (Valdivia 79, étéo or 53) et monotrace (Vema 3013, m été or 39) 

que nous avons pu consulter [Fig. 521 a donc permis, dans une certaine 

mesur:, d'étendre à toute la zone les observations ponctuelles des 

plongees et des forages. Ces derniers, excepté le 370/416, nous l'avons 

déjà évoqué, sont cependant chacun dans des positions très particulières 

qui rendent difficiles et peu sûres les corrélations et l'identification 

des séquences dans le domaine profond. 

Nous nous attacherons à définir les différentes unités et structures 

géologiques en les illustrant à 1 'aide de quelques profils représentatifs 

accompagnés de leur interprétation. Nous tenterons : 

* de reconnaître les unités sédimentaires syngénétiques, d'en déterminer 

les puissances, les natures, les répartitions, les faciès et les âges ; 

* à travers ies discordances et les déformations, d'identifier les 

différentes phases à périodes d'activité tectonique et d'en évaluer 

l'importance, afin de cerner au mieux l'évolution du plateau de Mazagan 

et de la marge en général. 

Dans un but de clarté une présentation des profils de la campagne 

Seazagan avec une exageration verticale assez accentuée, de 1 'ordre de 

9.5 a &te adoptée. Cela facilite la distinction des différentes séquences 

acoustiques et met mieux en valeur les discordances, les "onlaps", les 

"toplaps", les progradations, les variations latérales d'épaisseurs et de 

faciès sismiques, de même que les mouvements tectoniques et la subsidence. 

Quelques sections seront cependant 

avec des exagérations 

verticales moindres.

Fig. 52 : Plan de position des profils sismiques sur la marge de El Jadida. En 

trait épais sont indiqués les profils inclus dans le texte. 

Seismic Zines on EZ Jadida continental margin. In heavy Zines are indicated 

those showned in the text. 

148 

--

La définition des séquences acoustiques prend en compte la totalité des 

caractères observés sur l'ensemble des profils de sismique réflexion 

étudiés, et en particulier sur ceux figurant dans cet ouvrage. Mais afin 

d'alléger la lecture il ne sera pas fait systématiquement appel. à tous les 

profils dans le texte ; ceci est sous-entendu. Nous nous reporterons à 

l'un ou à l'autre pour montrer un ou des caractères particuliers à telle 

ou telle formation, ou afin de mieux suivre la description. 

111-2-1 - ~éfinition des séquences acoustiques 

Sur les coupes sismiques apparaissent deux grands ensembles 

_ 

: 

* un ensemble inférieur qui constitue un socle acoustique ; 

* un ensemble supérieur représenté par une couverture sedimentaire très 

bien litée. 

Remarque : Il est nécessaire de rappeler que la notion .de socle acoustique 

varie en fonction de la puissance des sources sismiques utilisées et de 

l'intervalle de fréquence (des ondes) que l'on ~rivilé~ie. Les basses 

fréquences acoustiques sont synonymes d'une plus grande pénétration alors 

que les hautes fréquences apportent une meilleure définition. 

L'ensemble inférieur se décompose lui-même en trois séquences [~ig. 531 : 

* la séquence 8 représentée par le socle continental, paléozoïque et 

précambrien, et le socle océanique ; 

s 

* la séquence 7 composée des évaporites triasico-liasiques ; 

* la séquence 6 constituée de la plateforme carbonatée Jurassique à 

~éocomien basal. 

Al - Le socle (séauence 8) 

[a] Le soubassement continentalgal~ozo~quet précambrien 

Il a été localisé en sismique réflexion et identifié par forage au site 

544, au nord ouest de la zone, au pied de l'escarpement. Il s'agit 

d'orthogneiss hercynien (Wissmam et Von Rad, 1979 ; Kreuser et &, 1984) 

(cf. chap. II). Le toit de ce soubassement, noté "BM" est opaque aux ondes 

sismiques et représente un socle acoustique. Il ne peut être représenté de 

manière continue, car il est souvent masqué par l'épaississement de la 

couverture sédimentaire sus-jacente et la présence de structures 

ha10cinéti'~ues affectant les séries salifères. Les profils de sismique 

lourde multitraces migrés, M 

53-06, 07 et 08 et Va 79-02 (Hinz et al., 

1984) réinterprétés [Figs . 54, 55 ,. 56 et 571 permettent cependant de la 

présumer jusque sous le plateau de Mazagan. 

Le bloc foré au site 544 [Figs. 54 et 561 représente un bloc intermédiaire 

entre le bassin profond à évaporite ou plonge le socle et le plateau de 

Mazagan.

Fig. 53 : Définition des séquences acoustiques sur le plateau de Mazagan. 

Definition of the seismie sequenees on Mazagan PZateau. 

-

Fig. 54 : Profil sismique 

multitraces 

M 53-06 de BGR (Hinz, 

Winterer et al., 1984) 

pour lequel nous proposons 

1' interprétation 

sous-jacente. 

DEMI HORST 

BASSIN A EVAPORITES 1 BASCULE 1 E:r: 1 PLATEAU EXTERNE . HORST 

10 200 400 600 800 1000 1200 

1 

CENTRAL 

~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ! ~ b ~ s b l l ~ ~ ~ l l ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ! . ~ ~ ~ ~ ~ ~ m ~ ~ 

BGR mültichannel 

seismic profile 

M 53-06 (Hinz, Vinterer 

et al., 1984) for which 

we make the interpretation 

below .

BASSIN A EVAPORITES 1 IESC. sl .l PLATEAU EXTERNE 

I 

Fig. 55 : Profil sismique multitraces M 53-07 de BGR (Hinz, Winterer et al., 1984) pour 

lequel nous proposons l'interprétation sous-jacente. 

BGR muZti-chunnez seismic profile M'î53-07 (Hinz, Winterer et al., 1984) for 

which we make the interpretation betow.

Partant de ce point, le socle remonte rapidement vers le sud-est le long 

de failles normales, jusqulà environ 3.5 std, sous le plateau de Mazagan. 

Sur le profil SZ E [Fig. 581, l'horizon "B.M." pourrait être souligné par 

les hyperboles observées à une profondeur comparable de 3.6 à 3.7 std le 

long de l'escarpement ; il pourrait ainsi affleurer. Rappelons que c'est 

précisément à ce niveau de 1 'escarpement (-2650 m) qu'a été prélevée la 

charnokite datée du Grenvillien (980 Ma) (cf. Chap. II). La coïncidence de 

ces observations, sismiques d'une part, sur les deux types de profils dont 

nous disposons et submersibles d'autre part, est tout à fait particulière. 

Elle constitue à mon sens un argument probant en faveur de l'appartenance 

de la charnokite au socle continental de la marge. Elle souligne enfin le 

niveau élevé auquel se situe ce socle sous le plateau de Mazagan. 

Vers le nord-ouest, partant toujours du forage 544, sur une distance de 15 

à 20 Km, les caractères acoustiques du socle restent identiques. Il 

demeure donc vraisemblablement de nature continentale. Celui-ci s ' effondre 

brutalement le long de failles normales orientées N70, jusqu'à plus de 8 

std. Il est basculé vers le sud-sud-est et constitue le substratum d'un 

petit bassin annexe dans lequel se sont installées de puissantes assises 

salifères. Celles-ci dl ailleurs le masquent souvent. 

AU-delà, toujours vers .le nord-nord-ouest, le socle s'effondre à nouveau 

le long de failles normales, et disparait dans le bassin profond à 

évaporites. Les derniers réflecteurs parfois observés à près de 9 std sur 

le profil Va 79-02, au point de tir 100 [Fig. 571 pourraient comme le 

suggérent Hinz, Winterer et 

- 

al. (19841, lui' être attribués. La nature du 

socle dans ce domaine est, quant a elle, indéterminée. 

Le socle continental, dans la partie nord-occidentale du secteur et sous 

la bordure externe du plateau de Mazagan, apparaît donc structuré en une 

succession de blocs effondrés vers le nord-nord-ouest et basculés vers le 

sud-sud-est le long de failles normales. Sa morphologie est cependant 

extrèmement variable d'un profil à l'autre. Ceci suggère un découpage 

tectonique serré en horst ou demi-horst et grabens ou demi-bassins 

d'extensions limités. Ces failles s 'organisent selon deux grandes 

directions, N70 et N20. Les accidents orientés N70, le plus souvent à 

regard nord, mais parfois antithétiques, semblent jouer ici un rôle 

prépondérant dans le basculement du socle. Cela suppose qu'à une époque 

donnée soient intervenues des contraintes extensives NNW-SSE (a3) ou 

NW-SE. Le fait que des séries évaporitiques se soient déposées au toit du 

C I * 

socle, dans de petits bassins generes par ce basculement, confère à cette 

distension un caractère au moins synchrÔne. Elle intervient donc 

vraisemblablement au cours du Trias-Lias (voire Permo-Trias, cf. chap. II, 

sur l'âge des séries salifères). 

L ' orientation générale des profils sismiques ne permet pas d 'analyser très 

précisément les accidents N20 dans cette partie du secteur ; j'y 

reviendrai dans le commentaire de la carte isochrone du socle acoustique 

et de la carte structurale et au moment de l'analyse cinématique. 

Par contre, plus au sud, à la latitude de la zone médiane de l'escarpement 

le profil sismique SZ E orienté EW [~ig. 581 permet d'observer une 

transition extrêmement abrupte entre le plateau de Mazagan et le domaine 

profond à &vaPorites. Celle-ci ne se décompose qu'en deux blocs éffondrés 

et étroits ( 5 km) contrôlés par des accidents N20. Le socle, bien que non

-- 

~ïg. 56 : Profil sismique multitraces 

M 53-08 de BGR (Hinz, Winterer et al., 

1984) pour lequel nous proposons lynterprétation 

sous-jacente. 

BASSIN A EVAPORITES 'ORST Esc. sl PLATEAU EXTERNE 

1 BASCULE ( 4 

IO. 200 400 600 800 7 O00 

BGR rnultichannet seismic 

profile M 53-08 (Hinz, Winterer et 

al., 1984) for which we make the interpretation 

betow. 

NNW i~ O 

(Ml 

t- 

m a * ON 

SSE 

HNN (UN z gZ C 

-, 

- 

- 8

BASSIN 

EVAPORITES 

DEMI 

IB~:~;[iI 

ESC . SI. 1 PLATEAU EXTERNE HORST CENTRAL 

I 

BASSIN 1 

- 

Ma 1.3: PLIOCENE - RECENT 

Ma 1.2: MIOCENE 

Ma 1.1 : PALEOCENE - LATE EOCENE 

,VA 79-02 

0 5 10 15 îû 25km 

Ma 3 : JURASSIC 

B : TOP OF CARBONATE PLATFORM 

B' : BASE OF CARBONATE PLATFORM 

BY: BASEMENT 

Fig. 57 : Profil de sismique réflexion multitrace Valdivia 79-02 (BGR, Hinz et al., 1982) accompagné d'une interprétation modifiée 

et des forages projetés. 

hZtichanneZ seismic p~ofz% Vatdivia 79-02 (Hinz et al., 1982) with modified interpretation and projscted DSDP sites 

Leg 79.

leAssin r EVAPORITE~ ESCARPEMENT s.'~ 

.l PLATEAU AXTXTERNE lCEltTR 

J 1 

HORST B S 1 

Fig. 58 : Profil sismique 

monotrace haute 

résolution 

Seazagan SZ E 

OnechmeZ 

seisn& refl&on 

Zins, with high 

peso Zution 

Seazagan SZ E. 

' I I 

I I I I I 

ç 

18.00 1900 20.00 HEURES 21.00 22.00 2100 00.00 E 

E W 

I I 1 I I I I 

Vi 

2

identifiable au dessous de 4 std, s'effondre vraisemblablement très 

rapidement le long des failles N20, jusque dans le bassin ; il se situe 

là, sous les ;vaPorites, à plus de 8 std (vers 18hoo). Ceci représente un 

dénivelé considérable de près de 5 km, ou plus, sur une distance -. 

inférieure à 20 km. Dans le contexte régional, ce dénivelé est d'un ordre 

de grandeur tout à fait comparable à ceux qu'on observe au niveau de 

certaines structures telles que la ride ~mpère-coral Patch ou la ride 

Hirondelle-Gorringe. 

Les accidents N20 de l'escarpement apparaissent ainsi être le siège de 

mouvements verticaux extr ;mes . Les mouvements horizontaux (ou composantes 

horizontales) traduit par un basculement des blocs le long de ces failles 

semblent par contre moins développés que pour les accidents N70. 

Le substratum océanique 

On ne l'identifie que assez loin, à environ 80-100 km, de l'escarpement de 

Mazagan, à partir seulement de la limite occidentale du bassin salifère 

[Fig. 59,d1après Hayes, 1983, dans Winterer et Hinz, 1984, modifié et 

réinterprété]. Sur le profil de sismique multitrace de la figure 59 qui 

s'étend de la ride ore- ad ère à l'ouest au plateau de Mazagan et au 

plateau continental à 1 ' est , le substratum océanique plonge lentement en 

direction du bassin à ;vaPorites. Sa nature océanique est conféré à la 

fois par son caractère acoustique typique et par le forage DSDP 136 

implantée sur la dorsale anormale i ore-i ad ère (mais hors profil). Sa 

morphologie est assez irrégulière. A l'ouest, il est perturbé par des 

monts volcaniques actuellement profondément enfouis sous la couverture 

sédimentaire. A l'Est, à proximité du forage 370/416, le socle océanique 

constitue une légère antiforme contrôlée par des failles normales puis 

plonge jusqu'à 9 std. Au delà, sous le bassin salifère, cet horizon n'est 

plus visible. 

La frontière entre le socle continental et le substratum océanique se 

si tue sous les dépôts évaporitiques opaques. La sismique réflexion 

n' apporte donc, comme dans la plupart des cas, aucun élément déterminant 

sur l'agencement de cette limite et la nature du soubassemeni du bassin 

profond. On peut noter cependant qu'une partie au moins des dépôts 

salifères repose, au bas de 1 ' escarpement [Fig. 60 SZ A vers 21h001, sur 

un substratum continental effondré et basculé. 

A2 - Les évaporites triasico-liasiques (séquence 7) 

Les séries salifères s ' étendent principalement au pied de l'escarpement, 

aux confins de la plaine abyssale de Seine, et sous le glacis continental 

[Figs. 54 à 61,SZ A, E, M 53-05, 06, 07, 08 et Va 79-02). orées au site 

546 du leg 79, elles sont reconnaissables en sismique réflexion par le 

diapirisme qui les affecte. Tout comme le socle, elles sont opaques aux 

ondes acoustiques ; mais elles présentent des caractères sismiques 

différents :

Sud Mazagan, 

Ride Tore-Madere 

/ 

Front Occidental .d 

des Eva~orites 

10 

Y . \sicle océanique ' C 

-- 10 

Fig. 59 : Profil de sismique réflexion multitrace C 24-05 à travers la plaine 

abyssale de Seine mettant en évidence l"'onlapU des séries sédimentaires vers 

l'ouest. . et la limite du bassin à évaporites (d'après Hayes, 1983 in Winterer 

et Hinz, 1984 modifié). Dans l'interprétation sous-jacente que nous proposons 

l'identification des réflecteurs et des séquences a été guidée par les corré- ' 

lations avec le profil ff 39-02 Fig. 78 calé grâce aux forages 3701416 et 415. 

MuZtichneZ seismic reflexion profile crossing the Seine abyssaZ plain 

showing the semord onlav of sediment and the front of the saZt bassin (after 

Hayes, 1983, in Winterer and Hinz, 1984, modified). 

-,

1 

BASSIN A EVAPORITES 1 BASCULE "ORST 1 ES=. rl ; 1 PLATEAU EXTERNE 1 HORST CENTRAL 1 BASSIN ANNEXE 

Fig. 60 : Profi 

srsrnique monotrace 

Seazagan 

SZ A. 

;Seazagan me- . 

chamze 2 , seismic 

rafle& Zzne 

SZ A.

BORDURE DU 

DEMI HORST 

PLATEAU 

BASSIN A EVAPORITES 1 BASCULE 

1 1 EXTERNE 

1000 800 600 4 O0 200 20 

Pkg. 61 : Profil sismique multitraces 

M 53-05 du BGR (Hinz, Winterer 

et al., 1984) pour lequel nous, 

proposons l'interprétation 

j 

sous-jacente. 

BGR M 53-05 muttichannez 

seismic profite (Rins, winterer; 

et al. , 1984) With our interprefiatzon 

. 

i 

._ . . _- _ . - - 

. , . . - . . . - . 

. - ... . - - . . . .- . . 

.. . -- 

IM 53.051 

SSE

* le faciès acoustique est plus transparent ; 

* la morphologie en dÔme se différencie bien d'une arête de bloc de socle 

basculé ; 

* on n ' observe pas, sur les flancs des diapirs, de drapage de la série 

sédimentaire tels que ceux relevés sur les blocs de socle ; la série 

sus-jacente est généralement rebroussée par la montée du dÔme ; autour 

de ce dernier on peut observer une dépression périphérique ; 

* les diapirs semblent dans certains cas véritablement percer la 

couverture sus- jacente. 

Ceci est coroboré par : l a structure générale de la marge : 

* ces dômes [Fig. 601 au moins pour partie, sont installés au dessus du 

socle continental, que 1 ' on suit partiellement ; 

* ils se situent dans le bassin formé, au pied du bloc du socle foré 

(544) ,par le basculement du bloc suivant dans l'alignement N70 du dÔme 

a foré au site 546. 

Winterer et Hinz (1984) interprètent cependant ces structures en tant que 

socle. 

On retrouve ces séries également plus au sud, sur le profil SZ E, au pied 

de l'escarpement, et beaucoup plus au large, sur le profil NE II 8 

[Fig. 131, dans le bassin profond de la plaine abyssale de Seine. Le 

glacis marque la limite orientale d'extension des principaux bassins 

profonds créés lors des premières phases de distension intracontinentale. 

Cependant des appendices se propagent sous le plateau de Mazagan. En 

effet, sur les profils SZ 08 et 09 [Figs. 62 et 631, au niveau du 

croisement avec le profil SZ E, la structure arrondie, qui se dessine 

pourrait résulter d'une injection dlévaporites le long d'une faille 

entraînant la déformation de la couverture. Son extension est très limitée 

puisqu'elle n'apparaît pas sur les profils immédiatement voisins SZ 10 

[~ig. 851 et 06. Une autre structure diapirique comparable encore plus 

évidente, apparaît sur la coupe sismique SZ 09 à 23h38. Elle est absente 

des deux profils voisins et donc d'extension limitée et remplacée par un 

accident tectonique en faille normale. Elle déforme les séries de bassins 

sus-jacentes datées du crétacé-paléogène et est cachetée par le ~éogène 

(séquence 2.3). 

Ces faits suggèrent : 

* tout d'abord, le dépôt de séries triasico-liasiques de nature non 

seulement détri tique (Winterer et Hinz, 1984) mais évaporitique sous le 

plateau de Mazagan, dans de petits bassins nés d'une structuration anté 

ou ~~nsédimentaire (La dis tension intracontinentale) ;A 

* que ces dépôts sont suffisament conséquents pour etre le siège d'une 

haloc in; se ; 

* que l'halocinèse est provoquée et guidée par la tectonique. 

A3 - La plateforme carbonatée Jurassique (séquence 6) 

Le toit noté "BI1 de cette séquence a été localisé et identifié sous le 

plateau de Mazagan grâce aux plongées Cyamaz situées sur l'escarpement 

(cf. profils sismiques) et sous le glacis, à l'aide des forages 544, 545 

et 547 [F'ig. 641 .

DE 

UADZDA I 

BASSZM ANtdEXE HORST CENTRAL 1 PLATEAU EXTERNE 

I 

- 

l- 

iz 

+ 

-p. - -- .--. .- . . . 

I - 

ssw 1500 HEURES 16 O0 1700 NNE 2 

u 

I I I 

E.V. 2.6 

O 5 

I km i 

.g. 62 : Profil de sismique réflexion monotrace Seazagan ÇZ 08. 

(a)à l'exagération verticale 2.6 

(b)àl'exagération verticale 9,avec une interprétation plus détaillée. 

SZ 08 one-channe2 Seazagan seismic profiZe. 

(a) dth a 2.6 vertica2 exageration; 

(b) with a 9 vertical exageration and a more detaiZZed interpretation.

I ' 

BASSIN ANNEXE HORST CENTRAL 1 PLATEAU EXTERNE 

EL JADIDA 

, 14.30 15.00 15.30 16 .O0 16.30 17.00 17.30 

SSW 

NNE

CANYON DE 

EL JADIDA 1 BASSIN ANNEXE HORST CENTRAL 

0.30 0.00 23.30 23 .O0 

SSW 

NNE 

Fig. 63 : Profil de sismique réflexion monotrace Seazagan SZ 09. 

SZ 09 Seazagan one-channe 2 seismic re f Zexion profile.

Sous le plateau de Mazagan, on reconnait, à l'aide des profils M 53-06, 07 

et 08, deux sous séquences. 

La sous-séquence 6-1 sommitale, puissante de ~rès de 400 mstd., identifiée 

grâce aux résultats de plongées (observations et échantillonnages), 

appartient au Jurassique supérieur-~éocomien basal. Ce sont les calcaires 

néritiques et massifs de la plateforme. Sur les profils Seazagan, elle 

présente des variations latérales de faciès acoustiques. Sous la bordure 

du plateau à proximité de l'escarpement, le toit "BI' de la séquence, situé 

à moins de 3 std, se comporte généralement comme un socle acoustique. On y 

décèle parfois seulement quelques petites hyperboles [~ig. 65 ; SZ El. 

Vers le centre du plateau, par contre, on observe plusieurs réflexions 

internes dans la plateforme. Le rôle du socle acoustique est alors joué 

par le mur de la séquence 6-1. La continuité de ces réflexions internes 

est variable, faible ; leur amplitude est forte et la fréquence 

faible. Leur contact aux limites de la séquence, .est légèrement discordant 

au toit et apparemment concordant ou en léger "downlapf' localement au mur 

(sur les profils M 53). 

Le phénomène d'altération périphérique de la propagation des ondes 

acoustiques dans une plateforme carbonatée est un phénomène classiquement 

observé, auquel des interprétations' diverses ont été proposées. Sur la 

marge homologue nord américaine par exemple, de nombreux profils de 

sismique réflexion calés avec précision par des forages océaniques ont 

permis de démontrer qu' il s'agissait d'un phénomène imputable à de simples 

variations latérales de faciès et non à une juxtaposition de nature 

tectonique de séries sédimentaires d'âge et de faciès différents. 

L'origine de ces variations latérales de faciès est multiple. Il pourrait 

s ' agir de variations li thologiques originelles liées à des conditions de 

dépôts différentes. Ces variations pourraient également résulter de 

transformations diagénétiques postérieures, à partir de sédiments 

carbonatés homogènes, différentes sur la bordure du plateau en raison 

d' une émersion partielle héri ri dan, 1981 1. Longtemps interprétées comme 

des récifs par manque d'information, ces zones sismiquement opaques se 

sont avérées souvent n'être que des calcaires de plateformes très massifs 

ou des faciès pararécifaux. 

Dans le cas du plateau de Mazagan, on note que : 

+ les plongées effectuées sur le Plateau et l'escarpement de El Jadida ont 

.révélé l'absence de récifs coralliens typiques (Cyamaz Group, 1983). Ce 

ne sont que des calcaires massifs de plateforme !faciès A) plus ou moins 

dolomitisés, caractéristiques de milieux de depots. très peu profonds, 

encadrés vers l'ouest par des faciès (B) de mer ouverte à Calpionnelles 

et vers l'est par des faciès (C) plus lagunaires ; 

* les forages, en particulier le 545 ne contiennent pas non plus de tels 

faciès récif aux, mais des calcaires construits de plateforme néritique ; 

* la sismique réflexion Seazagan ne montre pas de faille claire entre les 

faciès grossièrement lités du centre du plateau et les faciès sourds 

limitrophes [Fig. 66 ; SZ A], mais au contraire parfois une certaine 

continuité sous forme de petites hyperboles, des réflecteurs les plus 

puissants, dans les zones sourdes ; 

* les coupes de sismique lourde M 53-06 et 08 par exemple confirment les 

données Seazagan. Aucune faille -tithétique remarquable ne perturbe les

Fig. 

: Corrélations des différents horizons sismiques avec les resultats des forages du 

Leg 79 DSDP (d'après Hinz, Winterer et al., 1984). 

(a) le forage 544 avec le profil M 53-08 (cf. Fig. 56). 

(b) le forage 545 avec le profil M 53-08 (cf. Fig. 56). 

(c) le forage 546 avec le profil VA 79-05. 

(d) le forage 547 avec le profil M 53-07 (cf. Fiz. 55). 

Seul le réflecteur B est bien identifié et parfois le réflecteur R. 

Corretation of the different seismic reflectors with resutts of DSDP Leg 79.

éflecteurs de la plateforme ou ne les interrompt. Seule s'observe une 

faible perturbation des réflexions, qui deviennent plus discontinues, 

plus chaotiques. On ne relève pas non plus d'accident majeur à cet 

endroit, dans les niveaux sous jacents ; 

* une légère remontée du mur de la séquence accompagnée parfois de celle 

du toit est dévoilée par la sismique, sur la bordure externe de la 

plate forme. Ceci pourrait témoigner de 1' existence de faciès de barrière 

construits sur des zones hautes apparues lors d'une structuration de la 

marge, antérieures à leur dépôts. De telles constructions ont par 

exemple été observées sur la marge NE américaine sous la bordure externe 

du Black Plateau (Benson, Sheridan et &, 1978) ou encore sous la marge 

de Georges Bank (Scholle et Wenkam, 1982). 

Ces observations tirées 5 la fois de l'analyse de nos propres doinées et 

de la comparaison avec la marge homologue NE américaine, suggèrent : 

* de 1 ' existence de variations latérales de faciès sismiques marquées dans 

la plateforme carbonatée Jurassique supérieur - ~éocomien basal ; 

* que ces variations latérales correspondent à des changements 

lithologiques dans la plateforme, plutôt qu'à une juxtaposition 

tectonique de deux séries sédimentaires de faciès et d'âge différents ; 

* que ces changements lithologiques sont originels et non diagénétiques. 

Les faciès acoustiques sourds ou à réflexions chaotiques pourraient 

représenter les calcaires massifs construits, à stromatolites largement 

échantillonnés sur 1 ' escarpement (faciès A). Ils sont relayés vers le 

centre du plateau par des dépôts plus lagunaires mieux lit& (faciès Cl. 

La sous-séquence 6-2 n'est visible dans sa totalité que sur des profils de 

sismique lourde. Sur les profils Seazagan on ne voit que localement les 

premiers réflecteurs. C ' est une série de remplissage de petits bassins 

générés par l'effondrement et le basculement des blocs de socle. Cl est une 

série à forts réflecteurs parallèles et continus. Sur le profil M 53-07 

[Fig. 551 elle atteint près de 650 mstd. Les réflexions au toit de la 

séquence semblent en concordance alors qu'au mur elles "onlapent" sur le 

socle en direction de l'océan. Compte tenu de la présence de la plateforme 

carbonatée datée du Kimmeridgien - Berriasien au toit, de 1 ' identification 

du socle paléozoïque, et de 1 ' existence des séries évaporitiques Triasico 

- Liasique sous le plateau, fortement suggérée par la manifestation de 

structures diapiriques, on peut attribuer un âge Lias moyen supérieur à 

~allovo-Oxfordien à cette séquence. 

Elle se met en place sur les dépôts détritiques et salifères, ou 

directement sur le socle. Elle achève partiellement le comblement des 

petits bassins annexes installés sur les flancs du bassin profond né6 de 

la distension intra-continentale. C'est le cas notamment de la dépression 

située sous la séquence 6-1 du plateau externe de Mazagan. Enfin une 

discontinuité pas toujours très bien marquée semble souligner le contact 

avec l'unité supérieure [Fig. 55 ; M 53-07]. 

Sous le glacis de Mazagan, la séquence 6 indifférenciée s'approfondit 

considérablement. Elle semble également se réduire, en particulier sur les 

reliefs profonds. L'horizon "B" a été identifié, grâce au forage 547, à

ESCARPEMENT S. 1 .l PLATEAU EXTERNE BASSIN 

1 ANNEXE 

CENTRAL 1 

20.00 21.00 22 .O0 23.00 00.00 

Fig. 65 : 

'rofil sismique monotrace SZ E de la campagne Seazagar! (IFREMER, N/O J. Charcot, 

982) accompagné de son interprétation,avec report projeté des données des plongées 

!n submersible Cz 91 (~i) et Cz 94 (0) de la campagne Cyamaz (IFREMER/BGR, N/O Le 

iuroit, subm. SP 3000 Cyana, 1982). 

SZ E Seazagan one-channa2 seismic profzte. 

-

PLATEW EXTERNE 1 HORST CENTRAL 1 BASSIN ANNEXE 

sl . 

1.00 2.00 3.00 4.00 

- 

'ig. 66 : Profil sismique monotrace SZ A de la campagne Seazagan (IFREMER, N/O J. Charcot, 

1982) accompagné de son interprétation,avec report projeté des données de la 

plongée en submersible Cz 92 de la campagne Cyamaz (IFREMER/BGR, N/O Le Suroit, 

subm. SP 3000 Cyana, 1982). 

SZ A one-channe Z 

seismic ref Zexion profiZs. 

169

PLATEAU EXTERNE 1 HORST CENTRAL I BASSIN .ANNEXE 

5.00 4 .O0 3.00 2.00 

Pig. 67 : Profil sismique monotrace SZ F de la campagne Seazagan (IFREMER, N/O J. Charcot, 

1982) accompagné de son interprétation. 

SZ F Seazagan one-channe 2 seismic reflexoio n p:.ofZZe.

plus de 6 std. Il se situe au sommet d'un groupe de réflecteurs puissants 

sub-parallèles qui représentent, en ce point, la presque totalité de la 

série très peu épaisse d'âge Jurassique (séquence 6) et peut-être aussi 

Triasique (sequence 7). Le forage 544, par ailleurs, a permis également de 

repérer la séquence 6, reposant presque directement sur le socle. Cette 

séquence se compose principalement, tout au moins dans les niveaux 

supérieurs, de faciès carbonatés pélagiques à niveaux de brèches, 

caractéristiques d'un environnement plus profond que ceux reconnus au 

niveau de 1 ' escarpement. 

Le forage 545 situé au pied même de l'escarpement S.S. a également atteint 

le Jurassique supérieur. Mais il ne permet pas, en raison de l'intense 

fracturation et de l'importance des mouvements tectoniques verticaux à ce 

niveau, d'établir de corrélation sûre. Il ne permet que de localiser 

l'horizon "B" sur l'un des multiples blocs effondrés le long de 

l'escarpement, en un point où la sismique n'offre que des réflexions 

désordonnées. Son intérêt est pourtant capital. En effet, les faciès du 

Jurassique supérieur traversés par le forage sont en partie identiques à 

ceux observés en plongée, sur 1 'escarpement. Ce sont des calcaires parfois 

dolomitiques, brèchiques ou à apport détritiques, déposés dans un 

environnement très peu profond probablement agité (cf. chap. II). La 

découverte de tels faciès a près de 3700 m de profondeur, alors que, tout 

proche, ils ne se situent qu'à environ -2000 m (au toit) implique 

nécessairement une phase de structuration importante postérieure à leur 

dépôt. 

Sous le glacis toujours, la séquence sismique à réflecteurs puissants 

drape les zones hautes du socle structuré et s'épaissit dans les zones 

basses. Vers le bassin, les profils Va. 79-02 [Fig. 571 (Hinz et al., 

1982) et C 24-05 du Conrad (Hayes, 1983) [Fig. 591 réinterPrétés, montrent 

un épaississement des séquences 6 et 7 accompagné d'un approfondissement 

- _ 

de l'horizon "BI'. 

