Brahim Ouajhain*; Lahcen Daoudi**; Fida Medina*** & Fernando Rocha****

* Laboratoire de Géoscience Marine, Département de Géologie, Faculté des Sciences, BP.20, ELjadida 24000 «brahim_ouajhain@yahoo.fr».

** Département de Géologie, Faculté des Sciences et Techniques, B.P 549, Guéliz-Marrakech. «daoudi.lahcen@gmail.com»

*** Département des Sciences de la Terre, Institut Scientifique, Université Mohamed V, Rabat.

**** Geosciences Department, Universidade de Aveiro – Portugal.

Résumé

Les variations des proportions de minéraux argileux de la série sédimentaire du Jurassique du domaine d'Essaouira (Nord du Bassin du Haut Atlas occidental) permettent d'identifier trois zones minéralogiques. Les effets de la diagenèse sur les assemblages argileux étant négligeables, leur évolution dépend principalement de la conjugaison de facteurs paléogéographiques. L’activité tectonique des bordures continentales suite à la subsidence du bassin s’exprime tout au long de la série par un apport accrue de l'illite et parfois de la chlorite. Cette activité tectonique est entrecoupée par des phases de ralentissement de la subsidence qui permettent la mise en place, sous un climat chaud, de couvertures pédologiques responsables de l’apport dans le bassin de kaolinite, d'interstratifiés puis de smectites. Les variations du niveau de la mer s'expriment au Callovien où la transgression généralisée permet de favoriser une sédimentation argileuse détritique aux dépend d’une sédimentation chimique.

Palaeogeographic control of the Jurassic clay sedimentation of the Essaouira atlasic basin (Western High Atlas, Morocco)

Abstract

Jurassic clay mineral assemblage variations of sediments outcropping in the Essaouira field (North of Western High Atlas Basin) permit to identify three mineralogical zones. As the effects of burial diagenesis seem weak, the vertical evolution of clays depends mainly from various combinations of palaeogeographic factors. The input of illite and sometimes of chlorite throughout the series results from tectonic movements of the continental edges in relation with the subsidence of the basin. This tectonic activity is intersected by phases with deceleration of subsidence which allow the installation, under a hot climate, of pedological covers responsible for the input in the basin of kaolinite, mixed-layers and, later smectites. The variations of sea level are also expressed in the Callovian succession, where the generalized transgression permits the development in the basin of a detrital clay sedimentation instead of a chemical sedimentation.

Keywords: Essaouira, Jurassic, Clays, Diagenesis, Tectonic, Climate, Eustatisme.

1 – INTRODUCTION

Le Haut Atlas occidental, partie plissée du bassin d’El Jadida-Agadir, représente l’un des bassins clefs de la marge nord-ouest africaine pour la compréhension des événements liés à l’ouverture et l’expansion de l’Atlantique central. Au cours des dernières décennies, il a fait l’objet de nombreuses études stratigraphiques, sédimentologiques et tectoniques (MEDINA, 1994; BOUAOUDA, 2007; MICHARD et al., 2008), ainsi que des recherches pétrolières (DUFFAUD, 1960; MORABEt et al., 1998).

– le rifting de l’Atlantique central à partir du Trias moyen, en relation avec la dislocation de la Pangée; au cours de cette phase, le socle a été structuré en horsts, grabens et demigrabens bordés par des accidents dont une partie correspond à des failles tardi-hercyniennes réactivées (BROWN, 1980; MANSPEIZER, 1988; MEDINA, 1994; HAFID, 1999);

– le développement d’une marge passive au cours du Jurassique et du Crétacé (SAHABI et al., 2004); c’est la phase post-rift caractérisée par une subsidence générale et par un remplissage sédimentaire essentiellement évaporitique et carbonaté (Le ROY et al., 1997; ELLOUZE et al., 2003; BOUATMANI et al., 2007);

– la convergence entre l’Afrique et l’Europe à partir du Crétacé supérieur; au cours de cette période a lieu l’orogenèse atlasique, dont le paroxysme se situe au Mio-Pliocène (MEDINA, 1994; SÉBRIER et al., 2006).

