1La partie centrale de la plaine du Souss (fig. 1) a fait l’objet de nombreuses recherches géomorphologiques et géologiques visant à retracer son évolution au Quaternaire (Dresch, 1941 ; Bouzalim, 1987 ; Bhiry et al., 1989 ; Bhiry, 1991 ; Weisrock et al., 1991 ; Aït Hssaine, 1994 ; Occhietti et al., 1994 ; Chakir, 1997) et d’une synthèse récente (Aït Hssaine & Bridgland, 2009). Tous ces travaux tirent leurs observations de la partie nord de la plaine, en rive droite de l’oued Souss jusqu’au piémont du Haut-Atlas. Pour la bordure sud de la plaine, au contact de l’Anti-Atlas, les recherches sont plus rares : une étude préliminaire morpho-structurale d’ensemble (Oliva, 1972), trois thèses régionales axées respectivement sur les dépôts éoliens (Adèle, 1998), les cônes et terrasses (Charif, 2001), les dépôts palustres et lacustres (Tannouch-Bennani, 2003), et un article de synthèse sur les systèmes dunaires du Pléistocène supérieur et de l’Holocène (Weisrock et al., 2002). Utilisant les données jusqu’à présent inédites, cet article vise à rassembler les connaissances sur l’évolution quaternaire de la bordure anti-atlasique de la plaine du Souss, en les comparant et en les reliant à celles de la bordure atlasique.
2La partie centrale de la plaine du Souss considérée ici s’étend au sud de la rive gauche de ce fleuve jusqu’à l’Anti-Atlas, sur 40 km de large, et de Biougra à l’ouest jusqu’à l’oued Tiout à l’est, sur un peu plus de 60 km de long. Elle est occupée par trois vastes cônes de déjection formés par les oueds affluents de l’oued Souss : oueds Aouerga, Assads et Tiout, issus de vastes bassins versants montagneux de l’Anti-Atlas (fig. 2). Ces grands cônes bordent la montagne et finissent par devenir coalescents dans une plaine centrale, où coule l’oued Souss, développée au sud de Taroudannt et surtout à l’est d’Ouled Teïma. Alors que les cônes sont nombreux et coalescents sur la bordure atlasique au nord, ils sont plus rares, mais s’étalent plus largement, sur la bordure anti-atlasique au sud. L’absence de coupe naturelle facilement accessible le long de l’Anti-Atlas explique également le plus grand intérêt porté jusqu’à présent à la bordure nord de la plaine.
3La dissymétrie nord-sud est encore plus apparente sur deux coupes schématiques longitudinale et transversale (fig. 3 & 4) : la cuvette tectonique du Souss est surtout déprimée au pied du Haut-Atlas, en bordure de la « zone de failles du Tizi n’Test » (Z.F.T.T.), (Mustaphi et al., 1997), tandis qu’elle se relève par une série de blocs basculés vers le sud. Ce dispositif général en demi-grabens basculés se retrouve d’ouest en est : quatre bassins de moins en moins déprimés se succèdent ainsi : cuvette d’Admine, cuvette d’Ouled Teïma, cuvette de Taroudannt, cuvette des cônes du Souss.
4De ce dispositif structural résulte une morphodynamique globale qui conduit les oueds majeurs vers le centre de la plaine. Les conditions morphotectoniques, avec une grande activité le long de la Z.F.T.T., les dénivelées imposants et les conditions climatiques, avec une pluviométrie beaucoup plus abondante sur le Haut-Atlas (tab. 1), font que les cônes atlasiques sont plus nombreux, plus épais, plus pentus et de dynamique plus instable que leurs homologues anti-atlasiques. L’exhaussement du substratum qui se relève le long des bordures des demi-grabens (fig. 3 & 4) ainsi que les dépôts des cônes ont formé des obstacles locaux aux écoulements, eux-mêmes tributaires des fluctuations climatiques ; aussi, en certains secteurs, des cuvettes endoréïques ont-elles pu exister temporairement, comme sur le piémont sud de l’Anti-Atlas (Choubert, 1941) ou dans le Haouz (Dresch, 1941).
5Partant du dispositif morphostructural responsable de la configuration du relief actuel de la partie centrale de la plaine du Souss, l’objectif principal de ce travail est l’analyse de la mise en place au Quaternaire des différents éléments du modelé générés par ce dispositif. Il traite ainsi successivement : i) les formations détritiques des cônes de déjection de la bordure anti-atlasique et leur extension, ii) les formations lacustres et palustres des playas au centre de la plaine, iii) l’emboîtement des formations fluviatiles et éoliennes plus récentes de la partie centrale, entre Admine et Taroudannt, au sein des deux premiers ensembles. Les données chronologiques étant encore rares, il ne s’agit donc ici que d’un canevas permettant dans un premier temps de définir les étapes essentielles de l’évolution morphologique de la plaine, étapes qui devront par la suite être étudiées plus en détail.
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Fig. 1 : Carte de localisation simplifiée de la zone étudiée (d’après la carte géologique du Maroc au 1/500 000).