Sous le glacis continental; la limite entre les deux séquences 6 et 7 est 

difficile à situer, à cause de la présence de nombreux dômes et diapirs 

évaporitiques. Cette tectonique salifère associée à celle du socle 

perturbe considérablement la continuité de la formation 6 et de son toit 

"B", que ce soit sous le glacis continental ou dans le bassin. situé sur 

le profil Va 79-02 à près de 8 std, au point de tir 600, ils sont-décalés 

par de nombreuses failles normales et des diapirs. Dans le bassin abyssal, 

au delà de la zone évaporitique [~ig. 591 la séquence 6 toujours 

indifférenciée se compose d'un ensemble de réflecteurs de puissance 

variable, sub-parallèles assez continus parfois légèrement décalés par des 

failles normales tournées vers le continent. La puissance diminue 

régulièrement vers 1 'Ouest. Elle repose directement sur le socle 

acoustique de nature océanique. Les réflecteurs internes "onlappentt' vers 

l'ouest sur la croûte océanique alors qu'au toit ils apparaissent en 

concordance avec 1 'unité sus-jacente. 

A4 - Le cas du horst central du plateau 

Il apparait, clairement affecté de rejeux tectoniques récents, sur de 

nombreux profils, SZ A, E, F et 08, et Va 79-02, par exemple [Figs. 57, 

62, 65, 66 et 671 Son faciès sismique presque opaque sombre sur les quatre

premières coupes citées, ne montre que des réflexions internes 

désordonnées, qui pourraient traduire une légère déformation. Ce horst est 

limité de toute part par des failles normales. Le dernier profil (Va 

79-02) permet quant à lui d'observer un quarté de puissants réflecteurs 

parallèles et continus au sommet du horst. Les faciès acoustiques sont 

donc sur les deux types de sismique très différents de ceux précédemment 

décrit pour la plateforme Jurassique (séquence 6). 

Plusieurs hypothèses peuvent être envisagées concernant sa nature. 

+ Il pourrait s'agir d'un horst de socle paléozoïque émergé jusqu'au 

crétacé supérieur (âge des premiers dépôts reposant sur celui-ci) (cf. 

infra). Cette hypothèse est tout à fait compatible avec la géologie à 

terre, compte tenu notamment de la présence à l'affleurement dans la 

localité de El Jadida (c'est à dire, à moins de 65 km de la zone) du 

socle précambrien et paléozoïque recouvert en discordance par des 

sédiments crétacé supérieur (Gigout, 1951). Dans ce cas, on doit 

pratiquement admettre que le quarte de réflecteurs très parallèles est 

un artéfact, lié à un trop fort contraste .d'impédance acoustique. 

* Il pourrait également s'agir d'un horst de socle continental 

anté-mésozoïque recouvert d'une plateforme carbonatée Jurassique 

condensée 

. 

et indifférenciée ayant éventuellement subit une ou plusieurs 

emersions. 

* Enfin, il a également été interprété en tant que structure récifale 

d'âge crétacé moyen à supérieur (Wissman et Von Rad, 1979 ; Hinz et &, 

1982). Cette dernière hypothèse, fondée exclusivement sur 

l'interprétation des profils de sismique réflexion jusqu'alors 

disponibles, doit dorénavant être réjetée, compte tenu des données 

apportées par les campagnes Cyamaz (Cyamaz Group, 1983) et Seazagan. La 

présence à 1 l affleurement , sur le plateau (-1000 m, plongée Cz 921, de 

brèches à éléments datés du crétacé supérieur, le caractère pélagique à 

hémi-pélagique de ces éléments et de l'ensemble de la couverture 

post-jurassique ainsi que l'observation de zones extrêmement tectonisées 

(brèches de faille) toujours,sur le plateau (plongée Cz 92), infirment 

1 ' hypothèse d' un récif et confirment celle de 1 ' existence d'un horst 

sous-jacent délimité par des accidents importants mis en évidence en 

sismique réflexion. 

Parmi les deux hypothèses restantes, la seconde me semble à priori la plus 

plausible, malgré les différences d'aspect acoustique sur les divers 

profils sismiques. Celles-ci pourraient s'expliquer par le caractère 

condensé de la séquence et/ou une nature lithologique différente liée ou 

non à des conditions de dépôt et/ou de diagénèse ultérieure, elles-mêmes 

différentes. Mais comme Bucun argument déterminant ne permet pe réfuter la 

première, nous garderons a l'esprit que les deux interpretations sont 

possibles.

A5 - synthèse : géométrie du socle acoustique et structure 

Une carte isochrone détaillée du socle acoustique de la pente continentale 

de El Jadida a pu être réalisée [~ig. 681. Le socle acoustique 

cartographié s ' identifie, selon les domaines, à deux horizons différents. 

Au Nord-Ouest de l'escarpement, sous le glacis et le glacis continental, 

le rôle de socle acoustique incombe essentiellement aux séquences 7 et 8 ; 

cela varie en fonction de la puissance de la série sédimentaire. Afin 

d' obtenir une vue plus réaliste de la structure de la marge, seul le toit 

"BM" de la seconde (séquence 8) a été considéré et cartographié. Il est 

possible en effet d'extrapoler avec un minimum d'erreur sa position sous 

la séquence 7. 

Par contre, sous le plateau de Mazagan,. le rôle de socle acoustique 

revient principalement à la séquence 6, représentée par la plateforme 

carbonatée néritique Jurassique. considérant que la morphologie et la 

structuration de l'horizon "B", toit de la séquence 6, pouvait réfléter 

assez correctement celle de l'horizon "BM" 

sous-jacent (mais le plus 

souvent inacessible à l'observation), c'est cet horizon qui a été 

cartographié, afin de dégager la structure du plateau et de son 

soubassement continental. 

Selon une coupe SE-NW, à partir du pied de l'escarpement, le socle 

acoustique paléozoïque localisé à plus de 6 std remonte (jusqu'à 5 

secondes temps double) sur 1 'arête ou est implanté le forage 544. Il est 

contrôlé par un réseau de failles normales orientées N10-20 tournées vers 

l'est et l'ouest et N70-80 à regards nord. C'est un demi-horst enfoui 

effondré et basculé au pied du plateau de Mazagan. 

Un nouveau bloc effondré au pied du précédent d'un style identique et de 

nature probablement comparable, apparaît au nord. Il est également 

interrompu par d'importantes failles normales NE-SW à regards nord. 

Dans les petits bassins ainsi formés situés entre les arêtes .des deux 

blocs effondrés et légèrement basculés et au pied de l'escarpement se sont 

développées des séries sédimentaires s'étageant du Trias voire seulement 

du Jurassique moyen à l'Actuel. Les premières séries triasiques et 

1 ias iques sont représentées par les dépôts salifères affectés actuellement 

par des structures diapiriques. 

Sous le plateau de Mazagan, se dessine le horst central ; il est entouré 

par des bassins plus ou moins profonds à remplissage cénozoïque. Sur la 

bordure externe du plateau, l'horizon "B" remonte doucement pour former uii 

léger relief, conforme à la topographie du socle continental sous-jacent. 

La plateforme est sensiblement inclinée vers le nord, vers le secteur où 

1 ' escarpement plonge et s 'ennoie sous le glacis (cf. Chapitre 1). A ce 

niveau, le léger relief de bordure de la plateforme s ' estompe également. 

Conjointement à la carte isochrone, une carte structurale de la pente 

continentale de El Jadida a pu être dressée [Fig. 691. L'ensemble de la 

pente est intensément découpé par un réseau complexe de failles normales 

dont certaines révèlent également une composante décrochante. Ce réseau 

s ' organise selon trois direct ions largement prédominantes N20, N70-80 et 

N90 et selon deux directions secondaires N120 et NI60 [Fig. 701 La 

composante légèrement décrochante de certaines failles normales apparait

3 3'1 I 1 1 1 l 1 1 1 1 I 

00 9'50 9'40 9'30 9'20 9'10 

Fig. 68 

174

Fig. 68 : Carte des isochrones du "socle acoustique" (ci-contre). BM : 

toit du socle ~aléozoïque/~récambrien ; B : toit de la 

plateforme c'arbonatée Jurassique supérieur-~érriasien ; BM/B : 

indéterminé, probablement le toit de la plateforme carbonatée. 

Isochron map of the acoustic bassmsnt fopposits). BM : top of 

PaZsozoic/Prscambrien bassmsnt ; B : top of Zats 

MaZma-Lowsrllrsocomisn carbonats pZatsfomn ; BM/B : EndstsrmEnsd 

probabZ y carbonats plats form. 

Fig. 69 : Carte structurale de la marge continentale de El Jadida 

(Mazagan) (d'après Ruellan et Auzende, 1985 ; Ruellan et &, 

1985, modifié, page suivante). 

1- bordure de la plateforme carbonatée Jurassique 

supérieur/~éocomien basal, affleurante sur l'escarpement ou 

faiblement enfouie sous la bordure du plateau ; 

2- bassini évaporites de Seine à dômes et diapirs ; 

3- socle ~aléozoï~ue/~récambrien cristallin peu' enfoui ; 

4- isochrones maitresses du "socle acoustique" ; le long de 

l'escarpement et sous le plateau = toit de la plateforme 

carbonatée (horizon B) ; sous le glacis et le glacis 

continental = socle continental (horizon BM) ; 

5- failles majeures observées (trait plein) ou supposées 

( tireté) ; 

6- failles n'affectant pas la couverture post-Jurassique ; 

7- failles mineures marquées uniquement-dans la couverture ; 

8- zones hautes du socle acoustique (aretes) ; 

9- forages DSDP Leg 79. 

Structura2 map of EZ Jadhfa (Mazagan) cmt~ZnsntaZ margin faftsr 

RusZZan and Auzds, 1985 ; RuaZZan et - al., 1985, modiZf7:sd, nsxt 

page). 

1- Edgs of the Uppsr Jurassic/Lowsr Nsocomian carbonats 

pZatform. GsneraZZy outcropping or just sZightZy burEsd aZong 

the sscarpmsnt and ut the sdgs of the Mazagan PZatsau ; 

2- SaZt basin with diapirs domss ; 

3- Patsozoie crystaZZins bassmsnt vsry faint ousrZay ; 

4- isochrons of the acoustic bassment. Along the sscarpmsnt and 

undsr the pZatsau = top of the Carbonate pZatform fssismEc 

rsfZector B) : Northwsstward of the pZatform = crystaZZina 

continmtaZ bassmsnt f ssismic rsf Zsctor BM) ; 

5- major nomnaZ fmtts. In dashed tins, prssumsd ; 

6- nomna2 fautts onZy marksd in the pZatfonn ; 

7- smaZZ normal fautts marksd onZy in the post-ptatform 

sedimentary cover ; 

8- acoustic basement high ; 

9- Zocation of Lsg 79 DSDP sites.

cartographiquement [Figs. 68 et 691 en particulier dans la moitié nord de 

la zone. Elle affecte le réseau de failles normales N20 et N70 qui 

contrôle l'effondrement et le basculement des différents blocs 

constitutifs de la marge. La figure 71 illustre l'ensemble de ces 

mouvements. L'affaissement du panneau du socle foré au site 544, guidé 

conjointement par les accidents N20 et N70 induit, un rejet horizontal le 

long de chacune de ces directions. L'amplitude du rejet sur l'une des deux 

familles est directement fonction du pendage des failles de la famille 

conjuguée. Sur les cartes isochrones et structurales, le bloc foré subit, 

par rapport à l'escarpement, un double décalage. Le long des accidents 

normaux N20 très fortement inclinés, il est dextre, alors que selon les 

- 

failles normales N70 à pendage plus faible, il apparait sénestre et moins 

marque. 

Cet agencement de la fracturation et les mouvements observés pourraient 

s'expliquer par l'interférence de deux systèmes tectoniques : 

* l'un serait en décrochement sénestre en liaison avec les mouvements 

relatifs entre 1'1bérie et l'Afrique au niveau de la frontière 

Açor es-Gibraltar ; 

* l'autre résulterait essentiellement de l'ouverture Atlantique et de la 

subsidence de la marge. 

Le champ de contraintes que l'on peut en déduire, se définit par une 

contrainte minimum extensive a3 horizontale dont l'orientation serait à 

peu près NW-SE , et par une composante maximum 0' sub-verticale. Cependant 

ce champ évolue certainement dans le temps, selon l'importance des 

mouvements relatifs entre 1 ' 1bérie et 1 'Afrique. u3 toujours horizontale 

pourrait voir sa direction varier entre le NNW-SSE et 1'WNW-ESE, et 0' 

pourrait prendre comme le suggèrent Mattauer et &, (1977 ; cf. Partie 1) 

pour le début du crétacé, la place de a', à certaines époques (avant la 

création des chaînes tertiaires). La pente continentale de El Jadida 

apparait donc découpée par un réseau étroit de failles normales en une 

vaste mosaïque de blocs de tailles différentes, plus ou moins effondrés et 

basculés. Elle entraîne ainsi la création de zones. hautes et de zones 

basses. Les premières sont caractérisées par un taux moyen de 

sédimentation relativement faible alors que les secondes reçoivent des 

dépôts plus conséquents. Le remplissage des bassin subsidents par des 

séries &vaPoritiques appartenant au Trias-Lias (Pautot et &, 1970 ; Rona 

et &, 1970) voire même au Permien (Fenton, 1984) puis par des dépôts 

jurassiques de moins en moins détritiques permet d'attribuer un âge au 

moins Triasico-Liasique à la distension intra-continentale responsable de 

la structuration initiale de la marge. D'autre part la stratigraphie nous 

a révélé pour le Jurassique supérieur l'existence de différences 

significatives de paléo-environnement entre les séries forées sur le 

glacis et celles du plateau, qui suggère un éventuel rajeunissement des 

accidents et des reliefs au cours du Jurassique moyen. 

La fracturation de la marge, par ses orientations (N20 et N90 en 

particulier) et par le découpage en une mosaïque de blocs q'elle entraîne, 

est tout à fait comparable à ce que l'on observe sur la meseta marocaine

fb [B .O 

fBo0 

I Mesures en plongées 

Escarpement de Mazagan 

Synthirr 

1 

FRACTURATION Zona sud Zone nord 

Diagramme de fréquences 

loD :B rD 

10 

m 100 m 

100 

IE 

110 

no 

110 

.O 

.O 

.0 

il0 

im 

no 

*O 

M 

M 

-10 110 

110 

Accidents obsarv6s Io l.O 80 l.~ IO ?.O 

110 110 110 

0 Accidents suppoiir 10o,w.l~ lW 1W Iff lm les 10.' 1.0 

lmO- 'O m 100 

IO 

10 

*O 

- 9 

r a w x O .o. *O w 

40 .O .O 

10 w 10 .O m 

* O w %O W. *O W. *O 

m 100 m 100 100 m 

110 

110 

110 

40 

.O 

.O 

no 810 

IM 

(0 

10 

*O 

110 

110 1SO 

90 8.0 .O 1. IO 1.0 

150 

110 190 

*O 

M 

80 

100,,O. (10 370 IM lwIw 110 HO 100 

N 33O a 34O N 33O a 33020' N 33°201a 33O35' N 33O a 33.35' 

L Données de la carte structurale I 

- 

Fig. 70 : Répartition de la fracturation, d'après les données de sismique réflexion et de 

plongées. 

FauZts and joints strikes frequency diagrams from dives data and seisnric data, 

Fig. 71 : Schéma illustrant : (1) la position structurale du demi-horst de socle continental 

foré et (2) les mouvements décrochants le long de failles normales. 

Sketch showing : (1) the structuraZ situation of the hatf-horst of continental 

basement wh*:éh have been driZZed and (2) the strike sZipû motions aZong no:waZ 

fauZts. 

198

(cf. Partie 1). Ceci, lui confère alors une origine en partie ancienne 

probablement héritée du cycle hercynien. 

B - La couvsrturs Post-Jurassiqus fpost-Vatanginisn 

inf&em) 

Une couverture très bien litée et d'épaisseur extrèmement variable, 

visible sur tous les profils exposés surmonte l'ensemble inférieur. Il 

s ' agit de la couverture stratifiée, composée essentiellement de sédiments 

carbonatés à tendance hémipélagique et pélagique, identifiée au sommet de 

1' escarpement, au toit des calcaires massifs de plateforme (Hinz et &, 

1982 ; Cyamaz Group, 1983 ; Croupe Cyamaz, 1984 ; Ruellan et Auzende, 

1985 ; Ruellan et &, 1985). 

Cette couverture s'étage du crétacé inférieur à l'Actuel et comprend 

plusieurs formations que nous allons maintenant décrire. 

Les formations 5 et 4 appartiennent vraisemblablement au crétacé. La 

première constitue les premiers comblements syntectoniques ou 

post-tectoniques des bassins .situés entre les zones hautes des blocs 

sous-jacents en mouvement sur la marge. Les nombreuses structures 

sédimentaires internes qu'elle montre compliquent les corrélations entre 

les profils et interdisent de placer partout une limite nette avec la 

formation 4. Cette dernière achève le comblement des petits bassins, 

recouvre les zones hautes et déborde probablement sur l'escarpement. 

La formation se superpose aux ensembles précédents. Elle est datée 

principalement du paléogène. 

La formation 2 serait ~iocène inférieur. 

La formation 1 repose par l'intermédiaire d'une surface d'érosion 

importante sur les séries antérieures. Elle appartient au ~iocène 

supérieur-pl io-quaternaire. 

Signalons que la terminologie et la subdivision en 5 séquences acoustiques 

toutes séparées par des discordances, qui a été adoptée diffère ici 

sensiblement de celle employée par Hinz et - al. (1982) et Hinz, Winterer et 

2, al (1984). Les données stratigraphiques nouvelles apportées par la 

campagne Cyamaz et la démarche différente constituent la raison de ce 

choix. 

B1 - La formation 5 et la discordance du crétacé .moyen inférieur 

Compte tenu de la remarque préliminaire faite dans l'introduction de ce 

paragraphe, jvai choisi le plus souvent les profils SZ 12 [Fig. 721 et SZ 

E [Fig. 651 comme base de description de cette séquence sismique, sur le 

plateau de Mazagan.

- 

- --- - - - - - - - - - - .-A 

. -- . -- 


SZ 22 one-channe2 Ssazagan seismic profile.

[a] Répartition, puissance et caractères acoustiques 

La séquence est continue mais se réduit considérablement en épaisseur du 

sud vers le nord et dl est en ouest. Ses caractères acoustiqus varient ; 

d'un faciès à faibles réflexions sigmoïdes obliques au sud [Fig. 721, elle 

passe progressivement à mesure qu'elle s'amenuise à un faciès à 

réflecteurs puissants qui se terminent en "downlapl'. 

Rappelons que la limite inférieure de la séquence avec le toit de la 

plateforme n'est déterminée avec certitude que sur la bordure externe 

occidentale du plateau, où elle est peu ou pas représentée. Au toit. les 

réflexions sont tronquées et révèlent une discordance. Elle s ' interrompt 

le long du horst central et suggère de ce fait, si l'on admet la présence 

de la plateforme au toit de celui-ci, une structuration fini 

~urassique-~éocomien inf ;rieur. Sous le glacis et le glacis continental, 

nous ne disposons d'aucun argument pour situer la séquence avec certitude. 

Elle est absente des forages du leg 79. Il pourrait ne s'agir que de 

minces placages au toit du Jurassique (Hinz et &, 1982) [Fig. 571. Par 

contre dans le bassin abyssal,-cette séquence a pu etre identifiée sur les 

profils C 24-05 [Fig. 591 grace aux résultats des forages 370/416. Elle 

présente un faciès acoustique assez transparent mais lit;. Sa puissance 

varie irrégulièrement (de 700 à 900 m environ) depuis le bassin à 

;vaPorite jusqu'à la ride ore- ad ère, le long de laquelle elle s'achève 

en bis eau. 

[b] Nature et âge 

Les coupes levées en plongée (Cz 99 et 100) dans le canyon [~ig. 631 ont 

fourni un échantillonnage assez homogène de cette série. Il s'agit de 

calcaires micritiques à débris et à quartz de type deltaïque datés 

essentiellement du ~alan~inien-~arrémien, surmontées par des brèches du 

crétacé moyen ou supérieur (cf. Chapitre II). Au sommet de l'escarpement 

les plongées n'ont permis d'observer qu'une série condensée (30 m au plus) 

composée de faciès identiques et de hard-grounds (cf. chap. II). Dans le 

bassin abyssal cette séquence est représentée d'après le forage 370/416 

par les séries turbiditiques datées du Valanginien-Hauterivien. 

Sur le plateau de ~aza~an, la séquence évoque un système régressif de type 

deltaïque envahissant les zones basses de la plateforme. Elle prograde sur 

des reliefs bordiers formés lors d'une structuration anté ou 

syn-sédimentaire, où alternent dépôt et érosion avec émersion éventuelle. 

La discordance sommitale peut être datée du ~arrémo- tien, voire Albien. 

B2 - La formation 4 : l e crétacé moyen et supérieur 

[a] Répartition, puissance et faciès acoustique 

Sur le plateau, la coupe SZ 12 [Fig. 721 laisse entrevoir une séquence 

transparente déformée,& réflecteurs parallèles mais peu marqués, si ce 

nt est au sommet, et de puissance à peu près constante. Au sud entre 15h00 

et 15h50 s'y adjoignent une succession de forts réflecteurs et de plus

Fig. 73 : Plateau de Mazagan. Isochrones de la base du Tertiaire, réflecteur R (séquences 1, 

2 et 3). En seconde temps double, intervalle : 50 mstd. 

Mazagan PZateau.Isochrons of the base of Tertia~y, R reftector (sequences 1, 2 

and 3). In seconds double travel time ; intemai! : 50 mst:tt.

petits à configuration oblique discordante sur la séquence sous-jacente. 

Cette unité de base que l'on retrouve également avec des puissances 

enviables sur les autres sections semble indiquer un remplissage précode 

de zones affaissées au ~arrémo- tien. 

Si l'on considère maintenant l'ensemble du plateau, la formation 

présenteen réalité de fortes variations d'épaisseur. Sur la section SZ 08 

[Fig: 621 elle atteint par exemple 550 mstd dans le bassin, soit environ 

600 a 700 m, alors qu'au toit du horst où elle est la première à se 

déposer elle n'est plus que de 150 à 200 mstd soit environ 200 m. Enfin 

une légère discordance semble apparaître au toit de la séquence (horizon 

R) au sommet du horst central. Sous le glacis, ce faciès transparent, plus 

puissant, persiste mais tend à être progressivement remplacé par un faciès 

à litage mieux marqué en direction du bassin abyssal [Figs. 57 et 601. 

Dans ce dernier [Fig. 591 , précisément, la séquence 4 se caractérise par 

une épaisseur assez faible et variable de l'ordre de 200 à 300 mstd soit 

environ 200 à 300 m. 

Elle est représentée par une séries de réflecteurs 

continus, sub-parallèles et assez puissants. Elle s'étend du bassin 

salifère à la ride ore- ad ère. 

Sur le plateau, l'âge et la nature de cette séquence sont donnés par les 

plongées le long de l'escarpement, où elle est représentée à 

1 ' affleurement ( Cyamaz Group , 1983 ) . Ce sont des calcaires pélagiques, 

parfois brèchiques datés du crétacé supérieur (~uronien-Maestrichtien). 

Cette formation inclut vraisemblablement llAlbien, voire llAptien 

supérieur. La discordance sommitale du horst pourrait quant à elle dater 

du crétacé terminal paléocène. Au pied de l'escarpement, elle est 

représentée par les marnes et les argiles (545) à inter-stratifications 

conglomératiques (547) datées de l1Aptien supérieur présents au 

~énomanien. Les niveaux brèchiques peu puissants du Campano-Maestrichien 

dans le forage 547, pourraient également lui appartenir et être la 

traduction d1 une certaine instabilité tectonique locale. Rappelons pour 

mémoire que les premiers mouvements atlasiques, sans être interprétés 

comme l'expression d'une véritable phase tectonique, interviennent à cette 

époque (cf. partie 1). Dans le bassin il s'agit, si l'on se réfère au 

forage 370/416 de séries turbiditiques. 

B3 - La formation 3 

[a] ~é~artition, puissance et caractères acoustiques 

,Elle est représentée sur le plateau [Figs. 73 et 741 comme dans le bassin 

et sous le glacis. C 'est une série relativement puissante mais variable 

(500 mstd au maximum sur le plateau) [Figs. 73 et 741. Sur le plateau, 

elle se compose de deux unités à caractères acoustiques différents. De 

surcroit ces faciès varient latéralement, conjointement à 1 'épaisseur, en 

fonction de la géométrie et la profondeur du milieu de dépôt (zone haute 

au bassin). Sur le plateau externe (à l'ouest du horst central) on 

reconnaît [Fig. 75 ; SZ 141 :

Fig. 74 : Plateau de Mazagan. Isopaques du Paléogène (formation 3), en mstd. 

Mazagan PZateau. Isopachs of PaZeogene (formation 3) in rnsdtt.

-A-- . 

ESCARPEMENT S. 1.1 PLATEAU EXTERNE 

SSW 

ISZ 141 

Cu 

O 

Q) 

b W 

0) 

O 

0 0 

b 

rr> 

n 

in 

n Y> 

W IL 

s z a 11 

1 I 

I I 

1 I 

I I I I I I I I I I I I I I I 

I 

NNE 

__ w -- 

- - - - - . -.-- 

- 


SZ 14 one -channe 2 Seazagan seismic re flexion profil%. 

l

+ une unité inférieure 3-2, où se relaient latéralement des faciès 

sismiques transparents à aspect légèrement chaotiques et des faciès 

mieux lités, suggérant des changements lithologiques dans la succession 

sédimentaire. La configuration des réflexions internes est sub-~arallèle 

et indique un taux de sédimentation à peu près constant sur le plateau 

externe. ~éduite au sud du plateau, 1 'unité s'épaissit progressiment 

vers le nord et du SW vers le NE de la bordure externe méridionale du 

plateau et vers l'intérieur (le pied du horst). L'"onlapt' des 

réflecteurs au toit confirme l'existence d'une légère discordance à la 

base. On en retrouve également une au toit, les réflecteurs étant 

tronqués, tout au moins dans la partie méridionale [Fig. 75 ; SZ 14 de 

3h30 à 4h351. Ceci suggère un léger basculement du plateau vers le Nord 

au Nord-Est avant l ' installation de l'unité supérieur et le 

développement d'une érosion partielle de la série principalement dans le 

domaine méridional demeuré plus élevé. 

* une unité supérieure 3-1, puissante et continue caractérisée par des 

réflexions internes sub-parallèles à fréquence élevée et d'amplitude 

moyenne. Au mur ces réflexions apparaissent communément en concordance. 

Mais la présence dl"onlapstt ou de "downlapst' [~ig. Y6 ; SZ 16 vers 

17h45-18h00] [Fig. 77 ; SZ 18 vers 05h101, indique que celle ci n'est 

qu ' apparente. Les onlaps s ' observent également, parfaitement au sud du 

horst dans le petit bassin bordier [Fig. 62 ; SZ 081. Dans ce bassin, 

ces figures présentes à la base de l'unité 3-1 et la faible troncature 

des dernières réflexions de 1 'unité 3-2 confirment 1 'existence d'une 

discordance générée par le basculement de blocs avant le dépôt de la 

plus récente. Notons que dans ce cas, le socle bascule à nouveau vers le 

nord. Elle s'achève également par une discordance qui se manifeste mieux 

sur le profil SZ 08 [Fig. 621, et est partiellement tronquée par la 

surface d ' érosion intra-miocène. Ces caractères acoustiques suggèrent 

une sédimentation constante uniforme sur le plateau externe, sur une 

surface peu ou pas pentée où il subsiste quelques reliefs mineurs non 

érodés nés de réajustements tectoniques antérieurs. 

AU-delà du plateau de Mazagan, on retrouve également cette séquence 

acoustique. Malheureusement dans le bassin au-delà du socle foré, les 

forages de par léurs positions particulières ne permettent pas de 

s'assurer de la validité des corrélations. Nous nous sommes pour cela basé 

sur les interprétations de Winterer et Hinz (1984) sur le profil Va 79-02, 

de Olivet et al., (1984) sur le profil NE 1-8 et de Lancelot, Winterer et 

al (1980) sur le profil M 39-02 calé par forage 370/416 [Fig. 781. 

.f 

Sur le profil VA 79-02 [Fig. 571 (Winterer, Hinz et al., 1984) 

partiellement réinterprété, la séquence 3 apparaît déformé sous 1 'effet du 

diapirisme. C'est une série relativement puissante (environ 500 mstd au 

plus épais) caractérisée par des réflexions parallèles peu puissantes, et 

encadrée par deux discordances. 

A proximité immédiate des forages qui révèlent la présence de cette 

formation, les faciès acoustiques extrèmement perturbés rendent difficile 

son identification. après le forage 547 (Hinz, Winterer et &, 1984) 

(seul à 1' avoir rencontrée) elle pourrait être représentée ici par des 

réflexions assez Puissantes [~ig. 641.

Esc. sl. . 1 

PLATEAU EXTERNE 

SSW 

NNE 

.. --. . 


SZ 16 one-channet Seazagan seismic reflexion profile.

ig. 77 : profil de sismiquel 

réflexion monotrace 

Seazagan SZ 18. 

SZ 18 one-channe2 

Seazagan , seisrnic 

re f Zexion prof; te. 

10 

SSW 

n 

W LL Z SE 

I 

I I i I 1 I I 1 I 1 I I 

Y 

NNE 

I

SHOT POINTS 

4.0 

SITES 3701416 

(PROJECTED) 

1 5.0 

SHOT POINTS 

- SITES 3701416 

IPROJECTED) 

I 

aa F 

Fig. 78 : Corrélations entre le profil de sismique réflexion multitrace BGR M 39-02 

(Winterer, Lancelot et Hinz, 1980) réinterprété, et les forages 370/416 

(Lancelot, Seibold et al., 1977 ; Lancelot, Winterer et al., 1980) (pour 

la position du profil, voir Fig. 59). 

Correlations between BGR M 39-02 multifold seismic refZexion profile 

(Winterer, Lancelot and Hinz, 1980) rsinterpreted and the DSDP sites 

370/416 (Lancelot, Seibold et al., 1977 ; LanceZot, Winterer et al., 1980) 

(for location of the profile see Fig. 59).

[b] Nature et âge 

Sur le plateau, sa nature et son âge sont fournis à la fois par la plongée 

Cz 92 et par celles de la zone sud de l'escarpement S.S. [Fig. 62, 63, 65 

et 671 . Cependant, dans ce dernier cas, 1 'intense fracturation perturbe et 

décale les séries et de ce fait entraîne des difficultés dans le calage de 

la séquence. Il s'agit de calcaires pélagiques lités à foraminifères datés 

du paléocène et de llEocène, voire aussi de l'oligocène. lun ni té 3-2 

pourrait représenter le paléocène-Eocène inférieur ou également du crétacé 

terminal (~énomien supérieur) et 1 'unité 3-1 seulement 1 'Eocène supérieur 

- oligocène. La discordance qui les sépare daterait alors de llEocène 

moyen, et celle sommitale de la limite Oligo-~iocène. Quant à la 

discordance de base, on la situe, sans grande précission, à la limite du 

~rét acé supérieur - paléocène. 

Dans le bassin, cette séquence acoustique correspond à une série 

turbiditique analogue à celle recueillie dans le forage 370/416 (Lancelot, 

Winterer et &, 1980) et datée de llEocène. Au pied de l'escarpement le 

forage 547 revele la mise en place au sein de cette séquence de deux 

importants niveaux de brèches datées du ~énonien-paléocène inférieur à la 

base et de 1 ' ~ocène moyen-supérieur , qui soulignent un démantèlement actif 

de reliefs voisins suite vraisemblablement à une activité tectonique fini 

crétacé. 


[a] ~é~artition et puissance 

Sa répartition est discontinue et sa puissance variable. Sur le plateau 

elle est présente et affleure surtout dans la moitiée est et ne s'étend 

que très peu sur le plateau externe [Fig. 791. ~éjà très peu représentée 

sur le profil SZ 18 [Fig. 771, elle disparait totalement au niveau des 

coupes SZ 20 et 22 [Figs. 80 et 811. Sur le profil SZ 08 [Fig. 621 son 

épaisseur est en moyenne de 200 mstd soit environ 180 m, mais elle montre 

un amincissement du nord au sud. Elle réapparaît autour de l'escarpement, 

sur le profil M 53-88 [Fig. 561, et dans le bassin, oc elle demeure 

.relativement peu puissante. 