Dans la région d’Agadir, sur le versant méridional du Haut Atlas occidental (Fig. 1), les successions minéralogiques argileuses des séries sédimentaires du Jurassique ont été étudiées en détail (DAOUDI et al., 1988; DAOUDI, 1991; MARRAKCHI, 1993). Elles y sont constituées d’un cortège argileux presque monotone composé en majorité d’illite associée à la chlorite. Les effets de la diagenèse d’enfouissement s’expriment de façon très évidente sur la composition des assemblages argileux (DAOUDI et DECONINCK, 1994; DAOUDI, 1996). Par ailleurs, la confrontation avec les données des séries contemporaines de l’Atlantique, permet d’y saisir les effets conjugués de l’instabilité tectonique des marges et de l’en-fouissement qui se relaient à profondeur croissante (DAOUDI et al., 2002). Cependant, l’identification des influences respectives de l’héritage et de la diagenèse est délicate. Cette difficulté est réelle dans la mesure où les séries sont soumises à ces deux facteurs de manière comparable comme dans le cas dans la région d’Agadir.

Fig. 1 – Localisation et contexte géologique du domaine étudié.

Plus au nord, dans la région d’Essaouira, et mis à part les analyses de MARRAKCHI (1993) et DAOUDI (1996) sur les formations sommitales du Jurassique, il existe peu d’informations sur les cortèges argileux et leur évolution, et ce malgré les nombreux forages pétroliers effectués. Or, les argiles sont souvent utilisées en tant que thermobaromètres, du moins comme outil complémentaire aux paramètres classiques tels que la réflectance de la vitrinite ou le TTI. Dans le but d’étudier les cortèges dans cette partie du bassin, nous avons levé deux coupes complémentaires dans la série sédimentaire de l’anticlinal d’Amsittène (Fig. 1), où affleure la totalité des formations jurassiques de la région (DUFFAUD, 1960). Cette région représente la terminaison occidentale du versant septentrional du Bassin du Haut Atlas occidental (Fig. 1) qui se prolonge dans l’océan Atlantique (HAFID et al., 2006). La série sédimentaire jurassique, épaisse d’environ 2500 m, y a été subdivisé en 12 formations (DUFFAUD, 1960; BOUAOUDA, 2007). Les objectifs de notre étude étaient:

(ii) de déterminer les parts respectives de la diagenèse et de l’héritage, en particulier du régime thermo-tectonique, dans la mise en place des cortèges argileux de ces sédiments;

(iii) d’apporter des précisions sur les environnements de dépôt et l’évolution paléogéographique du bassin.

2 – STRATIGRAPHIE, SEDIMENTOLOGIE ET ENVIRONNEMENTS DE DEPOT

Dans la série sédimentaire du Jurassique du bassin d’Essaouira, douze formations ont été identifiées au total. Dans ce travail, nous nous sommes intéressées aux neuf premières formations, datées du Lotharigien au Kimméridgien; les trois dernières formations, d’âge Portlandien ont déjà été étudiées par MARRAKCHI (1993) et DAOUDI (1996). La nomenclature lithostratigraphique adoptée ici est celle de BOUAOUDA (2007).

Formation d’Arich Ouzla (Lotharingien supérieur à Domérien inf.)

La série dolomitique de la formation de l’Arich Ouzla surmonte la série argileuse salifère du Trias et occupe le cœur de l’anticlinal du Jbel Amsittène. Cette formation, épaisse de 60 m, correspond aux premiers dépôts marins jurassiques de la région d’Essaouira. De la base vers le sommet, les faciès sont représentés par des dolomies à oncoïdes fortement poreuses (dolosparites à fantômes de dissolution) surmontées par des calcaires bioclastiques à texture wackstone à packstone; la série se termine par des dolosparites détritiques riches en quartz qui annoncent la formation sus-jacente détritique rouge des Grès d’Amsittène. Ces faciès carbonatés dolomitiques correspondent à un milieu de plate-forme distale évoluant vers le sommet de la série à des faciès dolomitiques oolithiques et gréseux de haute énergie.

Formation des Grès de l’Amsittène (Domérien sup. à Toarcien moyen)

C’est une formation détritique rouge qui repose en discordance de ravinement sur la formation sous-jacente.

