Système de gestion d’information scientifique dans la région de Sahel-Doukkala, Maroc (SaDIN) LIFE03 TCY/MA/000050 Rapport sur la Géologie Rédaction : El M. Ettachfini, A. Souhel, El Attari, M. Ouadia, A. M. Maanan & A. Toufiq Date : 31/12/2005 Avec le soutien de l’instrument financier LIFE de l’Union Européenne Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 1 GEOLOGIE INTRODUCTION GENERALE--------------------------------------------------A/. DESCRIPTION SOMMAIRE DES TERRAINS PALEOZOIQUES AFFLEURANT DANS LA REGION DES DOUKKALA ----------I. Introduction ………………………………………………………….……….. II. Les affleurements d'El Jadida ……………………………………………….. III. Le Cambrien moyen et supérieur …………………………………………... IV. L'Ordovicien ………………………………………………………………. V. Le Silurien …………………………………………………………………... VI. Le Dévonien ……………………………………………………………….. VIII. Le Permo-Carbonifère …………………………………………………….. 3 6 6 6 8 10 11 11 15 17 20 B/. DONNEES DE SUBSURFACE SUR LE PALEOZOIQUE DES DOUKKALA ----------------------------------------------------------------C/. CONCLUSIONS ------------------------------------------------------------ D/. SYNTHESE STRATIGRAPHIQUE DES FORMATIONS MESOZOIQUES DU BASSIN DES DOUKKALA ----------------I. Introduction ……………………………………………………………….…. II. Fm 1 – Formation des "Conglomérats, Grès et Argiles rouges" …………… III. Fm 2 – Formation de "calcaires Inférieurs" ………………………………. IV. Fm 3 – Formation des "Argiles Grises" …………………………………... V. Fm 4 – Formation des "Grès et Argiles rouges" …………………………….. VI. Fm 5 – Formation des "Marnes vertes à gypse" .…………………………… VII. Fm 6 – Formation des "Calcaires et Marno-alcaires supérieurs" ………… IIX. Fm 7 – Formation des "Marnes et Argiles du Miocène …………………... 1. Description des coupes ………………………………….………….… 1.1. Coupe de Douar El Hraimi ……………………………………... 1.2. Coupe de Sidi Brahim …………………………………….…… 2. Attribution stratigraphique …………………………………………… 2.1. Foraminifères planctoniques ……………………….…………… 2.2. Ostracodes ……………………….……………………………... IX. Le Plio-Quaternaire des Doukkala ………………….……………………... 1. Lithostratigraphie ………………………………….………….……… 1.1. Le Pliocène …………………………………….……………….. 1.2. Le Quaternaire …………………………………….…………… 2. Chronostratigraphie …………………………………………………... 3. Néotectonique ………………………………………………….……... 22 22 22 25 27 29 30 31 32 33 33 33 33 34 34 35 35 35 37 40 41 43 47 49 Références bibliographiques ------------------------------------------------------------------------------- Cartes géologiques et topographiques Adresses utiles ------------------------------------------------------------------ Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 2 INTRODUCTION GENERALE La zone du Sahel-Doukkala comporte des séries sédimentaires allant du Paléozoïque jusqu’au Miocène, sur lesquelles on trouve des dépôts transgressifs plio-quaternaires. Les terrains éocènes, célèbres par leurs gisements de phosphate sont absents de cette région. Limons quaternaires Quaternaire marin et dunaire Pliocène Nord Azemmour El Jadida Permo - Trias an Cambrien A Ordovicien tl an ti Jurassique qu Crétacé e Miocène Had Ouled Frej cé E L Boulaouane O H A 0 30 km Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 D Khémis Zémamra K Sidi Bennour O U K Oualidia S A L A Sidi Smaïl 3 AGE Quaternaire limoneux LITHOLOGIE EPAISSEUR (m) PlioQuaternaire MésoCénozoïque Paléozoïque 10-80 Limons sablo-argileuses Grès, sables et calcaires 10-80 Quaternaire marin et dunaire coquillers Calcaire détritique et 10-40 Pliocène lumachelles ; conglomérat 0-20 Miocène Marnes sableuses ou argiles 100-200 Cénomanien Marno-calcaires jaunâtres Grès, sables et argiles 0-60 Hautérivien supérieur rouges 30 Hautérivien moyen Calcaires 60 Hautérivien inférieur Marnes 5-30 Valanginien Calcaire Jurassique supérieur ou Conglomérat, Grès et argiles 50-70 Crétacé inférieur rouges 200 Jurassique supérieur Calcaires gypseux 200 Permo-Trias Argiles et Basaltes Carbonifère Dévonien Schistes, Quartzites et Dolomies Silurien Cambrien Le Paléozoïque Le Paléozoïque affleure dans la vallée de l'Oued Oum Er Rbia et dans les Jbilet occidentaux sous forme de schistes et de grès cambriens et très probablement aussi ordoviciens. A l’exception du pointement cambrien d'El Jadida, partout ailleurs, il est masqué par des dépôts postérieurs plus récents. Le Méso-Cénozoïque : Le Permo-Trias affleure dans la vallée de l’Oued Oum Er Bia (entre Talmest et Sidi Saïd Mâachou). Il est représenté par des dépôts d'argiles et pélites rouges avec des coulées basaltiques. A M’Tal, ces formations sont associées à des conglomérats rouges carbonifères. Son substratum hercynienne plissé et déformé est constitué d’une lithologie très variée (grès, quartzites, schistes, calcaires, rhyolites et dolomies) appartenant au Cambrien, Ordovicien, Silurien et au Dévonien. Cet ensemble est par ailleurs décrit dans plusieurs forages réalidés dans la région des Doukkala. Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 4 composé de marnes calcaires et de grès. Il est aussi signalé vers l’intérieur des Doukkala par Khatmi (1999). Ces sédiments marins consolidés. 1975). Le Plio-Quaternaire : Le Pliocène est formé par des calcaires gréseux.Le Jurassique n'est présent qu'au Sud des Doukkala. 1965). des terrasses fluvialtiles longeant l’oued Oum Errabia et des colluvions de comblement à l’intérieur de la plaine. De manière générale. Le Cénomanien. Le Miocène est décrit au niveau d’un petit pointement au Cap d’El Jadida (Gigout. Le Crétacé est par contre extrêmement important dans la région et constitue le substratum presque continu de terrains plio-quaternaires. ses dépôts sont constitués des calcaires et des marno-calcaires jaunâtres à lits argileux contenant de nombreux bancs de gypse (Ferré et Ruhard. Le Quaternaire est constitué de trois groupes de formations : des formations littorales constituant les grands alignements de crêtes et des sillons parallèles ou sub-parallèles au rivage actuel. s’étale sur toute la région entre le Cap d’El Jadida et l’embouchure de l’Oued d’Oum Rbia. constituent l’essentiel de la zone du Sahel. qui ont été repris en dunes dont les crêtes émergent encore des "limons" quatrenaires. Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 5 . de sable et parfois des argiles rouges ou brunes avec une base un peu conglomératique. il est très érodé et est constitué de marne jaune. II . 1). Introduction Dans la région des Doukkala les terrains paléozoïques affleurent au niveau du cap d'El Jadida et le long de la basse vallée de l'Oued Oum Rbia. L’extension de ces terrains primaires vers l’W et le SW. affleurent des terrains faiblement plissés. qui représentent les terrains les plus anciens de la série paléozoïque. a été identifiée par plusieurs puits de sondage.A/ DESCRIPTION SOMMAIRE DES TERRAINS PALEOZOÏQUES AFFLEURANT DANS LA REGION DE DOUKKALA (Entre l'Oualidia et la vallée de l'Oued Oum Rbia) I. sous la couverture secondaire et tertiaire de la plaine de Doukkala. La succession stratigraphique est dominée par les terrains du Paléozoïque inférieur (Cambro-Ordovicien) qui reposent sur un substratum précambrien probable (rhyolites et tufs d’El Jadida). à la limite Est de la région d'étude (fig. le Siluro-Dévonien et le PermoCarbonifère. On y reconnaît le Cambrien. en bordure de l'Atlantique (fig.LES AFFLEUREMENTS D’EL JADIDA : (le Cambrien inférieur et le Précambrien terminal probable) A l’emplacement de la ville d’El Jadida. 