Abridged version
1 Overview
The Palaeozoic formations of the western Moroccan Meseta crop out extensively in the Rehamna and the Jebilet massifs. They extend westward under the Doukkala basin (figure 1). This basin extends above the Mesetian coastal block, which was defined as a stable Variscan zone characterized, from Palaeozoic times onward, by weak deformation [12]. Our goal in this paper is to define the main tectonic events that controlled the Palaeozoic evolution of the Doukkala basement using a reflection seismic grid totalising about 4 000 km calibrated by 11 wells drilled in the area (kindly released by ONAREP).
Carte géologique du bassin des Doukkala et des régions voisines, montrant la localisation des forages pétroliers et des lignes sismiques figurées ci-après.
Geological map of the Doukkala Basin, showing the location of the wells and of the seismic lines used in the present paper.
2 Stratigraphy
The Doukkala basement shows thick Palaeozoic formations uncomformably overlain by a thin Mesozoic–Cainozoic cover. The well correlation shown in figure 2 is based on industrial micropalaeontological data, especially conodonts, palynomorphs, chitinozoans and/or acritarchs [8,9,15].
Corrélation sismo-stratigraphique des puits DOT1, EBA1, OYB1 et OBZ1.
Seismostratigraphic correlation of DOT1, EBA1, OYB1 and OBZ1 wells.
The Ordovician (Arenig) was dated only in the OYB1 well [13]. In the other wells the attribution of this age to certain sandstone and quartzite intervals was done only by facies analogy. The Silurian was dated in DOT1 and OYB1 and the Lower Devonian in six of the existing 11 wells [8,17]. The Silurian consists of dark shales and quartzites and the Lower Devonian is represented by bioclastic limestones and dark gray shales with basalt intercalations (figure 2). The Middle Devonian was dated in seven wells [9,15]. It consists of dolomitic reef limestones that grade laterally to marly shales with limestone intercalations (figure 2). These deposits reflect the progressive instauration of a carbonate platform with reefal build-ups over the whole western Mesetian domain [10,13]. The Upper Devonian was dated in six wells: Lower Frasnian in OZN1 [9], Upper Frasnian to Famennian–Strunian in the other five wells [15] and Strunian in SN1 [15]. It is characterized by silty to sandy shales with occasional limestone intercalations and a doleritic gabbro intercalation in EBA1 well (figure 2). The Early Carbonifereous (Tournaisian) was dated in DOT1 and BHL1 [16]. The available micropalaeontological data also suggests the presence of the Permian in the latter well [17]. Elsewhere, the formations intercalated between the Upper Devonian and the Triassic are grouped as a Permian–Carboniferous unit (PC) which is characterized in all wells by continental coarse- to fine-grained clastic deposits. Datations based on macrofossils were also done for SN1 and OLD1 [2,13] and are consistent with the above-mentioned micropalaeontological datations.
3 Seismic analysis
We subdivided the Palaeozoic formations of the Doukkala basin on the basis of their seismic signature, into four seismic units consisting of one or several seismic sequences (figures 3–5). These units are: CO (Cambrian–Ordovician and probably Upper Precambrian), SFi (Silurian–Lower Frasnien), Ds (Upper Frasnien to Famenian–Strunian) and PC (Permian–Carboniferous). They are organized over the whole basin into two differently structured groups separated by a strong angular unconformity (figures 3–5):
- • a lower group consisting of CO and SFi units characterized by northerly striking compressional structures whose southward increasing complexity can be illustrated by three east–west profiles (figures 3–5); in the northern part of the basin, west of the Rehamna massif, the folds affecting this group are plurikilometric, upright open folds and asymmetrical folds, bounded mainly in the west by reverse faults (figure 3); further south, the folds are associated with mostly west-verging ramps rooted in a common ‘décollement’ level located around 4 s (twt) (figure 4); still further south, the structural style is broadly similar, but the ‘décollement’ seems to operate along two bedding parallel faults that tend to connect at the thrust sheet (figure 5); moreover, in this southern section, the whole basement structures are folded westward by about 20°, due to the post-Devonian Variscan deformation and to the Alpine uplift of the adjoining Mouissat–Jebilet Massif;
- • an upper group, consisting of Ds and PC units which are either weakly deformed (Ds) or not deformed (PC) and unconformably lie on top of varied units of the lower group; the Ds/SFi unconformity and the Ds layers are both affected by weakly marked, large wavelength folds unconformably overlain by the PC unit (figure 5); a post-Devonian, ante-Permo-Carboniferous phase also occurred, but was only responsible for a mild additional shortening; the Ds unit is lacking on top of the anticlinal ridges; it occupies the synclinal depressions where it can be quite thick (figure 5); it pinches out northeastward and eastward and terminates with onlaps against the deformed lower units; the PC unit is also characterized by onlap reflection terminations against the deformed lower units but with a wider aerial distribution.