[ b 1 caractères acoustiques 

Sur le plateau les faciès acoustiques de cette séquence sont nombreux, à 

litage fin sub-parallèle principalement ou chaotique [Fig. 62 ; Sz 081 au 

toit du horst central, ondulé parfois sur le plateau externe [~ig. 76 ; 

SZ 161 ou avec des figures de progradation oblique [Fig. 67 ; SZ FI. Les 

terminaisons des réflecteurs au mur de la formation sont par conséquent 

très diverses, en "onlap" , "downlap" ou concordance apparente. 

La séquence s'achève, quand elle n'est pas tronquée par la surface 

actuelle, par une importante discordance dont nous reparlerons 

ultérieurement (cf. 5 111-2-2). Au pied de l'escarpement, les faciès 

différent également. D'un aspect chaotique ou mal lit;, à réflexion 

oblique pouvant caractériser un réceptable d'éboulement, sous le glacis

Fig. 79 : Plateau de Mazagan. Isopaques du Miocène inférieur et moyen (formation 2) en mstd; 

intervalle 50 mstd. 

Mazagan plateau. Isopachs of louer and middZe Miocene (formation 21 in mstdd; 

interval 50 mstdd. 

191

Esc.sl. 1 PLATEAU EXTERNE 

I~sc. sl. 

16.O0 16.30 17. 0 O 17.30 78.00 

Fig. 80 : Profil de simique 

- 

réflexion mono- 

(" 

trace Seazagan SZ 20 

SZ 20 one-channe2 

Seazagan seisrnic 

re f 2 exion profi ik . 

SSW 

NNE

Esc. sl. 1 

330 4.00 

PLATEAU EXTERNE 

4.30 5.00 

5.30 

IESC. 

sl. 

I 

SSW - _ * O 

rO 

W IL : 

1 

I 

I I 1 I I I I I 

NNE 

I 


SZ 22 one-channel Seazagan seismic reflexion--p=zof

Fig. 82 : Plateau de Mazagan. Isopaques du Miocène supérieur-Plio-Quaternaire (formation 1) 

en mstd ; intervalle 50 mstd. 

Mazagan P2ateau.Isopachs of upper Miocene-~Zio-Quaternairy (formation 11, in msdtt ; 

interna2 50 msdtt. 

194

[Fig. 56 ; M 53-08], ils passent latéralement à une configuration de 

remplissage de bassin à litage fin régulier et parallèle, vers la plaine 

abyssale [~ig. 60 ; SZ A], en continuité avec la série inférieure. On 

retrouve au toit de la séquence une discordance marquée. 

[cl Nature et âge 

Sur le plateau, 1 ' âge et la nature de cette séquence nt ont pu être établi 

précisément par observation et échantillonnages directs en plongée. 

Cependant, les dépôts en placages reconnus sur l'escarpement nous incitent 

à penser à une nature comparable. Ce serait en l'occurence des alternances 

marno-crayeuses pélagiques. Ceci semble étagé par le fin litage 

acoustiques de la séquence. Les passages locaux à aspects chaotiques ou 

ondulés pourraient alors correspondre à des glissements 

intra-sédimentaires ou à des slumps, tels que ceux observés en plongée 

dans ces dépôts. Nous attribuons alors un âge Miocène ou ~iocène inférieur 

seulement à cette séquence, et un âge Miocène moyen à supérieur à la 

discordance terminale [Fig. 531. 

Au pied de 1 'escarpement, les forages du leg 79 (Hinz, Winterer et al., 

1984) ont permis l'identification. de cette formation. Ce sont des boues 

carbonatées et argileuses pélagiques et des craies datées du ~iocène 

inférieur et moyen. La discordance, au toit de la séquence pourrait être 

soulignée dans les forages soit par la lacune du Serravalien-Tortonien 

(544, 545, 546) soit par des niveaux de brèches à la base de la série du 

~iocène supérieur. 


[a] épar titi on et puissance 

Sur le plateau son extension est limitée au domaine sud oriental [Fig. 821 

c'est-à-dire, principalement et assez paradoxalement aux zones hautes 

actuelles du plateau de Mazagan. Sa puissance maximum atteint plus de 250 

mstd, soit environ 200 m. De surcroit, eile ne semble pas s'être installée 

sur des zones particulièrement basses. Elle constitue un corps 

sédimentaire qui prograde, à partir de l'Est, sur une importante surface 

d'érosion. Cette dernière, reprise et légèrement déformée par des rejeux 

tectoniques, forme au sommet du plateau, de faibles dépressions rapidement 

comblées par 1 ' ensemble progradant. La formation est actuellement reprise 

par l'érosion. Il est donc probable que son extension sur le plateau ait 

été plus vaste au moment du dépôt. Sur certains secteurs cependant, en 

particulier sur la bordure externe du plateau, son absence résulte 

vraisemblablement du non-dépôt et d'une érosion ininterrompue des séries 

plus anciennes pendant toute la période correspondante [Figs. 83 et 84 ; 

SZ 24 et 261. 

La formation 1 est également 

sur le glacis et dans le bassin 

[Fig. 57 ; VA 79-02]. Elle se caractérise par une puissance assez 

constante d'environ 250 mstd (environ 200 ml.

Esc.sl. 1 PLATEAU EXTERNE 1 Esc. sl. 

15.30 96.00 16.30 17.00 

SSW 

2 

3 

4 


SZ 24 one-chunnez Seazagan seismic reflexion profile.

Esc. sl. 1 PLATEAU EXTERNE 

3.30 4.00 

1 Esc. sl. 

4.30 

SSW 

NNE 

Fig; 84 : Profil de sismique réflexion monotrace Seazagan SZ 26. 

SZ 26 one-channe2 Seazagan seisrnic reflexion profile.

[b 1 caractères acoustiques 

Sur le plateau, la formation repose en discordance sur les séquences 2, 3 

et parfois 4 par 1 ' intermédiaire de 1' importante surface dl érosion [Figs. 

62, 63 et 75 ; SZ 08, 09 et 141. Elle est caractérisée par une 

discontinuité interne qui permet, à l'est de dissocier deux unités. 

~lbnité 1-2 à la base est identifiable par des réflexions parallèles, à 

fréquences faibles et peu puissantes. 

unité 1-1 supérieure, est marquée des réflexions plus désordonnées avec 

des traces de chenalisation migrantes [~ig. 62 ; SZ 08 à 15.101 donnant 

des configurations ondulées.La ,puissance de ces deux unités est très 

variable. 

Dans le bassin il s'agit d'une série assez transparente peu épaisse. Mais 

elle est difficle à identifier par son caractère acoustique en raison des 

artéfacts liés à la proximité de la surface. Elle repose en discordance 

sur le ~iocène inférieur moyen. 

[cl Nature et âge 

Comme pour la formation précédente sa nature et son âge sur le plateau ne 

sont que extrapolés, d'après nos connaissances de la géologie à terre, 

d'après les forages, et d'après les placages de l'escarpement ; il s'agit 

de boues carbonatées argileuses, de marnes et de craies à foraminifères 

pélagiques, de faciès comparables à la série ~iocène inférieur moyen, et 

datées du ~iocène supérieur et du pl i~-~leïstocène. 

111-2-2 - Tectonique 

Lt ensemble des profils sismiques montre une structuration complexe de la 

marge. Celle-ci résulte d'une évolution en régime distensif lié à 

l'ouverture atlantique, perturbée principalement au cénozoïque, par 

l 'édification des chaînes d'Afrique du Nord, le Rif et % 'Atlas. 

Nous traiterons dans ce paragraphe des phases observées en sismique, en 

particulier au niveau du plateau de Mazagan car c'est là qu'elles sont Pe 

plus reconnaissables, sans tenter (sauf nécessité) de les corréler au 

cadre 

Ce dernier point sera abordé dans le chapitre suivant. Nous intégrerons 

également quand cela sera utile, les observations de plongées. 

Les effets structuraux des différentes phases tectoniques se résument 

essentiel lement : 

* à des remobilisations des accidents plus anciens ; 

* à des effondrements et des basculements de blocs les uns par rapport aux 

autres, qui entraîneraient la création de 1 ' approfondissement de bassins 

et la naissance ou le rajeunissement des reliefs ; 

* au développement de discordance ; 

* et à de faibles déformations des séquences.

. 

Sur les différentes coupes sismiques, plusieurs évènements tectoniques 

d'importance variable ont pu être mis en évidence. Il est possible de les 

regrouper au sein de deux cycles distincts correspondant : 

* pour 1 'un, à la période anté-crétacé moyen au cours de laquelle 

s ' individualisent les différents domaines structuraux et sédimentaires 

de la marge, et se développe la plateforme carbonatée néritique. Il 

s'agit notamment des évènements associés à la distension 

intra-continentale, ou rifting, et aux stades initiaux de l'ouverture 

océanique, ou drifting ; ces évènements s 'appliquent aux formations 

5,6,7 et/ou 8 ; 

* pour 1 'autre, à la période post-~rétacé inférieur, au cours de laquelle 

règne, une sédimentation pélagique du plateau au bassin. Ces évènements 

s'observent dans les différentes formations sédimentaires 

post-Jurassique supérieur-~éocomiemes, mais interressent l'ensemble de 

la couverture. 

A - Les &&merats 

ant~-~rhs moyen 

Trois évènements tectoniques peuvent être déduits de l'observation des 

profils sismiques : 

* une phase majeure triasique, voire liasique, 

* une phase anté ou infra-Jurassique supérieur, 

* une phase ~éocomienne majeure et les évènements du crétacé inférieur. 

[a] La phase majeure de distension intra-continentale 

triasico-liasiaue 

Elle se manifeste par l'effondrement et le basculement de blocs de socle 

le long de failles normales [Fig. 55 ; M 53-07], dont l'origine déjà 

évoquée précédemment pourraît être hercynienne. Cette structuration 

aboutit à la formation de bassins subsidents caractérisés par d'importants 

remplissages sédimentaires qui "onlappent" progressivement sur les zones 

haut es. 

L'âge triasico-liasique attribué à cette tectonique repose sur les faits 

suivants : 

* les séries évaporitiques et détritiques datées du Trias-Lias inférieur 

appartenant à la séquence 7 sont installées sur le socle de nature 

vraisemblablement continentale, et plus ou moins confinées dans de 

petits bassins [Fig. 60 ; SZ A] ; 

* la sous séquence 6-2 considérée d'âge Jurassique moyen se présente sous 

le plateau comme une série de remplissage comblant partiellement bassins 

et demi-grabens. On ne note pas dans cette séquence de remplissage 

d'activité tectonique syn-sédimentaire marquée par exemple par une 

disposition en éventail des réflecteurs internes. Ceci suggère donc que 

la phase de structuration majeure est antérieure au dépôt de la séquence 

6-2.

[b 1 Les réajustements anté ou infra-Jurassique supérieur 

(160-150 Ma) 

Des réajustements tectoniques interviennent à la fin du Jurassique moyen 

ou à la base du Jurassique supérieur, précédent le début de la 

cons truc tionde la plateforme carbonatée néritique. Ils se manifestent par 

[~ig. 56 ; M 53-08] : 

* une déformation de l'unité 6-2 peu accentuée mais visible ; 

* une réactivation de certaines failles normales accompagnées d'un 

rebroussement des séries. Celui-ci en effet, semble plus marqué dans 

l'unité inférieure 6-2 que dans l'unité supérieure 6-1 et témoigne donc 

d'une déformation propre. Quelques unes n'affectent que l'unité 6-2 

[Fig. 66 ; SZ A vers lh001 ; 

* une* inconformité ou même une disconformité ; elle s'observe localement 

sous le plateau entre les deux unités de la séquence 6 [Fig. 60 et 66, 

SZ A vers lhOO ; Fig. 54 ; M 53-06 entre SP 1000 e t SP 11001. 

L'ampleur des mouvements semble non négligeable mais reste néanmoins 

difficile à estimer. plutôt que par des rejets importants le long de 

failles normales, l ' activité tectonique pourrait s 'être manifestée par un 

basculement général du plateau vers le nord ou le nord-ouest. Celui-ci 

C C C 

peut avoir été genere soit par des réajustements tectoniques du socle 

sous-jacent découpé en bloc, soit par un véritable basculement vers le 

nord. 

Dans la première hypothèse, qui semble la plus vraisemblable compte tenu 

du découpage intense de la pente continentale par des failles normales, le 

basculement général vers le Nord ne serait qu'apparent. Cette impression 

serait donnée par l'effondrement successifs, de blocs du socle vers le 

' 

nord, se traduisant dans la couverture par de légères flexures. 

[cl La phase de structuration -majeure du ~éocomien-crétacé 

inférieur 

Elle est pour une large part a l'origine de l'achèvement de la 

construction de la plateforme carbonatée néritique (unité 6-1). Il ne 

s'agit pas à proprement parler d'une phase tectonique unique mais d'une 

suceession dl évènements répartis sur une période assez longue allant du 

~érhiasien-valanginien à 1 'Aptien. Elle se manifeste par plusieurs re jeux 

verticaux des accidents et aboutit à la véritable création de 

1 ' escarpement de Mazagan. 

On assiste au cours de ce long laps de temps à d'importants mouvements 

verticaux ; l e plateau externe, notamment, subit par rapport au horst 

central-, un affaissement notable. Les séries datées du Jurassique et du 

rét ta ce inférieur montrent de forts rebroussements au contact des 

accidents majeurs qui délimitent le horst central [Fig. 67 e t 85 ; SZ F et 

SZ 101. Ceux-ci sont généralement plus prononcés qu'au niveau de la 

formation 4 sus- j acente et supposent bien ainsi 1 'existence de mouvement 

tectonique anté-crétacé moyen. L ' observation également de failles normales

HORST CENTRAL 

4.00 4.30 

1 PLATEAU EXTERNE 

5.00 5.30 

1 Esc. sl. 

6.00 

In 

N 

O O t- O O 

In 

r- r- ir> 

s W IL 9 u I I 

SSW Y> ln 

I I I I 

I I I I I I I I I I I I I I I I I 

NNE 


SZ 10 one-channet Seazagan seismic refZexion profil^., ,

de moindre 'importance n'affectant que les séquences 5 et 6 du Jurassique 

et du crétacé -inférieur, sans impliquer la formation sus-jacente, si ce 

n'est lors de rejeux ultérieurs, confirme cette interprétation. 

L ' effondrement du plateau externe est accompagnée d 'un léger basculement 

vers l'est et le sud-est donnant naissance à des reliefs. Ceux-ci répartis 

essentiellement sur la périphérie du plateau constituent une zone de 

barrière soumise à une forte érosion. Le crétacé n'y est représenté que 

par un ensemble sédimentaire condensé, composé essentiellement de 

hard-grounds (MF' 9) et de faibles niveaux de calcaires détritiques (MF 8-2 

et 8-3) interrompus vraisemblablement par d'importantes lacunes. Ces 

séries réduites représenteraient l'ensemble du Néocornien 

supérieur-Barrémo-Aptien. Au sud et à 1 'est du horst central [Figs. 62 et 

66 ; SZ 08, SZ A] s'observe le développement de petits bassins annexes 

. fortement subsidents dans lesquels s'accumulent des séries de remplissages 

syn-tectoniques assez puissantes. Le profil sismique SZ 08 montre que l'un 

de ceux-ci résulte très certainement d'un effondrement du socle relatif, 

accompagné d'un net basculement vers le nord. Un autre profil (SZ B non 

exposé) permet de constater que ce basculement stoppère plutôt vers le 

nord-est. 

L'âge Néocornien à Barrémo-~ptien affecté à ces évènements est fondé sur 

quatres points essentiels : 

* en premier lieu, il est basé sur la quasi-absence des dépôts de crétacé 

inférieur au sommet de l'escarpement, au toit de la plateforme 

carbonatée Jurassique, alors que ceux-ci atteignent d'après les 

observations de plongées, près de 250 m dans le canyon de El Jadida. Ces 

faits suggèrent en effet 1a.mise en place de reliefs et de bassins sous 

1 ' impulsion dt évènements tectoniques anté ou syn-sédimentaire ; 

* en second lieu, il s ' appuie sur 1 

'absence totale du Néocornien supérieur 

-Barrémien sur les pentes de 1 'escarpement s.1. et 1 'existence d'un 

hiatus souvent encore plus important. Les dépôts post-plateforme 

Jurassique les plus anciens reconnus soit par forage soit en plongée 

(cf. chap. II) sont des marnes et des argiles hémipélagiques appartenant 

à ltAptien-Albien. Cette lacune pourrait témoignes de l'apparition de 

pentes trop fortes liées à la structuration et d'une forte instabilité 

tectonique ; 

* en troisième lieu, il pourrait, de façon indirecte être souligné par les 

changements de caractères de la sédimentation turbiditique dans le 

bassin abyssal, enregistrés dans le double forage 370/416 pendant le 

,Valanginien. Ceux-ci en effet, traduisent une modification assez brusque 

du régime des apports détritiques dans le bassin qui pourrait être 

attribuée à une importante réorganisation des différents édifices 

structuraux régionaux ; 

* enfin, la lacune de la formation 5 et probablement de la base de la 

formation 4 au toit du horst central suggère l'existence d'une phase 

tectonique anté-crétacé supérieur. Dans fthypothèse où la plateforme 

carbonatée néritique du Malm est présente au toit du horst, cette phase 

ne peut dater que du crétacé inférieur à moyen. Dans l'hypothèse 

contraire, il n'est pas possible de préciser l'âge de la structuration ; 

ses effets sont cumulés à ceux des phases antérieures et indiscernables.

Les évènements tectoniques qui se succèdent après la phase majeure du 

crétacé inférieur dénotent un changement dans l'évolution de la marge. En 

effet, celle-ci jusqu'alors essentiellement dépendante des effets 

distensifs de 1 ' ouverture Atlantique témoigne pour cette période d'une 

activité tectonique particulière en domaine tant océanique que 

continental. 

Ces changements résulteraient de l'interférence d'évènements tectoniques à 

caractère régional avec ceux, toujours présents, liés à la subsidence dite 

normale de la marge. 

Quatre phases d'activité tectonique d'importance variable ont pu être 

identifiées : 

une phase crétacé terminal- alé éocène, 

une phase intra-~ocène, probablement ~ocène moyen-supérieur, 

* une phase oligocèneT 

* une phase in tra-~iocène , vraisemblablement ~iocène moyen. 

[a] La phase crétacé terminal-paléocène 

A la fin du crétacé ou au paléocène inférieur la marge continentale de El 

Jadida subit de nouveaux réajustements tectoniques verticaux, qui de par 

leur âge peuvent être corrélés à la phase Laramienne. Cependant, les 

effets de cette phase ne se manifestent en sismique réflexion que de façon 

localisée. Elle est soulignée, sur le horst central, par une légère 

troncature df érosion des réflecteurs sommitaux de la séquence 4 [~igs. 62, 

SZ 81 et par un "onlapl' vers le sud assez peu marqué également, de la 

séquence 3 sur cette surface d'érosion. Le profil SZ 10 entre 3h35 et 4h00 

[Fig . 85 1 permet par ailleurs d'observer une discordance particulièrement 

bien marquée entre les formations 3 et 4, au niveau d'un seuil faillé 

entre le bassin annexe et le plateau externe. Les mouvements verticaux que

l'on peut alors déduire de ces observations se résument à de nouveaux 

effondrements et basculements des différents blocs, controlés par les 

accidents pré-éxistants ; le plateau externe notamment semble basculer 

vers le nord. 

Enfin, cette interprétation concorde assez bien avec les résultats 

stratigraphiques tirés de l'analyse des données de plongées et de forages. 

En effet, la colonne stratigraphique de la zone sud de l'escarpement 

indique 1 ' existence de calcaires brêchiques datés du Campano-Maestrichtien 

et d'une lacune paléocène qui pourraient être associés à ces mouvements ; 

de même la prés ence des br êches du ~énonien-paléocène inférieur encadrées 

par deux discordances, dans le forage 547 (Hinz, Winterer et al., 1984) 

pourraît être la consequence de ces rajeunissements tectoniques ; ces 

derniers peuvent avoir provoqué la déstabilisation de dépôts installés sur 

les flancs de l'escarpement. La rése en ce de clastes datés du 

Campano-Maestrichtien (Hinz, Winterer et 

.' 

al 1984) à l'intérieur même de 

ces dépôts confère un âge synchrone ou legerement postérieur à leur mise 

en place et à la tectonique. On eut donc affirmer aue cette dernière 

intervient au cours du campano-~aes trichtien-paléocène inférieur. 

[b] La phase intra-~ocène 

Cette nouvelle phase se produit selon un schéma identique aux précédents, 

a savoir : 

* une rernobilisation quasi générale des accidents majeurs accompagnés 

localement de celle de failles de moindre envergure : 

la structuration et 1 'effondrement relatifs des différents blocs de la 

marge, et le développement d ' une morphologie plus accentuée. 

Elle est soulignée dans chacun des domaines du plateau par une discordance 

séparant les unités 3-1 et 3-2. 

* au sud du horst elle indique un nouvel approfondissement du bassin. 

unité 3-1 montre des figures de remplissage qui ttonlappent" 

progressivement sur une surface d'érosion affectant les reliefs 

limitrophes nés de la structuration ; 

* sur le plateau externe [F'ig. 75 ; SZ 141, elle révèle un basculement de 

ce dernier vers le NNE et un nouvel affaissement par rapport au horst 

[~ig. 66 ; SZ A]. En effet, dans la partie méridionale la discordance 

est exprimée par une surface d'érosion affectant l'unité 3-2 qui 

s'atténue et disparaît vers le Nord. Elle n'est identifiée alors que 

localement, ici et là, par de petits "onlaps" de l'untié 3-1. Ceux-ci 

s'observent en général au niveau des flexures qui affectent l'unité 3-2 

sous l'effet des rejeux d'accidents mineurs sous-jacents. 

L'âge ~ocène moyen que nous pensons pouvoir attribuer à cet évènement 

tectonique n'est pas basé sur des arguments directs au niveau du plateau 

de Mazagan mais déduit du fait que cette discontinuité observée coincïde 

avec :

" 1 'épendage de "débris flow" pendant 1 '~ocène moyen supérieur au pied de 

l'escarpement (forage 547 ; cf. chap. II) ; 

* le développement d'une phase pyrénéenne au Maroc dans la chaine 

Atlasique à la fin du ~utétien (cf. Partie 1, Chap. III). 

Il pourrait 

. . 

donc s'agir sur la marge d'une manifestation de la phase 

pyreneenne. Rappelons à cet effet que la meseta marocaine, au cours des 

phases compressives tertiaires (pyrénéenne puis Alpines) reste 

relativement stable. Les mouvements horizontaux qui caractérisent les 

zones orogéniques atlasique et rifaines se transposent néanmoins au niveau 

de la meseta en d'amples mouvements verticaux. 

La phase oligocène 

Elle est soulignée par une discordance séparant les formations 2, du 

~iocène inférieur et 3, du paléogène. La totalité du plateau pourrait 

avoir subit à cette époque un léger basculement vers le nord. 

Sur le plateau externe on observe : 

* un nouveau basculement vers le nord, et un effondrement plus accentué de 

la bordure externe le long de failles normales ; 

* une remobilisation de plusieurs failles mineures qui entraîne un 

compartimentage de ce dernier et des petits effondrements ; 

des déformations (flexures et déformations faibles) de la couverture 

associées au fonctionnement de ces accidents. 

Le profil SZ 16 en particulier vers 17h25 [~ig. 761, montre un plissement 

de la couverture au-dessus d'une zone de failles, qui bien que très faible 

une fois ramené à l'échelle 1/1, indique toutefois un basculernent 

différentiel de blocs sous jacents [~ig. 861. Le basculement vers le nord 

est plus prononcé au sud de l'accident. 

Fig. 86 : ~ éformation souple 

de la couverture peu 

indurée sous 1 'effet 

du rejeux de failles 

sous-jacentes et de 

basculements différentiels 

des blocs 

les uns par rapport 

aux autres. 

FoZd2ng of ths not 

Zndurat sd ssdimsntar 

y cover dus to 

undsrtying fauZt 

rsact ivation and 

diffsrsntiat tXZtFng 

of the btoeks.

A l'est les mouvements relatifs entre le horst et le bassin [Fig. 62 ; 

SZ 08 ] le long de 1 'accident N90 qui les sépare, semblent insignifiants. 

Il n'est pas exclu même que, contrairement aux phases précédentes, le 

horst commence à subsider plus rapidement que le bassin entraînant un 

rejeu à contre sens de l'accident en question. C'est, en tout état de 

cause, ce qui apparait se produire le long des accidents N20 qui isolent 

les parties externes et internes du plateau [Figs. 65 et 67 ; SZ E et FI 

vers ~33~22. Il reste difficile tout de même d'évaluer la part des 

mouvements verticaux imputables à cette phase par rapport à celle qui lui 

succède, ceci en raison de l'érosion presque totale par endroit de la 

formation 2. 

L'âge oligocène de cette nouvelle structuration est hypothétique. Il n'est 

fondé, comme pour les évènements antérieurs, que sur : 

* l'existence d'une discordance datée de cette dans le forage 547, 

* et le fait qu'à cette époque se manifeste au Maroc une phase importante 

d'âge alpin (Choubert et Faure-Muret, 1962 ; Michard, 1976). 

[dl La phase ~iocène moyen-supérieur 

Elle se concrétise sous trois aspects principaux différents, génétiquement 

liés [Fig. 62 ; SZ 081 : 

* le basculement, vers le sud, l'est et le sud-est, du horst et de sa 

couverture ; 

le rejeu inverse au mouvement originel des accidents N90 qui le sépare 

du bassin annexe adjacent au sud et N20 

qui l'isole du plateau externe 

[Figç. 65 et 67 ; SZ E et FI ; 

* le developpement des séries, reprise par l'érosion actuelle ; 

* des déformations gravitaires dans la séquence 2 peu consolidée 

consécutivement à de nouvelles réactivations des accidents [Fig. 75 ; SZ 

141. 

A nouveau, 1 'âge ~iocène moyen à supérieur est déduit des 

rapprochements qu'il est possible de faire avec : 

- d'une part les évènements tectoniques régionaux marocains à savoir, 

1 ' activité orogénique alpine responsable de la surrection des chaînes 

atlasiques et rifaines ( Choubert et Faure-Muret, 1962 ; Faure-Muret et 

Choubert, 1971 ; Michard, 1976 et citations). On date dans l'Atlas 

marocain une phase compFessive paroxysmale au Burdigalien-Tortonien et 

dans le Rif, se produit à la même époque le charriage des nappes intra 

et pré-rifaine des zones externes ; 

- e t d'autre part, les déformations et les mouvements décrits dans 

l'océan : 

+ une nappe d'écoulement datée de ~iocène moyen ou supérieur stépend 

sur un vaste domaine allant du plateau continental situé au nord du 

plateau de Mazagan, aux plaines abyssales de Seine et du Fer à 

Cheval (Bonnin et al., 1973, 1975). Elle serait l'équivalent latéral 

sous-marin des nappes pré-rifaines, mais sa mise en place 

procèderait d' une toute autre dynamique, purement gravitaire et

superficielle. Bien que très proches de l'escarpement de Mazagan, il 

est peu probable que ltinstallation de ces nappes soit directement à 

l'origine de mouvements d'effondrement sur la marge comme c'est le 

cas sur la bordure occidentale de la meseta, au front des nappes 

rifaines (Plaine du Rharb) ; 

+ sur le banc de Gorringe, la mise en fenêtre du socle océanique au 

milieu de la couverture volcanique alcaline (~uzende et - al., 1977, 

1978, 1979 ; Auzende et .* al 1981 ; Feraud et - al., 1982 ; Ruellan, 

1982, 1983 ; Cyagor II Group , 1983a et b) , est a rattacher à une 

surrection répondant à des phases compressives d'âge alpin ( ~ e 

Pichon et - al., 1970 ; Ryan, Hsu et &, 1973 ; Olivet et - al., 1976) 

au Miocène inférieur à moyen. Le hiatus sédimentaire crétacé 

supérieur à ~iocène inférieur du forage 120 DSDP (Ryan, Hsu et - al. 

op. cit), les nappes de glissement du nord du massif et le 

rebroussement des séries des plaines abyssales, visibles sur les 

profils sismiques (Le Lann, 1979) en seraient les témoins. Cette 

surrection porterait même le massif à l'émersion (Pastouret et - al., 

1980) . Il serait associé en profondeur à un chevauchement crustal de 

la plaque Africaine par la plaque ibérique (Purdy, 1975 ; Bonnin, 

1978). Cette phase compressive ~iocène est enregistrée par 

l'ensemble des monts du Fer à Cheval (Olivet et al., 1976). 

- 

+ au Sud, les différents travaux réalisés sur les domaines situés au 

large de la marge Ouest Africaine révèlent l'existence d'une ample 

déformation intraplaque remarquable à la fo,is par son obliquité vis 

à vis des anomalies magnétiques océaniques de la séquence Keathley 

et par son parallélisme avec la marge (Olivet et al., 1984). Elle se 

caractérise par un soulèvement du socle visible =sismique (Uchupi 

et Emery, 1974 ; Emery et - al., 1974 : Olivet et L* al non publié) 

jalonné par des structures volcaniques immergées, joignant les îles 

des Canaries à celles du Cap Vert. Dans le premier de ces archipels 

[~ig. 121, l'île de Gran Canaria enregistre entre 12 et 14 Ma 

(Serravalien selon 1 'échelle de Anonyme, 1983) une activité 

volcanique intense responsable à 90 % de sa formation (McDougall et 

Schmincke, 1976 ; Schmincke, 1972 ; Feraud et - al., 1983). Enfin, les 

résultats du forage DSDP 368 implanté sur la ride du Cap Vert, 

révèlent un changement de régime de sédimentation au ~iocène qui 

résulterait, d'un soulèvement de la région à cette époque (Lancelot 

et Seibold, 1977). 

Pour terminer, il est à noter que certaines failles majeures affectent 

également la formation 1 datée du ~iocène supérieur-~lio-~uaternaire 

[Fig. 62 ; SZ 081, et que d'autre part la surface actuelle du plateau de 

Mazagan apparaît comme un vaste plan d ' érosion affectant 1 'ensemble des 

formations qui y affleurent [~ig. 871. Ceci suggère que l'activité 

tectonique sur la marge se poursuit jusqu' au ~leïstocène-~ctuel et 

confirme les observations de terrain en plongée. Cette activité est de 

toute évidence à associer avec la néo-tectonique (Michard, 1976) qui 

affecte la meseta marocaine précisément à cette époque (cf. Partie 1, 

chap. III), et qui se marque par des mouvements verticaux parfois 

importants. Cette surface d ' érosion s ' étend jusqu 'au plateau continental 

(Bee, 1973) et la meseta.

Formation 2 

Plioclne supérieur et aoycn a 

:U :i:e6 ~up~ricur.~~ocoiien basal 

yY 

Failles lafflcuranteo ou rub-affleurantes) 

Failles importantes cachetées 

/ to~touri 

gCoiogiques

II-2-3- Conclusion à l'étude tectonique par sismique réflexion 

L'étude par sismique réflexion permet ainsi de compléter, ou de confirmer 

et d'étendre les renseignements tirés des observations de plongée. 

* La marge est structurée en une mozaïque de blocs effondrés et basculés, 

contrôlée par un réseau dense de failles normales orientées 

principalement N20, N70 et N90 ; on remarquera d'ailleurs que les 

basculements s ' oppèrent selon plusieurs directions largement sécantes à 

la direction 

de l'ouverture océanique (est-ouest), soit vers le 

nord (bassin annexe), soit vers le nord-nord-est (plateau externe), soit 

vers le sud-sud-est (demi-horst basculé), qui suggèrent une interaction 

au niveau de la marge entre les mouvements liés à l'expansion proprement 

dite et ceux agissant le long de la frontière de plaque Açores-Gibraltar 

la disposition des blocs sur la marge de El Jadida ne répond donc pas à 

un modèle simple de blocs basculés tel que celui proposé par Montaderd 

et - al., (1979) pour la marge nord du Golfe de Gascogne. 