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Fig. 2 : Carte géomorphologique de la partie centrale de la plaine du Souss.
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Fig. 3 : Coupe longitudinale de la plaine du Souss, d’après Gaillez & Schrambach (1971) modifiée et simplifiée
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Fig. 4 : Bloc-diagramme morphotectonique transversal NO-SE à travers la partie centrale de la plaine du Souss.
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Tab. 1 : Précipitations moyennes mensuelles et annuelles en mm dans la partie centrale de la plaine du Souss et ses bordures, d’après les statistiques de l’Agence du Bassin Hydraulique de Souss-Massa et Drâa (A.B.H.S.M.) d’Agadir
11Les exemples traités ici sont ceux des grands cônes des oueds Aouerga, Assads et Tiout (fig. 5a-c), affluents principaux de l’oued Souss. La procédure suivie consiste en une étude morphologique et morphométrique des cônes (Hérail, 1984), puis en une étude lithostratigraphique de leurs dépôts (Reineck & Singh 1980 ; Miall, 1992). La première est basée sur la reconnaissance des différents corps sédimentaires constituant un cône, correspondant chacun à des générations successives de formes apparaissant sur photographies aériennes et vérifiées sur le terrain. Ensuite, dans la mesure du possible, ont été effectués des relevés de coupes des formations de chaque génération identifiée (Charif, 2001). En absence de carrières ou de grands travaux, nous n’avons utilisé que des coupes naturelles. Il s’agit des générations les plus superficielles des dépôts de cônes, et donc très certainement de leurs formations et unités les plus récentes. Pour les plus anciennes, leur épaisseur et leur extension ont parfois pu être reconstituées approximativement grâce à l’utilisation des relevés de forages effectués par la Direction de l’Hydraulique pour les ressources en eau (Tannouch-Bennani, 2003). Ces relevés ont permis d’établir des transects lithostratigraphiques qui donnent une idée de la sédimentation profonde de la plaine du Souss. La composition pétrographique du matériel grossier a été déterminée sur place. L’étude sédimentologique des sédiments sablo-limoneux n’a pu être effectuée que sur le matériel fin inférieur à 2 mm, vu l’abondance et le poids des échantillons à transporter. Sur ceux-ci ont été effectuées, au laboratoire de l’Université de Nancy 2, la granulométrie et la calcimétrie totales, puis la morphoscopie des grains de quartz. Des lames minces ont été réalisées pour définir les faciès et faire l’inventaire biostratigraphique des dépôts lacustres. Les mêmes méthodes ont été appliquées aux formations carbonatées, fluviatiles, et éoliennes plus récentes. Des datations au radiocarbone permettent de préciser les étapes de formations superficielles au Pléistocène supérieur.
12Une notion importante se dégage de l'observation de la morphologie des cônes alluviaux : celle du point d'inflexion. Celui-ci est le point à partir duquel le profil de concave à l'amont (chenal) devient convexe (cône). A partir de ce point, l'eau se répartit dans des chenaux divergeant le long de génératrices et perd donc de sa force érosive (cas de l’oued Assads). Bien sûr, d'autres paramètres viennent interférer, comme la tectonique qui permet de remarquables emboîtements de formes puisque le niveau de base relatif est modifié. Les exemples des Andes de Mendoza et de San Juan (Viers, 1963, 1964 ; Salomon, 2007) sont particulièrement illustratifs. Les variations climatiques, jouant sur les précipitations et la végétation, interviennent également.
13Cette étude utilise ainsi les caractéristiques morphosédimentaires et pétrographiques classiques des dépôts. Elle permet ainsi de reconstituer conjointement leur paléoenvironnement et de reconnaitre quelques jalons encore très dispersés de l’évolution paléogéographique du piémont septentrional de l'Anti-Atlas occidental.
14D'après les observations de terrain et les photographies aériennes, les différentes générations de cônes successifs des trois oueds peuvent être distinguées. A l'est et à l'ouest, les limites des cônes sont souvent impossibles à définir, compte tenu de la coalescence avec les petits cônes voisins. Chaque grand cône est en fait constitué d’ensembles morphologiques coalescents qui apparaissent assez nettement sous forme de trois générations (1, 2 et 3 ; fig. 5a-c).
15L'histoire de la mise en place du cône de l'oued Aouerga est presque semblable à celle de l'oued Assads. Deux unités géomorphologiques ont été distinguées : une première, ancienne, étendue, est abandonnée au pied de la montagne ; la seconde, récente, coïncide avec un cône adventice (nouveau cône de Bou Mia). Le glacis-cône d’Aouerga est constitué d'un ensemble qui se raccorde avec les terrasses alluviales de l'oued Souss d'une part et d'autre part, avec les dépôts lacustres d'un ancien « lac », probablement plio-quaternaire, du Souss. Il est limité à l’est par le cône de l'oued Assads et à l’ouest par le cône de l'Assif n-Sfa (fig. 5a).