1 et 2). l'Ordovicien. On y reconnaît deux Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 6 . sous une barre de calcaires cénomaniens discordante. Leur base est constituée par des laves rhyolitiques et des tufs volcaniques à éléments trachy-andésitiques. de type « arc insulaire » ou « marge continentale ». qui Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 7 . bréches et tufs) sur laquelle repose une formation de dolomies massives d'âge probablement Cambrien inférieur. Ces terrains offrent de remarquables analogies de faciès avec les terrains cambriens et infracambriens de l’Anti-Atlas et du Maroc central.formations lithostratigraphiques: Une formation volcanique (rhyolites. riche en potassium. Les rhyolites présentent les caractéristiques géochimiques d’une série calco-alcaline. Ces roches. le Cambrien moyen constitue. 1976. Plusieurs travaux ont été effectués sur ces roches volcaniques (Gigout. subdivisés en trois formations (fig.3): (Formation I ) : schistes argileux feuilletés ou “ schistes à Paradoxides ” verdâtres et de grauwackes. ils ont pu préciser l'aspect pétrographique. Le volcanisme cambrien : Le volcan de Sidi Saïd Mâachou Les schistes verts acadiens (formation des schistes à Paradoxides) au Nord de Sidi Saïd Mâachou sont recoupés par un réseau de dykes alimentant plusieurs sills et coulées basaltiques (Fig.Le Cambrien moyen et supérieur Dans la région de Doukkala. Il pourrait être attribué au Protérozoïque terminal (PIII) par comparaison avec l’Anti-Atlas et le Maroc central où des rhyolites et des andésites sont connues dans la même position stratigraphique sous les calcaires du Cambrien inférieur. (Form. a lui seul. L'épaisseur de la série cambrienne varie du Nord au Sud. (Form. 2001).constituent un paléorelief sur lequel transgresse une formation essentiellement dolomitique. Ils sont représentés par des faciès relativement uniformes. III . 1997-1999-2001). des épaisseurs plus importantes pour le Cambrien. Michard. ce qui confirme un âge paléozoïque à ces affleurements. représentent le substratum de la couverture paléozoïque. On y trouve également un important complexe volcano-sédimentaire interstratifié. Corsini. la majorité des terrains paléozoïques connus à l'affleurement ou par sondage. El Attari. On note également que les données de subsurface (Bernardin. structuré en horsts et grabens subméridiens. III) constituée de niveaux pélitiques où ont été récoltés des espèces du Cambrien supérieur. structurale et géochimique de ces roches. 1956. Ces terrains affleurent largement le long de la basse vallée de L'Oued Oum Rbia où ils ont été étudiés par plusieurs auteurs (Gigout. Il s'agit ici d'un bassin relativement profond. 1951. 1988) et à Imfout (El Attari. à Sidi Saïd Maachou (Corsini. 3). elle est de 1900 à 2000 m à Sidi Saïd Maachou et de 4000 m environ à Imfout. 1989. 2001). 1987) montrent. avec localement des intercalations volcaniques et volcano-détritiques. On remarque en plus que le plissement subméridien qui affecte ces terrains correspond dans tout le Môle côtier à l’épisode principal de la déformation hercynienne. El Attari. formée de grès et quartzites nommés “ quartzites d’El Hank (par comparaison avec les quartzites d'El Hank de Casablanca) du Cambrien moyen terminal. La base de cette série n'affleure pas. Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 8 . II). sous la couverture secondaire et tertiaire de Doukkala. allant de 3000 m à 7000 m. La nature des différents faciès volcaniques (coulées-sills-dykes) est de type basalte doléritique. Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 9 .Voici les principales caractéristiques de ces roches : 1 . D’après ces travaux. la sédimentation devient relativement plus grossière. Ils ont fait l’objet de nombreux travaux: Gigout (1951-1956). Michard (1967). 4 . Elle se manifeste par l’intercalation plus fréquente et de plus en plus rapprochée de niveaux grèso-quartzitiques qui forment localement des barres pouvant atteindre plusieurs mètres d’épaisseur (Imfout et Oulad Abbou). des psammites bioturbées et de minces intercalations gréseuses (fig. Le Tremadoc. Durant la période de l’Arenig. 3 . 16).Le Silurien Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 10 . El Kamel (1987).II). transgressifs sur les terrains cambriens. correspondent à l’Arenig inférieur. Les coulées sont accompagnées d'intercalations de calcaires fossilifères.L'activité volcanique cesse graduellement avant le dépôt des quartzites de la formation d'El Hank (Form. Ils sont dominés par des argiles. El Attari (2001). Ce faciès est transgressif sur les pélites du Cambrien. considéré comme lacunaire. Arenig (Bernardin et al. l'extension des coulées ainsi que le volume qu'elles occupent sont plus importants vers le Sud que vers le Nord ce qui suggère une paléopente vers le Sud. d'âge Cambrien moyen. les premiers dépôts ordoviciens. fig. L’Ordovicien est également reconnu par quelques forages (OYB1 et BHL1) pétroliers dans le bassin de Doukkala (Fig. parfois. n’a pas été identifié. 1988). les faciès sont relativement uniformes. Ces forages atteignent l’Ordovicien inférieur.4). parfois NNE ou E-W.A l'affleurement et à partir des dykes d'alimentation. Au cours de Llanvirn-Llandeilo-Caradoc. ferrugineux (cf.L’Ordovicien A l’affleurement. 5 . Cornée et al.Les dykes d'alimentation sont orientés ENE. 3).Le liquide magmatique arrivait par des dykes et s'épanchait au fond d'une mer peu profonde. les terrains ordoviciens occupent la rive droite de la basse vallée de l'Oued Oum Rbia (flan Est du synclinal d'Oulad Abbou) et le cœur du synclinal d’Imfout. coupe de Sidi Saïd Mâachou.2 . Destombes (1971). IV . Les phénomènes de slumping et les structures en boules et coussins observées à Imfout présentent des indices d’une instabilité locale du milieu de dépôt. (1985). par l’intermédiaire d’un niveau de grès microconglomératique. V . Allix (1978). Hollard. le Dévonien moyen est caractérisé par l’installation et le développement de constructions récifales (fig.O. comparables à celles décrites dans les terrains siluriens de la zone de Rabat-Tiflet (El Hassani. Ben Frika. El Kamel et al. Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 11 .. du Telychien inférieur au Pridoli supérieur. 1985. Cornée et al. Kergomard. Ils présentent la particularité d’inclure des roches volcaniques synsédimentaires (Cornée et al. entre Dawrat et SS. 1979. Gendrot et al. rive droite de l'Oued. 1951-1955.. Ben Bouziane. 1985. Plusieurs études d’ordre stratigraphique et sédimentologique ont été effectuées dans ces terrains: (Gigout. slumps. VI . 5). ils sont constitués par des argiles. 1969. 1998). Elloy. des ampélites noires à Graptolites et à miches carbonatées et des calcaires à Crinoïdes. dont l’âge s’étend du Dévonien inférieur au Dévonien supérieur. Comme par ailleurs dans tout le domaine de la Méseta occidentale.. 1994. Pour El Kamel (1998). 1972. 