* L 'escarpement apparait bien, à nouveau, comme étant un faisceau de 

failles normales majeures sur la marge ; son rejet total peut-être 

estimé à près de 5 km, entre le bassin profond et le plateau ; il peut 

être assimilé à la "hinge zone'' ou rupture du socle continental. 

Deux grands ensembles superposés sont représentés sur la marge 

continentale de El Jadida, le socle acoustique inférieur est composé du 

substratum continental ou océanique (séquence 8), des ;vaPorites 

triasico-liasiques (séquence 7) et de la plateforme carbonatée néritique 

d'âge Jurassique à ~éocomien basal (séquence 6) ; quand à l'ensemble 

supérieur, il représente la couverture litée post-plateforme et comprend 

cinq formations réparties entre le Crétacé inférieur et le 

Mio-Plio-Quaternaire. ~xce~tée la formation 7, elles sont toutes à 

1 ' affleurement , ou très faiblement enfouies sous une mince péllicule de 

boues actuelles, sur la pente continentale [Fig. 871. 

* Le socle continental semble affleurer sur les flancs de l'escarpement à 

un niveau plus élevé que celui proposé par Wissmann et Von Rad (19791, 

et la couverture sédimentaire, dans sa totalité (séquence 6 et 7 

comprises) , apparait assez réduite, au niveau de la pente continentale 

de Mazagan. 

* La présence d'un bassin profond à ;vaPorites est confirmée face à 

1' escarpement, mais des petits bassins salifères annexes sont également 

présents sous le plateau. 

* Enfin, la marge est caractérisée du Trias à l'Actuel par une évolution 

tectonique polyphasée i des mouvements verticaux en faille normale sont. 

m i s en évidence jusqu'a l'Actuel [~ig. 871 ; ceux-ci remobilisent à 

plusieurs reprises des accidents anciens ; chaque phase se traduit dans 

la sédimentation par la présence d'une discordance soulignée le plus 

souvent de manière très locale.

Fig. 88 : Anomalies magnétiques sur la marge continentale de El Jadida ; (a) carte isogramrne ; (b) sélection de ~rofils 

magnétiques Seazagan et profil du Glomar Challen~er Lee 41. 

Magnetic anomalies on El Jadida continental maryin ; la) isogramma map ; (b) selected ma-metic Zines of 

Seazagan cruise and Glomard ChaZlenger Leg 41 praofile.

III-3- STRUCTURE PROFONDE DE LA MARGE CONTINENTALE DE EL JADIDA 

La connaissance sur la structure profonde de la marge de El Jadida repose 

essentiellement sur des données magnétiques (Uchupi et &, 1976 ; Roeser, 

1982 ; Auzende et -9 al. 1983) et gravimétriques (Hinz et 2al 9 1980, 1982). 

Une carte [Fig. 88a] des anomalies magnétiques au niveau du plateau de 

Mazagan et de son escarpement a été réalisée à partir du levé de la 

campagne Seazagan (Auzende et &, 1983). Une partie de ce levé figure sur 

la carte adjacente [~ig. 88bl. Notre intention première était de 

rechercher par le biais du magnétisme, un caractère déterminant pouvant 

oter l'arnbiguité concernant la nature du horst central. L'hypothèse 

envisagée supposait qu'un horst de socle cristallin très marque pouvait 

avoir une signature particulière ; par voie de conséquence, une telle 

figure pouvait signifier une absence ou quasi-absence de plateforme 

Jurassique supérieur au toit du horst central, celui-ci s'étant trouvé 

alors émergé lors du dépôt. Le champ de référence utilisé pour 

1 ' établissement de la carte est 1 'IGRF 1980 (IAGA Division, 1981) ; mais 

ce champ n' étant pas parfaitement adapté au secteur considéré de la marge 

ouest africaine, une correction de + 130 nT y a été apporté afin d'obtenir 

un zéro local et, par là, de bien mettre en évidence les positifs et 

négatifs relatifs. Roeser ( 1982) effectue également ce type d'opération, 

faisant intervenir soit une constante, soit une fonction dépendante de la 

latitude. 

L'amplitude maximale de l'anomalie sur la totalité de la zone n'excède pas 

100 nT ; c'est la, une valeur extrêmement faible. Sur la carte [Fig. 88a1, 

les isogammes ont été représentés avec un intervalle de 20 nT ; cet 

intervalle est le plus petit admissible, compte tenu du fait que les 

effets de la variation diurne observée, en moyenne de l'ordre de 15 à 

20 nT, n 'ont pu être corrigées. Au nord-ouest de la carte, dans un secteur 

correspondant au bas de l'escarpement, se dessine un axe positif allongé 

NNE-SSW, sécant aux directions structurales N70 mises en évidence dans 

cette zone et apparemment peu perturbées par celles-ci. Au sud, apparait 

un autre champ positif, à forme ovoïde, installé à cheval sur les domaines 

du Canyon de El Jadida, de l'escarpement s.1. et du plateau de Mazagan. 

La présence du horst central ne semble quant à elle soulignée par aucune 

anomalie importante. Seul est à noter un alignement des isogammes selon 

une direction NNE-SSW, probablement représentatif de la structuration N20 

de la pente continentale. A l'est de cet alignement, se dessine un axe 

négatif orienté également NNE-SSW qui pourrait être rapporté à la présence 

du bassin annexe observé en sismique réflexion ou à celle d'un corps 

associé ; ce négatif oriental apparait très clairement sur les profils 

magnétiques transverses SZ A, E et F [~ig. 88bl. 

En conclusion, l'analyse des données magnétiques n'apporte certes pas 

d'argument déterminant en faveur de l'une ou l'autre hypothèse sur la 

nature précise du horst central, mais il confirme 1 'orientation générale

de la pente continentale selon une direction structurale majeure N20. Il 

confère de surcmit à cette direction un caractère profond. 

Une carte des anomalies magnétiques, à l'échelle régionale, permet de 

différencier trois grands domaines [Fig. 89al : 

* un domaine médian orienté NNE-SSW et appelé zone magnétique calme 

Jurassique ; dans cette zone aucune anomalie remarquable n'est 

identifiable [Fig. 89bl ; 

* un domaine occidental dans lequel apparaissent les premières anomalies 

magnétiques océaniques de la séquence de Keathley ; l a plus ancienne 

d'entre elles qui soit identifiée avec précision et certitude est 

l'anomalie M22 ; la limite entre ce domaine et celui de' la zone 

magnétique calme est peu précise ; certains auteurs (Hayes et 

Rabinowitz, 1975) en effet reconnaissent parfois une anomalie de plus 

faible amplitude et plus ancienne, M25, globalement parallèle à la 

précédente ; 

* un domaine oriental représenté par un quarté d'anomalies magnétiques 

positives de pente continentale, S1 à S4, souvent discontinues et assez 

mal définies (Dillon, 1974 ; Roeser, 1982) ; elles constituent le 

prolongement, au nord de l'alignement des Canaries, de l'anomalie ouest 

africaine définie plus au sud ; leur origine n'est pas encore déterminée 

mais leur seule présence sur la pente continentale pourrait indiquer que 

la morphologie actuelle de la marge est controlée par une structuration 

profonde (Roeser, 1982). 

L'axe positif orienté NNE-SSW, observé au nord de l'escarpement sur la 

figure 88a pourrait s'apparenter à l'une de ces quatres anomalies 

magnétiques de pente continentale. Il pourrait correspondre, plus 

précisèment, au prolongement vers le nord, de l'anomalie S2, et ainsi en 

confirmer l'origine profonde, en accord avec les résultats de 

l'interprétation de la sismique réflexion (cf. 5 111-2). 

L'anomalie de pente continentale SI, la plus occidentale [Fig. 89al se 

situe, jusqu'à 33' N, approximativement à la limite ouest du bassin 

profond à ;vaPorite ; elle pourrait souligner la limite entre la croûte 

océanique et une croûte transitionnelle (Hinz et Seibold, 1980 ; Hinz et 

2' 

al 1982) . Pour Hinz et al. (op. cit. ) elle marquerait ainsi le début de 

l'expansion océanique et l'axe de séparation entre le Maroc et la 

Nouvel le-Ecosse ( Canada) . Son homologue identifiée sur la marge nord-est 

américaine pourrait être la East Coast Magnetic Anomaly (ECMA). 

Enfin, la nature exacte du substratum du bassin à ;vaPorite demeure encore 

enigmatique. Hinz et - al. (op. cit. ) lui confère un caractère continental 

aminci contaminé par des intrus ions basaltiques. Ce problème fera 1 ' objet 

d'une discussion ultérieure.

P.A. du FER MOMI P.A. de BASSlY i PLAIEAU dc 

b CHfVAL hllPIRE EVAPOAl ICS MAZAGAN 

Fig. 90 : Gravimétrie : (a) anomalies à l'air libre ; comyilation 

d'après les données de (1) Ritchie et oaton (1965) , 

(2) Bonnin (19781, (3) Hinz et al., (1983, BGR Intern. 

Report no 83445) ; (b) carte altimétrique de l'Atlantique 

central NE, d'après Naxby et al., (1983) et notre interprétation 

en courbes isosals. 

Gravimetry : Cal free air anomazy compited from data of (1) Ritchie and Paton 11965), 12) Bonnin 119781, 

(3) Hinz et nZ. 11983: BGR Internat report 834451 ; fbl NE Cgntral Atlantic altimetrie map, after Haxby et 

a7,. (1 983) and our curve map interpretation.

111-3-2 - Les études gravimétriques 

Les campagnes Seazagan et Cyamaz ne comportaient pas dans leurs objectifs, 

la réalisation d'un levé gravimétrique. 

Je me référerais donc aux travaux antérieurs effectués dans la région 

principalement par Ritchie et Paton (1965), Uchupi et & (1976), Bonnin 

(1978). Hinz et - al. (1981, 1982) et Haxby (1983). 

Une compilation de plusieurs cartes de l'anomalie gravimétrique à l'air 

libre réalisées sur la région est 

à la figure 90a. La fibre 90b 

montre une interprétation en courbes isogals [b 1 de la carte altimétrique 

2 

de Haxby (1983) [bl] (Francheteau, 1983). Sur cette dernière, les zones 

noires (mis à part les îles des Canaries et de ad ère et les continents) 

correspondent à de faibles valeurs de gravité (< -50 mgal) associées le 

plus souvent à des bassins. Les zones blanches (ou en pointillé sur 

l'interprétation) représentent de fortes valeurs de gravité (> 70 mgals) 

associées en majoritée à des structures du socle anormalement élevées. 

La carte altimétrique présente de nombreux points communs avec celle de 

l'anomalie à l'air libre. ~râce à celà, il a été possible de replacer 

approximativement sur cette carte la courbe d'anomalie nulle et d'évaluer 

les valeurs des minimums et des maximums. 

D'une manière générale ces deux cartes complémentaires, montrent que 

l'orientation des anomalies et des zones à fort gradient 

coïncide avec les directions structurales mises en évidence soit dans la 

morphologie soit en profondeur grace à 1 'analyse sismique. 

Une coupe SE-NW 

[Fig. 90a] : 

de la marge de El Jadida permet d'observer successivement 

une maximum gravimétrique correspondant au Plateau de Mazagan 

(+40 mgal) ; 

+ une zone à fort gradient gravifique orientée N20 à N30 ou N70 coïncidant 

avec 1' escarpement de Mazagan ; 

* un minimum gravimétrique -le plus marqué de toute la région- (-140 mgal) 

soulignant à ce niveau, en partie, le bassin à ;vaPorite. 

Vers le Sud du plateau de Mazagan, les isogals restent alignés selon une 

direction N20-30, parallèlement à la marge, jusqu'au plateau de Tafelney 

(segment de Agadir-Essaouira). Vers le Nord, par contre, ces directions 

' préférentielles de la marge sont moins clairement exprimées ; la zone à 

forte anomalie négative se poursuit jusqu'au étroit de Gibraltar, malgré 

une importante perturbation vers 35' N [Fig. 90a et b]. 

Vers le Nord, jusqu'au segment du Rharb, les isogals de la marge et la 

zone à forte anomalie négative se poursuivent parallèlement à la côte 

selon une direction moyenne N70. Au niveau du segment de Rharb, ces traits 

majeurs s'interrompent brutalement. 

Des autres secteurs cartographiés, se dégagent principalement trois 

grandes directions structurales, souvent mise en valeur par de fort

gradients gravifiques : 

* une direction NNE-SSW matérialisée par la ride ore- ad ère et le flanc 

oriental des Canaries, 

* une direction E-W soulignée par l'alignement des Canaries 

occidentales ,par la ride ~mpère- Coral Patch, par une partie des plaines 

abyssales du Fer à Cheval et de Seine, et par certains alignements 

transverses à la ride c ore-c ad ère? 

une direction ENE-WSW développee au niveau du Banc de Gorringe, de la 

partie orientale de la plaine abyssale du Fer à Cheval. 

Discussion - Les essais de modélisation gravimétrique 

Les essais de modélisation gravimétrique conduisent à considérer : 

* que la région des monts du Fer à Cheval est hors d'équilibre isostatique 

(Le Pichon et - al., 1970 ; Purdy, 1975 ; Bonnin, 1978) et que les reliefs 

ont subit un rajeunissement récent (Bonnin, op. cit). Le déséquilibre 

résulterait de 1 ' affrontement des plaques Africaines et ~béri~ues, se 

traduisant en particulier par un chevauchement crustal de la première 

par la seconde au niveau de Gorringe ; 

* que la marge continentale de El Jadida est en équilibre isostatique 

(Luyendyk et Bunce, 1973 ; Hinz et &, 1982). 

En ce qui concerne la marge continentale de El Jadida, un seul modèle 

gravimétrique (Hinz et &, 1982) existe à ma connaissance dans la 

littérature [~ig. 911. Selon une coupe orientée SSE-NNW (identique à celle 

du profils sismique VA 79-02, il met en valeur : 

+ un 

amincissement crustal brusque au niveau de l'escarpement ; 

1 ' épaisseur de la croûte passe progressivement de 30 à 21 km, de la côte 

à la bordure externe du plateau de Mazagan. Puis brutalement le Moho 

remonte à moins de 17 km de profondeur;vers l'ouest, il poursuit une 

légère ascension jusqutà moins de 13 km ; 

* une structuration du socle du plateau en horsts et bassins en accord 

avec les observations de sismique réflexion ; 

* le développement, à l'avant, d'un bassin profond à ;vaPorite sur un 

substratum de nature hypothétique mais d 'épaisseur réduite compatible 

avec celle d'un socle oceanique. 

Pour conclure quatre résultats fondamentaux sont à retenir. 

+ Sur la marge continentale de El Jadida, les observations cartographiques 

et le modèle théorique proposé, s'accordent bien, dans leurs grandes 

lignes, avec ce que l'on s'attend à trouver d'après l'analyse 

structurale des données des plongées et de sismique réflexion ; 

néanmoins, la géométrie du modèle n'est que très grossière.

L 'existence d'un gradient gravifique élevé au niveau de l'escarpement 

confirme un caractère structural majeur et profond et ceci 

vraisemblablement dès la distension intra-continentale (présence d'un 

vaste bassin sa1 ifère reposant sur un substratum inconnu à priori 

anormal). A la présence de l'escarpement en surface correspond en 

profondeur une remontée brutale du moho (d'est en ouest). Cela concorde 

également avec les observations magnétiques. Il est à noter cependant, 

qul il ne prend pas en compte les séries évaporitiques triasico-liasiques 

présentes sous le plateau de Mazagan et sur la meseta marocaine. 

* Ces mêmes observations confèrent au socle continental du plateau de 

Mazagan une position structurale élevée conforme à l'interprétation 

sismique et aux observations de terrain, telle que notamment 

l'affleurement du dit socle sur les flancs de l'escarpement. 

* Les directions structurales qui contrôlent la marge et son évolution, 

revêtent un caractère de dimension régionale. Elles sont présentes, 

exprimées plus ou moins clairement de la frontière Açores-Gibraltar à 

1 ' Archipel des Canaries. considérées sur la marge, pour certaines (N20 

et N90 en particulier), comme d'origine hercynienne, ceci tend à 

indiquer que les directions anciennes ont continués à jouer un rôle 

majeur de guide lors de phases de déformations ultérieures. 

Enfin, la majeure partie des structures associées à la frontière 

Açores-Gibraltar serait hors d'équilibre isostatique (Bonnin, 1978). 

Ceci pourrait être du à des rajeunissements récents (inférieur à 15-20 

Ma) sous 1 ' impulsion de contraintes compressives orientées NS. La marge 

continentale quant à elle, serait en équilibre (Luyendyk et Bunce, 

1973 ; Hinz et al., 1982). 

Fig. 91 : Modèle gravimétrique de structure 

profonde de la marge continentale 

de El Jadida (Mazagan), 

d'après Hinz et - al. (1982). 

Gravimetric mode2 of El Jadida 

continental margin deep structure, 

after Hinz et al. (1982). -

Chapitre IV : KVOLUTION TECTONO-SEDIMENTAIRE DE LA MARGE CONTINENTALE 

DE EL JADIDA 

Je conclurai la deuxième partie de ce travail par la présentation d'un 

modèle d'évolution [Fig. 92 ] et de subsidence [Fig.93 1 de la marge 

continentale de El Jadida intégrant les résultats d'ordre stratigraphique 

et tectonique obtenus après l'analyse des données de forage et le 

dépouillement des données de la sismique réflexion et des plongées. 

Le modèle développé par Ruellan et Auzende (19851, Ruellan et &, (1985) 

et Von Rad et 2' al (1985), propose une évolution de la marge qui se 

décompose en cinq grandes périodes caractérisées chacunes par des 

évènements bien spécifiques. Des corrélations seront posées avec 

l'histoire sédimentaire et orog&nique du continent africain, de même 

qu' avec les grandes phases de 1 'ouverture de 1 'océan Atlantique. Ces cinq 

étapes sont : 

la période de distension intracontinentale Triasico-liasique : 

la période de construction de la plateforme carbonatée Jurassique - 

~éocomien basal, et 1 ' expansion océanique ; 

1A période clé du crétacé inférieur ; 

* la période de calme relatif du crétacé moyen - supérieur ; 

la période d'instabilité Tertiaire à Actuel. 

Je serais amené parallèlement, dans cette conclusion à présenter une 

synthèse structu rale à l'échelle régionale issue d'une compilation des 

résultats propres à ce travail et de l'étude bibliographique. 

La période triasico-liasique voit le déroulement de deux évènements 

fondamen taux indis sociables : 

* 1 ' un d ' ordre tectonique, représenté par la distension intra-continentale 

proprement dite, responsable de la structuration initiale de la marge ; 

* l'autre d'ordre sédimentologique, marqué par le dépôt de séries 

&vaPoritiques et détritiques, qui traduit l'installation d'un 

environnement marin épi-continental .

O W 

E 

LIAS 

7 

O 

+ + + a .L 

A + + ' 

' + + + + ' . + + + + + + 

' A . 

NEOCOMIEN BASAL 

v 

0- 

APTIEN - ALBIEN 

7 

0- 

+ + + A 

CRETACE 1 ERMINAL 

v 

O 

* ' + + + 

'Ire OSDP 

-+ 79-54a 

DSDP OSDP OSDP 

79-544 79-54? 79-545 

0 0 

+ + O Ln S 

E.A. 8 JM.l - 19.3

8 Micritic qtz -benring, 

LATE CRE T. - PALEOGENE 

; 14 Limeslnne breccio 

15 Nanno micrite 

16 Radiolorian cholk.cher1 

17 Peloqic foromin 

2- pack-lrockeslone 

(burrow fills: bl 

- 18 Sot1 ta semiconsolidoted 

forom nanno wzelchol k 

Fig. 92 : Modèle d'évolution de la marge continentale de El Jadida 

(Mazagan, ouest Maroc) ( As- d'après Ruellan et Auzende, 1985. 

B - complété par Von Rad et al., 1985). 

Euozution mode2 of Et Jadida (Mazagan, West Marocca) con 

-tinentaZ margin I A - after RuelZan and ~uzende, 1985. B - compZe 

-ted by Von Rad -et a2 1,085).

lop.(raphii 

LECEllDE 

+ Irait de cltr. E-$ Bordure ..car*. ir ir vlrteforme cub.mrthe nhritique 

Strirtiri et ,b.lyii 

& faillis. 

Iopoqraph~e et brth..itrie 

en iitrcr.. 

Jurasstqu. 

Ioicanisac des 

~wpé~ieu*-i6ecomt~n imfhrteur. 

an art es. 

#assin i évapo~ites Triasice-Liasique. 

/ F1eiures. 

iap~es d'icoulcirnti 

intri et prérifaines d'âge 

fl iappes intrarifainci parautochtones. 

Structures inoriiles du iorli ocianieur asrociics i 

la frontière de plaque Aqorri-6ibraltar. 

Bassins côtiers Çarrpii iiec isob.thn du socle cn 

hi1emètres:dans Ir papti* i-ve du bassin de 1rrfa"a 

est inaiauér 6gilim.nt la profondeur iaiiiw sous le fond. 

Ia

IV-1-1- La marge de El Jadida 

Les forages et la sismique réflexion ont permis de mettre en évidence une 

phase de structuration majeure de la marge répondant à un régime extensif 

NW-SE s'exprimant au moins dès le Rhetien. Le socle continental 

paléozoïque tectono-métamorphique est découpé en une mozaïque de blocs 

plus ou moins basculés qui s 'effondrent vers l'ouest le long de failles 

normales N20, N70 et N90 héritées du cycle hercynien. 

A 1 'ouest, au pied de 1 ' escarpement actuel se forme un bassin subsident 

très peu profond, où s ' i nstallent de puissantes assises salifères 

reconnues au site 546 et actuellement affectées par une importante 

haloc inèse. 

A l'est, des structures diapiriques guidées par la fracturation ont été 

également mises en évidence sous le plateau de Mazagan. Elles révèlent là 

encore, 1 ' existence de petits bassins annexes à remplissage évaporitique. 

Ceux-ci sont isolés les uns des autres et du bassin principal par des 

zones hautes émergées, caractérisées, comme aux sites 544 et 547 (à la 

base) et sur le horst central du plateau., par une sédimentation détritique 

continentale ou lacustre (Jansa et - al., 1984). 

Au sinémurien - Pliensbachien , 1 'existence de carbonates à 1 'emplacement 

du forage 547, souligne un accroissement progressif de l'influence marine, 

lié à la poursuite de la structuration et de la subsidence du rift 

intracontinental et des marges futures. 

Ces divers évènements tec tono-sédimentaires sont caractéristiques de la 

période rifting. 

IV-1-2- corrélation avec la géologie marocaine et 1 * ouverture 

- 

oceanique 

A l'échelle régionale,. les effets de la distension intracontinentale 

(rifting) sont lisibles sur l'ensemble de la marge, comme au Maroc. Les 

évaporites s'installent dans un bassin fortement subsident et de vaste 

étendue, actuellement scindé en deux parties, 1 'une appartenant à la marge 

NW africaine, 1 ' autre ayant été reconnue sur la marge homologue de 

Nouvelle Ecosse (~ustin et - al., 1973 ; Webb, 1973 ; Bally, 1976 ; Wade, 

1978 ; Haworth et Keen, 1979 ; Jansa et Wiedma~, 1982 ; Keen, 1982). 

Sur la marge NW africaine, les dépôts évaporitiques se répartissent de 

manière inégale à la fois en puissance et en extension. Le bassin 

principal, caractérisé par d'épaisses assises et jalonné par de nombreuses 

structures diapiriques, se développe essentiellement au large des côtes 

marocaines. observé vers l'ouest, jusqu'aux environs de W 10'40, face à 

l'emplacement de l'escarpement de Mazagan, il s'installe de la plaine 

abyssale de Seine au détroit des Canaries. Sur son flanc oriental, les 

dépôts investissent des bassins annexes moins subsidents séparés par des 

hauts fonds, semblables à ceux visibles sous le plateau de Mazagan, et 

ceci, jusque dans le bassin côtiers de Safi-El Jadida.

O 

4 BASSIN ABYSSAL H BASSIN a EVAPORITESHPLATEFORME de EL JADIDAHMOLE COTIER MESETIENv Z. 1. P. b 

W 

1 PLAINE ABYSSALE de SEINE GLCONTM PENTE CONT. MPLATEAU C0.w MESETA COTIERE OCCIDENTALE b E 

.c, 

ESC. SI. wPL.de MAZAGAND 

4 QPL. 6XJ.MNC.MB.Ab EL JADIM 

10 

CI 

E 

Y 

Y 

;20 

W 

n 

z 

O 

Y 

O 

a 

& 

30 

MANTEAU 

- 

SUPERIEUR 

t 

- 

S 1 

t 

S2 C~TE E.R. 1985 

, I I I I I I I I 1 I I I 1 1 1 1 

250 200 150 100 50 O 50 100 

DISTANCE (Km) 

Fie. 94: Coupe générale interprétative de la marge continentale de El Jadida (Mazagan, Ouest Maroc). 

GeneraZ interpretative cross section of EZ Jadida continental margin (kzagan, West Marocco).

parallèlement, lié aux mêmes contraintes distensives, se crée au Maroc, le 

rift naissant du Haut Atlas occidental caractérisé également par d'importan 

tes formations évaporitiques, syntectoniques, interrompues par des épanchements 

volcaniques datés de la limite Trias-Lias (Fig. 93). Un problème demeure 

posé, s'agissant de la nature du substratum du bassin salifère principal 

et de la position de la limite continent océan. Si la nature continen 

tale du socle ne fait aucun doute dans l'ensemble des bassins secondaires, 

qu'il s'agisse du Bassin des Hahas ou de celui des Doukkala, il n'en est 

pas de même pour le bassin principal. Il est en tout état de cause péremptoire 

de vouloir établir une loi générale à l'échelle de ce bassin tant les 

questions en suspent restent nombreuses. 

Cependant, dans sa partie méridionale, il s'est formé sur un substratum 

continental, voire intermédiaire, ceci quelquesoit l'hypothèse envisagée 

sur la nature du substratum des Canaries orientales (cf. partie 1, chapitre 

1). 

Par contre, au droit de l'escarpement s.1. de Mazagan, les certitudes sont 

bien moindres. 

Trois hypothè'ses peuvent être à priori envisagées: 

* le substratum du bassin salifère est de nature entièrement continentale 

et a subi un étirement considérable. Ce dernier serait responsable d'un a- 

mincissement de la croûte continentale de l'ordre de 450%. 

* Le substratum du bassin peut être de composition intermédiaire entre la 

croûte continentale et la croûte océanique. L'amincissement reste inchangé 

dans ce cas. La croûte continentale 

se trouve alors compensée par l'intrusion d'importantes masses basaltiques 

à affinité océanique. Il est possible également d'imaginer qu'il 

s'agisse là, en majeure partie, de croûte océanique englobant de vastes 

panneaux de croûte continentale désolidarisés. 

Le substratum du bassin peut être de nature entièrement océanique et 

justifiant de ce fait l'existence d'une épaisseur identique à celle de la 

croûte océanique. 

Afin de discuter de la nature de substratum, il est nécessaire de rappeler 

six faits essentiels (Fig. 94): 

L'escarpement s.l. représente la trace d'une discontinuité tectonique 

majeure ancienne (Triasico-Liasique) sur la marge continentale de El Jadida 

* Le bassin à évaporite principal est limité à l'Est par cet accident mis 

en valeur par une évolution particulière. 

+ La structure crustale proposée par le modèle gravimétrique en équilibre 

de Hinz et al. (1982) ne permet pas de dissocier, au moins de par sa puissance, 

la croûte océanique de la plaine abyssale de Seine de celle du bassin 

salifère. Elle suggére de surcroît, un épaississement crustal brusque 

qui coïncide avec l'escarpement. 

* Le substratum continental est présent jusqu'au pied immédiat et sur 

l'escarpement lui-même.

Fig. 95: Cartes paléogéographiques de la marge de El Jadida (B, C, D: 

d'après Von Rad et al., 1985). 

PaZeogeographic maps of the EZ Jadida rnargin (B, C, D: after 

Von Rad et al., 1985). 

-- - . -- I 

- JURASSIQUE. SUPERXEUR 2=155rz 

- VALANCINIEN X~FERIEUR 

I 1 

LATE CRETACEOUS-PALEOGENE 

I

* Les séries salifères de la plaine abyssale de Seine butent sur la 

structure ancienne de Coral Patch de nature vraisemblablement océanique 

(Olivet et - al., 1982). 

La mise en place du Banc de Gorringe, dont le caractère océanique est 

acquis, daterait de 190 à 200 Ma (Féraud et al., sous presse) et serait de 

ce fait, antérieure à l'ouverture océanique proprement dite se produisant 

entre 160 et 180 Ma (Sheridan, Gradstein et - al., 1983; Olivet et - al., 1984) 

En conclusion, ces observations suggèrent fortement l'existence d'une transition 

brutale entre deux domaines fondamentalement différents. L'un, représenté 

par le plateau de Mazagan, est sans doute de nature continentale. 

L'autre par contre, situé sous le bassin salifère principal, pourrait être 

d'origine soit océanique, soit continentale largement océanisée. En tout 

état de cause le substratum de ce dernier domaine ne peut être de nature 

strictement continentale. Celui-ci à tendance llocéaniquev' pourrait être associé 

à des structures telles que le Banc de Gorringe dont l'âge serait antérieur 

à l'ouverture océanique proprement dite. 

IV-2- LA PERIODE DE CONSTRUCTION DE LA PLATEFORME CARBONATEE NERITIQUE 

JURASSIQUE - NEOCOMIEN, ET L'EXPANSION OCEANIQUE 

IV-2-1- La marge de El Jadida (Fig. 95a) 

Durant cette période, sur la marge, le principal événement est représenté 

par la construction d'une plateforme carbonatée d'âge jurassique supérieurnéocomien 

inférieur, sur des reliefs sous-marins de faible profondeur. 

Cette période enregistre également le début de l'accrétion océanique durant 

le Jurassique moyen, événement dont les causes peuvent se lire dans la sédimentation 

de la marge. Au Jurassique moyen, en effet, s'opère une différenciation 

d'ordre sédimentaire entre deux domaines paléogéographiques: 

* à l'Est, dans le domaine du plateau, d'épaisses formations envahissent 

et comblent le bassin du plateau externe en bordure du horst central qui 

demeure vraisemblablement émergé ou sous de très faibles profondeurs d'eau. 

Leur nature n'est pas certaine, mais il pourrait s'agir des facies pélagiques 

à forts apports continentaux, carbonatés et détritiques à tendance 

transgressive identifiés au site 545. 

* à l'ouest, au pied de l'escarpement actuel, le forage 547 a rencontré 

par contre, des sédiments d'épaisseur réduite et de type pélagique. 

La sédimentation du Dogger pourrait traduire, contrairement à ce que proposent 

Steiger et Jansa (1984). un régime transgressif caractérisé par le 

remplissage de bassins marins encore fortement influencés par les apports 

détritiques continentaux. 

Au cours du Callovo-Oxfordien, cette sédimentation est vraisemblablement 

interrompue par une phase de réajustements tectoniques provoquée par une 

accélération brutale et momentanée de la subsidence de la marge.

Enfin, pendant le Jurassique supérieur-Néocomien basal, s'élabore alors sur 

les zones hautes très faiblement immergées du plateau de Mazagan, la plateforme 

carbonatée néritique, sur une épaisseur de 500 à 800 mètres, tandis 

qu'à l'ouest se déposent des séries hémipélagiques à pélagiques. Vers l'intérieur 

du plateau, à l'abri de la mer ouverte, les calcaires massifs de 

plateforme typique, construits sur la bordure, passent latéralement à des 

niveaux caractéristiques d'un environnement différent, légérement plus profond 

et confiné, moins agité et avec des apports terrigènes plus conséquents. 

IV-2-2- Corrélations avec l'histoire de 1'Atlantiaue et du Maroc 

La période considérée ici couvre tout le début de l'ouverture océanique. 