16Les caractéristiques sédimentologiques et pétrographiques de ces cônes sont aussi très comparables à ceux des cônes d'Assads, avec toutefois davantage de fournitures schisteuses (fig. 6 & 7). Dans le cône adventice de Bou Mia, on note une accumulation sédimentaire différente, de type distal caractérisée par des dépôts de sables, limons et argiles. Le matériel argileux en suspension résulte des conditions de décantation dans un chenal large et profond dont la compétence est trop faible pour transporter des sédiments grossiers. Ceux-ci sont des dépôts de crues de débordement (matériel de la série de base et matériel du sommet). Les sables fins accusent une action éolienne qui remanie ensuite ces dépôts. Le matériel grossier du cône adventice et du lit actuel montrent de nombreux indices de remaniements : les galets ovoïdes par exemple, issus des conglomérats du Précambrien, sont présents à tous les niveaux.
17Sur la figure 8, nous avons représenté les fluctuations, dans les différentes lentilles des formations du cône principal, des roches de couvertures par rapport à celle du socle. En effet, dans un premier temps, l'apport des roches du socle était très important, indiquant ainsi un système morphogénique très actif. Ceci se traduit par le développement d'un système à lentilles dans la formation basale. L'oued avait probablement un écoulement torrentiel d'oued tressé, alimenté surtout par la zone amont, la plus élevée, du bassin versant. Dans un deuxième temps, l'enrichissement en calcaires devient très remarquable. L'érosion se fait donc plus active dans la couverture.
18L’analyse morphologique de ce secteur (Charif, 2001) fait apparaître au moins trois générations de cônes construits par les écoulements de l’oued Assads à son débouché sur le piémont :
191- Dans la partie apicale (cône ancien plio-villafranchien), les restes de dépôts conglomératiques grossiers disposés en lentilles entrecroisées séparées par des discontinuités planaires, observables sur une épaisseur de 11 m près du foum (fig. 5b, 9 & 10). Cette formation est dans l’ensemble consolidée par des encroûtements calcaires, particulièrement à son sommet parfois cimenté par une dalle calcaire. On peut y distinguer deux formations caillouteuses séparées par une nette discordance ; la formation inférieure Assads 1 comporte deux unités visibles :
20L’étude pétrographique des galets de 4-6 cm de cette formation (fig. 11) montre tantôt la prédominance des apports distaux du bassin versant (roches du socle, principalement quartzitiques), tantôt celle des apports proximaux (roches de couverture, principalement calcaires). Dans le premier cas, à la base visible de la formation, on peut penser que les écoulements, abondants sur l’ensemble du massif, ont exporté les carbonates en dissolution loin du piémont. Dans le second cas, les apports proximaux dominants résultent d’un accroissement de la torrentialité, dû soit à une crise tectonique, soit à une crise climatique.
212- Entre quelques centaines de mètres et 1 à 2 km vers l’aval, les cônes pléistocènes emboîtés dans les précédents, et les restes de cônes-terrasses majoritairement caillouteux, présentent en surface des encroûtements calcaires puissants affectant des séries sablo-limoneuses.
223- A 6 km environ vers l’aval du foum se trouvent les apex des cônes holocènes, les plus récents, d’épandages limoneux sub-actuels (cônes adventices superposés), dont le principal est celui de Bled Boughanem. L’oued principal ne s’y encaisse plus, mais se subdivise en un grand nombre de chenaux tressés. A la différence des deux autres unités, ce secteur est bien sûr densément occupé par les activités agricoles, les encroûtements ne s’y trouvant plus qu’en profondeur.
23Aucun élément de datation n’a été repéré dans les formations des cônes « anciens » ; seule leur chronologie relative est évidente, comme le transfert vers l’aval du point d’intersection. Cette migration du point d’intersection est à mettre en relation avec la plus forte pente topographique des cônes anciens, leur incision par l’oued principal, l’ensemble traduisant un soulèvement corrélatif de la bordure anti-atlasique en plus de probables ruptures climatiques.
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Fig. 6 : Cônes de déjection de l’oued Aouerga : coupe du foum à Tagounit.
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Fig. 7 : Caractérisation sédimentologique des cônes de déjection de l’oued Aouerga.
Fig. 8 : Etude pétrographique des galets de 4-6 cm de la partie apicale du cône de déjection de l’oued Aouerga.
Fig. 9 : Coupe du foum des cônes de déjection de l’oued Assads à Açads.
Fig. 10 : Etude sédimentologique de la fraction fine (matrice < 2 mm) de la partie apicale des cônes de déjection de l’oued Assads
Fig. 11 : Etude pétrographique des galets de 4-6 cm de la partie apicale du cône de déjection de l’oued Assads.
26L'oued Tiout a édifié à son foum plusieurs cônes emboîtés (1) aujourd’hui en partie masqués par d’autres cônes de déjection et passant latéralement aux cônes de l'oued Sdas à l'est (fig. 5c). Vers l’aval, le cône principal ancien (1) se prolonge par deux cônes adventices récents (2) et (3). Fortement gênés par les reliefs de la colline de Sidi Bourja à l'aval, tous ces cônes sont déviés vers l'ouest pour rejoindre l'oued Souss. Ils remplissent un fossé tectonique dissymétrique entre Sidi Bourja et l'Anti-Atlas (fig. 3 & 4).
