1- Introduction

1Le Saïs, au Maroc, s’étend depuis la plaine du Gharb à l’ouest jusqu’au Col de Touaher à l’est. Il correspond à un bassin néogène qui s’est développé entre deux unités structurales majeures : le Rif au nord, et le Moyen Atlas au sud (Gentil, 1918 ; Daguin, 1927 ; Faugères, 1978). L’évolution sédimentaire et structurale du Saïs est étroitement liée à l’évolution de ces deux chaînes.

2Au sud, le Moyen Atlas forme un ensemble de plateaux qui surplombent le Saïs par le biais de flexures de direction SW-NE (Termier, 1936 ; Martin, 1981 ; Charroud et al., 2006). Ces flexures ont joué un rôle primordial dans l’évolution sédimentaire au sud du Saïs (Charroud et al., 2006).

3Au nord, le Front Sud-Rifain « FSR » est représenté par les rides prérifaines qui chevauchent sur la plaine du Saïs (fig. 1). Celle-ci présente une variété de dépôts indiquant une succession d’environnements sédimentaires de type marins et continentaux. Pour comprendre son évolution au Pliocène et au Quaternaire, nous avons procédé à une cartographie détaillée des structures de bordures et à une étude sédimentologique des différentes formations.

4Dans les travaux précédents, d’une part le Pliocène et le Quaternaire ont toujours été associés en un seul événement dit le Plio-Quaternaire (Gentil, 1928 ; Faugères, 1978 ; Ait Brahim & Chotin, 1983 ; Bargach et al., 2003) et d’autre part le Saïs a été considéré comme un bassin intramontane au Quaternaire (Choubert & Faure Muret, 1962 ; Faugères, 1978 ; Martin, 1981).

5Afin de connaître le changement de morphologie et de dynamique mis en œuvre dans le Saïs du Pliocène au Quaternaire, nous avons pris sa partie orientale, la « Plaine de Fès », comme modèle. Les changements dans la dynamique sédimentaire et dans le bâti structural de cette zone sont mis en relation avec la chaîne intraplaque du Moyen atlas et périplaque du Rif.

2- Le miocène supérieur et le pliocène inférieur et moyen : le Saïs, un bassin d’avant fosse lié au sillon sud rifain

6La série lithostratigraphique du bassin marin du Saïs correspond à des environnements paléogéographiques distincts (fig. 2). Le premier correspond à un milieu marin profond (fig. 2A) où se dépose une série sédimentaire qui présente une épaisseur de plus de 1000 m formée par des marnes à intercalations de turbidites gréseuses datées du Tortonien et des marnes bleues de Fès datées du Messinien (Wernli, 1988). Cette série (fig. 3) est surmontée par des marnes sableuses et des sables du Pliocène inférieur et moyen (Faugères, 1978 ; Wernli, 1988). La paléogéographie de ce milieu correspond à une zone côtière alimentée par un paléodelta. L’extension de ces faciès néritiques traduit une régression généralisée dans le bassin de Saïs suite à une baisse eustatique (Taltasse, 1953 ; Ahmamou & Chalouan, 1988 ; Ahmamou, 2002 ; Boumir et al., 2003 ; Cherai et al., 2004, 2005).

7D’un point de vue tectonique, les corrélations réalisées d’après les données de forages dans le Saïs nous ont permis de caler le substratum du Miocène et d’expliquer la subsidence différentielle au sein du bassin. En effet, le soubassement du Miocène correspond aux calcaires et dolomies du Lias qui s’agencent sous forme d’un ensemble de horsts et grabens limités par un réseau de failles de direction NE et NW (fig. 4).

8Cette tectonique se prolonge à l’est dans le Moyen Atlas permettant l’installation de golfes marins subsidents de direction NW (Choubert & Faure Muret, 1962 ; Charrière, 1990 ; Sabaoui, 1999 ; Hinaje, 2004). Cette tectonique distensive à la fois sur la bordure atlasique et au sein du bassin est synchrone à des épisodes compressifs décrits au nord du sillon (Bargach et al., 2003 ; Zakir et al., 2004). Ces épisodes de compression et de distension sont caractéristiques du bassin d’avant fosse du Saïs qui se situe ainsi entre les haut-fonds du Moyen Atlas et du Prérif (Cherai et al., 2004 ; Charroud et al., 2006).