Formation Id Ou Moulid (Toarcien sup. – Bathonien moyen)

Les faciès et les microfaciès de cette formation épaisse de 300 m se caractérisent par la dominance de dolomies évaporitiques laminées et stromatolithiques avec de rares microfaciès marins francs. De la base vers le sommet, on distingue une alternance de calcaires et de dolomies roses à jaunâtres strato-croissantes parfois fortement cargneulisées ainsi que des marnes, des calcaires dolomitiques en plaquettes et stromatolithiques à rythmicité constante, des marnes gypsifères de type sebkha puis enfin des dolomies bréchiques. La tectonique synsédimentaire semble avoir joué un rôle très important dans la diversité des faciès ainsi que dans les épaississements de la formation à l’échelle du bassin. L’ensemble de ces faciès témoigne de l’installation d’un environnement de plate-forme proximale évaporitique sous climat chaud, avec de rares incursions marines franches.

La Formation d’Ameskroud définie dans le bassin d’Agadir (Duffaud, 1960) n’a pas été reconnue sur le terrain par BOUAOUDA (2007). On pourrait lui rattacher des silts et des argiles avec intercalations de grès fins. Les grès correspondant à des quartz-arénites à ciment carbonaté, à stratifications obliques à la base; vers le sommet des séquences, apparaissent des ripples marks unidirectionnels. L’environnement de dépôt est de type fluviatile à réseaux de chenaux méandriformes qui évoluent à une plaine d’inondation. Le sommet de cette unité est occupé par une trentaine de bancs de dolomies massives rosâtres à jaunâtres, riches en bioclastes et pores de dissolution. Au milieu de ce membre, les bancs dolomitiques très vacuolaires montrent une base ravinante et forment une structure chenalisante. Vers son sommet, les dolomies massives deviennent fortement bioclastiques (lamellibranches, radioles…) et bioturbés indiquant un approfondissement relatif. Les microfaciès sont essentiellement des dolomies cristallines à texture dolosparitique riche en traces de dissolution recristallisées en sparite tardive.

Formation carbonatée d’ Ouanamane (Bathonien sup. – Callovien sup).

De la base au sommet de cette formation épaisse de 135 m se succèdent les faciès et microfaciès suivants: calcaires oolithiques très épais à texture grainstone, bancs calcaires strato-décroissants fortement bioclastiques à brachiopodes (à texture packstone), marnes versicolores riches en brachiopodes et foraminifères de mer ouverte alternant avec des bancs calcaires lumachelliques coiffées d’une surface de condensation riche en petits brachiopodes ferruginisés, enfin marnes et argilites surmontées de bancs calcaires décimétriques biomicritiques à oursins, annélides et de rares fragments d’ammonites.

D’Essaouira à Agadir, cette formation correspond à une transgression généralisée accompagnée d’une diversification faunique très importante où dominent surtout les foraminifères benthiques, les brachiopodes et de rares ammonites (BOUAOUDA, 2007). Ces faciès indiquent un environnement de type rampe carbonatée très distale, voire de bassin.

Formation des dolomies récifales de Tildi (Callovien sup. à Oxfordien sup.)

Epaisse de 130 m eviron, elle est constituée à la base d’une épaisse série rouge détritique à texture grainstone et à stratifications entrecroisées chenalisantes, correspondant au stade de ‘’stabilisation’’ de l’édification récifale. Après une phase de transition formée de calcaires bioclastiques et de dolomies bio-détritiques à débris de coraux s’installe le premier complexe récifal caractérisé par d’abondants coraux microsolénidés lamellaires à texture bindstone, bivalves et échinides. Ce faciès correspondrait au stade de “colonisation” récifale, au dessus duquel s’installe le complexe supérieur ou stade de “diversification” récifale riche en coraux, algues rouges, crinoïdes, oursins et nérinées (OUAJHAIN et al., 2005). Les textures les mieux représentées sont les textures boundstones et floatstones rarement roadstones. Cette formation témoigne du développement d’une vaste plate-forme carbonatée récifale de type barrière.

Formation des calcaires et dolomies d’Iggui El Behar (Oxfordien sup à Kimméridgien inf.)

Formation d’Imouzzer (Kimméridgien inférieur)

C’est une formation détritique rouge définie dans le bassin d’Agadir par Duffaud (1960). Elle correspond à une série épaisse de 45 m de grès, d’argiles et de marnes brunes communément appelées «marnes chocolat», déposées en milieu de plate-forme soumise à des épendages détritiques.