27A Taghenboucht, à la sortie de la montagne, l’oued Tiout entaille les alluvions de son ancien cône de déjection (fig. 12 & 13). Cette entaille de 5,50 m a permis le découpage de cette coupe en deux grandes formations distinctes par leur lithofaciès et par leur aspect sédimentologique.
28Le matériel alluvial du cône principal de l’oued Tiout a été mis en place par deux phases sédimentaires différentes, caractérisées par une forte variabilité de la dynamique fluviale. La série inférieure présente une prédominance des apports lointains, essentiellement quartzitiques, dans les galets de 4-6 cm (fig. 14). La série supérieure est nettement plus carbonatée et d’origine plus proximale à la même dimension. Par contre le taux de carbonates diminue dans la fraction fine, ce qui suppose une exportation vers l’aval (série T3).
29La prédominance progressive des calcaires et le déplacement de la sédimentation vers l’aval annoncent la formation du cône adventice.
30La figure 14, fait apparaître la variation des roches du socle et des roches de couverture le long des lentilles constituant les formations du cône principal ancien de l'oued Tiout. On remarque dans ce diagramme d'importantes fluctuations de la base au sommet. En effet, dans la formation inférieure, les galets du socle sont majoritaires et les galets de couverture sont minoritaires sauf dans la lentille L.2 de la série de base où ils atteignent jusqu'à 45 %. Ceci peut s'expliquer soit par un changement morphoclimatique soit par une action tectonique durant le dépôt et qui ont abouti à la préparation de ce matériel. Cependant, dans la formation supérieure, les roches de couverture deviennent de plus en plus abondantes. On assiste à une évolution qui ne suit pas le principe de sédimentation inverse, puisque la couverture aurait dû être majoritaire à la base. Mais s’agissant de l’érosion d’un bassin versant au relief appalachien déjà constitué avant le dépôt du cône principal, cela n’a rien de surprenant. Comme à l’oued Assads, les dépôts deviennent de plus en plus proximaux, soit en raison de causes tectoniques, soit en raison de causes climatiques.
Fig. 12 : Coupe du foum des cônes de déjection de l’oued Tiout à Taghenboucht.
Fig. 13 : Etude sédimentologique de la fraction fine (matrice < 2 mm) de la partie apicale des cônes de déjection de l’oued Tiout.
Fig. 14 : Etude pétrographique des galets de 4-6 cm de la partie apicale du cône de déjection de l’oued Tiout.
31Sur le piémont septentrional de l'Anti-Atlas occidental, les sédiments sont déposés en cônes de déjection, terrasses et glacis-cônes adventices. Les cônes forment au moins trois grandes générations dont l'âge varie du plio-villafranchien à l'Holocène. Ces cônes sont plus larges et plus longs que ceux des cônes des régions arides décrits en Californie et au Nevada (Bull, 1962, 1964a,b ; Denny, 1965 ; Hooke & Roher, 1977, 1979), au sud de l’Espagne (Harvey, 1988 ; Silva et al., 1992), en Iran (Beaumont, 1972) et dans le Haut-Atlas (Chakir, 1997). La genèse de ces cônes dépend de plusieurs phases d'accumulation d'importance inégale, chaque phase étant représentée par un dépôt aux caractéristiques particulières. Les périodes pluviales les plus anciennes ont donné aux foums des grandes artères des formations correspondant aux étages plio-villafranchiens, caractérisés par des dépôts grossiers de blocs et de galets scellés par une dalle conglomératique. Cette dernière s'enfouit vers l'aval sous les alluvions grossières. Cette formation se raccorde chronologiquement aux grands cônes plio-villafranchiens décrits dans le Haut-Atlas atlantique (Weisrock, 1980), dans le Haut-Atlas occidental (Bouzalim, 1987; Aït Hssaïne, 1994) et sur le piémont méridional du Haut-Atlas occidental (Chakir, 1997). Après la mise en place de ces anciens cônes, des mouvements tectoniques se sont encore manifestés (Oliva, 1972) et nous en avons pour preuve les déformations des calcaires lacustres de l'aval (Tannouch-Bennani, 2003). Ces mouvements tectoniques ont été suivis d'une dynamique torrentielle accrue marquant le début du Pléistocène et se poursuivant jusqu'au Pléistocène moyen inclus. Les principaux oueds s'encaissaient alors de plus en plus et concentraient leur matériel soit en terrasses, soit en nouveaux épandages polygéniques assez monotones (cônes de type 2), où l'on distingue deux épisodes fondamentaux. Leur matériel grossier hétérométrique relativement induré peut être attribué au Pléistocène inférieur et moyen. La surface de ces glacis-cônes est encombrée de galets et de blocs peu émoussés, dont la mise en place résulte d'une longue succession de remaniements superficiels des anciens cônes par des oueds peu profonds, entraînant l'aplanissement de la surface des anciens cônes ; la discontinuité de la formation inférieure à l'apex du cône principal des trois oueds étudiés témoigne de cette activité dynamique. Vers l'aval, ces glacis-cônes passent aux cônes adventices nouveaux, par des apports plus récents, correspondant probablement au Pléistocène supérieur (Soltanien), (Weisrock et al. 1991) ; ce sont alors des limons épais de plusieurs mètres, qui deviennent prépondérants. Ils sont enfin excessivement ravinés aujourd'hui par de nombreuses rigoles qui suivent la pente des glacis.