3 - Le pliocène supérieur : le Saïs, un bassin endoréique de type lacustre alimenté par le Paléosebou

9Le Saïs connaît un grand changement environnemental au cours du Pliocène. Au Pliocène moyen, la mer régresse suite au comblement du bassin au Miocène. Au Pliocène supérieur, une phase de continentalisation s’installe et se traduit par des dépôts fluviatiles, fluviolacustres et lacustres (Taltasse, 1953 ; Faugères, 1978 ; Ahmamou, 1987, 2002 ; Fassi, 1999 ; Boumir et al., 2003 ; Cherai et al., 2004). La répartition de ces formations au sein de la plaine de Fès permet de différencier deux ensembles lithostratigraphiques majeurs :

10- le premier est formé par des dépôts détritiques terrigènes de type fluviatile, présent essentiellement dans la partie nord de la plaine, à la limite avec la ride de Tgaht. Ils s’étendent vers l’est au niveau du Borj sud de la ville et à Al Gâada (Champond & Itcher, 1967). Nous avons désigné cette formation sous le nom de « Conglomérats de Tghaytia » (Cherai et al., 2004 ; Charroud et al., 2006). Ces conglomérats sont discordants sur les marnes sableuses du Pliocène inférieur et moyen (angle de discordance inférieur à 10^o). Cette formation est constituée par une succession de bancs de conglomérats métriques intercalés par de petites passées de grès grossiers en marquant un ensemble de séquences séparées par des surfaces de ravinements. Les éléments constitutifs des conglomérats sont hétérogènes et polymériques d’origine liasique ou miocène. Ils sont emballés dans une matrice gréseuse et grésoargileuse.

11Vers le sommet se sont développés des édifices travertineux à galets encroûtés. Ces travertins ont fait l’objet de datation par la méthode des séries de l’uranium (U/Th). L’âge obtenu dépasse la limite de la méthode ce qui correspond à plus de 300 000 ans. Les mesures des paléocourants par imbrications de galets montrent un sens de courant depuis l’est et le sud-est ce qui correspondrait à celui du système fluviatile du « PaléoSebou » dont la zone amont est située au sud dans le Moyen Atlas. Cette dynamique fluviale est marquée par un système en tresses à la base de la formation et qui passe progressivement vers le haut à un système méandriforme. Ceci atteste de l’accentuation de la pénéplanation. Toutefois, ces conglomérats montrent des chevauchements aveugles synsédimentaires au sud de la ride de Tghat, ce qui témoigne de sa réactivation tectonique.

12- le second est constitué par des marnes vertes àpassées lenticulaires de gypse dites « Marnes vertes à gypse » qui constituent le passage latéral des conglomérats de la première formation. Dans la partie centrale de la plaine de Fès, les marnes vertes à gypse passent latéralement aux « Calcaires de Bensouda » (fig. 5). Ce sont des calcaires blancs, des calcaires argileux et des calcaires travertineux à traces de radicelles et de bioturbations intenses. Ces calcaires présentent des différences d’épaisseurs et de faciès considérables (Taltasse, 1953 ; Ahmamou, 2002). Les études sur la paléogéographie que nous avons réalisées permettent de déduire un régime lacustre à palustre très peu profond soumis à une évaporation intense sous un climat chaud et humide en relation avec l’extension de la période biostasique du Pliocène supérieur au Maroc (Charroud et al., 2006).

13Nous en déduisons donc que ce système lacustre est de type endoréique alimenté depuis l’est par le Paléofleuve de Sebou dont l’exutoire se situe à Fès du côté est du Saïs (fig. 5) (Charroud et al., 2006).

14D’un point de vue tectonique, la bordure nord du bassin montre l’influence du « FSR » sur la dynamique fluviale (fig. 2B). L’existence de discordances angulaires sur chevauchements aveugles à vergence sud sont observées au sein des conglomérats de Tghaytia (Cherai et al., 2004). Ces structures traduisent des épisodes de compression liés aux mouvements de la ride de Tghat qui chevauche vers le sud sur le Saïs (Bargach et al., 2003 ; Cherai et al., 2004).