L'âge de l'expansion initiale demeure jusqu'à présent assez imprécis; il 

est selon toute probabilité entre 180 et 160 Ma, c'est à dire Dogger. La 

discordance callovo-oxfordienne observée sous le plateau coïncide avec 

l'accélération du tau d'accrétion considéré par Olivet et al. (1984) comme 

le véritable début de 1 'ouverture océanique de 1 '~tlanti~uë central entre 

156 et 140 Ma. Elle résulte, de toute évidence, de réajustements tectoniques 

verticaux de la marge associés à ce changement de vitesse d'ouverture. 

Un tel événement est reconnu sur la majorité des marges de l'Atlantique 

central. Par contre, aucun événement tectonique marqué n'intervient au 

Maroc pendant cette époque. La sédimentation caractéristique de bassins 

continentaux faiblement subsidents gagne progressivement sur les terres 

émergées à partir des bassins côtiers animés d'une subsidence régulière. 

IV-3- LA PERIODE CLE DU CRETACE BASAL (Figs. 92 et 95b) 

IV-3-1- La marge continentale de El Jadida 

Entre le Berriasien et l'Aptien, se produit une grande phase de structuration 

de la marge continentale de El Jadida. Elle a pour effets majeurs la 

réactivation générale des accidents, entrainant un redécoupage du plateau 

et de l'ensemble de la marge en une série de blocs plus ou moins effondrés 

et basculés et la mise à l'affleurement de la plateforme carbonatée jurassique 

supérieur-néocomien basal le long de l'escarpement. Ceci est étayé en 

particulier par la présence, sur l'escarpement, de poches de dissolution 

dans les calcaires massifs de la plateforme, remplies par des sédiments hémipélagiques 

de 1'Aptien-Albien (Cyamaz group, 1983). 

Le basculement des blocs aboutit à la création de zones hautes isolant de 

petits bassins ou demi-bassins en marches d'escalier vers l'océan fortement 

subsidents. Dans ces derniers, s'accumulent des formations sédimentaires 

de remplissage syntectonique d'âge Crétacé inférieur, puis posttectonique 

du Crétacé moyen. Ces derniers niveaux sont rares au sommet de 

l'escarpement et totalement absents au toit du horst central. 

L'amplitude du jeu vertical des accidents provoqués par cette phase est 

difficile à estimer dans la mesure où ceux-ci ont été soumis à de multiples 

réactivations tectoniques accompagnées, pour certains, d'une inversion des 

rejets au cours de l'histoire postérieure, Tertiaire à Actuel. Cependant,

pour l'escarpement en particulier, on peut raisonnablement penser, compte 

tenu de l'existence de socle à l'affleurement et de l'épaisseur de la plateforme, 

un rejet vertical de l'ordre du millier de mètres. Cette phase 

tectonique est accompagnée vraisemblablement d'une régression générale au 

cours de laquelle la plateforme a pu être partiellement émergée (Steiger et 

Cousin, sous presse). Cette émersion est rapidement suivie par une transgression, 

ce qui provoque un changement radical de régime sédimentaire. On 

assiste à la disparition des facies néritiques construits de plateforme et 

à l'apparition de dépôts détritiques progradants à affinités deltaïques 

(Fig. 95b). 

IV-3-2- Corrélations réeionales 

Cette phase de structuration majeure datée du Crétacé basal pourrait être 

responsable de la discordance du Crétacé moyen identifiée sous le plateau 

continental par Bee (1973) et Wissmann et Von Rad (1979). 

Cette structuration provient en fait probablement de deux épisodes tectoniques: 

l'un à la limite jurassico-crétacée connu sous le nom de phase néocimmérienne, 

l'autre au Barrémo-Aptien appelée phase autrichienne. Cependant, 

ces deux phases sont difficiles à dissocier au niveau de la marge de 

El Jadida. Leurs effets ici cumulés conduisent à un effondrement majeur de 

la plateforme le long de l'escarpement pendant la première partie du 

Crétacé inférieur (Fig. 96). Il est à noter que Winterer et Hinz (1984) 

proposent à cette structuration un âge antérieur Oxfordien-Kimméridgien, 

synchrone de la construction de la plateforme néritique (Fig. 97). 

Cet événement majeur crétacé basal est également connu dans l'Atlantique 

nord tout comme dans le domaine téthysien (Olivet et al., 1984). Il est 

postérieur au début de l'expansion océanique dans 1'~tlan~ue central; par 

contre, il est synchrone du début de l'ouverture de l'Atlantique Nord 

(Olivet et al., 1984) ainsi que d'un changement de direction accompagné 

d'un ralentissement de 1 'ouverture de 1 'Atlantique central. 

Il pourrait ainsi constituer une manifestation, sur la marge marocaine, 

du début de la longue réorganisation générale (25 Ma environ) des mouvements 

relatifs à l'échelle du globe qui se situent autour de la période de 

l'anomalie J (MO-M3, 112-114 Ma) (Olivet et al., 1984). Cette réorganisa 

tion se traduit à l'échelle de l'Atlantique par l'ouverture initiale au 

Nord du Golfe de Gascogne mais également vers le Sud, dans la rupture entre 

les boucliers ouest-africains et guyano-brésiliens (Curie et - al., 1983; 

Olivet et al., 1984). 

A lléchellërégionale, se met en place, à cette époque, la dorsale anormale 

de Tore-Madère et la frontière Açores-Gibraltar jusqu'alors décrochante qui 

se transforme en frontière de second ordre, l'Ibérie se retrouvant associée 

21 l'Afrique dans un mouvement unique. 

Enfin au Maroc, Faure-Muret et Chubert (1971), reconnaissent également une 

importante phase tectonique, qu'ils localisent de manière imprécise entre 

la fin du Jurassique et le début du Crétacé, reprenant et modifiant un dispositif 

structural plus ancien.

*'- 

- 

X LIASSIC 

DOGGER 

FOOT OF CENTRAL =lhL 

- ESCARPMENT i* Site 545 1 

MALM 1 EARLY CRET. 

1 Bath 1 Cil1 0x1 k Ti 1 Be 1 Va 1 H 1 Ba 1 Apt 1 Alb 

I I I I I I I I 

Ce 1 lu Ica1 Sa 1 Ca 1.1 

0nl Th Ilp Lut J B IP~ ~ 

Olglrpn Miocene 

1 I I I I 

I 

a 

20 

structural rejuvenation 1 

debru floue..ent 

main doun-faultiip 

I drouning 1 evrnt 

200 MO do ibo so I I 

w 1 8 

ruiy rifting 

brrakup 

+ si^ sdy.1~ 

- 

LATE CRET. 

PALEOC. 

EOC. 

NEOGENE 

/PI-Q 

O 

z 

r 

'3 

-1. 

-2 

km 

EL JAOIDA CANYON AR 

Fige 96; Courbes de subsidence du plateau et de l'escarpement de Mazagan (d'après Von Rad et al., 1985). 

Subsidenee eurves of Mazagan plateau and escarpment iafter Von Rad et al., 1985).

Geologic age. wilh Iitne scale im y) 

190 180 170 160 150 140 130 120 110 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 O 

1 I I I I 1 I 1 I 

Trlas Jurassic Cretaceous Cenozoic 

$1 Sn 1 S] 5 ,l j 1 Bath 1 Cal1 0x1 J 

4 0- 

central North Atlanlic 

Erosion (7) and 

Clayey nannofossll 

-3 O 

-30-10 

- 

m 

2 

- B 

O 

n 

n 

20-40- 

-40-20 

30-50- 

-50-30 

EL Wtnlerer. 1084 

-4 O 

Fig. 97: Courbes de subsidence établies à partir des forages du Leg 79 (d'après Winterer et Hinz, 1984). 

Subsidence curves established from Leg 79 D.S.D.P. sites (after Winterer and Hinz, 1984).

IV-4- LE CALME RELATIF DU CRETACE MOYEN ET SUPERIEUR (~igs. 92 et 95c) 

Cette période est marquée par une faible activité tectonique qui succéde à 

l'incessante instabilité du Crétacé inférieur. 

Des dépôts hémipélagiques puis pélagiques comblent à partir de 1'Aptien supérieur 

les derniers vestiges de bassin, puis envahissent l'ensemble du 

plateau de El Jadida, de la meseta marocaine à l'escarpement et au glacis, 

en passant par le horst central sur lequel ils reposent directement. 

Au Maroc, après de nombreuses oscillations, la mer investit progressivement 

jusqu'au Cénomano-Turonien, de vastes zones jusqu'alors émergées (Faure- 

Muret et Choubert, 1971; Stets et Wurster, 1962; Michard, 1976). 

L'activité tectonique pratiquement absente se résume à une simple accentuation 

des structures préexistantes et à l'individuali~atiori lente et progressive 

du Haut Atlas. 

Le Sénonien est marqué par une régression oscillatoire généralisée, associée, 

au Maestrichtien,. à des mouvements précoces de l'orogénie atlasique 

(Michard, 1976). Ces mouvements coïncident avec l'épisode de réajustements 

tectoniques du Crétacé terminal-Paléocène mis en évidence sur le plateau et 

l'escarpement de Mazagan, et attribués à la phase laramienne. 

De toute évidence, ces événements fini-Crétacé sont la conséquence directe 

du changement des mouvements relatifs sur toute la frontière des plaques 

Açores-Gibraltar à l'Est de la fracture Gloria. Ceux-ci deviennent en effet 

à cette époque franchement convergents; ils se traduisent par une compression 

au niveau du Banc de Gorringe et par la mise en place d'importants 

épanchements volcaniques alcalins sur de nombreuses structures océaniques. 

L'activité volcanique des Canaries pourrait également débuter à cette époque 

(selon les données de Storetvet, 1980). 

IV-5- LA PERIODE D'INSTABILITE TERTIAIRE A ACTUEL(F~~S. 92 et 95d) 

Le Cénozoïque se caractérise donc sur la marge de El Jadida (Mazagan) par 

une actjvité tectonique importante que l'on peut qualifier de constante, 

mais qui ne se manifeste que de manière épisodique. Jusqu'à l'actuel se développe 

une série sédimentaire marno-calcaire pélagique plus ou moins indurée, 

interrompue à de nombreuses reprises par des discordances. Celles-ci 

datées notamment de 1'Eocène moyen, de l'Oligocène, du Miocène moyen et du 

Plio-Pléistocène-Actuel correspondent à des mouvements tectoniques qui provoquent 

une remobilisation des accidents, de nouveaux effondrements et basculements 

du socle et de sa couverture ainsi qu'une déformation associée à 

celle-ci. 

Au Maroc, rappelons que l'histoire géologique au cours du Tertiaire, dominée 

par la surrection des chaînes atlasique et rifaine, enregistre aussi

une activité orogénique permanente de laquelle se dégagent plusieurs phases 

compressives pyrénéennes et alpines. 

Il apparaît donc que les mouvements verticaux affectant la marge sont synchrones 

des déformations compressives de l'Atlas et du Rif. 

Existe-t-il un lien direct de cause à effet entre ces deux phénomènes ou 

bien dérivent-ils, indépendemment l'un de l'autre, d'une cause extérieure 

commune à plus grande échelle? 

Les mouvements verticaux de la marge peuvent être influencés par les orogénies 

atlasique et rifaine provoquant ainsi le soulèvement épirogénique de 

la meseta. Ils pourraient, par ailleurs, résulter directement de l'ultime 

changement de direction d'ouverture de l'Atlantique central, vers 43 Ma 

(Lutétien). 

. - 

IV-6- CONCLUSIONS; PALEOBATHYMETRIE ET SUBSIDENCE DE LA MARGE DE 

EL JADIDA 

En résumé, l'évolution de la marge marocaine de El Jadida se décompose en 

deux grandes périodes. 

Il s'agit tout d'abord d'une période marquée par les effets de l'ouverture 

atlantique proprement dite; on assiste notamment au développement des bassins 

salifères et à l'édification de plateformes carbonatées à facies épicontinentaux 

et néritiques au début de l'ouverture et à une phase de structuration 

majeure de la plateforme carbonatée postérieure au début de l'expansion 

océanique, au Crétacé basal. 

Puis, une période fortement influencée par les événements africains liés à 

l'histoire pfopre de Ze continent et à la convergence euro-africaine. La 

surrection des chaînes atlasiques et rifaines a pour conséquence d'importants 

mouvements verticaux qui affectent la marge africaine, la distinguant 

ainsi, comme nous le verrons, de son homologue américaine. 

La figure 96 (Von Rad, 1985) résume schématiquement pour chacun des domaines 

morpho-structuraux explorés en plongée, à savoir le glacis (A), le sommet 

de l'escarpement (B) , le canyon (C) et le horst central (D) , l'évolution 

de la subsidence et de la paléobathymétrie. Chaque domaine reflète en 

effet une subsidence propre légérement différente de celle du voisin. 

Pour la marge continentale de Mazagan, il est possible de définir trois 

grandes étapes dans la subsidence, succédant à la période de distension 

intracontinentale. 

A partir du début de l'ouverture océanique, et jusqu'à la fin de la construction 

de la plateforme carbonatée néritique (pendant 20 Ma) la subsidence 

du plateau de Mazagan, compensée par le taux de sédimentation des calcaires 

néritiques, n'est que de 25 à 40 mètres par Ma (Fig. 96b). 

A partir de la phase majeure, et au cours du Crétacé inférieur, cette subsidence 

s'accélère et n'est plus compensée par la sédimentation; elle atteind 

près de 85 mètres par Ma, pour les blocs les plus effondrés(~i~. 9Ga) 

Puis, à partir du Crétacé supérieur, la marge enregistre une subsidence 

agrémentée de plusieurs phases tectoniques. Les taux sont faibles, de

l'ordre de 3 à 10 m par Ma. 

Les courbes de subsidence mettent ainsi en évidence une évolution verticale 

qui apparaît en désaccord avec les modèles théoriques de subsidence thermique 

(tels que ceux développés par Watts et Steckler, 1981). Elles révélent 

en effet une subsidence tout d'abord assez lente suivie d'une accélération 

due à d'importants mouvements tectoniques, en particulier dans certains 

domaines de la marge, à laquelle succède ensuite un ralentissement. 

Elles démontrent donc l'importance des mouvements d'ordre tectonique dans 

l'évolution verticale des marges passives, toujours sous-estimée ou ignorée 

dans les modèles théoriques. Ces mouvements doivent nécéssairement être inclus 

et fournir des contraintes à ces modèles.

TROISIEME PARTIE 

A TL* 

Essai de comparaison

TROISIFXI3 PARTIE 

ESSAI DE COMPARAISON 

L ' étude et la cornpréhension de 1 ' évolution d 'une marge continentale 

passive passe par sa comparaison avec la marge qui lui est homologue. 

Etant générée par la dislocation d'un continent sous l'effet de 

contraintes extensives, une marge passive évoluée de type El Jadida 

(W .Maroc) ne constitue plus qu'une partie du dispositif né de la rupture. 

Une comparaison sélective de la structure de deux marges conjuguées et de 

leur évolution tectono-sédimentaire respective depuis la période de 

distension jusqulà l'actuel visera donc à mettre en lumière les caractères 

propres à chacune d'elle et les différences. 

Au vue des reconstitutions cinématiques de l'état initial de l'océan 

Atlantique Central (Le Pichon et Fox, 1971 ; Choubert et - al., 1972 ; Le 

Pichon et 

2' 

al 1977 ; Olivet et - al., 1984) le choix s'est donc orienté 

vers une comparaison axée sur la marge de Nouvelle Ecosse et sur celle 

située immédiatement au sud, celle de Georges Bank. 

Mais auparavant, une comparaison avec les marges des bassins 

sénégalo-mauritanien et de Tarfaya, hérités de la même distension et 

ouverture, celle de l'Atlantique Central, parait intéressante et 

nécessaire. C'est donc par là que débutera cette troisième partie. 

Au terme de 1 ' étude détaillée de la marge continentale de El Jadida nous 

avons pu démontrer que chaque évènement sédimentaire, souligné le plus 

souvent par des discordances, des hiatus ou des niveaux de brèches ou de 

conglomérats, était le résultat d'une phase tectonique. Nous avons pu voir 

également qu'il était possible dans chacun des cas de les corréler avec 

des phases tectoniques alpines--ou -. antérieures, néo-cimmérienne, 

autrichienne, laramienne, pyreneenne. 

Ces conclusions ont alors guidé notre démarche, dans 1 'analyse et 

1 ' interprétation des évènements géologiques enregistrés par chacune des 

marges auxquelles nous nous sommes intéressés dans cette troisième partie. 

Ceux-ci présentent souvent, en effet, des points communs avec ceux qui se 

produisent sur la marge marocaine, et ne peuvent par conséquent à notre 

sens dériver que d'une même cause. Par ailleurs, cette démarche qui 

consiste à interpréter l'évolution d'une marge en terme de phases 

tectoniques succéssives, elles-mêmes corrélées aux principaux évènements 

alpins et intra-européens, nous semble la plus à même d'expliquer la 

brutalité et 1 ' ampleur des changements sédimentaires qui interviennent ou 

même de simples discordances ou hiatus.

Ce type d' interprétation diverge fondamentalement de ceux qui attribuent 

la presque totalité des changements à des phénomènes courantologiques 

(Winterer et Hinz, 1984) ou à d'uniques variations eustatiques (Vail et 

al 1977) . Plusieurs observations ne s 'accordent pas avec ceux-ci : 

2, 

* celles faites au niveau du plateau et de l'escarpement de Mazagan (cf. 

Partie II) ; 

* 1 ' existence effective de phases tectoniques contemporaines de ces 

boulversements observés dans des domaines proches ; 

* la manifestation d'accélérations, de ralentissements et de changements 

de direction d'ouverture de l'Atlantique Nord et Central précisément aux 

périodes clés. 

Notre analyse ne remet cependant pas en cause l'existence et l'action 

importante de ces phénomènes dans certains cas. Les courants peuvent en 

effet, à 1 ' échelle locale, perturber la sédimentation, et les lents 

mouvements eustatiques (Vail et - al., 19771, entrainer d'importantes 

transgressions ou régressions ; cependant ils ne sont que relativement 

secondaires à notre sens, au niveau d'une marge. Ce sont surtout les 

mouvements tectoniques qui en régissent 1 'évolution, qu ' il s 'agisse de la 

subsidence dite normale ou de phases tectoniques liées à une orogénèse 

affectant un domaine voisin.

Chapitre 1 - LA MARGE NORD-OUEST AFRICAINE 

L'Atlantique central s'est ouvert sur le système orogénique 

calédono-hercynien, composé à 1 'origine par les chaines des Appalaches et 

des Mauritanides (Schenk, 1973 ; Olivet et - al., 1984). orogénèse 

conditionne la disposition des bassins en formation le long des marges 

nord-ouest africaine et nord américaine ceux-ci sont en effet allongés 

et agencés parallèlement aux structures pre-existantes, ou très légèrement 

sécants. Par opposition on peut citer le cas de l'Atlantique nord où, au 

contraire, l'axe d'ouverture océanique est très fortement sécant, voire 

perpendiculaire aux calédono-hercynides (Lefort et Haworth, 1977 ; 

Haworth, 1980 et 1981 ; Olivet et 2' al 1984). 

Il se pourrait même que le développement de certains bassins soit 

partiellement contemporain de l'orogénèse elle-même, notamment le bassin 

marocain. L ' âge Permo-Trias (Holser, 1984) des évaporites, s 'il se trouve 

confirmé, en constituerait une preuve. 

La marge nord-ouest africaine de 1 'Atlantique central [~ig.98], comprise 

entre la frontière Açores-Gibraltar et le bassin de Bavé (~uinée Bissau), 

se subdivise en trois grands bassins allongés en partie émergés (Reyre, 

1966 et 1984 ; société chérifienne des pétroles, 1966 ; Choubert, 1968 ; 

Dillon et Sougy, 1974 ; Uchupi et al., 1976 ; Liger, 1980 ; Schlee, 1980 ; 

Von Rad et - al., 1982 ; Emery et xhupi, 1984 ; Guieu et Roussel, 1984 ; 

Olivet et al. 1984) : 

-9 

* le bassin ouest marocain se prolongeant à terre par les bassins côtiers 

des Doukkalas et des Hahas ; 

* le bassin dtAaiun-Tarfaya ; 

* le bassin du ~énégal et de Mauritanie. 

Ces dépressions à forts remplissages sédimentaires Mésozoïque et 

cénozoïque sont séparées par des promontoires pré-cambriens et/ou 

~aléozoïques à couverture faible ou nulle, révélateurs de discontinuités 

tectoniques majeures héritées du cycle calédono-hercynien. Ce sont, du 

nord au sud : 

+ la chaine de l'Anti-Atlas, à 29O N ; 

* la dorsale de ~éguibat et la virgation de la chaine des Mauritanides, à 

21-22O N ; 

* la dorsale de ~uinée et une nouvelle virgation des chaines hercyniennes, 

à 13O N. 

Un dispositif équivalent, appalachien, compose la bordure nord-américaine 

L~ig.991. 

Le fait que les marges de l'Atlantique central se soient réalisées aux 

dépends d' un système orogénique encore jeune, hercynien, peut avoir eu des 

conséquences importantes sur la façon dont la lithosphère a réagit.

*woJqv2 d aqwuoqma 327 z~au qnop uo?t~?a~d~aqu? mau Jno woJi paz/zpow (Z ~61) 

$2 pvz u o .raqJv ~ dvw 2vJnqanJqs uz6m ~n?uauz?uoa uvoz~Jv qsam-yq~o~ 

*anbyyz?u a?2euoqx~o armo;a28~d 

eT ap azn2onzqs el rns uoy~e~?zdxa~uy alTaAnou az2ou ap uoy~ouo? ua aayjyporn (~~61) 

Ja pex u o s?xde,p ~ auyeorzje san no-pzou azxern el ap lexnJonzJs arixe3 : 86 * ~ T J

Fig . 99 : Découpage structural de la marge continentale 

atlantique du continent nord Américain (d'après Jansa 

et Wiedmann, 1982) 

Structura l segment of the north amem'can 

atZantic continental mariin (ajter Jansa and Wiedniann, 

1982).

Fig.100: a)Carte de l'anomalie gravimétrique 

à l'air libre, 

(d'après Fritsch et al., 

19781, modifié. 

b)Modèle de structure crustale 

de la marge continentale 

de Mauritanie (d'après 

Weigel et a1.,1982). 

' al Free air ano-ap (in 

Fritsch et aZ.,1978j. 

blséhematic crusta2 section 

across the continental 

margin of Mauri tania (in 

WeigeZ et aZ.,1982), 

modi fi ed.

1-1- LE SOCLE 

La limite continent-océan, ou la limite croûte continentale-croûte 

intermédiaire nlest localisée, comme au large du Maroc et de toutes les 

marges passives, que très approximativement, avec comme seuls fondements 

des arguments indirects et des hypothèses. Elle pourrait, dans le bassin 

du sénégal, correspondre au gradient gravimétrique légèrement accentué qui 

accompagné le zéro de 1 'anomalie à 1 'air libre situé sous la pente 

continentale [Fig.100] (Fritsch et - al., 1980). L'analyse des données de 

sismiques réfraction [Fig. 1011 (Goldflam et L* al 1980) et réflexion (Fig. 

102)confirmerait cette hypothèse. Une exception existe cependant, les 

nombreux corps volcaniques et 1 ' antiforme miocène du Cap Vert (Lancelot et 

- al., 1980) et de Cayar, qui appartiennent à la zone déformée ouest 

africaine (Olivet et - al., 19841, déportent le zéro de l'anomalie 

gravimétrique à l'air libre vers l'océan par rapport à la frontière 

probable située à proximité de Dakar. A partir du point de forage 367 DSDP 

- 

(Leg 41, Lancelot, Seibold et al., 1977) dans le bassin du Cap Vert ou il 

a été identifié, le socle oceanique basaltique (couche 2) plonge 

régulièrement vers le continent jusqu'à une flexure située vers 7-8 std ; 

la flexure à regard Est (Uchupi et Austin, 1979 ; Goldflam et al., 1980 ; 

Wissmann, 1982 ) . 

A l'est par contre, la sismique réflexion ne permet pas de définir la 

morphologie du socle continental, ni-même de situer son niveau avec 

fiabilité. Au nord de Dakar (Fig.l02a), il est assimilé à un horizon 

double, de basse fréquence, profond, incliné et décalé par failles 

normales vers l'océan (Wissmann, 1982). Dans cette région, les deux "hinge 

- 

Fig. 101 : Coupe schématique de la marge mauritanienne d'après les 

données de sismique réfraction (d'après Goldflam et al., 1980). 

Schematic cross section of maukitanian continental margin 

from seismic refraction data (after Goldflam z td., 1930).

"OF 

Salt diapirs off Mauritania 

Fig.102: Profils sismique réflexioii 

N 

VA 79-35 (a) et M 25-Ez (b) traversant 

le bassin évaporitique triasico-liasique 

-- affecté de mouvements halocinétiques. 

rl.0 

a) les réflecteurs à forte amplitude 

et basse fréquence (calcaires de plateforme) 

"onlapent" sur une surface inclinée 

et faillée située à 5-6 std sous 

'0 

1.6 

la pente continentale. Cette surface 

b) l'halocinèse affecte toute la couver- 

, c 20°N 

ture jusqu'à l'actuel. 

sec 

TWT 

Seismic re f Zexion profiles across the 

triasic-liassic evaporitic basin, wi th 

1S0N NOUAKCHOTT 

hazocinetic movements. 

OMAR 

1Ëow ta0 w + 

.

s VA 79-26 off Mauritanie N 

Fig.102: Profils sismique réflexion 

VA 79-26 (c) et Exp. 

78-48 (d) . (Wissmann, 1982) . 

c : le profil VA 79-26, orient( 

N.S., recoupe une zone de £ail 

qui pourrait constituer le pro. 

longement de la zone de fracture 

Kane. Le socle n'est ici re 

présenté que de manière tout à 

fait approximative. 

Y9 

KANE F.Z. extension 

sec 

TWT 

w 

EXPLORA 78- 48 off central Mauritanie 

I*C 

TWT 

d : sur ce profil, le socle 

pourrait être représenté par 

un réflecteur double, de basse 

fréquence, faillé et pentu. 

Les corrélations avec les £0- 

rages 367 et 368 du DSDP deviennent 

très incertaines à 

l'Est de la zone salifère. 

Seismic refZexion profiZes 

VA 79-26 (c) and Exp. 78 48 (ci

zones", que représentent la flexure océanique d'une part et 

l'approfondissement brutal 

du socle continental d'autre part, 

délimitent un bassin étroit, profond de 12 à 14 km, et allongé nord-sud 

[Fig.lQûet102]. Ce dernier est caractérisé par un important remplissage 

évaporitique attribué au Trias-Lias et issu des stades initiaux de la 

distension intra-continentale (rifting) (Weigel et 2, al 1982). La 

constitution de son soubassement demeure indéterminée. 

Sur la marge du bassin dlAaium Tarfaya, le problème de la limite 

continent-océan repose sur la discussion entamée sur l'archipel des 

Canaries (cf. Partie II). Elle se situe selon les hypothèses à l'est ou à 

1 ' ouest de 1 ' alignement Lanzarote-Fuerteventura. La profondeur du socle, 

de nature indéterminée, pourrait atteindre environ 16 km, sous la pente 

continentale (Ranke et - al., 1982). 

1-2- LA COUVERTURE SgDIMENTAIRE 

Les données en mer concernant la couverture sédimentaire des deux marges 

considérées sont très fragmentaires. On reconnait, dans 1 'évolution 

sédimentaire de la marge nord-ouest africaine, trois grandes périodes : 

* la période triasico-liasique de distension intracontinentale ; 

la période Jurassique moyen et supérieur dominée par l'installation de 

la plateforme carbonatée néritique ; 

+ la période post-plateforme marquée par une régression générale initiale 

suivit d ' une généralisation de la sédimentation pélagique. 

1-2-1 - Lithologie - Stratigraphie 

A - es SAS an&mnes 

tria8ics-Ziasiques 

Ces séries de nature évaporitique, par analogie avec les dépôts connus 

dans d' autres domaines, tant immergés (forage 546 ; Hinz, Winterer et al., 

1984) qu'emmergés (bassins côtiers marocains) ne sont le plus souvent 

reconnues qu'indirectement en sismique, grâce aux mouvements 

halocinétiques dont elles sont le siège [Fig.l02b]. 

Leur extension, 

comparativement à celle de la marge mesetienne [Fig.981, est faible. Elles 

sont cantonnées exclusivement dans deux grabens du bassin 

sénégalo-mauritanien situés dans l'espace compris entre les "hinges lines" 

océaniques et continentales (Lehner et De Ruiter, 1977 ; Guieu, 1979 ; 

Wissmann, 1982). Ceci ne préjuge pas pour autant de la structure exacte de 

chacun des deux bassins, celle-ci, en effet, peut s 'avérer très différente 

et sera l'objet d'une discussion ultérieure, au cours de la comparaison. 

Dans le bassin d' Aaium Tarfaya, existent, en domaine émergé, des dépôts 

détritiques à légère tendance éva~oritique (~anke et - al., 19821, mais 

aucune province salifère comparable à celle des marges mesetienne et 

sénégalo-mauritanienne n'a été identifiée. 

244

TARFAYA 

1 - 

2 - 

3 - 

W 

- II 

Pie. 103: StrntiGrsphie du Bassin d1ba?un-~arfa~a; Corrélations entre 

les forages placGs à leur profondeur respective depuis la plaine abys 

-sale jusqu'nu bassin iirnerzé (la colonne du üassin émerzé a étG établ 

par Jansa et Wiedmann, 1982). 

Sl;raatipraphg of 4 azun- Sarfaga Bnsin; 6' orrelations between 

oJrfsilora d ~i l lin? t~ L his d~pth, from abyssal plain to onshore basin 

(the st;r~~:~i~;~~a?i~'ic. column OJ- thc onshore basin is from Jansa ana 

[;IieJ,-,a?~7~, 193 2 ).

B - La plateforme carbonatae du Jurassique moyen et 

superiacr 

La marge nord-ouest africaine n ' échappe pas au développement général, 

commun à toutes les marges péri-~tlantique central (Nouvelle Ecosse, 

Georges Bank, Baltimore Canyon, Blake Plateau, Mazagan-El Jadida) d'une 

plateforme carbonatée néritique et de la transgression "Atlantique" 

(Lancelot et Winterer, 1980) du début du Jurassique supérieur. 

Les données en mer sur la marge sont cependant très fragmentaires et 

l'extension sous le plateau et la pente continentale des calcaires de 

plate forme reste mal définie, voire souvent hypothètique. Nous nous 

réfèrerons donc beaucoup à la géologie à terre (Figs.103 et 104). 

Dans le nord du bassin dlAaium Tarfaya, à proximité de la cÔte (forage 

Chekeika 1, et Puerto Consado 1 ; Martinis et Visintin, 1966 ; Fig.98) le 

Lias moyen et le Dogger sont représentés par des dépôts détritiques et 

carbonatés interstratif iés de moins en moins terrigènes, comme au Maroc. 

Ils sont recouverts en discordance (Jansa et Wiedmann, 1982) par le 

Jurassique supérieur, épais de 1500 ml qui comprend des calcaires massifs 

néritiques à algues interrompus par des intercalations puissantes de 

calcaires marneux ou détritiques, de marnes et de grès. 

Dans le bassin sénégalo-mauritanien, par contre, la série Jurassique 

supérieur ( séquanien-~alan~inien ) ( 760 m) est parfaitement homogène. Il 

s'agit de calcaires néritiques dolomitiques à algues souvent oolithiques 

exempts de tout apport terrigène (forage N'Diass DS1, proche de la cÔte ; 

Castelain in Wissmann, 1982 ; Fig.98). 

Plus au large, dans le bassin du Cap Vert (forage 367, Lancelot, Seibold 

et 2, al 1977) la plateforme est relayée par des calcaires argileux rouges 

de llOxfordien-~immérid~ien reposant sur la croûte océanique. Ils sont 

recouverts par des calcaires à cherts et aptychus et des marnes datés du 

Tithonique-Hauterivien, caractéristiques d' un environnement profond. 

c - Les SAS pst-ptatefonne 

lles sont mieux connues, grâce à la fois à la sismique réflexion et aux 

'orages. La limite ~urassique-crétacé (Néocornien inférieur-Néocornien 

upérieur) représente une étape fondamentale dans llouver~ure de 

l'Atlantique central. Elle se traduit, de part et d'autre de llocean, par 

des changements nets des conditions de sédimentation, en relations plus ou 

moins claires avec des évènements tectoniques.