Interprétation de la ligne sismique DB 4 est–ouest (localisation sur la figure 1).
Line drawings of the east–west seismic line DB 4 (localisation in figure 1).
a. Interprétation de la ligne sismique DB 7 est–ouest (localisation sur la figure 1). b. Colonne stratigraphique du forage OZN1 (pour la légende voir la figure 2).
a. Line drawings of the east–west seismic line DB 7 (localisation in figure 1). b. Stratigraphic column of the OZN1 well (see figure 2 for legend).
a. Interprétation de la ligne sismique DK 25 est–ouest (localisation sur la figure 1). b. Ligne sismique DK 25 (est–ouest) (localisation sur la figure 1).
a. Line drawings of the east–west seismic line DK 25 (localisation in figure 1). b. East–west seismic line DK 25 (localisation in figure 1).
4 Discussion and conclusions
The above-mentioned observations allow us to conclude that a compressive phase was likely responsible for the main folding and thrusting of the ante-Upper Frasnian formations. The Permo-Carboniferous strata were deposited in post-orogenic basins and are not deformed.
The Late Devonian (intra-Frasnian), so-called ‘Eovariscan’, ‘Bretonne’ or ante-Visean phase is also reported in previous field works from almost all of the Moroccan Hercynian domains. Although with much varied effects, ranging from sedimentary perturbations (immediately to the east of our study area, in Oulad Abbou [6], in Mechraa Ben Abbou [10,11] and in the Anti-Atlas [10] to the major syn-metamorphic folding; in central Morocco in the Tiliouine area [18] and in the Khenifra area [1]; in the Oriental Meseta [5,12] and in the Rif [4]).
In contrast, in the Doukkala basin, the ‘Bretonne’ phase is the main Variscan phase that can be detected by seismic reflection. The fold-and-thrust structures unravelled beneath the Doukkala Permo-Mesozoic cover could represent the western front of the Moroccan Eovariscan belt. In most areas, the Eovariscan deformation was overprinted by a more important, Upper Palaeozoic (Upper Visean–Namurian) synmetamorphic deformation [5,10].
1 Introduction
Les terrains paléozoı̈ques de la Meseta marocaine affleurent largement au niveau du Massif central, de la Meseta côtière et vers le sud, des massifs des Rehamna et des Jbilet. Leur extension vers l'ouest constitue le substratum du bassin des Doukkala (figure 1). L'objectif de cette note est de préciser, en utilisant la sismique réflexion et les données de forages, les événements tectono-sédimentaires majeurs qui ont affecté le socle paléozoı̈que de ce bassin. Ce travail, qui fait partie d'une thèse en cours de préparation par l'un des auteurs (E.H.), est basé sur l'étude de plus de 4 000 km de profils sismiques industriels, calés par onze puits pétroliers (figure 1).