1991). Le Dévonien est représenté dans cette région par une épaisse série argilo-calcaire. 6).Le Dévonien Oulad Abbou (rive droite de l'Oued O. 1970. 1995).Dans la région d’Oulad Abbou (Oued Targa. Les faciès décrits sont relativement uniformes (fig. 1967. le caractère alcalin intra-plaque de ces roches volcaniques ainsi que les indices d’une instabilité sédimentaire (brèches. Piqué. failles synsédimentaires et basculement de terrains) suggère un régime distensif guidé par des failles subméridiennes.Rbia.Rbia) le Silurien (130 m) est daté par Graptolites..Mâachou) Le Dévonien occupe ici le cœur d’une grande structure synclinale « synclinal de Oulad Abbou ». transgréssive sur le Silurien. Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 12 . Barbu (1977) et de Ben Bouziane (1995). est dominée par des argilites grises noires qui se chargent progressivement en carbonates. En effet. épaisse de 1200 m à 1700 m. Ces changements de faciès et d’épaisseur du Dévonien inférieur indiquent l’existence à cet époque d’une zone relativement subsidente entre Oulad Abbou et les environs de Safi : bassin de Doukkala-Oulad Abbou. Vers l’Est. de 800 m vers le NE (Oulad Bouzid-El Barba) et de 450 m au maximum à Oulad Abbou. le Dévonien est connu grâce à de nombreux travaux de prospection géophysique et de nombreux forages effectués par le BRPM et l’ONAREP dont le but d’exploiter les séries détritiques du Permo-Carbonifère et celles du Dévonien moyen récifal considérées comme réservoir de pétrole. Les résultats des données recueillies lors de ces études. Dévonien inférieur Dans les Doukkala. est dominée par des argiles et calcaires argileux avec un complexe récifal au Dévonien moyen( fig. la sédimentation marine. concernant le Dévonien. Elle est de l’ordre de 400 m à l’Ouest (région de Safi). la sédimentation est ici caractérisée par des calcaires à niveaux argileux à la base puis des marnes à niveaux calcaires au sommet. de type plate forme relativement profonde. La série dévonienne.Doukkala-Abda Sous les dépôts méso-cénozoîques du bassin de Doukkala-Abda. 7). il y a enrichissement en carbonates. en direction d’Oulad Abbou. L’épaisseur de ces dépôts dans ces localités voisines est variable. Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 13 . sont exposés dans les travaux de Rabaté (1976). . Dévonien moyen Dès la fin du Dévonien inférieur (Emsien supérieur) et durant tout le Dévonien moyen une tendance positive des fonds marins permet l’installation. 1994).L'évolution de celui-ci. 1985. sous un climat chaud. dans la région de Doukkala son fonctionnement a débuté dès le Silurien-Dévonien inférieur (coulées volcaniques interstratifiées dans le Dévonien inférieur (in Ben Bouziane. dans la région d’Oulad Abbou. d’une plate forme carbonatée et récifale qui couvre la région de Doukkala-Oulad Abbou. Les variations de Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 14 . Par contre.. 1998). El Kamel et al. La tectonique distensive dévonienne dans les Doukkala semble être contrôlée par la réactivation des anciennes failles synsédimentaires cambriennes. a probablement débuté dès le Silurien supérieur comme en témoignent les coulées volcaniques intercalées dans la série silurienne d’Oulad Abbou (Cornée et al. en particulier celles ayant joué au Cambrien et à l’Ordovicien. 1994) et la sédimentation est largement contrôlée par des failles hercyniennes héritées.Le Permo-Carbonifère (Stéphano-Permien) A l’intérieur du domaine mésetien en générale. des séries détritiques grossières rouges ont été reconnus par plusieurs forages. Dans le bassin de Doukkala-Abda.Oulad Abbou. 8). Du côté de Doukkala . 1995). Dans l’ensemble de ces bassins les dépôts montrent de grandes similitudes entre eux (Piqué. et le bassin de Mechrâ Ben Abbou-Foum el Mejez. on assiste à un approfondissement du bassin vers l’Ouest (région de Safi) qui se comble par des argilites noires à Goniatites (Ben Bouziane. VII . 1995). L’épaisseur de ces dépôts varie d’un secteur à l’autre (200 m à 900 m environ). Dans le Môle côtier. Ben Bouziane.l’épaisseur de la série dévonienne moyenne et les perturbations locales de l’extension latérale des édifices récifaux sont dues a des mouvements verticaux de blocs sous l’effet d’une tectonique distensive (Barbu. Dévonien supérieur Cette période est marquée dans l’ensemble de la Méseta occidentale par une intense activité tectonique distensive qualifiée de révolution famennienne (Piqué. à l’Est (fig. 1992). 1979). la paléogéographie de cette période est toujours influencée par le Môle d’Imfout qui sépare deux bassins fammeniens: le bassin de Doukkala . reposant en discordance angulaire sur les terrains anciens. grès et argiles) et continentaux. Les faciès sont souvent détritiques rouges (conglomérats. le Stéphano-Permien s'est déposé dans des « bassins » situés à la périphérie ou au cœur des boutonnières paléozoïques.Oulad Abbou. Ces séries sont attribuées au Permo-Carbonifère par analogie de faciès avec d'autres régions de la Méseta occidentale (Benabbou. Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 15 . 1977. Celle-ci est probablement liée au rejeu d’anciennes failles. à l’Ouest. elle est en relation avec l’existence de horsts et grabens. Fig. 8 – Esquisse paléogéographique de la Meseta occidentale pendant le Dévonien (D’après les travaux de Piqué 1979 et 1994 . El Kamel 1987 . Ben Bouziane 1995) B/ DONNEES DE SUBSURFACE SUR LE PALEOZOÏQUE DES DOUKKALA Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 16 . 11) à pendage Est. Elle se poursuit jusqu'à l'actuel (escarpement d'El Jadida) en réactivant probablement les structures anciennes.DA8) (fig. Bernardin. 1995.DA5. Ces profils donnent également une idée sur l’intensité de la fracturation fintriasique. s’enracine jusqu’aux environs 4s (td) sur un réflecteur correspondant à la base du Cambrien (profil DB6) (le Roy. Selon Barbu (1976). 1993 et 1997. Cette carte donne une idée sur l’intensité de la fracturation des terrains paléozoïques et sur la répartition paléogéographique des faciès dévoniens sous la discordance post hercynienne. nous essayons de discuter les éléments structuraux de la déformation hercynienne. Ben Bouziane. 2001. Elle se situe sur Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 17 . ONAREP (rapports inédits)). la fin du Dévonien est marquée par une phase tectonique dont les mouvements ont donné naissance à des zones hautes et basses. Celles-ci. Bernardin et al.Introduction La zone côtière de la Meseta occidentale (Entre El Jadida et Safi) a fait l'objet de plusieurs études géophysiques (sismiques et gravimétriques) réalisées dans une optique pétrolière. 1997). Dans ce qui suit. Les différentes interprétations disponibles portent sur la structuration du bassin de Doukkala-Abbda (socle et couverture) et sur l'évolution de sa marge atlantique (Barbu. Nous avons choisi les profils qui renseignent le plus sur le Paléozoïque. à partir de profils sismiques interprètes ou réinterprètes. 1995. constituent une surface irrégulière qui va être attaquée par une érosion intense supprimant une grande partie du Dévonien. Labbasi. L’analyse de la carte de Barbu et les profils sismiques qui traversent ce secteur (DB6. Zone centrale des Doukkala Une carte des accidents paléozoïques a été dressée par Barbu (1976) (fig. Ruellan. 