32Les lits majeurs résultent de l'entaille rharbienne ; le matériel caillouteux a un calibre plus grossier, dans l’axe d’écoulement des oueds. La mise en place des cônes adventices suggère peut-être d'un mouvement tectonique tardif associé à un changement climatique important. Ceci se traduit par l'emboîtement des terrasses dans les cônes au foum des grandes artères. Les accumulations Holocènes ont été déposées sous forme de très basses terrasses.
33La genèse morphologique de ce piémont traduit donc le jeu complexe de facteurs tectoniques, lithologiques et climatiques. Les premiers ont influencé surtout le modelé du piémont en favorisant le creusement des principaux oueds anti-atlasiques. Les changements climatiques évoluant vers des précipitations plus intenses et irrégulières ont dégradé les sols des bassins versants, d’où une sédimentation détritique en aval ; les indices de pédogenèse attestent un climat méditerranéen plus humide que l’actuel et sans doute plus froid en montagne. Mais des périodes de stabilité morphodynamique favorables à l’édification de paléosols et d’encroûtements ont été décelées à Oued Ksob (Rognon et al., 1984), à Fuerteventura dans les Iles Canaries ; les mêmes ont été rencontrées sur la rive droite de l’oued Souss et datées de 36 210 ± 770 ans BP (Bhiry, 1991) ainsi que dans la vallée de l’oued Tamadroust vers 29 250 ± 920 ans BP et 19 880 ± 240 ans BP (Ouammou, 1993).
34Les cônes de l’oued Souss proprement dits appartiennent à la première catégorie (fig. 2) mais leur partie distale n’apparait qu’à l’est de Taroudannt. Les cônes anti-atlasiques laissent entre eux des espaces d’inter-cônes et de vastes zones d’épandage rarement atteintes par les crues vers l’aval. Cônes atlasiques et cônes anti-atlasiques ne se rejoignent qu’à l’amont de Taroudannt et à l’aval d’Ouled Teïma (fig. 2). A cet endroit, lors des périodes d’années pluvieuses durant l’Holocène, on peut penser que le cône d’Aouerga au Sud et celui de l’oued Issen au nord ont pu se rejoindre et initier sur le Souss vers l’amont une zone à écoulement très ralenti, voire nul. En effet, d’un point de vue paléohydrologique, la fin de la « Période Africaine Humide » se traduit par l’aridification du Sahara autour de 5 500 ans cal. BP (Ritchie et al., 1985 ; Kröpelin et al., 2008). Les sédiments limoneux palustres abondants entre Ouled Teïma et El Freija confirment l’existence de ce dispositif de playa à l’aval des grands cônes. Les dépôts d’inondation ont donc été déterminants dans la constitution du modelé actuel. La zone de playa limoneuse connaît cependant aujourd’hui, sous climat sub-aride, un développement de la dynamique éolienne qui se traduit par l’apparition ou la régénération de champs de dunes (Weisrock et al., 2000).
35Les coupes fournies par les entailles de l’oued Souss et de ses affluents montrent que les oueds actuels s’encaissent dans une « basse terrasse » (fig. 15) correspondant en réalité à la partie distale des cônes adventices évoqués ci-dessus. Ces cônes « récents » dévoilent dans tous les cas une partie supérieure toujours entièrement limono-sableuse (2) reposant sur une épaisse formation carbonatée affectée par la tectonique (1).
36Le sousbassement carbonaté de la partie centrale de la plaine du Souss (Tannouch Bennani, 2003) est repérable en rive gauche de l’oued entre El Freija et Ouled Teïma (fig. 2), où le relief est celui d’une table très plane, légèrement inclinée vers l’aval entre 220 et 150 m d’altitude. Ce complexe n’est pas uniforme et résulte de la superposition de séries de limons carbonatés compactés, de faciès wackstone ou mudstone indicateurs de milieux palustres plus ou moins profonds, plus ou moins épais, parfois séparés par des séries sableuses ou à petits graviers. Dans les sondages effectués pour l’hydraulique (Direction de la Région Hydraulique du Souss-Massa : D.R.H.S. Agadir), les dépôts carbonatés sont décrits comme « marnes », « calcaires », voire comme « calcaires lacustres » et s’organisent en deux grands ensembles majeurs séparés par des accumulations détritiques correspondant à la progradation des cônes vers le centre de la plaine (fig. 16).