2 Cadre géologique et structural
Le bassin des Doukkala est un bassin côtier atlantique (figure 1). Sa mince couverture méso-cénozoı̈que tabulaire repose en discordance angulaire sur le socle paléozoı̈que. Ce dernier constitue le prolongement vers l'ouest des terrains paléozoı̈ques, déformés lors de l'orogenèse hercynienne, qui affleurent au niveau des boutonnières des Rehamna et des Jebilet (figure 1). Ainsi, le Paléozoı̈que des Doukkala, qui fait partie du « Môle côtier », est classiquement défini comme la zone structurale la plus occidentale du Maroc hercynien, caractérisée par des couches faiblement déformées [12].
2.1 Stratigraphie
L'analyse micropaléontologique par les conodontes, la palynologie, les chitinozoaires et/ou les acritarches des carottes prélevées dans certains puits [8,9,15] a permis d'établir la stratigraphie de la série paléozoı̈que, dont les variations sont illustrées par une corrélation sismo-stratigraphique des forages DOT1, EBA1, OYB1 et OBZ1 (figure 2).
L'Ordovicien n'est daté que dans le puits OYB1, qui a rencontré entre 2 786 et 2 856 m (profondeur finale) des schistes et des grès à intercalations de roches éruptives, dont l'intervalle 2 849,3–2 856,4 m a livré une association palynologique qui comprend notamment le chitinozoaire Eremochitina baculata brevis et l'acritarche Acanthodiacrodium sp., attribuée à l'Arenig [8]. Par ailleurs, des faciès détritiques fins gréso-quartzitiques et argileux rencontrés au fond des puits DOT1 et BHL1 ont été attribués, par analogie de faciès, à l'Ordovicien.
Le Silurien montre, à la base de DOT1, des argiles gris noir, à intercalations calcaires (4 398 m, 4 430 m), dont une carotte prélevée à 4 398,8 m a donné le chitinozoaire Conochitina cf. Oelandica du Llandoverien probable [15]. À OYB1, cet étage est représenté par des quartzites et des argiles (2 521 et 2 644 m) ayant livré (intervalle 2 616–2 620 m) le chitinozoaire Conochitina primitiva et l'acritrarche Cymbosphaeridium pilaris, rapportés au Silurien [8].
Le Dévonien inférieur est atteint par les puits DKL1, OLD1, SN1, EBA2, DOT1 et OYB1, mais il n'est traversé entièrement que par ces deux derniers puits. Il repose en concordance sur le Silurien et débute à DOT1 par des calcaires bioclastiques légèrement marneux et dolomitiques, surmontés par des argiles gris noir, dont l'intervalle 3 979,78–4 196 m est daté Emsien–Siegenien par l'association du miospore Dictyotriletes emsiensis et de l'acritarche Palacanthus ledanoisii [15]. À OYB1, la limite entre le Dévonien et le Silurien est placée à l'intérieur d'un niveau basaltique à intercalations argilo-gréseuses, qui est surmonté par des calcaires et des argiles (figure 2). L'intervalle 1 990–2 521 m de cet ensemble a livré un assemblage d'acritarches, comprenant les taxons Onondagella asymmetrica et Triangulina alargada, attribués au Siégenien [8].
Le Dévonien moyen est caractérisé par des calcaires et dolomies d'origine récifale (puits : DOT1, DKL1, OLD1, SN1, EBA1, EBA2, OZN1). Ces faciès bioconstruits évoluent latéralement vers des dépôts argilo-marneux à intercalations calcaires, par exemple entre DOT1 et EBA1 (figure 2). Ils traduisent l'édification progressive de la plate-forme carbonatée récifale, connue dans tout le domaine mesetien au cours de cette période [10,11]. Dans le puits DOT1, des calcaires (3 300 m) ont donné des associations de miospores du Givétien, comprenant Acinosporites cf. acanthomammillatus et Apiculiretusispora brandtii [15]. Au nord, l'intervalle 2 292–2 348 m du puits OZN1 a livré un assemblage de microfossiles, incluant l'acritarche Onondagella asymmetrica datant l'Eifelien probable [9].
