B. Les formations méso-cénozoïques

Le TLDB témoigne de l’extension généralisée qui a mené au démantèlement de la Pangée et la mise en place de l’Océan Atlantique Central pendant le Trias et le Jurassique. La base du remplissage sédimentaire est considérée triasique (Fig. II-16,-18) dans la partie onshore du bassin, majoritairement continentale (grès, argiles rouges, évaporites) et présentant quelques roches volcaniques, le tout connu grâce à de nombreux forages (AUXINI, 1969). Surmontant ces dépôts, le Jurassique a été daté dans plusieurs puits (Puerto Cansado-1, Choubert et al., 1966) au Nord du bassin, mais est méconnu ou mal identifié dans la partie sud du bassin (Ranke et al., 1982). Le Jurassique moyen et supérieur atteste de la construction d’une vaste plateforme carbonatée qui disparaît

Figure II-16 : Log stratigraphique simplifié du TLDB. La légende des lithologies est similaire à la figure II-4 (modifié d’après Ranke et al., 1982)

46 à la fin du Jurassique ou au Berriasien (Martinis et Visintin, 1966 ; Ratschiller, 1968). L’ennoiement de la plateforme se produit alors durant le Néocomien, par le biais d’apports massifs de dépôts détritiques et la mise en place de deltas progradants aux latitudes de Tan-Tan et Boujdour (Ratschiller, 1968). Ces formations clastiques reposent en discordance sur le socle du Bouclier Reguibat à l’Est (Fig. II-2, -15) et atteignent des épaisseurs kilométriques (Fig. II-17). D’un point de vue temporel, on peut les corréler à la mise en place du « Continental Intercalaire » dans le reste du Sahara. Il est généralement considéré que

ces dépôts résultent de l’érosion de l’Anti-Atlas et du Bouclier Reguibat (von Rad et Einsele, 1979 ; Ali et al., 2014). Un retour de conditions marines se produit à l’Albien, avec le dépôt de carbonates (« Calcaires d’Aguidir », Martinis et Visintin, 1966) dans le Nord du TLDB. Cette formation apto-albienne peut atteindre 1 à 1,5 km d’épaisseur. Les conditions les plus franchement marines sont atteintes au Cénomano-Turonien, matérialisées par les dépôts de carbonates et marnes qui attestent de conditions de plateforme variant depuis le domaine interne de la plateforme jusqu’à sa bordure (Ranke et al., 1982). Les marnes sont souvent enrichies en matière organique (Wiedmann et al., 1982 ; Davison, 2005 ; Sachse et al., 2011, 2012). D’après Ranke et al. (1982), le Crétacé supérieur est discordant sur le

Crétacé inférieur. Cependant, cette discordance n’est pas nettement visible dans la partie onshore du TLDB. La discordance semble plus récente, comme en font foi l’absence de Crétacé supérieur au Sud de la latitude 25°N et la présence de dépôts paléogènes discordants sur le Crétacé inférieur (Fig. II-15,-16). Ratschiller (1968) et Ranke et al. (1982) ont montré que le Paléogène se dépose dans des conditions essentiellement marines pour grande partie dans le bassin (atteignant des épaisseurs jusqu’à 1 km au cœur du bassin). L’Oligo-Miocène marque la transition vers des paléoenvironnements plus continentaux. Ceux-ci sont très minces ou absents et finement détritiques au Nord (Ratschiller, 1968) tandis qu’ils sont plus grossiers au Sud (Ranke et al., 1982). Les roches

Figure II-17 : Carte des isopaques des dépôts d’âge crétacé inférieur, générée grâce au logiciel Surfer. Les points rouges montrent les forages qui ont été utilisés pour contruire cette carte (AUXINI, 1969).

47 néogènes les plus récentes présentent de minces accumulations (< 100 m) à l’exception d’une petite séquence deltaïque/d’estuaire à proximité de Laayoune, qui atteint ici très localement 1 km (Ranke et al., 1982).

En offshore, la plateforme jurassique est considérée comme étant continue depuis Tarfaya jusqu’à Dakhla (Mitchum et Vail, 1977 ; Hinz et al., 1982 ; Labails et al., 2009). Les dépôts deltaïques du Crétacé inférieur sus-jacents montrent des successions de faciès allant des dépôts alluviaux jusqu’aux argiles de pro-deltas distaux (DSDP 397 ; Einsele et von Rad, 1979). Les dépôts transgressifs du Crétacé supérieur sont relativement fins et ne semblent pas se déposer au-delà de la bordure de plateforme (Ranke et al., 1982). Un hiatus important est visible à la transition Crétacé-Tertiaire. Quelques centaines de mètres de Paléogène et de minces dépôts néogènes existent cependant. La figure II-18 montre, par des coupes localisées en figure II-15, l’évolution de la géométrie du bassin du Nord au Sud.