- 7 7 - 

AI. 

PLAIN 

Fig. 104: Stratigraphie du Bassin Sénégalo-Mauritanien; Corrélations entre 

les forages placés à leur profondeur respective depuis la plaine abyssale 

jusqu'au bassin émergé (la colonne du bassin émergé a été établie par 

Jansa et Wiedmann, 1982). 

Stratigraphy of Senegalo-Mauritanian Basin; 7orrelations between 

offshore drilling at his depth, from abyssal plain to onshore basin (the 

stratigraphie eolm of the onshore basin is from Jaxsa and Wiedmann, 193 2).

Fig.105: Synthèse lithostratigraphique 

- - - 

du bassin d1Aaïun-Tarfaya émergé 

(d'après Ranke et al., 1982). 

GeneraZized Zithostratigraphy 

of onshore da fun-Tarfaya basin lafter 

Ranke et 1982). 

IWCLL M O I 

4. LA000*.L OOL / 

IN1CIIIO.L OTIM.LC 

[al Bassin dlAa?un-Tarf ava 

* Le crétacé inférieur 

Une discordance IFig.105 1 due vraisemblablement à des mouvements 

tectoniques néo-cimmériens (Martini et Visintin, 1966 ; Jança et Wiedmann, 

1982) souligne la transition des faciès de plateforme carbonatée néritique 

du Jurassique supérieur aux dépôts du crétacé inférieur. Ces derniers 

traduisent l'instauration d'un système deltaïque progradant. Celui-ci 

recouvre la plate forme et déborde partiellement sur le bassin profond. 

D'est en ouest se succèdent latéralement : 

* d 'épaisses séries continentales ; 

* des ensembles deltaïques de type Wealdien composés de grès plus ou moins 

grossiers et de conglomérats, présents sous le plateau continental ; 

* un ensemble pro-deltaïque représenté par des boues argileuses, des 

"shales", des grès et des dolomites, au niveau de la pente et du glacis 

continental. 

En règle générale, les faunes et les faciès évoquent le maintien de 

profondeur de dépôts toujours faibles, mais cette tendance est parfois 

interrompue par des incursions marines traduites par 1 'intercalation de 

niveaux carbonétés coquilliers, en particulier à 1 'Aptien supérieur.

Les séries du crétacé inférieur sont souvent incomplètes et offrent des 

variations de puissance très sensibles. A terre, épaisses en moyenne de 

800 m, elles sont datées du Valanginien. à 1' Albien inférieur inclus mais 

1 'Aptien semble incomplet. 

C'est sous le Plateau continental que ces séries sont les mieux 

développées. Elles atteignent plus 1200 m d'épaisseur (forage Spansah 

51A-1 ; Conoco, 1969 in Von Rad et Arthur, 1979 ; Von Rad et Einsele, 

1980 ; Ranke et al 1982 ; Von Rad et Wissmann, 1982 ; ~ig.103) et 

s'étagent de l1Hauterivien jusqutà 1'Aptien. L'Albien inférieur est absent 

et une discordance bien marquée souligne le passage de la série 

transgressive sus-jacente Albien supérieur - ~énomanien. Sur la pente et 

le glacis continental, les forages n 'ont fait qu 'atteindre le crétacé 

inférieur sans le traverser complètement. ~éanmoins , il apparaît très 

incomplet et de faible puissance. Dans le forage DSDP 369 [~iglû3], on ne 

trouve qu' un albo-aptien indifférencié argilo-marneux s 'achevant par une 

discordance, tandis que dans le forage 397, le ~iocène repose directement 

sur les "shales", argiles et dolomites hauteriviens. Vers le large, 

1' Albien supérieur n'est repéré par forage qu'à environ 350 milles 

reposant directement sur la croûte océanique. 

*L 'Albien et le crétacé supérieur 

Avec 1'Albien moyen, débute le grand cycle transgressif du crétacé moyen 

qui atteindra son apogée au Turonien. La naissance de ce nouveau régime 

pourrait être associée aux mouvements tectoniques de la phase autrichienne 

marqués, non uniformément, par une nouvelle discordance. Dans la partie 

actuellement émergée du bassin se dépose une formation marine épaisse en 

moyenne de 650 m, composée d'un Albien supérieur-~énomanien inférieur 

marneux à interlits de calcaires coquilliers, suivit de "black shales" à 

intercalations de calcaires parfois siliceux (cherts) caractérisés par des 

faunes planctoniques. Cette formation qui débute par des faciès 

côtiers peu profond montre un très net et brusque approfondissement du 

milieu de sédimentation, au cours du ~énomanien probablement combiné à des 

processus accrus d ' upwell ing (Einsele et Wiedmam, 1975, 1982 ; Wiedmam, 

1976). 

A 

partir du Coniacien supérieur et au cours du Santonien inférieur 

( environ 50 m) , les faciès coquilliers réapparaissent, se multiplient et 

se substituent progressivement aux marnes, montrant un retour à une 

paléobathymé trie plus faible. 

La série s'achève avec un ensemble composé de marnes et calcaires marneux 

à faunes benthiques abondantes, et calcaires coquilliers à huitres du 

Campanien (Maestrichtien), encadrés par deux discordances. A la base, le 

lien de la discordance avec une phase tectonique pré-cambrienne est mal 

défini. Il pourrait ne s'agir que d'un simple hiatus de sédimentation 

accentué par des processus d'érosion. Au toit, par contre, nous le verrons 

au paragraphe suivant, les discordances peuvent être corrélées aux 

évènements tectoniques laramien (~ocène) et pyrénéen (~ocène supérieur et 

~ost-~ocène), ces derniers étant les principaux responsables du 

soulèvement du bassin à terre.

Le second grand cycle sédimentaire du crétacé supérieur (débutant dès 

1 'Albien moyen) montre, comme le cycle antérieur, une grande variabilité 

dans les dépôts, tant spatiale que temporelle. C'est à nouveau sous le 

plateau continental que les séries sont les plus complètes et les mieux 

développées. Puissantes de plus de 1100 m, 

elles s'étagent sans hiatus de 

1 ' Albien moyen-supérieur au Maestrichtien-paléocène. Elles se composent 

essentiellement de shales, de black shales, de dolomites, de calcaires, de 

craies et de marnes à niveaux si-liceux. Ce mégacyle sédimentaire 

entièrement marin, caractéristique d'un milieu relativement profond 

pélagique, est séparé des séries sous et sus-jacentes par deux 

discordances dues respectivement aux phases tectoniques autrichienne puis 

laramienne (Jansa et Wiedmann, 1982). 

Par contre les séries se réduisent, sous la pente continentale à un 

Maestrichtien marno-calcaire de mer ouverte peu épais (- 50 m) reposant en 

dis cor dance (hiatus cénomano-turonien ) sur des marnes et argiles sableuses 

de if Albien-Aptien (forage DSDP 369). Sous le glacis, elle est absente 

(forage DSDP 397). 

Ce n 'est que dans la plaine abyssale qu'on retrouve le crétacé supérieur 

complet (~énomanien à Maestrichtien) comportant des grès, des shales et 

des cherts et dolomites reposant directement sur les basaltes de la croûte 

océanique (sites 137 et 138 ; Albien à crétacé terminal-tertiaire). 

[b 1 Le bassin sénégalo-mauritanien (Fig. 104) 

Le crétacé inférieur 

Dans le bassin du ~énégal, la limite entre les calcaires dolomitiques des 

plateformes du Jurassique supérieur et sa couverture n'est soulignée par 

aucune discordance importante. Mais l'apport subit d'éléments détritiques 

dans une sédimentation qui, jusqu'alors, en était strictement dépourvue 

est tout autant évocateur du bouleversement qui se traduit à cette époque. 

Les calcarénites , quartzites , argiles .et calcaires dolomitiques qui se 

déposent dans le domaine proche de la côte actuelle, du Valanginien à 

ltAlbien inférieur, sont considérés, de par les faciès et les faunes 

contenues (association de foraminifères benthiques et d'ostracodes) comme 

caractéristiques d ' un environnement peu profond de type deltaïque. Vers 

l'Est (vers les bordures émergés du bassin), ces faciès épais de 500 à 

1300 rn passent à des grès et argiles rouges continentaux à 

épi-continentaux. 

Le plateau continental actuel est bâti sur la plateforme carbonatée 

Jurassique à crétacé basal enfouie sous des "shales" crétacé supérieur à 

tertiaire. Des forages en mer, seul le site DSDP 367, dans le bassin du 

Cap Vert, fournit quelques informations. A partir du toit du Jurassique 

s'y succèdent des calcaires marneux, des calcaires chertiques et des 

marnes, datés du Berriasien-Hauterivien , puis des argiles barrémiennes 

passant progressivement aux black shales de l'~~tien-~énomanien ; ces 

dépôts sont caractéristiques d ' un environnement profond.

LIAlbien et le crétacé supérieur 

Tout comme dans le Bassin d ' Aaium Tarfaya, à 1 'Albien moyen, surviennent 

des changements dans les régimes sédimentaires. Les contrastes semblent, 

toutefois, moins forts. 

Le crétacé supérieur, à partir de 1 'Albien supérieur, est représenté par 

plus de 1500 m de quartzites et de grès puis de dépôts argileux à faunes 

planctoniques. Il se caractérise par une tendance générale à 

1 ' approfondissement du milieu de sédimentation, interrompue, 

voireseulement ralentie, au cours du ~omiacien-~antonien qui enregistre 

une légère régression marquée par un afflux d'apports détritiques. 

A la fin du Maestrichtien, se produit une régression générale, et se 

développe une importante surface d'érosion sur laquelle reposent les 

séries tertiaires. 

Sur l'île de ~ a ï o (Cap Vert) est à noter la manifestation d'une activité 

volcanique, d 'âge crétacé moyen à ~ocène, représentée par des tufs et des 

laves en coussins intercalés dans des shales ; ces derniers inpliquent un 

milieu de sédimentation profond (Grunau et - al., 1975). 

En mer, le crétacé supérieur est reconnu par forage, partiellement ou dans 

sa totalité, aux sites DSDP 140, 367 et 368. Il s'agit principalement de 

dépôts argileux peu épais (environ 200 m) parfois turbiditiques (DSDP 367 

et 368), de silts et de sables fins (DSDP 140). Aucune interuption n'est 

observée dans la sédimentation entre ces dépôts et ceux sous ou sus-jacent 

du crétacé inférieur et du paléogène. 

Reconnues par forages dans les deux bassins, les séries tertiaires sont 

généralement peu puissantes, à terre comme en mer. De surcroit leur 

répartition peut-être très inégale, en particulier dans le bassin d'Aaium 

Tarfaya. 

Sous le plateau et la pente continentale ainsi que dans le bassin profond, 

le paléogène, quand il est présent est souvent discordant sur le crétacé. 

Dans les deux bassins de Tarfaya et du ~énégal, il est représenté par des 

dépôts principalement h&rnipélagiques et pélagiques dans lesquels 

s'intercalent quelques niveaux néritiques, voire même continentaux. Les 

faciès rencontrés se composent principalement de marnes et de craies 

siliceuses, de calcaires pélagiques, de shales et parfois de calcaires à 

niveaux coquilliers. Le bassin dlAaium Tarfaya se singularise par 

l'absence totale du paléogène au niveau de la pente continentale (forages 

DSDP 369 et 397 ; Lancelot, Seibold et - al., 1977 ; Von Rad, Ryan et - al., 

1979). 

Le ~éo~ène offre des faciès plus monotones. Ce sont essentiellement des 

pélites, des marnes, des shales et des boues à nannofossiles, qui, vers le 

domaine émergé, s 'enrichissent en apports détritiques continentaux. Le 

pied de la pente continentale du bassin dVAaium Tarfaya fait exception, le 

~iocène inférieur , discordant sur 1 '~ocène, comporte des coulées boueuses 

de grès et de conglomérats pouvant être interprétées comme des témoins de 

mouvements gravitaires associés à une tectonique. 

De nombreuses lacunes se succèdent, échelonnées sur tout le cénozoïque ; 

elles sont généralement mieux exprimées dans le bassin .de Tarfaya que dans 

&lui du ~énégal- aur ri ta nie. 

251

* 

O 5 MILES 

Fig. 106: Profil sismique réflexion sur la marge nord du Bassin dlAaiun Tarfaya, dans le détroit des Canaries 

(~odd et Mitchum, 1977). 

Seismic ref 1ectio)z proj'i le on the nothe~vl ninrgiii of the 4 afun- krfazja Basin, in the C anarian strait 

f ~odd and Ili tchwn, 1977 / .

1-2-2- Structure de la marge continentale nord-ouest africaine 

Assez peu de travaux se sont focalisés jusqulà ce jour sur la structure 

détaillée des marges saharienne et sénégalaise. Des études générales, par 

contre, ont été menées principalement par Tooms et - al. , (1970), Hoskins et 

2, 

al (1974), Seibold et Hinz (1974), Uchupi et al., (19761, Lehner et De 

Ruiter (1977), Watkins et Hoppe (19791, ~oldflx et - al., (1980), Hinz 

(1980 ) , Liger (1980) , Wissmann ( 1982 1. Nous essayerons d'en dégager les 

points essentiels. Les caractères structuraux de ces marges dérivent le 

plus souvent de données de sismique réfraction,de gravimétrie et de 

sismique réflexion. Il en rés~lte des interprétations contradictoires 

entre les auteurs, aucun argument tangible direct, tel que des forages, ne 

permettant en particulier de s'assurer de la position du socle ou dans 

certains cas de celle de la plateforme carbonatée Jurassique, au niveau de 

la pente continentale ou du plateau. Nous tenterons de discuter des 

différentes hypothèses à la lumière des éléments nouveaux et précis acquis 

sur la marge de E l Jadida. Comme nous 1 'avons fait pour cette dernière on 

s'attachera dans ce paragraphe à définir la structure de la plateforme 

Jurassique, de même que son extension en mer. 

A - Ls bassin d'Aaim Tarfaya 

En sismique réflexion, la plateforme carbonatée Jurassique identifiée à 

terre par forage (~artini et Visintin, 1966 ; Ranke et - al., 1952) se 

poursuit subhorizontalement vers le nord, dans le étroit des Canaries, 

sous le plateau continental et une partie de la pente (Fig.106) (Mitchum et 

Vai 1 , 1977 ; Mitchum et - al. , 1977 ; Todd et Mitchum, 1977 ; Hinz et 

- 

al., 

1982). A ce niveau elle s'effondre subitement le long de failles normales 

(Todd et Mitchum, op. cit.). Pour Hinz et al., (op. cit.) il pourrait 

s ' agir d ' un paléotalus formé au front d'une barriere récifale actuellement 

enfouie et contrastée par un réseau de failles normales tourné vers le 

centre du détroit (Fig.106). 

A la terminaison méridionale du bassin, au large du Cap Barbas (en Sahara 

Espagnol ) , le niveau de la plateforme est controversé, celui-ci étant 

déduit, principalement des données de sismique réfraction. Hinz et - al., 

(1982) et Von Rad et Wissmann (1982) interprétent comme des calcaires 

néritiques de plateforme une couche caractérisée par des vitesses des 

ondes de 5.1 à 5.3 km/s et dont le toit se situe vers 3 km de profondeur, 

sous le plateau continental et le début de la pente. C'est, selon ces 

auteurs, en accord avec la profondeur 

du substratum continental 

évoquée précédemment, et avec les résultats du forage 77.2 dans lequel le 

Jurassique -de nature continentale à ce niveau- a été atteint vers 

-2700 m. Von Rad et Wissmann (op. cit.) attribuent ainsi une puissance de 

4 à 5 km à la série d'âge Jurassique - crétacé basal, sous l'actuel 

plateau continental, et en déduisent un taux de subsidence de 80 à 

120 m/Ma. Par contre, pour Hoskins et al (1974) et Uchupi et al 

(1976), ce niveau à vitesses élevées representerait le soubassement 

continental. 

-- 

4: .' 

Vers le large, la réfraction révèle une séquence caractérisée par des 

vitesses de l'ordre de 4.8 h/s, qui correspond probablement à des dépôts

O 

5 

10 

15 

Continental 

- 

50 Km 

vertical exaggeration x 13 

2 O 

w -. 

S SENEGAL BASIN 

F 

. . . ,-.'8 :- 

- ... .. 

h/ ---- 

Continental trust 

L 4 

vertical exaggerationxk~ 1 

Fig. 107 : a - Coupe géologique du bassin central du Sénégal (dfapres Spengler 

et al., 1966; modifié). 

b - Interprétation d'un profil sismique réflexion multitrace au niveau 

du sud du basin du Sénégal (d'après Schlee, 1980). 

a - Geological section thxough the Senecai central basin (after 

Spengler et ai., 1366; modified). 

b ~ elogical o inte~retation of a multichanne 1 reft ection seismic 

profi le across the soutizern Senegal basin (after Shlee, 191 8). 

Fig.107~ : Coupe géologique interprétative de la marge continentale mauritanienne 

(d'après Wissmann, 1982; modifié). 

Interpretntive geological cross section througk mauritanian continental 

margin fa jter Vissmann, 132; modified) . 

2 54

carbonatés jurassiques, équivalents latéraux, pélagiques ou 

hémipélagiques, de la plateforme néritique. 

Vers le centre du bassin la position exacte de la plateforme est méconnue. 

Les auteurs allemands (Hinz et - al., 1982 ; Ranke et &, 1982 ; Von Rad et 

Wissmann, 1982) situent sa bordure externe pratiquement à l'aplomb de la 

limite du plateau continental. Nous verrons cependant qu'une 

interprétation différente des profils de sismique réflexion peut-être 

proposée, dans laquelle la plate forme appara; t. 

B - Le bassin ~ & ~ a ~ t a n ~ 

Les trois coupes interprétatives de la marge sénégalo-mauritanienne de la 

figure 107 (De Spengler et - al., 1966 ; Schlee, 1980 ; Wissmarl, 3982) 

il lustrent la situation et la structure de la plateforme carbonatee 

Jurassique. 

Sur la coupe passant par Dakar [Fig. 1074 (De Spengler et - al., 19661, la 

plateforme repérée dans le forage N' Diass (DS1 ; Castelain in Wissmann, 

1982) s'effondre rapidement vers le bassin profond le long d'un réseau de 

failles normales orienté NNE-SSV. Ce dernier a été repris en compression 

au ~iocène, donnant ainsi naissance à un bombement associé à du volcanisme 

au niveau du Cap Vert. A la latitude considérée, la "hinge zone" du socle 

continental se situerait au centre du bassin émergé et par conséquent 

franchement à l'est de la bordure externe de la plateforme. Cette dernière 

pourrait être associée soit à la limite continent-océan, soit à une 

seconde rupture de pente du substratum. 

Vers le sud, face au fleuve Casamance, la plateforme s'étend sur un 

domaine en grande partie immergé plus vaste, allant de la plaine côtière à 

la "hinge zone" océanique [Fig. l07b 1 (Schlee, 1980), selon un schéma 

comparable à celui des marges homologues nord-américaines. Elle est 

installée sur le bassin à ;vaPorites et déformée par l'ascension des 

diapirs. La coupe de la marge mauritanienne [~igs.lOl et107bl (Goldflam et 

2' 

al 1980 ; Wissmann, 1982) montre une fois encore un agencement nouveau. 

La bordure externe de la plateforme néritique semble controlée par la 

présence de la "hinge zone" continentale définie par Wissmann (1982) comme 

constituant la flanc oriental du bassin à séries salifères (Fig.104 (cf. 5 

1-1). La coupe met par contre en évidence l'existence probable de deux 

"hinges zones" continentales, similaires à celles observées sur la coupe 

passant par le Cap Vert [~ig. l07al. ' 

Du nord au sud du bassin sénégalo-mauritanien, quatre domaines peuvent en 

réalité être définis, chacun d'entre eux montrant une structuration 

différente. Le quatrième domaine est celui de la terminaison 

septentrionale du bassin contre la dorsale de ~é~uibat. Au large du Cap 

Blanc le dispositif structural que 1 'on peut observer en sismique 

réflexion est identique à celui précédemment décrit pour la marge du Cap 

Barbas.

La connaissance détaillée que nous avons à la fois de la structure et de 

1 ' évolution de la marge continentale marocaine de El Jadida, grâce à une 

densité exceptionnelle de données complémentaires diverses, constitue une 

base essentielle pour une discussion sur la structure et l'évolution de 

l'ensemble de la marge nord-ouest africaine. Elle nous apporte des 

arguments probants ou critiques, en particulier pour localiser la 

platef orme carbonatée Jurassique supérieur - ~éocomien basal, au niveau du 

plateau continental ou de la pente.%s faits nouveaux nous obligent 

dans certains cas à proposer des interprétations différentes de celles 

préconisées par les auteurs précédents. 

Deux considérations importantes ont servi de guide : 

* les fortes convergences de faciès sismiques offertes par certaines 

séquences avec la plateforme carbonatée néritique identifiée sans 

équivoque sur la marge de El Jadida ; 

+ le schéma structural de la marge qui découle des nouvelles 

interprétations proposées est comparable à celui de la marge 

continentale de El Jadida. 

Nous partirons de l'ensemble concret de la marge continentale de 

Mauritanie à l'aide du profil sismique réflexion VA 10-66 de Goldflam et 

-* 

al. (1980) [Fig. 108 1, pour par la suite étendre le propos à d'autres 

regions . 

Sur ce profil, se dessine un corps particulier interprété par Goldflam et 

A'. 

al (1980) comme étant le "front carbonaté ~rétacé". Notre point de vue 

differe ; la base de cette structure présente des caracteristiques 

acoustiques sourdes qui rappelent celles de la bordure externe de la 

plateforme carbonatée néritique de Mazagan et nous permettent de penser 

qu' il s'agit également de la plateforme. 

Les forages V1 et OCT 1B (Rona, 1973, in Wissmann, 1982) pro jetés sur le 

profil sismique VA 10-66 (Goldflam et &, 1980). CFig.I.08 1 sont en accord 

avec cette interprétation. Ils montrent 1 'existence d'une série d'âge 

crétacé supérieur réduite sous la pente (280 m dans le forage VI) par 

comparaison à celle traversée sous le plateau continental (850 m dans le 

forage OCT 1B ) ; elle est enfouie soils une couverture tertiaire qui 

inversement est largement plus puissantesous la pente que sous Le plateau. 

Trois points communs avec la marge de El Jadida apparaissent : 

* En premier lieu ces données traduisent la présence d'une structuration 

de la marge du craton africain en blocs effondrés et basculés générant 

des zones hautes et des zones basses qui sont tout à fait comparables. 

+ Tout comme le long ou au sommet de l'escarpement de Mazagan également, 

les dépôts du crétacé .inférieur et même du Crétacé supérieur sont assez 

réduits ou absents le long de l'accident bordier ouest et s'apaississent 

sensiblement vers le plateau continental.

- 

Cen 

Seisrdc reflexion profite cn the mcni.ritannian 

margin lafter GcZdflam et a2 ,1980), a nm 

interprs*IDia. B: top m< Late Jurassic 

carbonate p ta te fonn. 

257

Fig. 109: Profils de sismique réflexion sur la marge continentale de 

Tarfaya (d'après Von Rad et Wissmann, 1982). 

Seismic reflection profile on Zarfaya continental margin 

( from Von Rad and Wissmann, 193 2) .

* Enfin cette interprétation nouvelle [~ig.l08] suggère aussi une 

évolution tectonique verticale polyphasée responsable de réactivations 

successives des failles normales, probablement à la limite Jurassique - 

~ocrétacé, à la fin du crétacé et au cours du cénozoïque ; l'existence 

du talweg proche du forage OCT 1B pourrait avoir pour origine la 

réactivation tertiaire à actuelle de 1 ' un des accidents qui découpent la 

marge. 

Par contre, deux différences importantes la distingue de celle-ci. La 

plate f orme carbonatée néritique du Jurassique supérieur - ~ocrétacé , sous 

la pente continentale de Mauritanie, est : 

+ d'une part plus profonde ; e lle se situe à plus de 3 km sous le niveau 

marin ; 

*d'autre part nettement plus enfouie sous la couverture 

crétacé-~ertiaire. 

Un dispositif analogue peut-être observé sur les coupes sismiques de la 

marge nord-ouest africaine, entre le Cap Blanc et le Cap Bojador. 

Plusieurs auteurs (Hinz et al., 1974, in Von Rad et Wissmann, 1982 ; 

- 

Hinz, 1979 ; Arthur et - al., 1979 ; Wissmann, 1979 ; Ranke et al., 1982) 

(Figs. lO9à111) s ' accordent pour reconnaître une structure -à allure "d' axe 

anticlinal" installée sous la pente continentale du bassin de Tarfaya ; 

celle-ci peut pour nous en réalité s'apparenter à des arêtes de blocs 

faillés, comprenant la plateforme néritique, effondrés, basculés et 

recouverts par des dépôts drappants. La présence de tels blocs basculés 

explique ainsi les grandes variations d'épaisseurs des diverses formations 

observées entre les forages DSDP 369 et 397, et Spansah 51A1 (Lancelot, 

Seibold et - al., 1977 ; Von Rad, Ryan et - al., 1979 ; Conoco, 1969, in Von 

Rad et Arthur, 1979), qui suggèrent un tel découpage structural de la 

marge. 

D'autre part on remarque que les blocs ne s 'effondrent et ne basculent 

vraisemblablement pas selon une mais deux directions, l'une NNE-SSW, 

parallèle à l'orientation générale de la marge, et l'autre ENE-WSW, 

parallèle aux linéaments m i s en évidence de l'archipel des Canaries au 

Haut Atlas occidental. 

Enfin plusieurs discordances (Wissmann, 1979) d'âge Albien moyen, 

~énomanien, ~ocène moyen et ~iocène moyen, permettent d'imaginer une 

évolution polyphasée. 

Sur les profils M46-37 

(Wissmann, 1979) et VA 10-5 (Von Rad et Wissmann, 

1982). le toit de la plateforme carbonatée pourrait être souligné par une 

discordance située à 4 std de profondeur, à la verticale du forage DSDP 

369. En conséquence, la série d'âge crétacé inférieur apparaît beaucoup 

plus puissante (environ 500 mstd), sur ces profils en particulier, mais 

aussi sur l'ensemble de la marge centrale du bassin. 

Contrairement à ce que pensent les différents auteurs précités, la 

morphologie tout comme la sismique suggèrent fortement que la plateforme 

et sa couverture s'interrompent au nord-ouest sur un grand accident en 

failles normales, qui délimite ainsi deux domaines de sédimentation l'un 

de bassin profond et 1' autre de haut fond néritique.

Fig. 110: Profil de sismique réflexion M 46-37 à l'entrée du Détroit des Canaries 

(d'après Wissmann, 1979). 

Seismic refZection profile M 

Wissmann, 1979). 

46-37 in the south of Canary channe2 (from 

Fig. 11 1 : Prof il de sismique réf lexlon situé au large du Cap Elanc (d'après 

Wissmann, 1982). 

Seismic ref Zection profi Ze off Cap Blanc ifrom Wz'ssmann, 193 21.

D - Les gr&s 

directions structuratss 

Sur l'ensemble de la marge de l'archipel des Canaries au plateau de 

~uinée, quatre directions structurales majeures sont mises en valeur. 

La direction proche de N70 se dégage particulièrement bien dans la région 

du bassin de Tarfaya au sens large. Elle est concrétisée par l'axe du 

bassin paléozoïque de Tindouf situé à l'est du bassin de Tarfaya, par la 

chaîne ancienne Anti-Atlasique, par l'axe moyen de la dorsale de Raguibat, 

par 1 'accident du Tixintest (plus au nord), par 1 'archipel des Canaries, 

en particulier par les alignements des îles de Fuerte Ventura et ~oméra 

d ' une part et ~énérife, ~oméra et Hierro d' autre part, par la structure de 

la pente continentale et enfin par l'orientation même de la marge 

septentrionale, au niveau du étroit des Canaries. La convergence des 

directions entre les édifices anciens (les trois premiers) et récents 

souligne vraisemblablement 1 'origine ancienne de ces structures reprises 

dans le cadre de l'ouverture de l'Atlantique et de la formation de ses 

marges. 

Une direction proche de 820 est soulignée par l'axe du bassin de Tarfaya 

lui-même et l'orientation de sa pente continentale au sud de 27" N 

(décalée au nord par les accidents N70). C'est l'orientation moyenne de la 

marge nord-ouest africaine du promontoire de la dorsale de ~é~uibat au 

DG tro it de Gibraltar. 

Au sud du Cap Blanc (Mauritanie) la marge change d'orientation et prend 

une direction nord-sud, jusqu 'au Plateau de ~uinée, suivant laquelle 

s ' installent les bassins sa1 ifères. 

Enfin une dernière direction N90, sécante à la bordure nord-ouest 

africaine, émerge de 1 'analyse des cartes bathymétriques 

et 

gravimétriques [~ig. 1001 . Ces accidents transverses segmentent la marge en 

zones basses et zones hautes de contrôlent l'extension des ;vaPorites. 

L' un de ces accidents a été reconnu en sismique réflexion (Fig.102~),au 

sud-ouest du Cap Blanc (Wissmann, 1982). Il est représenté par une 

succession de failles décrochantes normales sénestres qui affectent la 

couverture j usqul à 1 '~ocène voire au ~éo~ène. Son mouvement sénestre 

s'apparente à celui de la zone de fracture Kane dont il pourrait alors 

constituer le prolongement sur la marge (Wissmann, 1982, tout en 

1 ' associant également à cette zone de fracture, lui affecte un mouvement 

dextre). Cependant, il ne représente pas une portion fossile de cette zone 

de fractures, ceci en raison de l'absence de reliefs bordiers 

caract Gris tiques. Par contre, coïncidant avec la bordure méridionale de la 

dorsale de ~éguibat et la virgation des structures de la chaîne 

hercynienne [Fig. 98 1 , il pourrait dériver d' une structure ancienne. 

1-3- CHRONOLOGIE DES EVENHWlINTS TECTONIQUES 

La chronologie et l'âge des événements tectoniques sont identiques dans 

les deux bassins de Aaium-Tarfaya et du 'Sénégal- aur ri ta nie. La seule 

différence notable réside dans 1 'expression de chacun des évènements dans 

l'un et l'autre des bassins.

Ils sont généralement mieux marqués structuralement dans le bassin 

d ' Aaium-Tarfaya par des discordances, des accidents tectoniques et des 

modifications de sédimentation, que dans le bassin du ~énégal- aur ri ta nie, 

où ils se résument le plus souvent à des variations dans le volume des 

apports terrigènes. 

Comme pour la marge de El Jadida, plusieurs grandes périodes d1évai*ion 

peuvent être définies. 

1-3-1- La distension initiale intra-continentale 

Elle intervient dans les deux bassins au cours du Trias et du Lias. Elle 

s'y traduit par le développement des grabens à remplissages 

détritico-évaporitiques situés au nord et au sud de la ride du Cap Vert et 

dans le détroit des Canaries. La rése en ce de tels bassins n'est, par 

ailleurs, pas exclue juste au sud de l'archipel des Canaries ; les donnees 

disponibles ne sont probablement pas assez performantes pour s'assurer de 

sa présence, ceci d'autant plus que la profondeur maximum pr6sumée du 

bassin (toit du socle) serait de l'ordre de 16 km. Pendant ce temps, à 

l'est se mettent en place des dépôts continentaux détritiques rouges. 

1-3-2- L'expansion oc&ique et la construction de la platefonne 

Les études sur l'évolution cinématique de l'Atlantique central (Roeser, 

1982 ; Wissmann et Roeser, 1982 ; Olivet et al., 1984) s'accordent pour 

dater le début de 1 'expansion océanique à 170-180 Ma (fin du Lias, début 

du Dogger) ( cf. Partie 11. 