Les formations datés du Dévonien supérieur (DOT1, DKL1, OLD1, SN1, EBA1) se distinguent par des faciès terrigènes argilo-silteux et argilo-gréseux, d'épaisseur variable, associés parfois à des gabbros doléritiques (EBA1) (figure 2). Des cortèges riches et variés d'acritarches marins, par exemple Maranhites perplexus, Daillydium pentaster et Solisphaeridium spinoglobosum, prélevés dans les puits DOT1 (2 975,47–3 321 m) et EBA1 (2 087,5 m) permettent de dater ces niveaux du Frasnien supérieur au Famenno-Strunien [15]. À OZN1, les argiles de l'intervalle 2 372–2 430 m ont livré les acritarches Maranhites sp., Maranhites brasilensis, Duvernaysphaera tessela et Umbellasphaeridium sp., ainsi que le palynomorphe Rhabdosporites langi, qui indiquent un âge Frasnien probablement inférieur [9], surmonté en contact faillé par l'Eifelien (voir infra). Enfin, à SN1, des dépôts gréso-conglomératiques (890–1 228 m) ont révélé un contenu paléontologique (crinoı̈des, bryozoaires, trilobites, brachiopodes et restes de plantes) datant le Strunien et pouvant s'étendre au Tournaisien [15].
Le Permo-Carbonifère est constitué exclusivement de faciès détritiques grossiers continentaux, dominés par des argilites rouges, souvent associés à des grès sableux et à des conglomérats (figure 2). Les rapports de fin de sondage signalent sa présence dans plusieurs puits (DOT1, BHL1, EBA1, EBA2, OBZ1, OYB1). Cependant, il n'est daté qu'à DOT1 et BHL1. À DOT1, un assemblage de miospores du Tournaisien, comprenant notamment Lophozonotriletes cristifer, Dictyotriletes fimbriatus, Lophozonotriletes malevkensis et Pustularisporites cf. gibberous est prélevé à 2 619 m [15]. Enfin, une étude récente attribue l'intervalle 1 975–2 212 m du puits BHL1 au Permien, sur la base d'une riche ostracofaune comprenant Cavellina sp. [16,17].
Les datations par macrofossiles sont disponibles dans deux puits seulement, SN1 [2] et OLD1 [13] et s'accordent parfaitement avec la subdivision proposée dans cette analyse micropaléontologique, qui s'étend à l'ensemble du bassin des Doukkala.
2.2 Analyse sismo-structurale
L'interprétation de l'ensemble des lignes sismiques du socle du bassin de Doukkala à l'aide de ces données biostratigraphiques nous a permis de découper sa série paléozoı̈que, en fonction de la signature sismique, en quatre unités constituées chacune d'une ou plusieurs séquences sismiques au sens classique du terme (figures 3–5). Il s'agit des unités CO (Cambro-Ordovicien et probablement Précambrien), SFi (Silurien–Frasnien inférieur), Ds (Frasnien supérieur à Famenno-Strunien) et PC (Permo-Carbonifère).
L'unité CO est caractérisée par un faciès sismique plus au moins transparent, avec des réflexions discontinues d'amplitude variable mais généralement faibles, comportant quelques bandes internes à réflexions très énergiques, de bonne continuité relative (figure 5). Ces dernières correspondraient aux niveaux carbonatés et quartzitiques compétents, intercalés au sein de sédiments pélitiques plus fins, déposés au cours de cette période.
L'unité SFi (Silurien–Frasnien inférieur) montre un faciès sismique lité, riche en réflexions internes, de très bonne continuité latérale et d'amplitude plus forte, surtout au sud du bassin (figure 5). Ce faciès reflète les alternances marno-calcaires et argilo-calcaires qui caractérisent la lithologie de cet intervalle.