37Le dépôt carbonaté palustre supérieur du centre de la plaine correspond ainsi probablement aux séquences supérieures visibles des cônes caillouteux encroûtés proximaux. Il est affecté par une néotectonique cassante consistant en chevauchements de direction N 35°, avec un pendage de 30° vers le NO (fig. 17). Ces accidents repérés en plusieurs endroits (fig. 2) semblent se greffer et appartenir à la famille des grandes failles d’El Kléa et de Biougra. Ils ne se prolongent nullement dans la couverture limono-sableuse superficielle (2).
383.2.1 - La coupe d’Aït Abouad
39La couverture limono-sableuse a été étudiée en détail à Aït Abouad près d’Ouled Teïma (fig. 18 & 19). La basse terrasse est parfois visible sur plus de 10 m d’épaisseur ; il s’agit d’un empilement de limons et de sables fins caractéristiques des dépôts de crues, alternant avec des sables fins ou moyens, à stratifications obliques parfois, caractéristiques de dunes. Si les dépôts de débordement et décantation de crues sont majoritaires, les dépôts éoliens se retrouvent en deux moments précis : d’une part avant et autour de 10 720 ± 150 ans BP (datation sur charbon de bois de la couche Aït Abouad S3d, référence Gif-10820) : il s’agit de la dune « tardi-soltanienne » bien individualisée dans l’ensemble de la plaine du Souss (Weisrock et al., 2002) ; d’autre part après 5 000 ans BP (Adèle, 1998), période qui correspond au développement de la « dune ocre protohistorique » sur l’ensemble de la région.
Fig. 15 : Encaissement des oueds dans les cônes distaux.
Exemple de la confluence oued Souss-oued Tiout : l’oued Souss recoupe la partie distale du cône-terrasse (=T2) de l’oued Tiout, une très basse terrasse (TBT) s’intercale entre le cône terrasse et l’oued.
Fig. 16 : Coupe transversale à travers la vallée moyenne du Souss.
Fig. 17 : Formation carbonatée fracturée par la néotectonique au pont de Taroudannt
40A la confluence de l'oued Tiout avec l'oued Souss, une série de terrasses polygéniques s'étagent ou s'emboîtent aux environs d'Ouled Terna (3 km à vol d'oiseau à l'ESE de Taroudannt). On y trouve deux terrasses (fig. 2) :
411- une basse terrasse très développée, qui constitue à la fois la partie distale du cône de l’oued Tiout (= “glacis-cône”) et la terrasse (2) de l’oued Souss (fig. 15). Cette large surface est parfois couverte de dunes ;
422- une très basse terrasse (T1 de l’oued Souss), présente aussi dans la partie distale de l’oued Tiout sous forme de banquette étroite TBT (fig. 15).
43Les matériaux qui constituent ces terrasses se présentent sous deux faciès principaux : soit des alluvions fines formées de silts argileux de fin de crue, avec des fragments de coquilles d'Unio, et des limons sableux, soit des formations calcaires massives consolidées et fracturées.
44La basse terrasse présente des variations de faciès très marquées dans la zone de la confluence de l'oued Tiout avec l'oued Souss et renferme les reliques d'une entaille majeure, située à la base de l'Holocène. Cette même entaille a été déterminée et décrite dans la coupe de l'oued Tamdroust (bas plateau de Tiznit), elle est datée à 4 130 ± 50 ans BP (Gif-7916) par Ouammou (1993). Cette datation a été effectuée au laboratoire 14C du Centre des Faibles Radioactivités de Gif-sur-Yvette sur des coquilles du genre Helix prélevées dans différents niveaux. Cette période correspond dans l'Atlas atlantique à une phase hydro-sédimentaire marquée datant d’environ 4 200 ans BP (Sabelberg, 1977). Après 4 130 ans BP, les écoulements sont moins puissants et permettent la construction de nouvelles accumulations. Celles-ci sont probablement polyphasées : d’abord sablo-limoneux à la base puis deviennent sableux au sommet, ce qui indique une tendance vers l’aridité. Cet épisode de mobilisation des sables peut être rattaché à une phase de sécheresse, mais il est difficile d’évaluer la part de la désertification dû à l’action anthropique de la part liée à l’aridification du climat lui-même.
45La proximité de l’Océan Atlantique a été probablement déterminante à la fois en ce qui concerne les bonnes conditions de drainage et l’importance relative de la pluviosité sur les reliefs, pendant toute l’histoire du bassin du Souss, qui est situé à des latitudes sahariennes.
46La basse terrasse, au sens propre, repose donc en discordance sur BT0 ; le passage entre les trois séries restantes est net et ondulé, il résulte d'une phase d'arrêt de sédimentation suivie d'une érosion. La série BT1 est le résultat d'un dépôt de fin de crue, assez fin (sablo-limoneux), d'origine fluviatile avec une intervention éolienne d'importance moindre. Le matériel constituant cette série est déposé ainsi au sein d'une plaine d'inondation distale dans des eaux calmes (fig. 15).
47Après le dépôt de la série BT1, il y a eu un arrêt de sédimentation, suivi d'une phase d'érosion. Ceci est attesté d'une part par l'aspect irrégulier de sa limite avec la série sous-jacente, d'autre part par la nature lithologique qui devient essentiellement limoneuse, avec des charbons de bois d’âge moderne (Gif-10523).