3 – MINERALOGIE DES ARGILES

3.1 – Méthodes d’étude

Une cinquantaine d’échantillons a été prélevée sur deux coupes complémentaires; la partie basale a été levée sur le flanc sud de l’anticlinal d’Amsittène, et la partie sommitale sur son flanc nord. La technique utilisée pour l’identification de la fraction argileuse (particules de taille inférieure à 2 micromètres) des sédiments de la série est la diffraction des rayons X sur pâtes orientées. L’appareil utilisé est un Philips PW 1730, avec un filtre en Cu-Ka Après une décarbonatation des échantillons, les argiles ont été défloculées par rinçages successifs à l’eau distillée puis la fraction argileuse a été extraite par décantation. La technique détaillée est décrite par HOLTZAPFFEL (1985). Trois diffractogrammes ont été systématiquement réalisés, sans traitement préalable des minéraux argileux (séchage à l’air), après saturation à l’éthylène glycol et après chauffage à 490°C pendant deux heures. Un quatrième diffractogramme (traitement à l’hydrazine) a été effectué sur certains échantillons pour distinguer entre la kaolinite et la chlorite. La détermination des minéraux argileux a été réalisée d’après la position des réflexions 001 sur les trois diffractogrammes (MOORE et REYNOLDS, 1989). La détermination des proportions des minéraux argileux repose sur l’intensité et les surfaces relatives à la réflexion principale de chaque minéral, selon la technique décrite par HOLTZAPFFEL (1985). L’erreur est de l’ordre de 5%. A cette technique s’ajoute la microscopie électronique à transmission (MET) qui a pour objectif de déterminer la structure des différents types d’argile.

3.2 – Résultats minéralogiques

Les assemblages argileux identifiés dans la série sédimentaire du Jurassique de la région d’Essaouira sont constitués de sept minéraux argileux, parmi lesquels cinq sont simples (chlorite, illite, smectite, kaolinite et vermiculite) et deux correspondent à des édifices interstratifiés irréguliers (illite-smectite et chlorite-smectite). Parmi les minéraux associés aux argiles, le quartz est ubiquiste, alors que les feldspaths et les oxydes apparaissent de manière sporadique à certains niveaux. Les variations des proportions relatives de ces minéraux permettent d’individualiser trois zones minéralogiques distinctes, de bas en haut (Fig. 2):

– Zone minéralogique I (Lotharingien à Domérien inf.): elle correspond à la Formation d’Arich Ouzla; le cortège argileux y est représenté en majeure partie par l’illite (65% en moyenne) et la chlorite (15 à 25 %);

– Zone minéralogique III (Callovien-Kimméridgien): elle comprend les formations d’Ouanamane, de Tildi, d’Iggui El Behar et d’Imouzzer; la fraction argileuse associée aux faciès de cette zone se caractérise par la disparition simultanée de la smectite et de la chlorite et par le développement de l’illite (jusqu’à 85% de la fraction argileuse de certains niveaux). Les interstratifiés irréguliers du type illite-smectite et chlorite-smectite se développent également dans la première moitié de cette zone; ils représentent en moyenne 15 % de la fraction argileuse; vers la partie supérieure, la smectite commence à se développer aux dépens des interstratifiés irréguliers; la kaolinite, dont la teneur peut atteindre 30 %, est présente dans toute la zone, avec une légère baisse de la teneur vers le sommet.

Fig. 2 – Lithologie et évolution des assemblages argileux de la série jurassique d’Essaouira.

Sur toute l’épaisseur de la coupe, la cristallinité d’illite, exprimée par la largeur à mi-hauteur de la réflexion située à 10 Å, présente des valeurs très variables (0,2 à 0,8 °2?), selon l’indice de Kubler (1968). De façon générale, la variation verticale de la teneur en illite et de sa cristallinité ne montre pas d’évolution significative en profondeur (Fig. 2).

4 – INTERPRETATION ET DISCUSSION

4.1 – Effet de la diagenèse surles cortèges argileux

Fig. 3 – Relations teneur en carbonate de calcium en fonction de la teneur en smectite de la zone minéralogique II d’Essaouira.