C 'est à partir de ce moment et jusqu 'à la fin 

du Jurassique, ou jusqu ' au ~éocomien inférieur, que commence à s 'édifier 

la plateforme carbonatée Jurassique, dans les deux bassins, de Tarfaya et 

du ~énégal. Les dépôts sont caractéristiques de paléo-environnements très 

peu profonds, qui demeurent à peu ~rès constants jusqu'à la limite 

Jurassique terminal - ~ocrétacé. 

Cependant, les dépôts du Jurassique supérieur dans le bassin 

dlAaium-Tarfaya témoignent d'une certaine instabilité du milieu de 

sédimentation qui semble épargner le bassin sénégalo-mauritanien. Cette 

différence peut s1 expliquer en terme de paléo-environnement. 

L'intercalation de niveaux marneux ou détritiques dans les faciès 

carbonatés néritiques du bassin septentrional évoque un milieu de 

sédimentation du plateforme interne peu profonde (Read, 1985) soumise à 

des arrivées plus ou moins importantes de matériel détritique, et à des 

fluctuations relatives du niveau marin de faible amplitude. Dans le bassin 

du sénégal , les calcaires homogènes observés à Dakar, représenteraient par 

contre des faciès de barrière caractéristiques d'une plateforme externe. 

Cette interprétation s'accorde bien avec les positions respectives du 

front de la plateforme déduites des études de sismiques réflexion, dans 

chacun des domaines. En effet ce dernier, dans le bassin de Tarfaya 

[~ig. 981 est localisé assez loin vers 1 'ouest et le nord-ouest, sous la 

pente continentale, alors qu'au ~énégal, le forage NIDiass serait implanté 

directement sur ce front de la plateforme. Il ne semble pas que la

tectonique soit à l'origine de ces changements sédimentaires. En effet, 

aucune manif es tation tectonique particulière synchrone n1 est enregistrée 

pendant cette période, dans la région. Il ne faut au demeurant, pas, en 

écarter entièrement la possibilité, car trop peu d'études se sont 

focalisées sur cet aspect de 1 ' évolution des marges nord-ouest africaines. 

Les discor dances de base callovo-oxfordienne et terminale néocornieme 

(néo-cimmérienne) encadrants cette période sont les seuls indices de 

mouvements tectoniques. 

Par ailleurs, on a vu que la bordure de la plateforme pouvait correspondre 

à une faille normale délimitant deux domaines de sédimentation différents, 

l'un bathyal et l'autre néritique. Cet accident, de par sa position sur la 

marge et son caractère de frontière paléogéographique est tout à fait 

comparable à 1 ' escarpement de Mazagan, bien que masqué presqu'entièrement 

par des formations récentes. Deux hypothèses peuvent être considérées 

quand à son fonctionnement. Ranke et al., (1982) qui semblent admettre 

- 

partiellement son existence, lui confere un mouvement ~~nsédimentaire 

actif au cours du Jurassique et du crétacé ; le domaine occidental subside 

plus rapidement que le domaine oriental. L'exemple de Mazagan, 

l'identification de plusieurs discordances échelonnées à travers la 

couverture sédimentaire et 1 'observation de failles affectant la totalité 

des séries nous permet de penser que le développement de cet accident 

à une succession de rejeux répartis à des moments 

frontière répond 

précis, en liaison avec 1 'évolution cinématique de 1 'Atlantique, la 

subsidence de la marge et les évènements tectoniques régionaux. 

1-3-3- La révolution Jurassique teminal - ~ocrétacé 

La limite Jurassique - crétacé' marque la fin subite du cycle carbonaté 

néritique et le début de la sédimentation détritique de type deltaïque 

dans les domaines de la pente continentale, du plateau et des plaines 

côtières. 

Ce changement sédimentologique majeur observé au sud de l'Archipel des 

Canaries, coïncide avec celui-ci, de nature identique, qui affecte la 

marge de la meseta marocaine, et que nous avons attribué à un évènement 

tectonique de grande ampleur, la phase N~O-cimmérienne. 

Dans le bassin de Tarfaya, 1 'observation d'une discordance soulignée par 

un niveau de conglomérats à la base du Crétacé (dans les forages à terre) 

(Martini et Visintin, 1966 ; Jansa et Wiedmann, 1982) et sous la pente 

continentale au toit de la plateforme (cf. 5 1-2-24) suggèrent 

que la phase N~O-cimmérienne représente également ici la cause de ces 

changements . 

Dans le bassin sénégalo-mauritanien, par contre, seul le profil que nous 

avons réinterprété [Fig.108 1 semble indiquer l'existence d'une phase 

tectonique d ' âge Jurassique terminal- ocr ré tac;. Celle-ci engendre (ou 

rajeuni) une paléopente formée par 1 'effondrement et le basculement de la 

plateforme et de son substratum, le long de failles normales (cf. 5 

1-2-2-cl. Apparaissent alors, sur cette pente, une suite de bassins et de 

zones hautes sur lesquels progradent les séries régressives du Crétacé

inférieur. A terre, aucun évènement tectonique n ' est reconnu (Jansa et 

Wiedmann, 1982), mais le brusque changement de sédimentation contemporain 

à cette époque indique l'existence d'un évènement non moins majeur à 

associer de toute évidence à la phase néo-cimmérienne. 

Pour conclure ce paragraphe on retiendra deux enseignements fondamentaux : 

+ l'ensemble de la marge nord-ouest africaine du Maroc au sénégal, subit 

un évènement tectono-sédimentaire majeur néo-cimmérien à la limite du 

Jurassique - crétacé ; 

* les effets de cette phase de structuration décroissent du nord au sud ; 

dans les bassins ouest marocain et de Tarfaya, elle est soulignée par 

une discordance et des mouvements verticaux en failles normales alors 

que dans le bassin sénégalo-mauritanien elle se résume à la seule 

modification du régime sédimentaire et à quelques mouvements verticaux 

sur la marge nord. 

Certains auteurs (Uchupi et - al., 1976 ; Jansa et Wiedmann, 1982) 

envisagent une relation directe de cause à effet entre un soulèvement 

atlasique précoce et/ou évènement tectonique fini-~urassique-~ocrétacé 

dans le bassin de Tarfaya. S'il est juste de penser que ces deux 

évènements sont liés, il n'est pas pour autant évident qu'il faille 

chercher directement chez l'un l'origine de l'autre. Le fait que 

l'ensemble des marges continentales N-E et même N-W Atlantiques soit 

impliqué, sous des formes et à des degrés divers, par ces évènements, nous 

oblige à les considérer au moins à l'échelle de l'océan pour en découvrir 

1 ' origine. 

1-3-4- Les autres phases c&tacés 

Au cours du crétacé, l'activité tectonique, plus marquée dans le bassin 

d'Aaium-Tarfaya que dans le bassin sénégalo-mauritanien persiste. 

Dans le bassin de Tarfaya se manifestent (Jansa et wiedmhnn, 1982) : 

* la phase autrichienne, à 1 'Albien inférieur-moyen, elle est soulignée 

localement, sur le plateau continental (forage 51A1, Arthur et 2, al 

1979) par une discordance de 1'~lbo-~énomanien sur lfAptien ; elle 

rajeunit et accentue les reliefs nés de la phase néo-cimmérieme ;-au 

crétacé supérieur, sur les zones hautes mais profondes, les dépots 

pélagiques sont réduits, sinon absents, alors que dans les grabens ou 

demi-grabens s ' installent des séries plus puissantes (forage 51A1) ; le 

crétacé ne prograde sur les zones en relief et la paléopente qu'au 

Maes trichtien ; 

la phase dite ~'pré-cam~anienne" mineure, au Coniac ien-Santonien , marquée 

principalement à terre par une discordance du Campanien sur le 

Coniacien-Santonien .

Le bassin sénégalo-mauritanien semble épargné par ces phases tectoniques, 

ou tout au moins y est peu sensible. Nous pouvons tout de même remarquer 

les points suivants : 

* une relative instabilité à 1'Albien ressort de la sédimentation 

* un accroissement du volume des apports détritiques caractkrise le 

Coniacien-Santonien. 

L 'hypothèse d 'une influence des évènements tectoniques synchrones mis en 

évidence dans le bassin dl~aium-Ta'rfaya n'est, par conséquent, pas à 

écarter. 

1-3-5- Les réactivations tertiaires, la déformation de la 

marge N. W. Africaine et 1 * exondation des bassins 

cotiers 

L ' évolution tectonique tertiaire des deux bassins est plus mouvementée, et 

à l'image des époques antérieures, les diverses phases sont toujours mieux 

exprimées dans le bassin d'Aaium-Tarfaya. 

Les forages DSDP 369 et 397 (Lancelot, Seibold et .' al 1977 ; Von Rad, 

Ryan et al 

4' 

1979) ont révélé la faible puissance, ou l'absence même des 

séries cretacées au niveau de la pente continentale et du glacis. 

Plusieurs phénomènes peuvent être invoqués pour tenter de répondre à cette 

observation. 

La plupart des auteurs (Arthur et al 

2' 

1979 ; Wissma~, 1979 ; Einsele 

et Wiedmann , 1982 ) tentent d ' expliquer le hiatus ~énomano-Turonien par 

1 ' apparition de courants de fond balayant la pente continentale ; ils 

pourraient être associés à des premiers "upwelling". La sédimentation 

serait ainsi rendue difficile et même en certains points 

particulièrement exposés, des régimes d 'érosion pourraient régner. Pour 

les mêmes auteurs, des processus courantologiques identiques seraient 

également à l'origine de la remobilisation et de la resédimentation sous 

la forme de conglomérats, au cours du ~iocène inférieur, de toute la 

séquence barrémienne à oligocène absente au site de forage DSDP 397. 

Cette hypothèse demeure cependant très fragile du fait qu'elle ignore 

totalement les contraintes fixées par le cadre géodynamique de la 

région. Rappelons en effet que le bassin de Tarfaya se situe sur le 

flanc méridional d'un axe tectonique orienté ENE-WSW représentant le 

prolongement probable des grands décrochements Haut et Moyen atlasiques, 

passant par l'archipel des Canaries. Rappelons enfin que certains 

auteurs envisagent un début d'activité volcanique au niveau de ce 

dernier, dès le crétacé supérieur (Storetvedt , 1980). Des mouvements 

tectoniques tertiaires ou crétacés supérieurs pourraient donc simplement 

être à l'origine de la quasi absence des formations du crétacé supérieur 

- paléogène sur la pente continentale ; ils peuvent entraîner soit une 

déstabilisation et des glissements en masse de ces séries déposées sur 

une paléopente Jurassique supérieur - ~ocrétacé, soit l'apparition de 

nouveaux reliefs trop accentués. Les formations conglomératiques du 

~iocène inférieur repérées au site 397 (Von Rad, Ryan et al., 1979) en 

sont vraisemblablement des témoins.

L'existence d'une paléopente trop forte, née de la phase néo-cimrnérienne 

et/ou des apports sédimentaires trop peu conséquents pour bâtir un 

véritable pro-del ta en liaison avec les grandes transgressions de cette 

époque, pourraient également être invoqués pour expliquer ces lacunes 

(Lancelot et Winterer, 1980). Mais dans ce cas encore il n'est peu tenu 

compte à la fois des évènements tectoniques régionaux et de la position 

structurale particulière qui est celle d'une marge, c'est à dire le long 

d'une discontinuité rhéologique majeure , susceptible de réagir à des 

changements de contraintes. 

L ' exemple de 1 ' escarpement de Mazagan permet de penser que en réalité les 

trois processus interviennent, mais que la tectonique joue le rôle 

majeur ; d'une part elle crée des reliefs sur lesquels s'installent ou non 

des séries nouvelles, en fonction du degré des pentes et de l'intensité de 

l'érosion par des courants de fond ; d'autre part, elle déclenche des 

glissements gravitaires des dépôts encore peu consolidés en position 

précaire sur la pente, au cours de réactivations syn ou 

t-sédimentaires. 

Le tertiaire débute d'emblée par une tectonique laramienne pré-~ocène, 

soulignée à terre comme en mer (SPANSAH 51A1, DSDP 369) par une 

discordance et un hiatus d'érosion plus ou moins important du paléogène 

inf ;rieur. La tendance générale régressive et la discordance du paléogène 

incomplet sur le crétacé traduisent un premier soulèvement des parties des 

bassins qui seront plus tard émergées. 

Cette phase est rapidement suivie, après une de calme tectonique 

relatif, par une phase pyrénéenne fini-Eocène. Elle est à l'origine du 

soulèvement principal du bassin de Tarfaya émergé. Les effets, 

discordances, hiatus et érosion, de cette phase y sont souvent confondus 

ou cumulés avec ceux de la phase save, moins importante, qui lui succède. 

Il en résulte une discordance générale du ~iocène sur les séries plus 

anciennes [~ig. 104 : 

* au site 397, il repose directement sur 1'Hauterivien (Von Rad, Ryan et 

.* al 1979) ; 

* au site 369, il est concordant avec l'oligocène qui lui est discordant 

sur 1'Eocène (Lancelot, Seibold et L* al 1977) ; 

dans le forage SPANSAH 51A1, il est discordant sur 1'~ocène (~uxini, 

1969, in Von Rad et Wissmam, 1982) ; 

* à terre, il repose indifféremment sur le paléogène, le crétacé supérieur 

ou inférieur (Ranke et A* al 

Wiedmam, 1982). 

1982 ; Von Rad et Wissmam, 1982 ; Jansa et 

Cette phase pyrénéenne importante dans la structuration du bassin 

d1Aaium-Tarfaya semble moins manifeste dans le bassin 

sénégalo-mauritanien . La lacune partielle de 1 '~ocène moyen et les 

discordances probables qui l'encadrent au mur et au toit témoignent d'une 

légère instabilité du régime sédimentaire, d' origine tectonique. 

De même, la présence d'un oligocène réduit près de la côte, disparaissant 

rapidement vers l'Est ou vers l'ouest (hiatus oligocène au site 367) 

indique un changement du milieu de sédimentation à 1'~ocène supérieur - 

O1 igocène.

LI évolution, au cours de la période Néogène, se caractérise par : 

+ le soulèvement et la formation de la Ride du Cap Vert et de la ride du 

Cap Vert/Canaries au Miocène (Lancelot et &, 1980 ; Olivet et al,, 

1984) : . # 

+ une activité volcanique accrue au Miocène également et au ~léistocène, 

dans le bassin du sénégal-Mauritanie ; 

1 'activité volcanique maximum dans 1 'archipel des Canaries ; 

une dernière incursion marine dans les parties externes du bassin de 

Tarfaya ; 

+ des effondrements gravitaires des séries de la pente continentale trop 

accentuée alimentant le glacis (site 397). 

1 4 

BILAN ET COMPARAISON 

L'étude comparative de la marge continentale NW africaine située au sud 

des îles Canaries avec celle de El Jadida fait apparaître des points 

communs et des différences . 

141- Les points communs 

Les points communs concernent principalement l'aspect sédimentaire de 

l'évolution des différents segments de la marge NW Africaine, mais 

également certains caractères s tructuraw . 

Celle-ci, depuis le Trias-Lias est tout à fait comparable d'un segment de 

la marge à un autre. Se succèdent chronologiquement dans chacun des 

bassins, la mise en place de dépôts ;vaPoritiques au Trias-Lias, la 

construction di une plateforme carbonatée néritique pendant le Jurassique 

supérieur - Néocorni en basal, 1 ' envahissement par des séries clastiques de 

type deltaïque au cours du crétacé inférieur et enfin l'instauration 

générale, dans tous les domaines de la pente continentale et aussi du 

plateau, de conditions hémipélagiques puis pélagiques, à partir du crétacé 

supérieur. 

Dans l'espace, chacun des ensembles est relayé latéralement par des dépôts 

soit de mer ouverte, pélagi-que et/ou plus profonds, vers l'ouest, soit 

épi-continentaux, lagunaires a intertidaux. 

EZZes sont au nombre de trois. 

La bordure externe du Za plateforme carbonat Ge Jurassique supérieur - 

Berriasien tout di abord, constitue un trait structural prépondérant commun 

à toute la marge NW Africaine. Bien qu'identifiée avec plus ou moins de 

certitude, en particulier au sud du Cap Juby 

elle dessine une

ligne presque continue de la vallée du Rharb (Nord de ~azagan) au plateau 

de ~uinée (Jones et Magbatagu, 1982). 

La structure de la plateforme carbonatée et de son substratum, en second 

lieu, offre de nombreuses similitudes d'un secteur à l'autre de la marge. 

En nous appuyant sur 1 'étude détaillée du Plateau et de l'Escarpement de 

Mazagan, nous avons pu montrer que la pente continentale et le plateau du 

bassin dlAaium-Tarfaya, du promontoire de Reguibat et du bassin 

sénégalo-mauritanien septentrional, étaient structurés selon des modèles 

équivalents ; ils sont contrôlés par des réseaux de failles normales le 

long desquels le socle continental et la plateforme, puis la couverture, 

s ' effondrent et basculent, en accord avec les données stratigraphiques et 

li tho-stratigraphiques fournies par les forages. Des grandes directions 

structurales, une seule semble commune à toute la bordure NW Africaine : 

il s'agit du décrochement EW parallèle à la direction d'ouverture 

océanique qui segmente la marge en bassins et zones hautes. 

e dernier point de convergence concerne une zone géographique 

articulière, que nous n' avons pas encore détaillée, celle du plateau de 

uinée situé à l'extrémité méridionale du bassin du sénégal. Les études - - 

éalisées par Jones et Magbatogu (1982) tendent à montrer que la fracture 

de ~uinée qui borde le plateau du même nom est le seul autre site que 

Mazagan sur la marge NW Africaine le long duquel puisse être exposé à 

1' affleurement la plateforme carbonatée Jurassique supérieur - Berriasien. 

Son toit pourrait se situer vers 3.5 à 4 km de profondeur, dans une 

position assez élevée par rapport aux marges voisines, à 1' image du 

plateau de Mazagan au sein de la bordure marocaine. 

142- Les différences 

D'importantes différences se dégagent de la comparaison, tant du point de 

vue structural que de celui de 1 'évolution tectonique. 

La première différence concerne 1 ' épaisseur de la couverture sédimentaire, 

et par conséquent la profondeur du toit de la plateforme. Des trois 

bassins considérés, c'est celui du Maroc au niveau de la marge de El 

Jadida, qui possède la moins puissante. De 1 à 4 km de puissance totale 

sur le plateau de Mazagan, elle n'atteint guère plus de 6 km dans le 

bassin salifère, si l'on admet que, dans le prolongement de la croûte 

océanique, le substratum indéterminé de ce bassin continue à plonger 

régulièrement jusqu'au pied de l'escarpement. La profondeur du socle à ce 

niveau est estimée à environ 10 km sous le niveau zéro (cf. Partie II, 

chapitre III, Fig. 59). 

Mais nous avons vu que le plateau de Mazagan ne se localise pas au centre 

du bassin ouest marocain, mais sur le flanc nord oriental de celui-ci. Il 

représente l'extrémité en forme de promontoire du bloc mesetien 

continental, et se caractérise par une couverture réduite.

Dans le bassins de Tarfaya et du sénégal, par contre, la couverture est 

nettement plus puissante ; dans le premier elle atteindrait 14 km selon 

Ranke et al. (1982). - 

On peut constater que, pour des bassins issus d'une même distension et 

ouverture océanique et de même âge, le contraste est sensible. Il traduit 

de toute évidence des différences dans l'évolution verticale de la marge. 

Con j ointement à 1 ' épaississement de la couverture, on observe de manière 

globale un approfondissement et un ennoyage du front de la plateforme 

carbonatée Jurassique supérieur - ~éocomien basal, sous les séries plus 

récentes, du nord au sud de la marge nord-ouest africaine. situé entre 1.2 

et 2 km de profondeur sur le plateau de Mazagan, on voit déjà là une 

importante variation qui s'accroît encore si 1 'on se réfère au forage 545 

(Hinz, Winterer et al.,.1984), on le retrouve sous la marge de Tarfaya, 

vers 2.2 km dans le detroit des Canaries (selon nos interprétations 

nouvelles), alors qu'au large du &égal elle apparaît à plus de 4 km, ou 

même 5 ou 6 km (De Spengler et al 1966 ; Schlee, 1980). Cependant, il 

ne s' agit en aucun cas d'un appronfondissement progressif et régulier. 

Tout comme sous le plateau de Mazagan où il se trouve à un niveau élevé 

par rapport aux secteurs proches situés immédiatement au nord ou au sud de 

celui-ci, le front de la plateforme s'élève à 

des promontoires 

structuraux anciens qui segmentent la marge, ou de zones privilégiées, et 

révèle ainsi une fois encore une évolution verticale différente. On 

dénombre trois, voire quatre, points de ce type sur la marge nord-ouest 

africaine, mis à part le plateau de Mazagan. 

* A la terminaison de la dorsale de Reguibat (Cap Blanc, Cap ~arbas) la 

bordure faillée de la plateforme remonte, selon notre interprétation, à 

moins de 3.4 km de profondeur en accord avec les données indirectes de 

forages ou de sismique réfraction (Von Rad et Wissmann, 1982). 

Une remontée est également observée sous le plateau de ~uinée. 

Au site de forage N'Dias DS1 (De Spengler et - al., 1966) le toit de la 

plateforme externe se situe à -3400 m seulement suite à un bombement de 

la région au ~iocène (Lancelot et a&, 1980). 

Le quatrième site pourrait être représenté par la marge septentrionale 

du bassin de Tarfaya définie par le linéament Haut-Atlas occidental - 

Archipel des Canaries. En effet, le niveau assez haut du toit de la 

plateforme le long de cette structure pourrait être associé à la fois à 

la présence du promontoire ancien de l'Anti-Atlas et à l'intervention 

d' évènements tectoniques importants en particulier au Tertiaire. 

B - L'&luth 

et t'architecture des bassins 

La seconde différence réside dans 1 'extension et 1 'architecture des 

bassins. Globalement leur étendue est à peu près identique, mais elle 

fluctue en fonction des époques. 

Au large du Maroc, débordant dans les bassins côtiers actuellement émergés 

et dans les dépressions annexes issues de la structuration du substratum, 

telles que celles observées sous le plateau de Mazagan, s'étend un vaste

assin à &vaPorite sans équivalent véritable plus au sud, où il n'existe 

que deux bassins très limités, installés au pied d'une "hinge zone" 

continentale (Wissmann, 1982). 

Par contre, une inversion s 'opère au cours du Jurassique puis du crétacé 

et du Tertiaire. Les bassins côtiers marocains sous influence marine 

atlantique ne change guère d'extension, alors qu'au contraire, au sud des 

Canaries, la mer investit progressivement des domaines subs idents de plus 

en plus vastes. 

Une troisième différence apparaît dans l'expression des évènements 

tectoniques régionaux d'un bassin à l'autre. 

Sur la marge marocaine se manif estent clairement plusieurs phases 

tectoniques au Trias, au Jurassique terminal - crétacé inférieur et au 

Tertiaire, liées d'une part à l'élaboration de l'océan Atlantique et 

d'autre part à l'érection des chaînes alpines de la bordure d'Afrique du 

Nord issue de la convergence euro-africaine. 

Dans le bassin de Tarfaya plusieurs phases tectoniques reconnues et la 

formation de l'Archipel de Canaries coïncident également avec ces 

évènements, mais appara;ssent généralement, pour les phases liées à la 

collision, moins bien exprimées. 

Enfin le bassin du sénégal, ne semble subir ces manifestations que de 

façon atténuée. Seuls coïncident avec les autres domaines, les grands 

changements li thologiques, la phase tectonique Laramienne infra-paléogène 

et le soulèvement ~iocène (Lancelot et Winterer, 1980) de la ride du Cap 

Vert. 

Une décroissance semble se dégager du nord vers le sud, dans l'expression 

des évènements tectoniques qui régissent en partie l'évolution de la marge 

nord-ouest africaine. ~rès influencée par la tectonique crétacé et 

Tertiaire, au niveau du Maroc, elle n'enregistre plus au sénégal que des 

mouvements épi-orogéniques presque imperceptibles, dont seuls témoignent 

les changements de régimes sédimentaires. Face à la marge sénégalaise (et 

saharienne ) s ' accroît cependant 1 'activité volcanique et apparaissent des 

déformations au ~iocène (zone déformée nord-ouest africaine).

Chmitre II - LA MARGE CONTINENTALE NORD EST AMERICAINE 

La marge A$ntique du continent Nord Américain se décompose, à l'image de d 

son homologue nord-ouest africaine, en une série de bassins d'inégales 

extensions à puissants remplissages mésozoïques et cénozoïques, séparés 

par des zones hautes contrôlées par des faisceaux de fractures transverses 

[Ffg. 99 ] (Klitgord et Behrendt, 1979 ; Uchupi et Austin, 1979 ; Grow et 

Sheridan, 1981 ; Jansa et Wiedmann, 1982 ; Hutchinson et - al., 1983). Les 

bassins sont au nombre de cinq ; afin d'établir des homologies avec la 

marge africaine ils peuvent être regroupés de la manière suivante : 

* les bassins de Nouvelle Ecosse et de Georges Bank, homologues à eux 

deux, du bassin ouest marocain ; ils sont situés au nord de l'alignement 

des Monts Kelvin, symétrique de l'archipel des Canaries ; 

la dépression de Baltimore Canyon, homologue du Bassin d'Aaium-Tarfaya ; 

elle est bordée au nord et au sud respectivement par le décrochement de 

Long Island et le promontoire du Cap Hatteras ; 

les bassins de Caroline et du Blake Plateau, homologues du bassin 

sénégalo-mauritanien ; situés dans le prolongement 1 'un de 1 'autre, ils 

s'étendent du Cap Hatteras à la zone de fracture des Bahamas. 

Les marges de Nouvelle Ecosse et de Georges Bank ont fait l'objet jusqu1à 

présent de très nombreuses études tant sur le plan géologique que 

géographique. Il s'agit entre autres des travaux réalisé par : 

Auzende et al., ( 1970 ) ; Emery et al., (1970) ; Sherwin (1973) ; Bhat et 

- al., (1975);~radstein et - al., (IFS) ; Bally (1976) ; Barrett et Keen 

(1976) ; Keen (1978, 1982) ; Ryan et al., (1978) ; Wade (1978, 1980) : 

Uchupi et Austin (1979) ; Haworth (1980x Jansa et al., (1980) ; Mc Whae 

(1980) ; Ryan et Miller (1981) ; Klitgord et al., ( 1982) ; Poag (1982) ; 

Sawyer et al. (1983) ; Schlee et Fritsch (1983). 

-9 

Nous extrairons de ces travaux les principaux caractères structuraux, 

sédimentologiques, stratigrap hiques et tectoniques. Contrairement au cas 

des marges nord-ouest africaines, les interprétations de sismique 

réflexion proposées ici souffrent de peu de contestation. En effet, la 

couverture sismique est d'une densité exceptionnelle et les profils sont 

le plus souvent corrélés très précisément avec de nombreux forages. Nous 

ne serons donc pas confrontés ici, comme précédemment à des problèmes 

d' interprétations. 

La marge continentale canadienne née de l'ouverture de l'Atlantique 

central à partir du Jurassique inférieur ou moyen, se subdivise en deux 

segments ; 1 ' un représenté par la bordure S.W. de Terre Neuve est de type 

transformant ou cisaillant, tandis que l'autre, celui de la Nouvelle 

Ecosse et de Georges Bank est de type distensif (~ig. 112).

TRIASSIC BASINS MESOZOIC VIEEF~UMPLEX .,-/' 

- 

€DG€. COASTAL PLAIN SEMMENTS NORMAL FAULTS (KMûWN AND 

4 INFERRED. PRIMARILY LATE 

SEMMENTARY 

BASEMENT HlGHS AND SEAMOJNTS 

. BOUNDARY, ZONEOFMMEROUS +*' TRIASSIC TO EARLY JURASSIC) 

LATEST TRIASSIC-EARLY JURASSIC ---- 

MAPPABLE LIMIT, WEANlC BASEMENT 

REMNANTS - FAULT MPE, UNSPEClflED 

SALTIMUD (KNOWN AND HFERRED) 

STRIKE-SUP RUKTS 

EAST COAST SLOPE HNGE OCEANIC BASEMENT FRXTURE ZONES 

[IIIJ MAGNETIC moMALY 

ttr+.i LKNOWN AND INFERRED) 

, I DEEP DET-DMAPaIS 1 RIDGE ...-"' COASTAL PLAIN EROSIONAL 

Pig. 112: Carte structurale de la marge continentale de Georges Bank, de Nouvelle Ecosse et du sud-ouest de 

Terre Neuve (d'après Uchupi et Austin, 1979). 

Structura2 map of Georges Bank, Nova Scotia and south-west Newfdundland continental margin (after 

Uchupi andAustin, 2979).

11-1- LE SOCLE 

11-1-1- Le socle continental : lithologie et structure 

Le socle continental de la marge canadie~e de l'Atlantique central est 

formé d'un assemblage de roches appartenant à deux grandes zones 

structurales étendues de la Nouvelle Ecosse à Terre Neuve, et séparées par 

le linéament majeur orienté E .W. de Cobequid-Chedabucto Collector (Haworth 

and Keen, 1979 ; Haworth, 1980). Au nord, il s'agit de la zone Avalonienne 

constituée essentiellement de roches volcaniques et sédimentaires d'âge 

précambrien supérieur. Au sud, dans la zone Meguma, le substratum d'âge 

~aléozoï~ue se compose d ' ensembles métasédimentaires traversés par des 

intrus ions granitiques ou basaltiques. Les auteurs s 'accordent pour 

proposer que ce dernier ensemble s'étende sur la majeure partie du plateau 

continental de Nouvelle Ecosse. A ce niveau, ce socle est structuré en 

horsts et grabens à peu près parallèles à la marge, jusqu'à la "hinge 

zone" (Fige 113a),au niveau de laquelle il plonge rapidement vers le 

sud-sud-est le iong de failles normales, et disparait sous d'épaisses 

séries mésozoïques et cénozoïques. (Emery et Uchupi, 1984 ; Wade, 1980). 

A ce niveau, il n'est plus connu que par sismique réfraction, jusqulà près 

de 7 km de profondeur (Uchupi et Austin, op. cit. 1. 

Au sud, les études sur Georges Bank révèlent un dispositif structural 

semblable de horsts et de grabens (Schlee et Klitgord, 1982 ; Schlee et 

Fritsch, 1983) (Fig. 114). 

11-1-2- La transition continent-océan : existence d'une zone 

intermëdiaire 

La l i m i te continent-océan est ici comme ailleurs très spéculative. Keen 

(19821, Uchupi et Austin (1979) et la plupart des auteurs s'accordent avec 

l'idée générale qui prévaut actuellement pour l'ensemble de la marge 

américaine et faisant de la East Coast Magnetic Anomaly la trace de cette 

limite (Grow et 2' al 1979). Entre les domaines océaniques et continental 

typiques s'étendrait sur près de 100 km de large, un bassin à évaporites 

reposant sur une croûte continentale amincie, ou intermédiaire 

caractérisée par des instrus ions de magma basaltique (Keen et Hyndman, 

1978 ; Wade, 1978 ; Keen et Cordsen, 1981 ; Keen, 1982) (Fig. 113b)~ucun 

épaississement sur la croûte océanique n'est observé le long de cette 

frontière, comme cela est proposé plus au sud par Grow et - al., (1979). 

11-2- LA COUVERTURE SEDIMENTAIRE 

La couverture sédimentaire des marges de Nouvelle Ecosse et de Georges 

Bank est représentée par un ensemble de formations datées du Trias à 

1 'Actuel (Fig. 115). Sa puissance excède communément 10 km et atteint 16 km 

dans les zones les plus profondes du bassin de Nouvelle Ecosse situées 

sous la pente continentale et la bordure externe du plateau (Keen et Keen, 

1974 ; Wade, 1978, 1980 ; Emery et Uchupi, 1984 , figures 131 p. 301 , 149 

p. 321 et 182 p. 377). D'une marge à l'autre les différents ensembles et

(LOGAN CANYON; MISSISAUGAI 

CRETACEOUS 

EDGE OF 

COASTAL PLAIN 

O 

SCOTIAN BASIN 

CONTINENTAL CRUS 

I 

62' 60' 580 

46- 1 

0 

N 

LAY ER 

I 

MANTLE 

44' 

42' -..--j A .-----LA,.- 

-..--. ...-- 

.-.- 

O km. * 

Fig. 