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Figure II-18 : Coupes du TLDB, du Nord au Sud. Les coupes sont localisées sur la figure II-15. Le profil A est modifié d’après Davison (2005), le profil B d’après Hafid et al. (2008), le profil C d’après Davison (2005) (repris de Heyman, 1989), le profil D d’après Helm (2009) (repris dans Labails, 2010) et le profil E d’après Wissman (1982). Quand il est reconnu, le Néogène a été distingué du Paléogène, sinon, le Tertiaire est en orange. Crétacé supérieur : vert clair ; Crétacé inférieur : vert foncé ; Jurassique : bleu ; Trias : violet ; Socle : gris. Les échelles verticales varient, mais les échelles horizontales sont sensiblement identiques. Des discordances peuvent être observées dans l’intra-Crétacé inférieur (profil A), entre le Crétacé inférieur et supérieur (profil E) et à la base du Paléogène (profils B, E).

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II.4. L’Anti-Atlas

L’Anti-Atlas correspond à l’extrémité nord du COA, et marque également la transition avec le domaine alpin du Haut Atlas. Cette zone est actuellement élevée (> 2000 m) et représente une ancienne portion de la chaîne plissée d’avant-pays varisque au Maroc (voir Michard et al., 2008 pour une synthèse, et références incluses).

II.4.A. Le Précambrien de l’Anti-Atlas

Les unités précambriennes affleurent dans des « boutonnières » bordées par des unités paléozoïques dont elles forment le substratum (Fig. II-19). Ces boutonnières peuvent être groupées en deux ensembles, suivant la limite formée par la faille majeure de l’Anti-Atlas (AAMF ; voir la synthèse de Gasquet et al. (2008) et références incluses ; Fig. II-19) : (1) un groupe sud, qui possède un socle éburnéen, paléoprotérozoïque, daté à ~2 Ga, avec une couverture de plateforme néoprotérozoïque intrudée par des granitoïdes et rhyolites du cycle panafricain (630-580 Ma). Cette région sud correspond à l’autochtone du Nord du COA ; (2) un groupe nord, armé par un socle éburnéen, sous des formations néoprotérozoïques. L’existence de lambeaux de domaines océaniques dans la boutonnière de Bou Azzer, datés à 700-760 Ma complexifie l’histoire de ce groupe. Un événement géodynamique méconnu serait à l’origine de la mise en place de ce matériel océanique autour de 665 Ma sur la bordure nord du COA. Le groupe 2, situé au Nord de l’AAMF, constituerait un autochtone relatif ou un allocthone dont la provenance reste incertaine.

Figure II-19 : Carte géologique de l’Anti-Atlas (de Michard et al., 2008). SAF : Front Sud Atlasique ; TNTF : Faille du Tizi n’Test ; AAMF : Faille majeure de l’Anti-Atlas

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II.4.B. Le Paléozoïque

Une synthèse récente a été effectuée par Michard et al. (2008). L’évolution stratigraphique précédant l’orogénèse varisque est similaire à celle du Sud du bassin de Tindouf, bien que l’Anti-Atlas ait été plus subsident. L’essentiel des formations anté-varisques furent déposées en environnement marin de faible profondeur et leur épaisseur diminue d’Ouest (8-9 km) en Est (4-5 km). De la fin du Précambrien jusqu’au Cambrien supérieur, la sédimentation conserve les témoins d’un contexte extensif, avec des dépôts de carbonates de faible profondeur et des laves caractéristiques du rifting. Jusqu’à l’Ordovicien, les séries deviennent plus détritiques et enregistrent la glaciation hirnantienne à l’Ordovicien supérieur. Le Silurien montre les black shales déjà présentés dans le bassin de Tindouf, riches en faunes à graptolites, avant le retour d’une sédimentation carbonatée à la fin du Silurien. Au cours du Dévonien, des alternances marno-calcaires se déposent. La fin du Dévonien est cependant marquée par un contexte tectonique extensif, dont témoignent les nombreuses failles normales qui mènent à d’importantes variations de faciès et d’épaisseurs de sédiments (Baidder et al., 2008). Ce contexte extensif coïncide également avec le développement de la structure en « arches et bassins » du Nord de la plateforme saharienne (Frizon de Lamotte et al., 2013). Un épisode détritique marque la transition Dévono-carbonifère avant un retour des conditions marines au Viséen inférieur. Les déformations varisques montrent un rajeunissement vers l’Est, avec des structures Carbonifère supérieur à l’Ouest et Permien inférieur à l’Est (Michard et al., 2008 ; Michard et al., 2010).