Par ailleurs, contrairement à la région d’Agadir, où les effets de l’enfouissement sur les assemblages argileux s’expriment par une augmentation en profondeur des proportions d’illite et/ou de chlorite aux dépens de la smectite et par l’amélioration de la cristallinité de l’illite (DAOUDI et al., 1988; DAOUDI et DECONINCK, 1994; DAOUDI et al., 2002), l’évolution verticale des cortèges argileux dans la région d’Essaouira ne paraît pas traduire l’influence d’une diagenèse d’enfouissement. Les effets de la diagenèse d’enfouissement y sont improbables pour plusieurs raisons:

– au microscope électronique à balayage, les cristaux d’illite de la série d’Essaouira présentent des formes xénomorphes, avec des contours irréguliers ou arrondis (photos A et B), alors que les illites identifiées dans la série d’Agadir présentent des structures automorphes pseudo hexagonales (DAOUDI et al., 2002);

– les valeurs mesurées de la cristallinité de l’illite à Essaouira sont relativement élevées (jusqu’à 0,8°2?), et ne présentent pas d’amélioration avec la profondeur;

– la smectite, instable dans les conditions de diagenèse d’enfouissement (SEGONZAC, 1969; CHAMLEY, 1989), est présente en quantité abondante (jusqu’à 80% de l’assemblage argileux de certains échantillons);

– le recouvrement total de la série jurassique dans la zone d’Amsittène est de 2200 m alors qu’il est de 3000 m dans la région d’Agadir.

Les cortèges minéralogiques de la série sédimentaire jurassique de la région d’Essaouira caractérisent donc moins des changements intrinsèques du bassin, que des modifications de paléogéographie et dans le transport des particules fines. Autrement dit, ils ont pu conserver, en grande partie, le témoignage de l’histoire géologique contemporaine de la sédimentation.

4. 2 – Contrôles paléogéographiques

La coexistence le long de la série d’espèces minérales de surface (kaolinite, smectite et interstratifiés) et de profondeur (illite et chlorite) suggère que les secondes proviennent du remaniement de roches anciennes émergées initialement riches en minéraux primaires. En effet, les roches paléozoïques et triasiques présentent un cortège minéralogique particulièrement riche en illite et chlorite dans le premier cas (HUON et al., 1993), et en illite exclusive dans le second (RAIS, 2002; DAOUDI, 1996). Les périodes d’instabilité tectonique favorisent le remaniement des minéraux argileux des substratums rocheux (illite et chlorite) par rapport à ceux des sols (kaolinite, smectite et interstratifiés). De ce fait, l’abondance relativement élevée de l’illite dans la série reflète la proximité des massifs soumis à l’altération physique, ainsi que l’existence de reliefs déclives favorisant une érosion active.

Dans la zone minéralogique I, la fraction minéralogique des sédiments est dominée par les minéraux primaires du type illite et chlorite. La structure des illites (photos A et B), leur abondance, ainsi que l’abondance des minéraux associés tels que le quartz et les feldspaths dans les dépôts traduit le caractère fortement détritique de la fraction argileuse de la série, marqué par l’héritage de matériaux paléozoïques et triasiques issus d’une érosion active. En effet, durant cette période, ce sont encore les premiers stades de l’ouverture de l’Atlantique, et la marge atlantique marocaine est marquée par une subsidence rapide (MEDINA, 1994; LE ROY et al., 1997; LABBASSI et al., 2000; BOUATMANI, 2002), associée à une forte instabilité tectonique dans l’arrière-pays (MANSPEIZER, 1988; MEDINA, 1994). Une telle instabilité ne facilite pas la formation de sols superficiels et favorise en revanche l’érosion des minéraux des substrats paléozoïques de l’Anti-Atlas et de la Méséta qui sont largement constitués de micas-illites et de chlorites.