4 - Le quaternaire : phase de déformation néotectonique majeure et période d’incision importante dans le Saïs. passage du bassin endoréique au plateau continental

15Au passage Pliocène-Quaternaire, on assiste dans le Saïs à un changement radical dans le bâti structural et morphologique. Ce changement est dû à deux facteurs prédominants :

16Une phase tectonique majeure N-S : la surélévation du Saïs et la création des reliefs sur ses bordures

17La bordure nord du Saïs correspond aux rides de Tghat et de Zalagh et de leurs branches annexes matérialisant le « FSR ». La cartographie (fig. 6), les coupes réalisées (fig. 7) ainsi que les observations microtectoniques faites au niveau de ces rides montrent les points suivants :

181- La ride de Tghat correspond à une structure en rampe qui culmine à 800 m et dont le cœur est formé par les marnes du Jurassique moyen (Faugères, 1978). Cette structure chevauche les conglomérats de Tghaytia par sa branche la plus méridionale à Dayaâ. Ainsi, un premier relief est créé à partir des formations du Pliocène supérieur. Les galets décalés et les stries mesurées montrent une orientation de la contrainte principale δ1 horizontale N-S à NNW-SSE. Le redressement des formations fluviatiles pliocènes témoigne de cette activité néotectonique importante (Cherai et al., 2004, 2005 ; Charroud et al., 2006).

192- Zalagh à ossature liasique, correspond à une ride qui culmine à 900 m. Il s’agit d’une structure de rampe qui chevauche vers le sud les formations miocènes plus récentes.

20Au nord, elle progresse en profondeur pour permettre au palier de Sebou d’affleurer à la faveur de la faille principale du front de chevauchement « FSR ». Ces structures utilisent le Trias argilo-salifère comme base de glissement des rampes pour chevaucher sur les marnes bleues messiniennes de Fès et sur les conglomérats pliocènes.

21Plus au sud, le FSR se manifeste par la structure en rampe de Sidi Hrazem et chevauche sur les formations pliocènes d’Al Gâada. A l’ouest, cette structure s’amortit par un pli anticlinal à axe plongeant dans les conglomérats de Tghaytia et les calcaires lacustres de Bensouda à Fès.

22Le décollement des rampes du « FSR » se fait au niveau des argiles salifères du Trias. Cet écaillage affecte le socle paléozoïque dont des éléments de granite mylonitisés affleurent au droit de la faille de Sebou.

23Ce système de rampes évolue vers le sud à l’intérieur de la plaine de Fès par le biais des structures de Tghat et de Sidi Hrazem. Cette déformation a permis la mise en relief du bassin endoréique pliocène et la surélévation des rides de plus de 500 m par rapport à la plaine de Saïs.

24La Faille d’Adarouch « FA » correspond à une flexure majeure qui permet le passage du Moyen Atlas au Saïs. Au Miocène, cette faille normale forme la limite sud du graben de Saïs (Taltasse, 1953 ; Cherai et al., 2004 ; Charroud et al., 2006). Le rejeu néotectonique de cette faille est démontré par le redressement de la série pliocène à son aplomb suite à la phase compressive N-S (Charroud et al., 2006)

25Au centre de la plaine de Saïs existe les flexures de Taoujdate et de Ras El Maa dans les calcaires lacustres. Elles sont le résultat du rejeu des failles du Miocène en failles inverses permettant la création de rampes tectoniques en profondeur (fig. 2C et fig. 4B).

26Ainsi, on peut qualifier cette phase de paroxysmale dans la région. Elle est d’orientation N-S à NNW‑SSE. Elle est décrite dans le Prérif (Faugères, 1978 ; Ait Brahim & Chotin, 1983 ; Chalouan et al., 2000, 2003) et dans la partie est du Moyen Atlas (Charroud, 2002 ; Charroud et al., 2006). Cette apogée est interprétée comme étant le résultat du réajustement de la croûte sous l’Alboran, le Rif et les Atlas (Teixell et al., 2003 ; Frizon de Lamotte et al., 2004 ; Arboleya et al., 2004 ; Ayarza et al., 2005). Durant cette phase, le volcanisme shoshonitique produit par les zones externes orientales bético‑rifaines est remplacé par le magmatisme alcalin (Calvert et al., 2000).