L'unité Ds (Frasnien supérieur à Famenno-Strunien) est limitée à la base par une discordance érosive régionale, qui tronque en top-lap les réflexions sous-jacentes. Elle est caractérisée, soit par une configuration progradante où les réflexions se terminent en top-lap au sommet et en down-lap à la base, soit par une configuration parallèle, où les réflexions se terminent en onlap contre les rides anticlinales des unités sous-jacentes (figure 5).
L'unité PC (Permo-Carbonifère) montre également un faciès sismique lité à réflexions parallèles, généralement concordantes sur celles de l'unité sous-jacente (Ds), sauf là où celle-ci montre une configuration progradante avec des réflexions sigmoı̈dales se terminant en top-lap au sommet (figure 5). À l'est et au nord-est du bassin, où le Dévonien supérieur est absent, le Permo-Carbonifère repose en onlap directement sur les unités plus anciennes SFi et CO.
L'analyse sismique révèle l'existence, au sein des formations paléozoı̈ques des Doukkala, de deux ensembles différemment structurés.
– Un ensemble inférieur plissé comporte toutes les formations d'âge anté-Frasnien supérieur (unités CO et SFi) et est caractérisé par des structures plicatives relativement simples au nord et plus complexes au sud du bassin. Au nord, à l'ouest des Rehamna, il s'agit de plis droits isopaques, à longueur d'onde plurikilométrique, associés à des failles inverses qui n'affectent pas l'unité Ds (figure 3). Au sud, en face des Jebilet, c'est une structuration en écailles dont la vergence est principalement orientée vers l'ouest (figures 4 et 5) et plus rarement vers l'est (figure 4). Une étude sismique pertinente [3] avait déjà mis en évidence l'existence d'une déformation compressive anté-viséenne (phase bretonne) dans cette unité, mais l'absence de données de sismique et de forages suffisants n'avait pas permis de dater avec précision cette déformation, considérée alors comme d'âge post-Dévonien.
– Un niveau supérieur, constitué des unités Ds, peu déformée, et PC, non déformée, repose en discordance angulaire sur les unités précédentes. La discordance Ds/Sfi et les horizons Ds sont affectées par un faible plissement peu marqué à grande longueur d'onde, surmonté en discordance par l'unité PC (figure 5). Une phase post-Dévonienne anté-Permo-Carbonifère, responsable cependant d'un faible raccourcissement, est également enregistrée. L'unité Ds est lacunaire au-dessus des rides anticlinales sous-jacentes et occupe principalement les zones synclinales, où les épaisseurs sont considérables, surtout au centre du bassin, formant un large dépocentre, de direction subméridienne, bien visible sur la section DK 25 (figure 5). L'unité Ds s'amincit progressivement vers le nord, le nord-ouest et l'est, où elle se biseaute en onlap contre la discordance au-dessus de SFi (figure 2). Le Permo-Carbonifère est également transgressif sur les reliefs préexistants, mais avec des épaisseurs plus régulières et une extension plus large, notamment vers l'est (figures 4 et 5).
Ces observations indiquent l'existence d'une phase compressive majeure ayant structuré les terrains anté-Frasnien supérieur (anté-unité Ds) des Doukkala. Son âge serait alors intra-Frasnien, d'après les données du forage OZN1, qui montre que l'Eifélien est mis en contact anormal par faille inverse sur le Frasnien inférieur (figure 4). Les terrains datés du Frasnien supérieur au Famenno-Strunien ne présentent qu'une déformation compressive mineure, qui entraı̂ne ainsi la déformation de la discordance sous-jacente. Le Permo-Carbonifère ne montre pas de déformation détectable par la sismique à l'échelle de tout le bassin.