1991. 1998 . 9) dans la région de Abda-Doukkala. liée au rifting atlantique. El Attar. Ces travaux montrent une évolution tectono-sédimentaire qui englobe le cycle calédono-hercynien (rift cambrien et structuration hercynienne) et post-hercynien (rifting Atlantique). 1992. Piqué et Laville. 1985. Roussel et Bernardin. 1987. Ben Abbou. Pour Ben Bouziane (1995) ces failles NNE-SSW ont joué dès le Dévonien en failles normales synsédimentaires sous l’effet d’une tectonique distensive reprenant les failles anciennes. Le Roy. 1977. dans la zone centrale des Doukkala. 1988. 10) font ressortir les éléments structuraux suivants: * La faille d’Oulad Ziane (fig. L’absence de ces plis de second ordre dans les terrains cambro-ordovicien en dessous suppose l’existence d’un niveau de décollement à la base des séries calcaires du Dévonien. * Dans le compartiment situé entre la faille d’Oulad Ziane et la faille de Drabla-Sidi Smaïl sur la carte de Barbu (1976). déterminant le soulèvement du compartiment oriental. * Plus à l’Est. de petite longueur d’onde et à vergence Est. 1997). DA5). qui déforment uniquement le paléozoïque moyen et supérieur. est assuré par la faille de Drabla-Sidi Smaïl. précédemment décrit à l’Ouest. Ils sont accompagnés de failles inverses. dont la longueur d’onde est voisine de 10 km. à pendage vers l’Ouest. Celle-ci.12). L’amortissement des failles inverses (à pendage Ouest) à la base du Dévonien fait penser également à des failles normales synsédimentaires dévoniennes inversées à l’hercynien. Elle pourrait représenter une ancienne faille inverse. L’absence des terrains du paléozoïque moyen et supérieur dans ce secteur est certainement en relation avec une érosion. Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 18 . au delà de la faille de Drabla-Sidi Smaïl. comme celle d’Oulad Ziane. Le contact entre cette zone soulevée et le synclinal. moins profondes. s’enracine plus profondément dans le socle paléozoïque sur un réflecteur supposé la base du cambrien (Le Roy. 13). A cette structure synclinale se superpose une succession des plis NNE. puis réactivée en faille normale lors du rifting atlantique. et montre un jeu inverse.le flanc ouest d’une vaste structure anticlinale NNE. à allure listrique et à pendage vers l’Est (fig. consécutive à un soulèvement à la fin de l’orogenèse hercynienne. les terrains dévoniens disparaissent pour n’avoir à BHL-1 que le Trias en discordance sur le Cambro-Ordovicien (fig. les terrains paléozoïques sont affectés par un grand synclinal (largeur = 10 km environ) englobant localement l’ensemble du Paléozoïque (profil DB6. Déformation hercynienne dans la zone des Doukkala Profils DB6 et DA5 (Le Roy. C: base du Cambrien.sP3: séquences sismiques paléozoïques.sP2. H: discordance post-paléozoïque) 2: coupe totale DB6 interprétée. Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 19 .11. 1997) 1: zoom de la partie Est du profil DB6 (sP1.Fig. Ces différentes observations (compartimentage du socle paléozoïque. Les plis mineurs qui déforment uniquement le paléozoïque moyen et supérieur supposent l’existence d’un niveau de décollement à la base du Dévonien. entre la faille d’Oulad Ziane et la faille de Drabla-Sidi Smaïl. héritées de la paléogéographie cambrienne et/ou dévonienne. Ces déformations semblent plus affirmées dans une zone centrale. Ces données structurales combinées aux données de forages et de la gravimétrie (Bernardin. sont résumées sur une coupe synthétique E-W à travers les Doukkala (fig. Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 20 . sont soumises à des déformations hercyniennes dont l’amplitude varie d’un point à l’autre. Celles-ci semblent représenter des failles synsédimentaires. basse vallée de l’O. faille de Sidi Smaïl). 12 . complétée à l’Est par les données de terrains (Imfout. les formations paléozoïques. enracinée sur un réflecteur (C) correspondant à la base du Cambrien.Fig. à vergence Est. Les failles inverses. variation des épaisseurs). sont en grande partie guidées par le pendages des failles. Oum Rbia).13). Les retrovergences (déversements doubles) des structures. Bernardin et al. Elle est affectée par de grandes structures anticlinales et synclinales (largeur = 10km environ) à plan axial subvertical ou légèrement penché à l’Ouest. qui accompagnent ces plis semblent héritées de la paléogéographie dévonienne. souvent observées dans se secteur. ce qui a suggéré que ces dernières étaient probablement déjà actives au Cambrien.. Cette zone se situe à la verticale d’un axe bas au Cambrien (graben d’OBZ1 . 1987) ont permis de remarquer que les changements des épaisseurs des terrains cambriens (ou parfois cambro-ordoviciens) coïncident approximativement avec les principales failles triasiques et/ou hercyniennes (ex: faille de Oulad Ziane. 1988).Extrait du profil DA8 montrant l'allure listrique de la faille de Sidi Smail. sous la couverture secondaire. C/ Conclusions Après une période d’activité tectonique distensive au Cambrien et au Dévonien. Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 21 .La genèse des structures à double déversement peut s’expliquer aussi par le fonctionnement de rampes émergentes d’un niveau de décollement. elle n'est plus que de 10 m. La description de ces formations est faite à partir d’une synthèse de coupes stratigraphiques levées par Khatmi (1999) sur tout le pourtour des Doukkala (fig. Grès et Argiles rouges". 16) : dans la région de M’tal.D/ SYNTHESE STRATIGRAPHIQUE DES FORMATIONS MESOZOIQUES DU BASSIN DES DOUKKALA I. Fm 6 : Formation des "Calcaires et marno-calcaires supérieurs ". Ettachfini et al. Fm 7 : Formation des marnes et argiles du Miocène Des précisions sur la lithostratigraphie et la description des différents faciès ont été apportées par les travaux de Khatmi. 1998. cette Fm épaisse de 20 m est essentiellement conglomératique à la base. Fm 1 . Lithologie : faciès détritique continental bariolé dominé par des graviers et des grès. cette Fm épaisse de 5 à 25 m. Dans la région de Dar Caïd Tounsi. Fm 4 : Formation des "Grès et Argiles rouges". Pour les faciès conglomératiques. alimentées parfois par des données plus récentes. dans la région d'Aït Talmest. de niveaux argileux de couleur lie de vin et de dolomies gréseuses.Formation des "Conglomérats. du bas vers le haut : Fm1 : Formation des "Conglomérats. Fm 5 : Formation des "Marnes vertes à gypse". 1999. Introduction Gigout (1951) distingue pour les terrains mésozoïques de la région des Doukkala six formations. ce qui indiquerait une proximité des reliefs rocheux (environnement alluvial). Grès et Argiles rouges" C’est une unité discordante sur le Paléozoïque ou sur le Permo-Trias. présente une alternance de grès micro-conglomératique. Variations latérales (fig. Fm 2 : Formation de "Calcaire Inférieur". principalement celles de Witam 1988. et est constituée de dolomies et de grès fins. Fm 3 : Formation des "Argiles grises". grès fins. Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 22 . Les argumentations chronostratigraphiques sont celles avancées par Gigout 1951. II. Les lits argilo-sableux et les conglomérats sont particulièrement développé dans la vallée de l’Oum Er-Rbia ainsi qu‘en bordure du massif paléozoïque des Rehamnas où ils atteignent 50 m d’épaisseur. on remarque que plus en allant vers l’Est (M’tal) et plus il y a une réduction de la taille des éléments qui le constituent. 14 et 15). gréseuse au sommet. Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 23 . Les différents faciès de la Formation des "conglomérats. et sur environ 10 m d’épaisseur. 17) : dans la région de Youssoufia. Variations latérales (fig. Cette Fm est souvent marneuse avec de nombreux lits intercalaires d’argiles. 1988 confirme cet âge (Jurassique supérieur) par corrélation avec le complexe évaporitique de la région de safi. Milieux de dépôt : l’ensemble des caractéristiques sédimentologiques témoignent de conditions de dépôt continental. cette Fm passe latéralement à la Formation du "complexe évaporitique". de plaines alluviales parcourues par des chenaux méandriformes. Elle est couronnée par une discontinuité de ravinement. Septifer lineatus et Alectryonia sp. littorales au Nord (Aïn Talmest). Stratigraphie : cette Fm est rapportée par Gigout. A M’tal. grès et argiles rouges" s’agencent dans une séquence de comblement. roses et blancs. cette Fm épaisse de 8 m environ. Fm 2 . au Sud (M’tal + Dar Caïd Tounsi). 1951 au Jurassique supérieur en raison de la découverte de Paracenoceras (nautile) aux environs de M’tal et de Favia sp. c’est le cas à M’tal. Witam. ou par une surface durcie et à fentes de dessication comme à Aïn Talmest. (ammonites) dans la région de Machâa Boumahdi. Limites de la Formation : cette Fm repose directement sur les pélites rouges du PermoTrias par une discontinuité sédimentaire marquée par une pellicule ferrugineuse comme c’est le cas à M’tal et à Aïn Talmest. Sont en faveur de cette proposition. ou sur les bancs quartzitiques du Paléozoïque par le biais d’une discordance angulaire comme c'est le cas aux alentours de Dar Caïd Tounsi. débute par des lits conglomératiques se poursuit par des bancs calcaréo-gréseux et/ou bioclastiques à quelques débris de lamellibranches et gastéropodes et se termine par des calcaires à structures stromatolithiques.Formation de "Calcaire Inférieur" Cette Fm a été désignée sous le terme de "grès jaune à Spiticeras" par Roch. 1930 Lithologie : faciès calcaires jaunes. carteroni. III.Dans la région de Youssoufia. lamellibranches et Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 24 . cette Fm montre une alternance de bancs de calcaires à petits gastéropodes. Les lamellibranches Modiola aff. Les faciès conglomératiques transgressifs qui caractérisent surtout la région de Youssoufia. Grès et Argiles rouges" dans le bassin des Doukkala foraminifères benthiques et de calcaires tendres ou marnes beiges. les gisements fossilifères cités par Gigout Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 25 . 1951). des faciès margino-littoraux à Dar Caïd Tounsi et des marno-calcaires bioclastiques de milieu marin infralittoral à Aïn Talmest. 3/ calcaires stromatolithiques . huîtres et nautiles. Cette Fm présente des variations de faciès en allant du NNE au SSW. mais riche en gastéropodes. manquent dans la région de M’tal où ils sont remplacés par des dépôts oolithiques. 4/ marnes beiges. 16 :Variations latérales de la Fm des "Conglomérats. par sa position géométrique vis à vis de la Fm sus-jacente des Argiles grises datée du Valanginien supérieur-Hautérivien inférieur (Gigout. 2/ calcaires bioclastiques .Fig. Dans la région de Youssoufia. des calcaires lités fossilifères de haute énergie à M’tal. Sa limite supérieure est un fond durci ferruginisé très peu marqué. Ces faciès s’organisent en une mégaséquence de comblement dans un environnement infralittoral à médiolittoral voire supralittoral Stratigraphie : cette Fm a été attribué au valanginien. Limites de la Formation : sa limite inférieure correspond à la discontinuité qui limite à son toit la Formation sous-jacente. Milieux de dépôt : la séquence virtuelle qui va du pôle le plus marin vers le pôle le moins marin est constituée des faciès suivants : 1/ conglomérats ou calcaires oolithiques . Plus récemment. 18) : dans la région de Youssoufia. Exogyra boussingaulti. Perna sp.1951. ces argiles visibles sur 5 à 10 m. Sphaera corrugata.. se développent sur 5 à 10 m. 1998. panopea gurgitis incite Witam 1988. Trigonia sp. Arca sp. des marnes grises sableuses et azoïque. de la zone à campylotoxus.. c'est aussi l'équivalent latéral des "Argiles brunes" de safi. Cette Fm se développe au dessus du fond durci qui limite à son toit la Fm de "Calcaire Inférieur". Neocomites campylotoxus. E. Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 26 . et des calcaires marneux et noduleux de couleur beige à ocre. Gervillea alaeformis. Fm 3 . arzierensis. tuberculifera. composés de Kilianella gr. superba. qui représentent probablement que la base de cette formation. couloni. montrent une succession de marnes grises à boules de fer et cubes de pyrite. 17 : Variations latérales de la Fm de "Calcaire Inférieur" dans le bassin des Doukkala IV. Variations latérales (fig. E. attribue sur la base de calpionelles et d’ammonites un âge Berriasien terminal-Valanginien basal pour cette formation dans la région safiote.. 1930 . Lithologie : composé d'un paquet de marnes grises. à rapporter cette Fm au Valanginien inférieur sommital. Il s'agit d'une formation à composante terrigène. Fig. Dans la région de M'tal. Ettachfini et al. Chlamys aff.Formation des "Argiles Grises" Elle correspond aux "marnes et argiles vertes" décrites par Roch. cette formation. cependant le milieu reste assez ouvert et fluctue entre l'environnement circalittoral et l'infralittoral. 18 : Fm des "Argiles Grises" dans le bassin des Doukkala V. se trouve vraisemblablement dans les éboulis de la formation sus-jacente. Fig.Limites de la Formation : sa limite inférieure est représenté par le fond durci qui limite à son toit la Fm des "Calcaire Inférieur". Sa limite supérieure. appartiendrait en grande partie au Valanginien. cette formation serait d'âge Valanginien supérieur-Hautérivien inférieur par corrélation latérale avec la Formation des Argiles brunes de safi. difficilement discernable. Milieux de dépôt : l’homogénéité des faciès entre des marnes grises à pyrite de milieu abrité et réducteur. 1988. Selon Witam. et des calcaires marneux de milieu plus oxygéné et moins profond rende difficile l'interprétation de l'évolution séquentielle. Fm 4 . 1951 au valanginien inférieur ou moyen sur la base d'une faune d'ammonites dans la région de Youssoufia. Sur la base d’une association d’ammonites caractéristiques récoltées dans cette même région (Ettachfini et al. Stratigraphie : cette Fm est attribuée par Gigout. 