Haut Atlas occidental - Columbia University

♦ 2 à 3 m d’alternances de calcaires fins, de dolomies et de marnes gypsifères
♦ 1 à 1,5 m de dolomies évaporitiques et de marnes gypsifères en alternance
;
♦ 4 à 6 m de calcaires bioclastiques et de calcaires dolomitiques ;
♦ 3 à 3,5 m de marnes et de calcaires bioclastiques ;
♦ 3 m de dolomies calcaires et de marnes affectées par une dolomitisation
secondaire ;
♦ 3 m de calcaires bioclastiques, de dolomies calcaires et de marnes ;
♦ 3-4 m de calcaires dolomitiques à bioclastes et à laminites algaires ;
♦ 8-10 m de dolomies massives roses, de dolomies sableuses bioclastiques
qui forment un niveau repère au sommet de la formation. Le
microfaciès est celui d’une dolosparite à une dolomicrosparite bioclastique
;
♦ 1-2,5 m de calcaires bioclastiques riches en oursins, couronnés par une
surface ferrugineuse ;
♦ 3-5 m de marnes rouges et de marnes jaunes ;
♦ 1,5 -2 m de calcaires dolomitiques bioturbés ;
♦ 1,5-2 m d’argiles et de marnes vertes.
Faciès : Dolomies sableuses (littoral proche des plages),
calcaires coquilliers (infralittoral ouvert), dolomies calcaires
bioclastiques (barre bioclastique infralittorale à
proche du littoral), marnes vertes : infralittoral distal. Les
autres faciès sont semblables à ceux rencontrés dans la formation
d’Id Ou Moulid.
Ces faciès suggèrent une sédimentation sur une rampe carbonatée,
dans un climat chaud des zones infra- à médio- et
supra-littorales et supra littorales avec la présence de rares
environnements de type sebkha.
Biostratigraphie : De la base au sommet, cinq biozones
différentes ont été définies (fig. 1.13 ; cf. détail in
Bouaouda, 2007) :
0Biozone à Pseudocyclammina maynci, fin du Bajocien – milieu du Bathonien
;
0Biozone à Praekurnubia crusei, fini-bathonienne ;
0Biozone à Megaporella boulangeri, début du Callovien ;
0Biozone à Kurnubia variabilis, milieu du Callovien p.p ;
0Biozone à Valvulina lugeoni / Nautiloculina sp., qui peut être attribuée
à l’intervalle Callovien moyen p.p. – fin du Callovien.
Remarque : Le reste de la coupe est généralement dolomitisé
et ne permet pas d’identifier les deux autres biozones
: Cylindroporella sp. arabica (Oxfordien inférieur)
et Alveosepta jaccardi (milieu – fin de l’Oxfordien), bien
définies dans le Jurassique de Mouissat (voir J3). Sur les
bordures du bassin atlantique, le sommet de la Formation
d’Oumssissene ne livre pas de fossiles d’affinité Kimméridgien
inférieur, dont les espèces-marqueurs ont été identifiées
dans les régions d’Essaouira et d’Agadir.
Route : Après l’arrêt 4, nous entrons dans le couloir d’Argana
(fig. 1.10). La route traverse le Membre d’Aït Hssaine
(Hasseine Member des auteurs anglophones) du Norien supérieur
(voir 2ème partie). A gauche apparaissent les cuestas
de grès de Tadrart Ouadou (Carnien-Norien inférieur) à pendage
WNW, alors qu’à droite, la corniche correspond aux
CIRCUIT C11 : HAUT ATLAS OCCIDENTAL
calcaires et dolomies jurassiques d’Id Ou Moulid, recouvrant
quelques affleurements verdâtres de basaltes altérés.
A Tazidra, on observe un bel exemple de tectonique extensive,
avec la répétition des grès de Tadrart Ouadou dans une
série de demi-grabens délimités par des failles à pendage est.
On traverse ensuite une série épaisse de grès puis la faille
WNW-ESE d’Amzri (fig. 1.10), avant de longer le contact
entre la Fm d’Aït Hssaine et les formations sous-jacentes.
On remarque la disparition des niveaux de grès épais et la
différentiation progressive des formations du Jurassique.
La région d’Aït Khattab montre le passage des faciès de bordure
vers les faciès de bassin, par le biais d’une faille dirigée
N120. La plupart des formations s’épaississent en
direction du SW, se différenciant en 3 barres bien distinctes
(cf. J2) ; de même, les coulées de basalte s’épaississent
considérablement (Tixeront, 1974 ; Aït Chayeb et al., 1998).
J1, deuxième partie : Le Trias du couloir
d’Argana
(M. Et-TOUHAMI & P.E. OLSEN)
III. Le bassin triasique d’Argana
De vastes bassins remplis de couches rouges silicoclastiques
continentales se sont ouverts au cours du rifting de
la Pangée, pendant l’intervalle Permien supérieur-Trias
supérieur (fig. 1.14). Une partie seulement de ces bassins
est visible en surface, le couloir d’Argana est une de ces
zones d’affleurement, avec des strates particulièrement
bien exposées et peu déformées, relativement riches en
restes de Vertébrés (Dutuit & Heyler, 1983 ; Jalil, 1996).
Les couches rouges, principalement continentales, du bassin
d’Argana, sont subdivisées en quatre séquences tectono-stratigraphiques
TS I à TS IV (fig. 1.15), limitées par
des contacts au moins en partie discordants. Elles sont
pourvues chacune d’un ensemble caractéristique de faciès
et d’un style propre de cyclicité lacustre à évaporitique.
La séquence tectonostratigraphique la plus ancienne (TS I)
est constituée par la Formation Ikakern d’âge permien
dans sa totalité suite à la découverte de restes de Paraeiosaurus
(Jalil & Janvier, 2005) et à faciès à dominance fluviatile.
Elle est subdivisée en deux membres (T1 et T2 de
Tixeront, 1973) : Assif Aït Driss et Tourbiain (= Tourbihine).
La séquence tectonostratigraphique TSII, séparée de la
Formation Ikakern sous-jacente par une forte discordance
locale, est constituée par la Formation de Timezgadiwine
à faciès lacustres, detaïques et fluviatiles. Elle est subdivisée
à son tour en trois membres : Tanameurt , Aglegal et
Irohalene (T3, T4 et T5 de Tixeront, 1973). La partie médiane
de la formation (base de T5), pour le moins, est franchement
cyclique, montrant un motif fortement hiérarchisé
avec des cycles lacustres bien développés de 20, 100, 400
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