3 Discussion et conclusion
Nos résultats suggèrent que la déformation majeure du Paléozoı̈que sous le bassin de Doukkala s'est réalisée au cours d'une phase hercynienne précoce, d'âge anté-Frasnien supérieur–Famennien, phase qualifiée dans la littérature de phase anté-viséenne, « éo-varisque » ou « bretonne ». Afin de replacer cette phase dans un contexte régional, nous allons passer en revue les perturbations tectono-sédimentaires ou tectono-métamorphiques dont elle est responsable et qui sont relevées dans différents domaines hercyniens marocains.
Immédiatement à l'est du bassin des Doukkala, le Frasnien à Manticoceras est transgressif sur le Dévonien inférieur à Oulad Abbou, alors qu'il est lacunaire à Oued Cherrat où le Fammenien supérieur est directement transgressif sur le Givétien ou l'Emsien [6]. Plus au sud, dans les Rehamna, à Mechraa ben Abbou, le Fammenien détritique fossilifère à végétaux terrestres repose en contact transgressif sur des dolomies dévoniennes [10,11]. Ce faciès, interprété comme lié à une ride, contraste avec les séries flyschoı̈des du Dévonien supérieur, identifiées plus à l'est (oued Khibane) [10,11] et comparables à celles de même âge, forées dans le bassin des Doukkala (figure 2). Par ailleurs, plusieurs indices d'émersion, associés à une importante lacune du Frasnien–Famennien inférieur, sont signalés dans cette même région [11]. Dans la Meseta nord-occidentale, la fraction fine (1 et 2 μm) d'un échantillon de schistes anchizonaux de l'Oued Korifla, datée par K/Ar [7], a donné un âge anté-Viséen de 361,2+8,3 Ma. Dans la vallée de l'oued Oum-Er-Rbia, dans le prolongement septentrional du socle des Doukkala, les fractions fines de deux échantillons de grauwackes cambriennes ont donné des âges dispersés entre 362+8 à 408+11 Ma, reflétant vraisemblablement la réouverture incomplète de micas détritiques anciens lors d'un événement thermique d'âge Dévonien supérieur [14].
Au Maroc central, dans la région de Tiliouine, le Viséen supérieur repose en discordance angulaire sur le Givétien–Frasnien inférieur, le Dévonien moyen ou le Dévonien inférieur [18]. Plus à l'est, une grande chaı̂ne plissée anté-viséenne, d'âge intra-Dévonien supérieur, caractérisée par des structures sub-méridiennes déversées vers l'ouest, a été mise en évidence dans la région de Khénifra [1]. Cette chaı̂ne anté-viséenne, dite aussi bretonne, est également présente en Meseta orientale, dans la zone de Midelt–Oujda et dans celle des flyschs orientaux [5,12], ainsi que dans des noyaux paléozoı̈ques de la chaı̂ne rifaine [4].
Ainsi, la phase orogénique éovarisque intra-Dévonien supérieur, qui s'est exprimée de manière très inégale au Maroc, semble avoir donné naissance aux structures compressives observées par sismique sous le bassin des Doukkala. Dans le reste du Maroc, les structures éovarisques sont reprises par celles d'une phase varisque, d'âge Viséen supérieur à Namuro-Westphalien [5,10]. Dans le socle du bassin des Doukkala, l'interprétation des données de subsurface que nous proposons ici suggère que la seule phase de plissement importante ayant affecté les terrains paléozoı̈ques est la phase intra-Dévonien supérieur. Les structures observées, de type fold-and-thrust belt, représenteraient le front occidental de la chaı̂ne éovarisque marocaine.
Remerciements
Nous remercions M.A. Bally pour sa contribution à l'interprétation des lignes sismiques et MM. A. Michard et C. Hoepffner pour leurs remarques et suggestions constructives ainsi que pour l'intérêt qu'ils ont porté à ce travail. Nos remerciements vont également à M. M.A. El Morabet, directeur de l'exploration à l'Onarep, qui a aimablement mis à notre disposition les données de subsurface utilisées dans cette étude.