1998).Formation des "Grès et Argiles rouges" Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 27 . A M'tal. et représentés par une alternance de bancs gréseux massifs rouges marmorisés et des argiles rouges à teinte bariolée. seule les 15 derniers mètres de la formation sont visible. selon les régions. Sa limite supérieure. Limites de la Formation : sa limite inférieure correspond à une surface de ravinement qui sépare des argiles grises marines. est difficilement repérable en raison de la lacune de la formation sus-jacente.Cette Fm repose directement. Milieux de dépôt : alternance de grès rouges à stratifications entrecroisées d'environnement continental fluviatile de chenal de marées. et sur une vingtaine de mètres se développe des grès micro-conglomératiques ou grès massifs à litage entrecroisé qui alternent avec des argiles rouges. composée d'une alternance argilo-gréseuse. des grès et argiles rouges continentales. et d'argiles rouges de plaine d'inondation. on note à M'tal une augmentation en nombre et en épaisseur des bancs gréseux . plus la fraction argileuse s'accroît d'épaisseur au profit des niveaux gréseux. 19) : dans la région de Youssoufia. Witam 1988. L'ensemble est agencé en mégaséquence de comblement. plus on se dirige vers le Nord. sur la Fm de "Calcaire Inférieur" ou sur le socle paléozoïque. Toutefois. reconnue principalement en forage. Lithologie : c'est une unité détritique. Les argiles de couleur rouge sont sableuses à grains de quartz bipyramidé et sont parfois gypseuse. Variations latérales (fig. Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 28 . Cette formation est lithologiquement constante. sur la Fm des "Argiles grises". Stratigraphie : en absence d'arguments biostratigraphiques fiables. place la Formation des "Grès et argiles rouges" dans l'Hautérivien supérieur par analogie de faciès avec la Formation de "Talmest" connue dans le Haut Atlas occidental entre Imi N'tanout et Smimou. Formation des "Marnes vertes à gypse" Cette Fm a une puissance allant jusqu'à 200 m.Fig. Lithologie : elle est constituée de marnes vertes ou bleues. et les calcaires marneux sus-jacents à Arca carinata du Cénomanien (Gigout. il est difficile de définir les limites de cette formation. et vu la position géométrique de cette Fm entre les grès et argiles rouges de l'Hautérivien supérieur. et est reconnue principalement qu'en forage. Fm 5 . Variations latérales : en affleurements. Limites de la Formation : dans l'état actuel de nos connaissances. la Fm des "Marnes vertes à gypse" est à rapporter au Crétacé inférieur à moyen. VII. Fm 6 . 1955). avec des bancs de marnocalcaires. Le gypse tient une place importante (≈ 60 m). et peut être dans la région d'El jadida où ils peuvent se confondre facilement avec les faciès de la formation sus-jacente. ces marnes ne sont connues que dans la vallée de l'Oum Er-Rbia. Stratigraphie : en absence de fossiles stratigraphiques.Formation des "Calcaires et Marno-calcaires supérieurs " Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 29 . 19 : Variations latérales de la Fm des "Grès et Argiles rouges" dans le bassin des Doukkala VI. Milieux de dépôt : ce sont des faciès d'environnements margino-littoraux. Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 30 . P. soit sur les marnes vertes à gypse. plus précisément. d'échinodermes : Hemiaster meslei et H.Cette Fm est souvent représentée en falaise qui borde l’océan atlantique. dauberi. il n'est pas exclue que le Turonien inférieur soit présent en continuité de la série cénomanienne d'El Jadida. calcaires dolomitiques. Trigonia ethra. chauveneti . sa limite supérieure souvent tronqué est recouverte par des dépôts pliocènes ou quaternaires. Variations latérales (fig. On constate que les faciès les plus marins sont situés du côté NNW. dolomies bréchifiées. soit sur la Fm des "Argiles rouges supérieurs". ils constituent les falaises calcaréo-dolomitique et lumachelliques de Sidi Bouzid et de Jorf Lasfar (région d'El Jadida) où leur épaisseur peut être estimé respectivement de 15 à 25 m. très côtier qui s'étend de l'étage infralittoral restreint à supralittoral. ces faibles épaisseurs à l'affleurement sont probablement liée à une troncature de la Fm à son sommet. Pinna robinaldina. Milieux de dépôt : les faciès de calcaires lumachelliques. Selon cet même auteur. Ces différents faciès s'agencent en une séquence carbonatée de comblement. Gervillea enigma. Pecten asper. Il s'agit de coquilles de brachiopdes : Terebratula biplicata . Anisocardiapapieri. Elle repose. Lithologie : elle est composée de calcaire et de marno-calcaire de teinte jaune et/ou blanche peu fossilifère. 20) : les faciès de cette Fm affleure nettement dans la bordure atlantique. Cardium proboscideum. qui composent cette formation sont les témoins d'un milieu peu profond. cette Fm s'est déposée au sein d'une plate-forme carbonatée ouverte dans cette même direction. de lamellibranches : Cyprina picteti. Son épaisseur pouvant atteindre 100 m. Stratigraphie : cette Fm est attribuée au Cénomanien par Gigout 1951 sur la base de récoltes dans la bordure atlantique. Rouderei percordialis. azemmouri. T. cretos. Ces faciès sont plus terrigène à M'tal (25 m) et à Aïn Talmest ((≈ 10 m). aff. Limites de la Formation : sa limite inférieure est souvent difficile à repérer en affleurement . Arca diceras . en fonction des localités. et de gastéropodes : Strombus incertus. P. 1. Sur les plans lithologiques et principalement paléontologiques. Par la suite les divers travaux réalisés dans cette région ont adopté cette attribution. Description des coupes Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 31 . la caractérisation du Miocène des Doukkala revient à Khatmi et al.Formation des marnes et argiles du Miocène Gigout (1951) a porté un petit pointement de marnes situé au sud immédiat de la ville d'El Jadida en terme de Miocène sur la carte au 1/200000. 1954) et dans le secteur de douar El Hraïmi où il a été découvert pour la première fois.Figure 20 : Variations latérales de la Fm des "Calcaires et Marno-calcaires supérieurs" Dans le bassin des Doukkala IIX. Le seul argument avancé par cet auteur est l'analogie de faciès avec les terrains d'âge Miocène situés plus au Nord (Région de Casablanca). Celui-ci a été étudié dans le secteur de Sidi Brahim où il figure sur la carte géologique (Gigout. Fm 7 . (1999). avec quelques intercalations de niveaux plus gréseux rougeâtres. Le résidu de lavage des marnes de cette coupe a livré une macrofaune composée de lamellibranches et de radioles d'oursins. Nonionidae. la série miocène est visible sur environ 5 m d'épaisseur (fig. visible sur 3 m d'épaisseur. Les marnes sont vertes et compactes à la base et deviennent rosâtres et sableuses vers le sommet. La microfaune est riche. elle est aussi essentiellement marneuse et localement fossilifère.2). est essentiellement marneuse. Coupe de Sidi Brahim Elle est située à 7 km au SE de la ville d’El Jadida. Attribution stratigraphique La présence de foraminifères et d'ostracodes dans la série miocène du bassin des Doukkala en particulier et de la Meseta côtière en général constitue une première citation.2. la série miocène. diversifiée et en bon état de conservation. A cet endroit. 1. nous ont livré des fragments de Bryozoaires. 1). Foraminifères planctoniques Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 32 . Y= 295). Les marnes jaunâtres de la base. près du marabout de sidi Brahim (coordonnées Lambert: X= 214. Miliolidae. Cibicididae.2 .1. Ces marnes sont de couleur jaunâtre et sableuse à la base et blanchâtres et dolomitiques au sommet. Coupe de Douar El Hraïmi Elle est située à 29 km au SSW de la ville d’El Jadida près du douar El Hraïmi. 