113 : Structure de la marge continentale de Nouvelle Ecosse 

a - Coupe géologique interprétative (d'après Emery et Uchupi, 1984; 

tire et modifié de Wade, 1978). 

b - Modèle de structure crustale (d'après ~een'et Hjrndman, 1979). 

Structure of Nova Scotia continental marg2iz 

a - Interpretative geological cross-sect5on (after Emery and UcI;u,nz^, 

1 BP ; modified fxom Wade, 1978 1. 

b - Crust structure mode2 (after Keen and Hyndman, 1979).

KILOMETERS 

CREST OF 

MAGNETIC 

ANOMALY 

LA HAVE PL ATFûRN 

COMTINEMTAL . 

IC I ULTRABASIC INTRUSIVES ? 

CONTINENTAL 

CRUST 

GEORGES #ANI #ASIN 

X MIDDLE MIOCENE 

CONTINENTAL CRUST REFLECTOIS 

AU UWERMOST EOCENE/LOIERMOST OLICOCENE 

A. CAMPANIANIINSHORE). MAESTRICHT!AN(OFFSHORE) 

HAUTERIVIAN/BARREMlAN 

O 

J TOP OF JURASSICIBERRIASIAN 

J) 19 

VARIOUIM 

ORBOMATL 

ARCM 

BANK 

B 

Ji TITHONIAN 

Jz 

JY 

LOWER OXFOROIAN 

CALLOVIAN 

CALLOVIAN(') I BAJOCIAN(') 

Jm BAJOCIAN 

LOGE OF 

COASTAL 

L CONTINENTAL CRUST 1 OCEANIC CRUST J 1 

LONG 

ISLAND PLATFO 

CONTINENTAL CRUS1 

5 

Fig. 114: Interprétations de doupes sismiques sériées sur les marges de Georges 

Bank et de Nouvelle Ecosse (d'après Emery et Uchupi, 1984, modifié d'après Wade, 

1977; Austin, 1978; Klitgord et al., 1982; Uchupi et Eusden, 1983). 

Interpretation of seismic section on Georges Bank and Sco tian margins 

(after Emery and Uchupi, 1914 , modified from Wade, 1977; 4 ustin, 1978 ; KZitgord 

et al., 193 2; Uchupi and Eusden, 193 3).

Fig.115 : Colonne stratigraphique simplifiée du bassin de Nouvelle Ecosse, 

corrélée d'une part avec les courbes de variation relative du niveau marin 

de Vail et al. (1977) et d'autre part avec la courbe de subsidence proposée 

par Royden et Keen (1980) (d'après Emery et Uchupi, 1984). 

SimpZified stratigraphie Zog of Scotian hasin, correlated to reZa 

-tive sea ZeveZ change cuves of VaiZ et al. (1977) and to suhsidenee curve 

of RU yden and Keen (1 93 0) (after ~mer~à%aÜchupZ, 191 4) .

et formations sont corrélés avec précision grâce à plusieurs forages 

(Jansa et Wiedmann, 1982 ; Poag, 1982) (~ig. 116). 

11-2-1- Lithologie et stratigraphie 

A 

Les formutiotis anchmes trias7k+Ziasiques 

Ces formations sont au nombre de deux. Il s'agit d'une part de la 

formation Eurydice attribuée au hét tien, de nature détritique (rouge) et 

caractérisée par 1 'intercalation de niveaux volcaniques comparables à ceux 

du Trias-Lias marocain. La seconde formation est celle de Argo ; elle est 

représentée par des dépôts salifères dâtés dans le bassin de Nouvelle 

Ecosse, du hét tien-sinémunien (Jansa et Wade, 1975 ; Wade, 1980 ; Jansa et 

al 1980 ; Emery et Uchupi, 1984). Il semble que ces ;vaPorites soient 

4' 

egalement présentes dans le bassin de Georges Bank (Poag, 1982 ; Schlee et 

Fritsch, 1983). Leur répartition est contrôlée, au début de leur dépôts 

par la structure en horst et graben du socle ; mais très rapidement, 

compte tenu de leur importance, les dépôts

NE SCOTIAN BASlN GEORGES BANK SW 

BASlN 

SHELL 

DOLOMITE 

LIMESTONE 

ANHYDRITE 

HALITE 

0 SAND and SANDSTONE 

SVLE and CLAYSTONE 

CALCAREOUS SHALE 

Fig. 116,: Corrélations stratigraphiques entre la marge de Nouvelle 

et de Georges Bank (d'après Poag, 1982). 

Ecosse 

Stratigraphie correZations between floua Seotia and Georg~ !s Bank 

basins (after Poag, 1982).

égional, qui en lloccurence serait pour ces auteurs, le début de 

l'expansion océanique dans l'Atlantique central. Ce serait la "break up 

unconformity" qui sépare la période de ''riftinglI de celle de "drifting" 

(Emery et Uchupi, 1984). Uchupi et Austin (1979) qui défendent l'idée 

dl une ouverture océanique plus précoce que les auteurs 

associent 

par contre cet évènement à un saut de dorsale vers 1 'ouest. 

Enfin à partir du Bathonien-Callovien et jusqu ' au Jurassique terminal - 

~éocomien domine une sédimentation caractéristique du développement d'une 

plateforme carbonatée néritique. Du nord-ouest vers le sud-est, de la 

marge du bassin à son centre, se relayent latéralement et s'intercalent 

plusieurs formations hétéropiques (Fig . 1 15) : 

f la formation Mohawk détri tique continentale ; 

* la formation Mic Mac de plateforme interne à faciès marins littoraux 

carbonatés et grés0 pélitiques, épaisse de près de 1.5 km ; 

la formation Abenaki de plateforme externe composée principalement de 

calcaires massifs de barrière de haute énergie ; e lle renferme en 

particulier au Portlandien, des biotermes et des calcaires à faunes 

pélagiques dont des Calpionnelles ; 

* et enfin la formation Verrill Canyon de type pélagique et profonde 

déposée au front de la plateforme néritique, sur la palgopente et dans 

le bassin ; il s' agit de shales carbonatés. 

Par ailleurs, du fait de l'existence fréquente de termes régressifs au 

sein de ces diverses formations, la sédimentation semble avoir été 

largement controlée par des variations relatives du niveau marin 

contemporaines de la construction de la plateforme. L' interdigitation des 

diverses formations entre-elles suggère également 1 ' intervention de ces 

phénomènes (Jansa et Wiedmann, 1982). Les régressions s 'accentuent au 

cours du Tithonique. 

Au crétacé basal se produit un changement important dans la sédimentation 

des deux marges de Nouvelle Ecosse et de Georges Bank (Bally, 1976) en 

tout point comparable à celui qu'enregistre la bordure nord-ouest 

africaine, à la même époque. L'origine de ce changement est attribué à des 

mouvements tectoniques verticaux qui pourraient être liés à la séparation 

des continents Eurasiatique et Nord ~méricain (Jansa et Wade, 1975). 

Les formations carbonatées de la plateforme néritique s ' interrompent. 

Elles sont recouvertes alors par des dépôts gréso-conglomératiques 

caractéristiques d'environnements deltaïques et regroupés au sein des 

formations Missisanga et Logan Canyon. La première est datée du Berriasien 

au ~arrémien et la seconde de llAptien au ~énomanien. Ces formations sont 

relayées dans les zones distales du bassin par des dépôts marins profonds 

des formations Verrill Canyon et Dawson Canyon (Mc Whae, 1980 , figure 5). 

La sédimentation d ' âge crétacé à ~énomanien évoque un régime globalement

transgressif au cours duquel se succèdent des transgressions de plus en 

plus efficaces, en particulier à 1 'Hauterivien et à llAptien. Ce régime 

atteint son apogée au ~énomanien supérieur ; elle se traduit par un 

retrait des faciès deltaïques (formation Logan Canyon) vers les bordures 

des bassins des deux marges de Nouvelle Ecosse et de Georges Bank. La 

sédimentation sur le plateau continental, la pente et le bassin est alors 

dominée jusqu' au paléocène inférieur par des shales (formation Dawson 

Canyon à 1' ouest) et des craies (formation Wyandot à ltest) interdigités 

(Jansa et Wade, 1975 ; Mc Whae, 1980 ; Poag, 1982). 

Le Tertiaire repose en discordance sur le crétacé supérieur (MC Whae, 

1980). Les calcaires et les shales qui le composent se sont déposés dans 

un environnement bathyal (formation Banquereau). Il subissent des apports 

dé tri tiques croissants qui indiquent une lente régression pendant toute 

cette période (Gradstein et al., 

- 

1975 ; Jansa et Wade, 1975). Enfin, la 

colonne sédimentaire s'acheve par la formation Laurentian, d'âge 

~leistocène. 

111-2-2- Structure de la couverture 

Sur les marges de Nouvelle Ecosse et de Georges Bank -tout comme 

d'ailleurs sur le reste de la marge Atlantique nord américaine- les coupes 

sismiques interprétées proposées par les différents auteurs ne font que 

très rarement apparaître des accidents tectoniques profonds affectant à la 

fois le socle et sa couverture sédimentaire ~ésozoï~ue et cénozoïque. 

Cette dernière constitue le remplissage d'un vaste bassin à allure 

monoclinal, installé sur un substratum structuré en horsts et grabens au 

cours du Trias-Lias, selon des directions privilégiées héritées d'une 

structuration antérieure. 

Elle ne révèle d 'après les auteurs, que deux types de figures tectoniques 

(Fig. 113 et 114) : 

* des structures halocinétiques qui affectent les dépôts évaporitiques dès 

le Jurassique et déforment la couverture sus-jacente (Jansa et Wade, 

1975 ; Jansa et al. 1980) ; - 

* des failles normales de croissance générées par le fluage et le 

diapirisme du sel, et la compaction différentielle des sédiments a an sa 

et Wade, 1975 ; Wade, 1978, 1980 ; Dillon et al 1983). 

2, 

Il faut cependant reporter notre attention sur deux points particuliers 

représentés, 1 ' un par le l1hinge zone'' du socle continental et 1 'autre par 

la bordure externe de la plateforme carbonatée néritique du Jurassique 

supérieur - ~éocomien basal. Le premier serait le seul point sur la marge 

à 1' aplomb duquel la couverture, juqu'au crétacé, serait affectée par des 

failles normales anciennes du socle ayant été remobilisees (Wade, 1978). 

Le second, dont il est admis que la position est controlée par la 

structure du substratum sous-jacent, est toujours considéré cependant 

comme un corps purement sédimentaire nullement affecté par des failles 

normales, en particulier sur son flanc tourné vers le large.

Si telle est donc la structure de la couverture -et de nombreux profils 

semblent effectivement le confirmer- cela implique soit que le substratum 

de la marge ne subside que par simple flexuration sans réajustements 

tectoniques le long de failles normales anciennes, soit que ré ci sèment 

ces réajustements s'amortissent totalement dans les dépôts salifères et 

demeurent dl ampleur modérée. Ces mouvements pourraient d'ailleurs être à 

1' origine du déclenchement de 1 ' halocinèse. 

Mc Whae (1980) considère cependant (f ig. 1 1.7,)que certains accidents anciens 

se propagent dans la couverture, jusqu ' à la limite crétacé - Tertiaire, 

découpant ainsi la marge de Nouvelle Ecosse, en une suite de panneaux de 

socle et de couverture effondrés vers 1' océan. 

B - La position structurale de la plateforme neritique 

Jurassique 

La position structurale dans laquelle se trouve la bordure externe de la 

platef orme carbonatée néritique du Jurassique supérieur (formation 

Abenaki) n'a dans de nombreux cas rien de-comparable avec ce que l'on 

observe sur le plateau de Mazagan. Dans le bassin de Nouvelle Ecosse au SE 

de la pointe septentrionale (Fig. 114), elle occupe une position avancée 

vers 1 ' océan par rapport à la "hinge zone" et indépendante de celle-ci, 

mais en retrait vis à vis de la limite continent-océan supposée être 

marquée par le East Coast Magnetic Anomaly. En ce point elle se retrouve 

actuellement à plus de 6 km de profondeur et est enfouie sous d'épaisses 

séries récentes (Wade, 1978, 1980 ; Emery et Uchupi, 1984). Plus au sud, 

sur Georges Bank, elle détient une situation analogue par rapport à la 

"hinge zone" (Fig. 114) (Klitgord et - al., 1982 ; Emery et Uchupi, 1984) 

mais une profondeur nettement moindre de l'ordre de 2 km seulement. 

La marge du plateau de Lahare, située au droit de la pointe sud de la 

Nouvelle Ecosse est caractérisée par contre par un dispositif analogue à 

celui de Mazagan, dans lequel la bordure de la plateforme est. associée et 

vraisemblablement controlée par la rupture du socle continental ( "hinge 

zone"). 

11-3- EVOLUTION DES MARGES DE NOUVELLE ECOSSE ET DE GEORGES BANK ; 

CHRONOLOGIE DES KVENEMEN'S TECïONIQUaS 

évolution tectonique des marges atlantiques nord-américaines en 

distension est classiquement divisée, dans les divers modèles proposés, en 

deux méga-cycles succéssifs représentés par la phase de distension 

intra-continentale initiale (rifting), au cours de laquelle se produit la 

structuration de la marge, et par la phase d'expansion océanique 

(drifting) dominée par la subsidence thermique des bassins l'installation 

des épaisses séries sédimentaires. Pour l'ensemble des auteurs, 

1 ' évolution verticale de la marge de Nouvelle Ecosse-Georges Bank répond 

de manière satisfaisante aux modèles théoriques de subsidence thermique, 

d ' étirement et d ' amincissement crustal des marges continentales passives 

(-:Watt8 --- et Çteckle~.~981 ; Keen, 1982). Il est possible cependant de 

A- 

subdiviser cette evolution, et en particulier le second cycle, en 

plusieurs périodes aux cours desquelles se manifestent des évènements

SCOTIAN SHELF 

N 

Fig. 117 : Coupe géologique interprétative de la marge continentale 

de Nouvelle Ecosse (d'après Mc Whae, 1980). 

Interpretative geologic cross section of Scotian continental 

margin (after Mc Witae, IBO).

spécifiques et qui sont séparés par des phases tectoniques importantes. 

Au cours du Trias et du Lias, la distension initiale intracontinentale ou 

rifting constitue l'évènement essentiel. Ce dernier se décompose 

vraisemblablement en une suite de phases tectoniques successives, et est à 

l'origine de la structuration du substratum continental en horst et 

grabens qui contrôlent la répartition des dépôts évaporitiques et 

détritiques. LI une de ces phases, associée par Jansa et Wiedmann (1982) à 

la phase EO-cimmérieme, est soulignée par la trace d'un volcanisme. 

11-3-2- Le début de 1 'ex~ansion océaniaue et la nériode 

carbonatée neritique 

Le début de 1 'expansion océanique dans 1 'Atlantique Central ou drifting 

est marqué partout par une discordance appelée "breakup unconformity". 

D ' après Wade (1978) cet évènement pourrait également être souligné par une 

régression traduite par l'arrivée massive des dépôts terrigènes de la 

formation Mohican. L 'âge de 1 ' ouverture océanique daterait alors du Dogger 

inférieur. 

Par la suite, jusqu 'au Jurassique terminal-~éocomien basal, l'ouverture 

des milieux de sédimentations conduits au d~veloppement d'une importante 

plate forme carbonatée , sur un substratum caractérisé par une subsidence 

différentielle plus accentuée vers l'océan (Klitgord et 2' al 1982). Il est 

possible également que, comme au Maroc, cette période soit le siège d'une 

légère activité tectonique ; elle pourrait en effet mais ceci reste à 

A 

démontrer, etre la cause des variations relatives du niveau marin, qui 

apparaissent à travers la sédimentation de cette époque. 

11-3-3- Les bouleversements nkimnériens et autrichiens 

A l'image de Nouvelle Ecosse - Georges Bank subit d'importants changements 

au cours du Jurassique terminal - crétacé inférieur que les différents 

auteurs (Wade, 1978 ; Mc Whae, 1980 ; Jansa et Wiedmann, 1982 ; Klitgord 

al 1982) raccordent aux phases néo-cimmériemes et autrichiennes. 

et LW 

Ainsi , pour Jansa et Wade (1975) et Wade (1978) la première, soulignée par 

1 'existence d'une discordance est la cause d'un rajeunissement non 

négligeable des aires d'alimentation émergées des dépôts deltaïques, 

situées à l'ouest, et provoque l'arrêt et l'enfouissement rapide des 

carbonates néritiques de plateforme. Au cours de cette phase également, 

les accidents anciens du socle peuvent avoir été remobilisés en 

particulier de la "hinge zone" ; ceux-ci sont peut-être à l'origine des 

premiers mouvements du sel qui, pour Jansa et Wiedmann (1982) se 

produisent à ce moment. 

Enfin, pour Wade ( 1978 ) la phase tectonique autrichienne est responsable 

de nouveaux soulèvements importants tel que celui d'Avalon, situe au 

sud-est de Terre-Neuve et de la séparation des bassins de Nouvelle Ecosse, 

de Terre-Neuve et de Flemish (dans l'Atlantique ~ord) qui à l'origine 

étaient liés. Un épisode volcanique contemporain sur la marge de 

Nouvelle Ecosse et daté de 1'Aptien-Albien, lui est associé a an sa et

Wiedmann , 1982 ; Jansa et Pe Piper, 19851, de même que parfois une lacune 

de lfAptien-Albien inférieur ; sur Georges Bank cette dernière s'étend 

jusquf au ~énomanien, dans le forage COST G2 (Poag, 1982). La phase 

autrichienne-, pour les auteurs précités, coïncide avec le début de 

, 1 ' ouverture oceanique dans 1 'Atlan tique Nord. 

11-3-4- La Griode post-autrichienne 

Pendant le laps de temps crétacé qui succède à la phase autrichienne 

plusieurs variations relatives du niveau marin sont décrites dans les 

forages, notamment au ~énomanien-~uronien sur Georges Bank et la Nouvelle 

Ecosse, et au Turo-Coniacien uniquement sur le premier, mais aucune 

activité tectonique importante n'est décrite par les auteurs ; il pourrait 

ne stagir que de phase de réajustement liées à la subsidence normale des 

.deux marges ou à des variations eustatiques (Vail et &, 1977). 

B - La phase I;aramierme 

. 

Par contre, une discordance plus marquee souligne la limite 

crétacé-~ertiaire à la fois sur Georges Bank et sur la marge de Nouvelle 

Ecosse, sur le plateau de Lahave (Wade, 1978 Mc Whae, 1980). Pour 

Mc Whae (op. cit.) cette phase est datée du aié éocène, et ne sfobserve 

qu'au niveau du plateau continental alors que pour Wade (1978) celle-ci 

est maestrichtienne. Cette phase demeure cependant mineure comparée à 

0 - 0 

celles qui ont precede. 

Le Tertiaire se singularise par son calme tectonique. On ne dénote comme 

activité que le dispirisme des séries évaporitiques triasico-liasique qui 

se poursuit jusqu à 1'01 igocène environ (Wade, 1978).

Bibliographie 

Table des matières

TABLE DES MATIERES 

INTRODUCTION GElQKRALE . OBJECTIFS 

. 

1 Interet regio ngl .......................................... p. 1 

II ~ntérêt : historique .............................. 1 

III But de lle.tude. ........................................... 6 

IV Contexte scientifique de cette étude ...................... 6 

V - présentation des travaux .................................. 8 

6 * 

PREMIKRE PARTIE . CADRE GENERAL . PLACE DE LA MARGE CONTIIiIENTALE 

DE MAZAGAN (EL JADIDA) DANS SON CADRE 

. 

................ 

Chapitre 1 LES GRANDES STRUCTüRES DU DOMAINE MARIN 13 

1-1- LES STRUCT[IRES ASSOCIES A LA FRONTIERE DE PLAQUES 

ACORES-GIBRALTm .......................................... 13 

1 - La zone de fracture Gloria et l'Archipel des 

Açores .............................................. 13 

1-1-2 La ride ~m~ère . Coral Patch ........................ 17 

1-1-3 La ride ~osé~hine - Hirondelle - Gorringe ........... 17 

1-14 La plaine abyssable 

. 

du Fer à Cheval ................. 20 

1-1-5 La ride Tore-Madere ................................. 20 

1-2- L'ARCHIPEL DES CANARIES ................................... 20 

1-3- LA PLAINE ABYSSALE DE SEINE ............................... 23 

Chapitre II . RAPPELS SUR LIEVOLüTIOIiI CINEMATIQUE DE 

L'ATLANTIQUE CENTRAL. ................................. 27 

L ' ETAT INITIAL DE L'ARANTIQUE CENTRAL ................... 

11-2- LES ETAPES DE L'OUVWTURE DE LIARAIPTIQUE CENTRAL ; 

EVENEIiIENTS REGIONAUX ET FONCTIONNEMENT DE 

LA FRONTIERE ACORES-GIBRALTAR 29 

............................

Chapitre III . LES PRINCIPAUX TRAITS DE LA GEOLOGIE DU MAROC 

OCCIDENTAL ET DE SON EVOLUTION ; CORRELATION 

AVEC L'OWERïüRE ATUNTIQUE ......................... p. 33 

111-1- LE SUBSTRATUM LWTE.MEZOSOIQUE ........................... 33 

111-2- L'EVOLTJTION POST-HER- DU MAROC OCCIDENTAL ........ 35 

111-2-1 Le Trias infra-Lias ; la distension 

intra.continentale ................................ 35 

0 

.................. 

111-2-2 Le Jurassique moyen et superieur 37 

........................................ 

# 0 

111-2-3 Le Cretace 37 

111-2-4 Le Tertiaire 38 

...................................... 

111-3- PLACS ET MOBILITE DE LA MESETA MAROCAINE ; CONSEQUENCES . 39 

III4 CONCLUSION .............................................. 42 

CONCLUSION .......................................................... 43 

DEUXIEWE PARTIE 

. LA MARGE CONTINENTALE DE EL JADIDA (MAZAGAN) ...... 

. ............... 

....... 

.............................. 

.................. 

Chapitre 1 BATHYMETRIE ET ANALYSE M0RPHOSTRUCRmAL.E 47 

1-1- LA MARGE CONTINENTALE MAROCAINE : PRESENTATION 

ET PLACE DU SECTEllR DE EL JADIDA (MAZAGAN) 47 

1 - Le plateau continental 47 

1-1-2 La pente et le glacis continentaux 48 

1-2-1 présentation des données des campagnes Seazagan 

et Cyamaz ........................................... 51 

1-2-2 Les grandes provinces du segment de Mazagan : 

analyse morphostructurale ........................... 54 

A Le p2atsa.u continental ............................ 57 

B La pmte continmtale ............................. 57 

B1 Le plateau de Mazagan : une extension du plateau continental . 57 

B2 L'escarpement de Mazagan s.1 ................................. 58 

[a 1 1 ' escarpement de Mazagan s . s .................... 58 

[b] le glacis ....................................... 64 

B3 Extensions nord et sud du plateau et de l'escarpement s.1. 

de Mazagan ................................................... 64 

[a] vers le nord et la vallée du Rharb .............. 64 

[b] vers le sud : le canyon de El Jadida ............ 66

C Le glacis continsntal ............................. p . 68 

D La plains abyssaZs ds Seins ....................... 69 

Conclusion . le contrôle structural de la morphologie ........... 69 

...... 

11-1- LK SOCLE ................................................. 

. 

11-1-1 Le socle oceanique ................................. 

11-1-2 Le socle continental ............................... 

A Ls glacis ......................................... 

Chapitre II . LITHOLOGIE. STRATIGRAPHIE . LES OBSERVATIONS DIRECTES ET 

P- PAR SUBMERSIBLE ET LES FORAGES DSDP 

B L'sscarpsmsnt ..................................... 

[a] Description ..................................... 

[b] Situation de 1 'échantillon sur ltescarpement .... 

C Di.scussion . ConcZusim ........................... 

11-2- LA SERIE SEDIMENTAIRE POST-PALEOZOIQUE ET SON EVOLUTION .. 

11-2-1 Les ensembles contemporains de la distension 

intra-continentale et du début de l'expansion 

océanique 

.......................................... 

A Le Trias-Lias , A à dominants dhritico-&aporct

11-2-3 La couverture 

. post-plateforme crétacé - 

~énozoi~ue 

.......................................... 

p. 99 

A Ls platsau st Z 'sscarpsment ds Mazagm, st 2s 

canyon de EZ Jadida ............................... 99 

Al Les observations directes.................................. 99 

A2 - Stratigraphie - Evolution lithostratigraphique ............. 101 

[a] Le crétacé inférieur : la sédimentation 

hémipélagique ................................... 101 

[b 1 Le crétacé supérieur : 1 'évolution pélagique.. .. 103 

[cl Le Tertiaire.................................... 104 

B Ls gzacis 

. 

st 

. 

2s glacis continmtaz ............... . 105 

B1 Le crétacé - Paleogene ............................... 105 

B2 - Le ~éo~ène - Quaternaire.. .. ....... .. ........ . . 105 

C Ls bassin abyssal ................................. 106 

CONCLUSION A L'EîüDE LITHOLOGIQUE............................... 107 

Chapitre III - STRUCTURE DE LA MARGE CONTINENTALE DE EL JADIDA 

(MAZAGAN) -. : OBSERVATIONS PAR SUB~RSIBLK. 

-- L 

STRATIGRAPHIE SISMIQUE, MAGTQETISME Eï GRAVIMETRIE... 109 

111-1- LES OBSERVATIONS DIRECTES DE TERRAIN PAR SUBMERSIBLE ; 

L'ESCARPEMENT DE MAZAGAN, EXPRESSION MORPHOLOGIQUE 

D'UNE ZONE DE FAILLES NORMALES MAJEURE.................. 110 

111-1-1 L'acquisition des données et les limites de 

l'interprétation .................................. 111 

111-1-2 Les données d' observations ; présentation 

synthétiquel analyse et essai d 'interprétation.. . . 112 

A - L 'sscarpsmsnt, timoin d 'ms zons d 'acc;dmts 

tsctoniquss majeure .............................. 112 

Al - Structure de la plateforme carbonatée Jurassique supérieur 

et du socle ; un argument en faveur d'une nature tectonique 

de l'escarpement ........................................... 112 

[a] Les observations directes des affleurements ; 

les mésostructures .......................... 112 

[b] Structure à l'échelle hectométrique des 

secteurs sud et médian de l'escarpement ........ 121 

bl/La coupe de la zone sud de l'escarpement .... 123 

b2/La coupe de la zone centrale de 

l'escarpement. ......................... 123 

[cl A l'échelle du plateau de Mazagan.. ...... ...... 127 

[dl Conclusion, nature et origine de 

l'escarpement. .......................... 130 

A2 - Structure de la couverture post-plateforme, 

crétacé et 

Tertiaire ; un élément pour dater une phase de 

structuration majeure de la marge et de son escarpement.... 131 

[a] La partie supérieure de l'escarpement : la 

couverture typique du plateau de Mazagan ....... 131

[b] Les autres domaines de l'escarpement s.1. : les 

C A 

.............................. 

depots en placages p. 132 

[cl Bilan ; données complémentaires du forage 545 

âge de la structuration majeure de la plateforme 

et de son escarpement ........................... 136 

A3 - Les grandes directions d'accidents 139 

......................... 

A4 - Conclusion ; essai d'interprétation sur la génèse de 

l'escarpement ; apports des données de terrain ............. 139 

[a] Le processus de construction carbonatée 

néritique ....................................... 141 

B 

C 

. A 

[b] Les processus d'érosion. de démantèlement et 

de non depot ................................... 141 

Ls pîutsau : 7Indicss d'uns act

. . 

B3 La formation 3 : Le Paleogene .............................. p. 183 

. 

[a] épar titi on, puissance et caractères 

acoustiques .................................... 183 

A 

.................................. 

[b] Nature et age 190 

B4 - La formation 2 : le ~iocène 

inferieur ...................... 190 

[a] épar titi on et puissance ....................... 190 

[b] caractères acoustiques ......................... 190 

.................................. 

A 

[cl Nature et age 195 

supérieur . Plio-Quaternaire ... 195 

[a] ~é~artition et puissance ....................... 195 

[b] caractères acoustiques ......................... 198 

.................................. 

A 

B5 . La formation 1 : l e ~iocène 

[cl Nature et age 198 

111-2-2 Tectonique ......................................... 198 

A Lss svsnsmmts ants-estacs moym ................. 199 

[a] La phase majeure de aistension intra-continentale 

triasico-liasique .......................... 199 

[b] Les réajustements anté ou infra-Jurassique 

supérieur (160-150 Ma) .......................... 200 

[cl La phase de structuration majeure du ~éocomien 

Cretace inferieur ............................... 200 

B 

4 . . 

Les ~v&emmts postsri~urs du ~rGtacs supsrisur 

st du ~&wzofque .................................. . . 

203 

[a] La phase crétacé terminal . Paleocene ........... 203 

[b] La phase intra-~ocène ........................... 204 

[cl La phase oligocène .............................. 205 

[dl La phase ~iocène moyen . supérieur .............. 206 

111-2-3 Conclusion à l'étude tectonique par sismique 

reflexion ......................................... 209 

III-3- STRUCI(JRa PROFOHDE DE LA MARGE CONTINENTALE DE EL JADIDA . 211 

111-3-2 Les études gravimétriques ......................... 215 

Chapitre IV . EVOLUTION TECTONO-SEDIMENTAIRE DE LA MARGE CONTINENTALE 

DE EL JADID4. .................................... 219 

IV-1- LA PERIODE DE DISTENSION INTRA-CONTINENTALE 

(RIFTING) TRIASICO-LIASIQUE ........................ 219 

IV.1.1. La marge de El Jadida .................. 223 

IV.1.2. 

Corrélation avec la géologie marocaine et l'ouverture 

océanique ............................. 223 

IV-2- LA PERIODE DE CONSTRUCTION DE LA PLATE-FORME CARBONATEE 

NERITIQUE JURASSIQUE . NEOCOMIEN. et L'EXPANSION OCEA- 

NIQUE .................. 6 ............................ 227

IV.2.1. La marge de El Jadida ......................... 227 

IV.2.2. 

Corrélations avec l'histoire de l'Atlantique et 

du Maroc ...................................... 228 

IV-% LA PERIODE CLE DU CRETACE BASAL .................... 228 

IV.3.1. La marge continentale de El jadida ............ 228 

IV.3.2. Corrélations régionales ...................... 229 

IV-4- LE CALME RELATIF DU CRETACE MOYEN ET SUPERIEUR ..... 232 

IV-5- LA PERIODE D'INSTABILITE TERTIAIRE A ACTUEL ......... 232 

.IV. 6. CONCLUSIONS ; PALEOBATHYMETRIE ET SUBSIDENCE DE LA 

MARGE DE EL JADIDA ................................. 233 

TROISIEME PARTIE 

Chapitre 1 

. 

. 

ESSAI DE COMPARAISON 

LA MARGE NORD-OUEST AFRICAINE 

.................... 

................... 

1-1- LE SOCLE ............................................ 

1-2- LA COUVERTURE SEDIMENTAIRE .......................... 

1.2.1. Lithologie . stratigraphie .................. 

A Les séries anciennes triasico-liasique ..... 

B La plate-forme carbonatée Jurassique moyen et 

supérieur .................................. 

C Les séries postplate-forme ................. 

Cl Le Crétacé ........................................... 

(a) Le Bassin d'Aaiun-Tanfaya ................. 

Le Crétacé inféireur ...................... 

L'Albien et la Crétacé supérieur .......... 

(b) Le Bassin sénégalo-Mauritanien ............ 

Le Crétacé inférieur ...................... 

L'Albien et le Crétacé infér~eur ........... 

C2 Le Cénozoïque ....................................... 

1.2.2. Structure de la marge continentale nord-ouest 

africaine ........................................ 253

- -- - - ZL 9-4- O .-LE -- S O U - -- -- pz%-- -- -- - -

Évolution de la marge atlantique du Maroc ... - Archimer - Ifremer

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