Dans la zone minéralogique II, l’abondance de l’illite et de la chlorite plaiderait toujours en faveur d’une érosion active des reliefs adjacents consécutive à la subsidence du bassin. L’abondance des smectites dans cette zone semble relever plus de processus de néoformation in situ que d’un héritage simple. En effet, pendant cette période, l’instabilité des marges, consécutive à l’ouverture et à l’élargissement du jeune océan atlantique devait s’opposer à l’aboutissement des processus pédogénétiques responsables de la cristallisation des smectites. Par ailleurs, l’examen du paramètre b des smectites montre que de la raie 060 se situe aux alentours de 1,53 Å, caractéristique des structures trioctaédriques magnésiennes (BRINDLEY & BROWN, 1980). Au microscope électronique à transmission, elles se présentent sous forme de structures floconneuses à contours diffus (photo C). Dans les milieux évaporitiques confinés, ce type de smectite, assimilé à des évaporites silicatées, prend naissance in situ par précipitation d’éléments chimiques fortement concentrés dans le milieu de sédimentation (WEAVER et BECK, 1977; TRAUTH, 1977; CHAMLEY, 1989). Les smectites de la zone minéralogique II semblent donc résulter de ce type de processus d’autant plus qu’elles sont associées à des faciès de milieux peu profonds de plaine deltaïque et à des environnements de plate forme proximale évaporitique sous climat chaud (OUAJHAIN et DAOUDI, 2004).

Les variations brutales des teneurs en smectite aux dépens de l’illite s’expliqueraient par des incursions marines déjà mises en évidence dans la description des faciès. Ces incursions marines rendent le milieu de dépôt plus profond, ce qui s’opposerait à une sédimentation chimique du type évaporite, et favoriserait plutôt une sédimentation constituée de matériaux détritiques riches en illite, chlorite ainsi que de minéraux associés tels que le quartz et les feldspaths.

Vers la partie supérieure de la zone, la kaolinite, présente en faible quantité, est associée à différentes lithologies, ce qui plaide en faveur de son origine détritique; elle résulterait de sols de reliefs déclives. L’apparition de la kaolinite représente ainsi un signe précurseur d’un début de stabilité des marges et d’installation de couvertures pédologiques.

Dans la zone minéralogique III, l’illite est toujours l’espèce minérale dominante et la kaolinite commence à prendre de l’importance. Cependant, la principale caractéristique de cette zone est la disparition simultanée de la smectite et de la chlorite et le développement des interstratifiés. Cette discontinuité minéralogique s’expliquerait par une transgression généralisée qui a eu lieu au Callovien sur l’ensemble du bassin d’El Jadida-Agadir (Essaouira et Agadir) (HAQ et al., 1987; BOUAOUDA, 2004). Comme pour les ingressions marines mises en évidence dans la zone minéralogique II, cette transgression généralisée rend le milieu de dépôt plus profond défavorisant ainsi la formation des smectites par le processus de néoformation, d’où leur disparition brutale. Le cortège minéralogique est par conséquent principalement d’origine détritique. Cette perturbation minéralogique coïncide tout à fait avec une diversification faunistique très importante où dominent surtout les foraminifères benthiques, les brachiopodes ainsi que de rares ammonites, ce qui dénote l’importance de cet événement (BOUAOUDA, 2004).

Dans cette zone, les proportions de la kaolinite augmentent de manière significative; ceci dénote pour la région l’établissement d’un climat chaud et fortement hydrolysant ainsi que la présence de reliefs déclives favorables à un lessivage ionique actif (MILLOT, 1980; CHAMLEY, 1989). La coexistence avec des oxydes et hydroxydes métalliques du type hématite et goethite est en accord avec l’installation de ce type de climat. La quasi-absence de la chlorite dans le cortège minéralogique de cette zone, plaide également en faveur du caractère fortement hydrolysant du climat, du fait de la vulnérabilité de ce minéral à l’hydrolyse (DEJOU et al., 1972; CHAMLEY, 1989). L’installation de ce type de climat est d’ailleurs admise par l’étude de la répartition de la microfaune marine (BOAOUDA, 2004).