2. Ces différents groupes de micro fossiles disparaissent vers le sommet de la série et ce sont uniquement quelques genres de foraminifères benthiques qui persistent. A cette localité.1. où les hyalins sont assez variés (Elphidiidae (Elphidium). au point de coordonnées Lambert (X=207. 1).1. Elle est constituée de Foraminifères benthiques. (fig. 2. L'âge retenu pour cette unité repose sur les foraminifères planctoniques reconnues. des Foraminifères benthiques (Elphidiidae et Rotaliidae fréquents et Miliolidae et Discorbidae rares). des Foraminifères planctoniques (petites globigérines) et des ostracodes. Buliminidae et Nodosariidae). de Foraminifères planctoniques (petites globigérines) et d'ostracodes. Y= 271. Rotaliidae (Ammonia). Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 33 .Toufiq) ont été reconnus sur des formes dégagées de la série miocène de notre secteur d'étude. Globorotalia continuosa Blow et Praeorbulina glomerosa circularis Blow. fohsi fohsi (Cushrnan et Elisor) avec Globorotalia aff miozea (Finlay) dans la coupe de Sidi Brahim et la disparition des espèces de la première association de la coupe de Douar El Hraïmi. Kili et de B. l'ostracofaune (détermination de M. Globorotalia obesa Bolli. Globorotalia fohsi fohsi (Cushman et Ellisor) (un petit spécimen). Globorotalia aff. En conclusion. concourent à attribuer les dépôts de la coupe B au Miocène moyen. Globigerinoides trilbus s. la série miocène du bassin des Doukkala s'est déposée dans l'intervalle allant de la zone N8 à la zone N10. miozea Finlay. 2.Deux groupes d'association de Foraminifères planctoniques (détermination de A. Globigerinoides bisphericus Todd. Andreu) est très abondante.l (Reuss). Globorotalia scitula ssp. En d'autre termes de la fin du Miocène inférieur (Burdigalien sommital) jusqu'au début du Miocène moyen. La première est composée de 6 espèces observées dans la coupe Douar El Hraïmi. il s'agit Globigerinoides trilobus trilobus (Reuss). Deux groupes d'association d'ostracodes peuvent être distinguées: L'association de Globorotalia aff. diversifiée et bien conservée surtout dans la coupe de Douar El Hraïmi (9 espèces). Ostracodes Dans la série du Miocène marin du bassin des Doukkala. 1969).2. précisément dans sa partie inférieure Zone à Globorotalia fohsi fohsi (Zone N10 de Blow. La deuxième association est formée de 5 espèces reconnues dans la coupe SidiBrahim: Globigerinoides diminutus Bolli. Globoquadrina altispira altispira (Cushman et Jarvis). Feddi (1989). jusqu'à une distance maximale de 60 km de ce rivage (Combe et al. Puis se sont succedés les travaux de Gigout (1951). Saaïdi (1979).1. Cet étage est masqué par la couverture "limoneuse" quaternaire. Choubert et al. Le Pliocène : Il est formé de calcaire détritique jaune. Les différents faciès lithologiques décrits par Gigout (1951) sont les suivants : Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 34 . mais des affleurements se situent dans la vallée de l'Oued Oum Rbia et Sahel (parallèlement au rivage actuel. 1. Brebion (1979). Lors de la régression pliocène se sont édifiées des dunes côtières qui constituent la partie est du Sahel . Cirac (1979). remonte aux travaux de Gentil (1918). Ouadia (1998) et Nissoul (2003).Figure 21: coupes du Miocène dans la région de Doukkala IX. l’existence d’un étagement de terrasses marines du Pliocène et du Quaternaire à faunes différentes.Lithostratigraphie : L'étude des formations plio-quaternaires des Doukkala. Akil (1990).. Beaudet (1971). Wernli (1978). Le Plio-Quaternaire des Doukkala 1 . Aboumaria (1993). contenant des débris de coquilles. sur la Méséta côtière marocaine. 1975)). (1956). le premier auteur qui a remarqué. leurs crêtes émergent encore des "limons" au Nord d'une ligne Tnine Rharbia-Khémis-M'Tal-Boulaouane. Les éléments sont de taille moyenne et de ciment calcaire peu abondant. très durs avec un ciment calcaire. lumachelliques. jaunes et très poreux : ils représentent le faciès normal. il semble que le faciès marin soit moins épais (10 m) . grossiers : c'est le même faciès que précédemment.des calcaires à grain fin.des sables jaunes. elles sont recouvertes par des dépôts quaternaires. Les coupes types : La coupe de la carrière deDouar Chrouâa (entre Sidi Samaïl et El Jadida).des calcaires détritiques. Dans plusieurs endroits. La puissance des faciès marins. constitué de débris de coquilles liés par un ciment de calcite et d'hydroxydes de fer. Figure 22 : Vue panoramique de la coupe de Douar Chrouâa Variations latérales : Les formations pliocènes montrent une variation discontinue à la surface. sans fossiles : c'est le faciès dunaire. prises à leur sommets. . . connus grâce à de nombreux forages. mais sans ciment. . . représente la coupe la plus représentative à la fois par sa richesse en coquilles marines et par la diversité de leur nature. Dans le Sahel.des calcaires recristallisés.. tendre et chargé en éléments argileux . . En Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 35 . caractéristiques de l'ancien estuaire de l'Oued Oum Rbia près de Boulaouane.des marnes sableuses.conglomérats grossiers en masse. les dunes par contre. est très régulière dans la plaine des Doukkala (20 à 40 m). peuvent atteindre 70 m d'épaisseur au-dessus du substratum marin. Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 36 . 1. ont perdu leurs horizons supérieurs avant leur fossilisation. leur altitude varie d’une zone à une autre.2. les formations pliocènes qui affleurent mieux sont au long de la vallée de l’Oum Rbia. toutes les datations ont été faites d’après les coquilles que contiennent ces formations (Gigout. n’ont pas été datées par aucune méthode absolue. Ces formations montrent des séquences régressives ("coarseningup"). Cette discontinuité est en relation à la fois avec la paléotopographie. Le Quaternaire . Au moins quatre paléosols ont été repérés dans le complexe dunaire du Jorf Lasfar (Ouadia1998). les formations littorales montrent une succession de dépôts formés tout d'abord de dépôts marins de milieu intertidal ("fore shore") suivis de dépôts éoliens à grandes stratifications obliques déposés dans un milieu supratidal ("back shore") ou dunaire puis de paléosols ou de sols. Cependant. Ces paléosols. 1951). par rapport aux formations quaternaires. Discussion stratigraphique et âge : Les formations pliocènes.outre. développés in situ et dont le plus ancien (paléosol 1) semble être le plus évolué. ce qui peut être expliqué par l’impact de la tectonique. 23) Variations latérales: Les formations quaternaires littorales montrent une variation discontinue à la surface. La coupe type : La coupe de la carrière de Sidi Moussa à l’Est d’El Jadida (fig. Dans les formations les plus complètes.Les formations littorales : La zone littorale est caractérisée par trois niveaux marins quaternaires et des calcarénites éoliennes renfermant des paléosols (in situ ou remaniés). En effet. à l’action de l’érosion et aux taux de sédimentation variant de fonction de la nature des formations et de la dynamique sédimentaires. En effet. Ces dates ont permis donc d’attribuer. respectivement. Sidi Rahal (297 ka +81/-47 ka) et Dar Bou Azza 121 ka ±12 ka). à l’avant dernier stationnement marin qui précède le dernier interglaciaire et au dernier interglaciaire sensu stricto (Ouadia. ces niveaux marins datés à une période antérieure au stade isotopique 9. 