27L’émersion du bassin lacustre et phases d’incisions :

28Le réseau hydrographique actuel dans la plaine de Saïs présente une direction perpendiculaire à l’allongement général de celle-ci (fig. 2D). L’écoulement hydrique se fait du sud vers le nord. La plaine de Saïs forme alors la partie médiane du bassin versant de Sebou dont l’amont se situe au Moyen Atlas et l’aval au Prérif et à la Plaine du Gharb. Les incisions engendrées dépassent les 100 m.

29Ce changement paléogéographique correspond à l’assèchement du lac pliocène par une vidange brutale (Taltasse, 1953 ; Cherai et al., 2004 ; Charroud et al., 2006).

30Ce changement est dû à l’activité néotectonique de la phase N-S compressive responsable de la surélévation du Plateau de Saïs. Le PaléoSebou est dès lors forcé d’inciser dans les rides prérifaines à l’est de Zalagh (Charroud et al., 2006). Cette déviation dans le parcours de l’oued Sebou est accompagnée d’une phase climatique plus aride et d’une baisse eustatique permettant l’accentuation de l’érosion. Ainsi se créent des zones de talus à pente forte, glacis et cônes alluviaux.

31Nous avons observé également des manifestations néotectoniques plus tardives sur le flanc sud de la ride de Tghat et de Zalagh. Il s’agit de failles inverses et de plissements qui affectent les glacis et les cônes alluviaux quaternaires récents (Cherai et al., 2004).

5 - Conclusions générales

32L’évolution du Saïs au cours du Quaternaire est dépendante de son histoire géologique au Miocène et au Pliocène.

33Au Miocène, le Saïs est un bassin marin compartimenté en horsts et grabens à substratum jurassique. Cette tectonique distensive sépare le bassin de Saïs au nord du haut-fond du Moyen Atlas au sud par le biais de failles normales de bordure du bassin de direction NE et NW. Le Saïs est un bassin d’avant fosse lié au sillon sud rifain sous dépendance atlantique et méditerranéenne. Sa bordure nord est marquée essentiellement par la tectonique tangentielle à vergence S et SW permettant la mise en place des structures du Prérif. Cette dynamique miocène se termine par la régression marine généralisée au Pliocène inférieur et moyen suite au comblement du Saïs.

34La continentalisation du bassin au Pliocène supérieur permet l’installation de milieux lacustres et fluviatiles alimentés depuis l’est par le PaléoSebou dont l’exutoire se situe à Fès. Le Saïs est un bassin endoréique soumis à un climat humide et chaud et dont les bordures correspondent au tracé actuel de la plaine. Dans sa partie nord, l’activité tectonique se manifeste par des failles inverses synsédimentaires qui se rattachent à un épisode de remobilisation des rides de Tghat et de Zalagh.

35Au Quaternaire, on assiste à la réactivation des principales structures qui bordent le Saïs. Les conséquences sont :

36- l’émersion du bassin lacustre et le changement deparcours du fleuve Sebou qui incise ainsi pour la première fois le Prérif ;

37- la surélévation et la création des reliefs sur les bordures du Saïs par la phase tectonique compressive N-S à NNW-SSE. Cette phase permet l’avancée du FSR dans la Plaine de Saïs à Fès par le biais de la structure de Sidi Hrazem. Cette tectonique tangentielle est exprimée par des structures en rampes. C’est le cas de la ride de Tghat qui va culminer à 800 m et de la ride de Zalagh à 900 m.

38Certaines des failles du bassin miocène rejouent en failles inverses permettant la création de rampes tectoniques en profondeur qui se traduisent dans la topographie actuelle par des flexures dans les calcaires lacustres au centre de la plaine de Saïs (flexure de Taoujdate et de Ras El Maa).

39Notre travail montre donc pour la première fois que le Saïs n’est pas un bassin au Quaternaire, mais plutôt, un plateau surélevé attaché au versant nord de la chaîne du Moyen Atlas. Cette surélévation du plateau a permis d’une part le changement du sens de drainage du réseau hydrographique qui s’écoule désormais du sud vers le nord perpendiculairement au Saïs et d’autre part d’importantes incisions de ce nouveau réseau qui atteignent 100 m à l’est de Fès au niveau de l’oued Sebou.

40Le passage du Pliocène au Quaternaire est marqué par une nouvelle phase tectonique importante qui a permis un changement radical dans la géomorphologie du Saïs et de ses bordures atlasiques et rifaines.