48La série BT3 repose en discordance mineure sur BT2 et révèle une mise en place essentiellement fluviatile. L'action éolienne est plus importante par la suite, avec les dunes vives actuelles (fig. 15).
49Les trois séries supérieures de la basse terrasse de l'oued Tiout à Ouled Terna datent probablement du début de l'Holocène, et se sont mises en place après une incision linéaire d’au moins 5 m de l’oued Tiout.
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Fig. 18 : Coupe d’Ait Abouad sur la rive gauche de l’oued Souss près d’Ouled Teima.
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Fig. 19 : Etude sédimentologique de la coupe d’Ait Abouad (Ouled Teima).
52La très basse terrasse de l'oued Tiout à Ouled Terna présente un intérêt d'ordre chronologique et paléo-environnemental : la présence d'une lentille à Unio et d'une autre à charbon de bois ont fourni des supports de datation absolue qui situe la très basse terrasse au début de l'Holocène.
53Son matériel limono-sableux, de couleur rouge-jaunâtre, a connu un changement dans la sédimentation à deux reprises : d’abord à cause du remaniement de coquilles d'Unio et d’oncolithes sur une courte distance par un agent hydrique de plus forte compétence. Ces Unio et oncolithes se sont déposés par ravinement sur une épaisseur maximale de 15 cm. Ensuite, des charbons de bois ont été véhiculés jusque là, toujours dans le même matériel limono-sableux, qui est probablement un remaniement des dunes locales. Ce changement de dynamique marque alors la transition Pleistocène-Holocène : les dépôts éoliens remplacent les dépôts fluviatiles. Une phase d’aridité croissante ou d’assèchement climatique a régné durant le Tardi-Soltanien avec l’installation d’une dune à sables fins (issus du remaniement sur place du matériel fluviatile) reconnue à l’échelle de la dépression de l’Ouled Teima (datée à 10 720 ± 150 ans BP à Aït Abouad), sur le bas plateau de Tiznit (Ouammou, 1993) ainsi que dans les Chtoukas (Barrada, 1996 ; Adèle, 1998). D’autres études en Afrique du Nord s’accordent sur l’aridification du climat au Tardiglaciaire, il s’agit notamment de celles menées par Coque (1962), Ballais et al. (1979), Rognon (1980) puis par Rognon et al. (1984). Cet épisode est suivi par une phase de glaciplanation, puis d’entaille et enfin d’un retour à des conditions d’humidité ayant marqué la transition Soltanien-Holocène ; une croûte stromatolithique s’est développée à Tamdroust (Ouammou, 1993), datée à 10 880 ±110 ans BP et observée dans les Chtoukas (Barrada, 1996 ; Adèle, 1998). Ces équivalents dans la plaine du Souss ont été décrits en tant qu’une croûte ruisselante lamellaire présente dans quelques coupes. Le Tardi-Soltanien a été suivi par un hiatus sédimentaire au cours duquel se produit un creusement majeur ; ce hiatus a duré probablement jusqu’à 4 500 ans BP à Tamdroust (Ouammou, 1993).
54Nous avons étudié la nature des processus géomorphologiques liés aux changements climatiques et morphotectoniques qui ont contribués au développement des cônes de déjections. Ce travail a permis d’une part d’identifier les connaissances sur l’évolution quaternaire de la bordure anti-atlasique de la plaine du Souss, d’autre part, de caractériser les bassins versants et les cônes de déjection à l'aide des données stratigraphiques et sédimentologiques puis replacer les formations de ces cônes dans un ensemble géographique et climatique plus vaste.
55L’aspect morphologique qu’offre aujourd’hui la plaine moyenne du Souss dissimule des histoires morphostructurale, paléo-environnementale et paléo-climatique riche et variées, intimement liées. En effet, la plaine du Souss est caractérisée par l’existence de grandes unités sédimentaires évidentes dans la morphologie globale, de part et d’autre du cours d’eau principal éponyme, qui ne sont autres que les grands cônes de déjection atlasiques et anti-atlasiques, les terrasses alluviales et les champs de dunes vives qui se réinstallent à l’occasion d’assèchement prolongés du climat. Ce dispositif morphologique souligne que l’histoire de la plaine du Souss a été commandée par des variations morphologiques et climatiques auxquelles s’ajoute une activité tectonique liée aux rejeux de failles héritées, aussi bien dans les bassins versants que dans la plaine. Il semble donc que l'évolution morphologique des vallées des oueds soit liée à l'érosion active de leur bassin-versant et probablement à des phases de rhexistasie : phases de grande activité érosive provoquées par l'absence ou la rareté de la couverture végétale. Cette dégradation du couvert végétal peut être due aux refroidissements quaternaires des hauts massifs montagneux. Dans ces conditions, la formation de ces terrasses grossières pourrait correspondre à une époque d’installation de conditions périglaciaires en altitude, avec de forts écoulements saisonniers. Le rôle de la tectonique ne peut, à lui seul, expliquer le caractère polyphasé des sédiments des oueds.