1998) . Les terrasses fluviatiles de l'Oued Oum Rbia se distinguent nettement de celles d'autres oueds par leurs séquences qui montrent la présence de deux unités différentes (unité de base conglomératique (faciès Gm) à structures typiques de chenaux et unité du sommet fine (faciès Sh) à structures typiques de la plaine alluviale) séparées par une limite brutale.Figure 23 : Coupe lithostratigraphique d’El Hamra-Sidi Moussa Discussion stratigraphique et âge : Elles sont datées par analogie de faciès. Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 37 . Les coupes types : sont celles de Bouchane (fig 24). Ouadia (1998) a pu distinguer sept terrasses fluviatiles dans la vallée de l'Oued Oum Rbia et seulement quatre dans les autres vallées. la référence étant les coupes datées par la méthode de déséquilibre radioactif 230 Th/234U au Nord de la zone en question (Bir Jdid > 345 ka.Les terrasses fluviatiles : Au niveau des vallées. Les dépôts de comblement « colluvions » : Pour les dépôts de comblement. 25) Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 38 . il s’agit d’ossements de mammifères qui ont permis d’attribuer la terrasse T3 de ces oueds au Pléistocène supérieur. essentiellement. . par le vent.Figure 24 : Coupe lithostratigraphique de la terrasse T3 de l’Oued Bouchane Variations latérales: Les Terrasses fluviatiles montrent une nette variation latérale de l’amont vers l’aval. En effet. Les coupes types : sont celles de Sidi Bennour et de la rive gauche d’Oued Maleh (fig. deux types de formations caractérisent la plaine des Doukkala: une inférieure représentant des colluvions à matrice relativement grossière et hétérogène "matrix supported" témoignant de dépôt en vrac et l'autre supérieure fine mise en place. Discussion stratigraphique et âge : Elles sont datées par des fossiles de mammifères récoltés essentiellement dans les terrasses fluviatiles d’Oued M’Tal et d(‘Oued Grandou. 1986). . En 1998. (Weisrock. 2. sont représentés par : . . qui dateraient du 8470 ± 120 ans B. attestée par la présence à Oualidia de "kjokkenmödding". . .P.la phase de fixation des dunes et le développement des sols bruns à Hélicidés. à une cinquantaine de km au Sud d'Oualidia. Ouadia a pu comparer les niveaux marins des Doukkala par rapport aux niveaux marins qu’il a datés (par la méthode de déséquilibre radioactif 230Th/234U) sur la côte des Chaouia.l'industrie préhistorique de la grotte d'El Khénzira attribuée à l'Atérien par Rhulman (1936). Discussion stratigraphique et âge : Ils sont datés par des fossiles de mammifères.la phase d'occupation humaine néolithique. qui daterait du 4680±140 BP (Carruesco. Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 39 .Figure 25 : Coupe près d’Oued El Maleh Variations latérales: Les colluvions montrent peu de variation latérale.Chronostratigraphie : Dans la zone littorale des Doukkala. 1989). les seuls éléments de datations disponibles avant les travaux de Ouadia (1998).la phase de sédimentation lagunaire dans la lagune d'Oualidia qui a commencé il y a au moins 7000 ans environ (Ballouche. 1985). En plus.Néotectonique : Au cours de leur mise en place. en plus de la faille hercynienne de Sidi Saïd Mâachou. L’âge des colluvions de M’Tal est le Pléistocène supérieur. Celles-ci ont touché aussi bien le paléosol 1 que l'édifice dunaire consolidé le surmontant. ces colluvions ont livré trois dents supérieures d'Equus L. Dans ce cas. a été affecté d'une série de failles normales et inverses synsédimentaires. 2) et aussi par la présence de failles normales de direction N55 à Mogrès et N90 à Douar Chrouâa. les formations pliocènes et quaternaires littorales ont été affectées par une néotectonique (Aboumaria. ph. 1993 et Ouadia et al. qui a une influence locale sur la répartition des terrasses fluviatiles de l'Oued Oum Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 40 . En outre. Concernant les formations pliocènes. pour les formations quaternaires. 1993 et Ouadia et al. probablement pléistocène supérieur terminal.En arrière pays.. 1997). En effet. Gigout (1951) leur a attribué l’âge "rissien". Ce dernier spécimen de M'Tal montre grosso-modo des détails morphologiques qui la rapproche du groupe des Asiniens. Concernant les formations fluviatiles. cette néotectonique est matérialisée par une inclinaison des formations de 10 à 25° vers NW à Mogrès et de 25° à Douar Chrouâa vers NW (pl. 1993 . 4. Ouadia (1998) a pu apporter des précisions chronostratigraphiques grâce aux fossiles de mammifères récoltés dans les colluvions sous-jacentes à la Formation T3 de l'Oued M'Tal qui lui a permis de revoir l’âge que leur a attribué Gigout (1951). cette néotectonique est matérialise à Jorf Lasfar étant donné que le complexe dunaire quaternaire. Le rejet vertical maximum de ces failles peut atteindre 80 cm. Ceci montre que l’âge de ces colluvions devrait être rajeuni. les colluvions supérieures des plaines de la région seraient d’âge postérieur et probablement holocène. les ossements de Gazella cuvieri récoltés dans la Formation T3 de l'Oued Grandou et ceux de Bos primigenius livrés par la Formation T3 de l'Oued M'Tal ont permis aussi de revoir l'âge "rissien" attribué à la Formation T3 par Gigout (1951) et de lui attribuer l’âge du Pléistocène supérieur. Aboumaria et al. Aboumaria et al. Cependant. 1993.. 1997).. Leur direction dominante est N20 et leur pendage varie entre 65° SE à 75° E (Aboumaria. 3 . Projet SADIN – Rapport final – Décembre 2005 41 . à Sidi Saïd Mâachou. L’épaisseur importante des dépôts de comblement des plaines des Chaouia. résultant de l’impact de la karstification pourraient être accélérés par l’effet de la tectonique. la présence de blocs à la base de la Formation T3. 1996). 1951). Les Doukkala représente un secteur non stable au cours du Quaternaire. En outre. des Doukkala et des Abda serait due à l’effet d’un affaissement par la subsidence de ces plaines (Gigout.Rbia. les effondrements fréquents dans cette zone. témoignerait d'un apport de matériaux grossiers déclenché probablement par une activité néotectonique. La stratification horizontale observée dans la Formation T3 et le bon classement de ses sédiments font éloigner l'hypothèse de leur mise en place par une dynamique brutale et forte (Ouadia et Aberkan. .Etude du phytoplancton nuisible et de son environnement dans la lagune de Oualidia et Sidi Moussa (Maroc). Chafik A. (1993) . El Jadida.S.Les conditions hydrologiques sur la bordure atlantique de l‘Afrique du Nord-Ouest. Thèse Doc.. 186p AKIL M. Rech. Mer.. Sci. (1993) . (1990) . 1970 . BADRAOUI M. BOUAZIZ A. Université-Aix-Marseille (France)..V. Etudes méditerranéennes. BERNOUSSI A. 11 ab. Chafik A.A.88 fig. Casablanca. & Doc. 73-95. Thèse de Doctorat Uni. 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