Contrairement aux smectites de la zone II qui présentent des pics de diffraction bien définis (Fig. 4, échantillon DK24), celui des smectites de la zone III présentent des pics mal définis (Fig. 4, échantillon Kim08) suggérant des phases mal cristallisées caractéristiques des profils pédologiques (PAQUET, 1970). Leur présence en faible teneur à ce niveau de la série sédimentaire suggère un début d’aplanissement des reliefs, nécessaire à la croissance cristalline des smectites (PAQUET, 1970; MILLOT, 1980). Au Jurassique terminal et au Crétacé inférieur de la région d’Essaouira, les cortèges argileux des sédiments présentent des proportions plus importantes en smectite (DAOUDI, 1996). Ceci peut s’expliquer par le fait que les reliefs adjacents sont dans un état d’aplanissement plus évolué (WURSTER et STETS, 1982; WIEDMANN et al., 1982).

Fig. 4 – Diffractogrammes types des différentes zones minéralogiques (N: naturel, G:glycolé, C: chauffé, Ar12:zone minéralogique I, DK24:zone minéralogique II, Kim08:zone minéralogique III).

4.3 – Contrôle thermo-tectonique

L’instabilité tectonique des marges empêche l’accomplissement des actions pédologiques de la surface responsables de la formation des smectites, car les roches soumises à l’altération chimique sont remaniées de manière permanente par l’érosion mécanique. Vers le sommet de la zone, les actions pédologiques prennent de l’importance, ce qui explique l’apparition des smectites. Ceci serait sous la dépendance de la diminution de l’activité tectonique au niveau du bassin, ce qui est en accord avec les résultats obtenus par l’analyse qualitative de la subsidence qui indiquent que les périodes distensives du Jurassique moyen et supérieur sont entrecoupées par des phases de ralentissement de la subsidence (ZÜHLKE et al., 2004; LABBASSI et al., 2000).

Un autre facteur important qui semble avoir contrôlé la nature et le degré d’évolution des argiles est la position structurale de la région d’Amsittène au cours du Jurassique. Les différentes sections sismiques publiées montrent clairement que la région d’Amsittène était séparée du bassin d’Essaouira par la faille normale – inversée au Tertiaire – de Taghzout, de direction E-W et à pendage nord (HAFID, 1999; BOUATMANI et al., 2004). La région d’Amsittène est située sur la crête du compartiment sud, alors que le compartiment nord abrite un éventail s’épaississant vers la faille, témoignant de la nature syn-sédimentaire de la faille. Cette position haute expliquerait le degré relativement faible de l’enfouissement et aussi les températures plus réduites enregistrées, alors que les températures atteintes dans la partie la plus subsidente du bassin d’Essaouira ont permis d’atteindre la fenêtre à gaz pour la roche-mère oxfordienne (BOUATMANI et al., 2007).

Dans la série sédimentaire du Jurassique de la région d’Essaouira, l’influence de la diagenèse sur les assemblages argileux est faible à négligeable; l’héritage paraît donc le principal responsable des successions argileuses dans cette série. Les minéraux résultent principalement de processus d’érosion et d’altération et de phénomènes chimiques avant leur sédimentation. Ils reflètent les conditions paléogéographiques, tectoniques, climatiques et eustatiques sous lesquelles se sont déposés les sédiments renfermant ces cortèges argileux. Les influences détritiques sur la composition des ces assemblages dépendent de la combinaison de trois facteurs principaux:

1 – L’activité tectonique se manifeste tout au long de la série, par l’apport accru d’illite et parfois de chlorite ainsi que des minéraux associés comme le quartz et les feldspaths. Ce cortège minéralogique paraît marqué par l’héritage prépondérant de matériaux du substratum paléozoïque et triasique activement érodés.

2 – L’influence climatique s’exprime pendant les périodes de ralentissement de l’effet tectonique par l’apport d’interstratifiés, de smectites ou de kaolinites ainsi que de minéraux associés tels que les oxydes et hydroxydes métalliques, ainsi que par la rareté ou la disparition de la chlorite.

3 – Les variations eustatiques s’expriment particulièrement au niveau des zones II et III, où les incursions marines s’opposent à une sédimentation chimique à base de smectite trioctaédrique, suite à l’approfondissement du milieu. Cette situation favoriserait plutôt une sédimentation détritique composée essentiellement d’illite et de chlorite.

REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES

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PLANCHE

PLANCHE PHOTO

Photos Microscope électronique à transmission montrant:

des cristaux d'illites de différentes tailles et à contours irréguliers ou arrondis de la zone I (photos Aet B),

des particules de smectites à structures floconneuses et contours diffus (photo C),