56Dans les parties distales des cônes, au niveau de l’oued Souss, ce sont les recouvrements holocènes qui constituent la quasi-totalité du paysage : cônes adventices d’épandages limono-sableux coalescents, dépôts de crues, manteaux éoliens et dunes semi-fixées ou vives. Les deux derniers épisodes secs, connus dans d’autres régions du monde, sont responsables du développement des systèmes dunaires bien caractérisés, l’un précédant l’Holocène, l’autre, celui des « dunes ocres », postérieur à 5 000 ans BP. Ces dunes holocènes sont facilement remobilisées aujourd’hui.
57Dans l’ensemble de la vallée moyenne du Souss, l’Holocène moyen est marqué par une reprise des crues sur les hauteurs et la mise en place de dépôts détritiques très fins, finement lités, d’obédience palustre ou de plaine d’inondation, dans un milieu à énergie très faible lors d’une période d’adoucissement climatique, surtout en plaine. La sédimentation a été sensiblement continue. Le climat n’était pas obligatoirement plus humide que le climat actuel, seulement ces dépôts ont pu décanter après des crues exceptionnelles dans les domaines montagneux. Ce stade est bien distinct à Aït Abouad, ainsi qu’au sein du bas plateau de Tiznit. Des paléoclimats et des terrasses alluviales observés à la bordure est du Grand Erg Oriental tunisien, sont datés entre 8 300 et 5 500 ans BP et confirment l’extension de la phase unie holocène sur tout le sud du Maghreb (Petit-Maire et al., 1991). Des études menées par Ritchie et al. (1985) et Kröpelin et al. (2008) ont évoqué que la fin de la période africaine humide se traduit par l’aridification du Sahara à partir de 5 500 ans cal. BP. Cette aridification a été notamment identifiée sur le bassin-versant du Nil par une diminution rapide des niveaux des lacs éthiopiens vers 5 600-5 500 ans cal. BP (Chalié & Gasse, 2002 ; Marshall et al., 2009) et un assèchement vers 4 700 ans BP du Wadi Howar (Kröpelin & Soulié-Märsche, 1991). Ceci, traduit une forme métamorphose hydromorphologique d’un delta de type fluvial à un delta dominé par la houle autour de 4 000 ans BP (Stanley & Warne, 1994).
58Vers 4 200 ans BP, les flux de poussière au nord de l'Arabie et de la Mésopotamie ont augmenté et les précipitations en Méditerranée orientale ont été réduite (Bar-Matthews et al., 1997; Cullen et al., 2000). Ce modèle régional suggère une aridité du milieu. Ces régions ont souffert d’une sécheresse prolongée (Weiss et al., 1993 ; Hassan, 1997 ; Cullen et al., 2000). Une relation entre les changements climatiques au niveau mondial au cours de l'Holocène et la variation du rayonnement de l'énergie solaire a été bien démontrée (Bond et al., 2001 ; Neff et al., 2001). De même, les études menées par Booth et al. (2005) sur le continent nord-américain, ont dévoilée les preuves d'une grave sécheresse entre 4 100 et 4 300 ans BP. Les changements rapides du climat associés à cet événement avaient des effets écologiques généralisés, y compris la réactivation des dunes. Une sécheresse similaire, dans la durée et l’ampleur, est également renseignée dans le Moyen-Orient et certaines parties d'Afrique et d'Asie. Par contre l’Europe du Nord et la Sibérie ont connu un refroidissement et/ou des conditions plus humides.
59Par ailleurs, Staubwasser et al. (2003), dans le désert du Thar, suggèrent que les précipitations étaient plus importantes au cours de l'Holocène moyen qu'à l'heure actuelle et se prolongaient même vers le sud (Singh et al., 1990 ; Enzel et al., 1999; Phillips et al., 2000). L’hémisphère Nord révèle, en effet, des changements climatiques millénaires au cours de l'Holocène, qui pourraient être accordés à la variabilité du rayonnement solaire (Sirocko et al., 1996 ; DeMenocal et al., 2000 ; Bond et al., 2001). Les changements les plus marqués en Afrique du Nord (cas de la vallée moyenne du Souss) et en Asie occidentale ont eu lieu lors de la transition Holocène moyen-Holocène tardif entre 5 500 et 4 000 ans cal. BP, où des changements climatiques vers des conditions plus arides sont bien marqués (Bar- Matthews et al., 1997 ; DeMenocal et al., 2000 ; Gasse, 2000).
60Dans une autre approche, l'étude des ostracodes présents dans chacune des séries carbonatées des coupes étudiées pourrait fournir des informations concernant la température, la profondeur, et la salinité du milieu de dépôt, en fonction des espèces déterminées. Une approche complémentaire qui prouve un intérêt pour le développement de la chronologie continentale dans la région du Souss est l’étude des sédiments lacustres qui est prometteuse, du fait d’un enregistrement continu. Elle apporterait une base de comparaison aux chronologies terrestres développées dans d’autres régions similaires.
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