Les auteurs remercient les responsables de la mission archéologique au Maroc, M.A. El Hajraoui et R. Nespoulet pour la logistique mise à leur disposition lors des missions de terrain. Nous remercions aussi très sincèrement A. Queffelec (ingénieur au Laboratoire PACEA) pour son aide et ses suggestions lors de la description et l’étude des échantillons au laboratoire. Nous tenons à remercier les relecteurs anonymes pour leurs remarques et leurs suggestions, ce qui nous a permis d’améliorer la qualité de ce manuscrit.

1 ‑ Introduction

1Le littoral atlantique du Maroc est particulièrement exposé aux phénomènes catastrophiques, qu’il s’agisse de tsunamis (Mellas, 2012) ou de tempêtes. La connaissance des événements passés (récurrence, intensité) permet de fonder une détermination du risque lié à ces aléas. La contribution de ces événements catastrophiques à la morphogenèse et à la sédimentation littorale reste cependant peu connue à l’échelle régionale. Quelques études réalisées ces dernières années révèlent l’existence de dépôts de tsunamis le long du littoral atlantique marocain. Ces derniers sont représentés par des accumulations de mégablocs (Mhammdi et al., 2008 ; Medina et al., 2011) et par des cônes de débordement ou « washover-fans » (Leorri et al., 2010 ; Medina et al.,2011 ; Mellas, 2012). Les formations à blocs sont représentées dans plusieurs localités, dans le secteur de Larache et la région de Rabat-Témara. Au sein de ces dépôts, les auteurs distinguent les formations à mégablocs, rattachées au séisme de Lisbonne en 1775, de celles à petits blocs, attribuées à des événements de tempêtes (fig. 1). Des enregistrements de phénomènes extrêmes sous forme de washovers et de mégablocs sont également documentés sur plusieurs coupes à Tanger, El Jadida et au nord de Safi (fig. 1). Toutefois l’attribution de tels dépôts à des tempêtes ou à des tsunamis reste parfois conjoncturelle (Leorri et al., 2010 ; Mellas, 2012).

2Malgré ces exemples, la connaissance des événements morphogéniques rares du passé reste vraisemblablement sous-estimée. Ce travail présente de nouvelles évidences de dépôts événementiels holocènes, sur la base de l’étude morphologique, sédimentologique et chronostratigaphique de deux affleurements situés à Rabat et à Skhirat. Notre contribution consiste à démontrer le caractère polyphasé des dépôts événementiels de ces secteurs et à les situer dans un cadre chronologique précis.

Fig. 1 : Localisation des sites de dépôts évènementiels reconnus sur le littoral atlantique marocain.

2 ‑ Cadre géologique et géomorphologique

3Les formations quaternaires de la bande côtière atlantique s’étendant de Rabat à Skhirat sont formées d’une juxtaposition de cordons littoraux allongés parallèlement au trait de côte. L’ensemble présente une morphologie en gradins, et pas moins d’une douzaine de cordons littoraux peuvent être distingués pour les seuls 150 premiers mètres d’élévation de la bande côtière (Lenoble & Boudad, 2010). Leur nombre diminue en se déplaçant vers Skhirat (estuaire de l’oued Cherrat), où les formations du socle paléozoïque sont sub-affleurantes, du fait d’une surrection de cette zone (Le Roy et al., 2014).

4La falaise vive est creusée dans un des derniers cordons, celui du MIS 5e au nord et dans environs proche de Rabat (Plaziat et al., 2006), et celui du MIS 5c plus au sud (Chahid et al., 2014). Ce dernier s’interrompt pour former des criques et de courtes plages, en particulier dans les environs de Témara.

5Les publications de Morel (1987), Chabli et al. (2005, 2014) et de Pedoja et al. (2014) ont confirmé que la zone située entre Rabat et Skhirat est un secteur tectoniquement instable durant le Pliocène et le Pléistocène. Cette instabilité résulte de deux facteurs principaux. Le premier est dûà la convergence entre la plaque Africaine et Eurasienne qui est conditionnée par un régime compressif orienté NNO-SSE à NO-SE (Negredo et al., 2002 ; Henares et al., 2003 ; Sissingh, 2008). Le second est une faible extension en rebord de plateforme continentale (Maad et al., 2010). Ces mouvements sont, en outre, contrôlés localement par la réactivation des failles hercyniennes présentes à faible profondeur, sous la couverture sédimentaire plio-quaternaire.

6Sur le littoral de la zone étudiées Rabat-Témara-Skhirat, cette néotectonique se manifeste par des déformations cassantes, des diaclases principalement, et quelques failles limitées aux formations pliocènes (Chabli et al., 2014). Dans ce même secteur, le système de contraintes est généralement compressif, sauf à Rabat où des contraintes extensives et compressives ressortent du travail de Chabli (2009).

7A une échelle régionale, la zone transformante des Açores, développée le long du contact entre plaque africaine et eurasienne, est le lieu de séismes de magnitude souvent supérieure à 6 (Cherkaoui, 1991). Par conséquence, les séismes tsunamigènes qui menacent les côtes atlantiques marocaines se produisent essentiellement au niveau du golfe de Cadix ou du prisme d’accrétion de Gibraltar (Gutscher, 2004).

8La topographie sous-marine aux alentours de la région de Rabat se caractérise par une pente faible qui ne dépasse pas 1 % (Jaaidi, 1981). Les courants côtiers susceptibles de contrôler la morphogenèse littorale locale regroupent les courants perpendiculaires à la côte et les courants qui lui sont parallèles. Ces derniers sont principalement représentés par la dérive littorale des eaux vers le sud, dont la vitesse varie de 0,2 à 1 nœud (Jaaidi, 1981). Cette dérive est notamment à l’origine d’une alimentation en sable des côtes du secteur d’étude par redistribution vers le sud des apports de l’estuaire du Rharb (Maad et al., 2010).

9Le long du littoral atlantique marocain, les vents dominants soufflent principalement du nord et de l’ouest avec des fréquences pouvant atteindre 15 %. Les composantes méridionales et orientales sont moindres, leur fréquence ne dépassant pas 4 % (Sitel, 1996).

10La marée, de type semi-diurne, présente à Rabat une amplitude moyenne de 2 m. Elle atteint exceptionnellement 4 m. Les très fortes houles se produisent deux à trois fois par an, et peuvent atteindre 7 à 9 m de hauteur. Les houles exceptionnellement fortes (plus de 9 m) sont très rares (tous les deux ou trois ans). Ce sont des houles hivernales (Rouch, 1931 ; El Khalidi, 2011) arrivant brutalement de l’Atlantique central, sans qu’aucun phénomène atmosphérique n’y soit localement associé (Rouch, 1931).

3 ‑ Tsunamis ou tempêtes : les critères sédimentologiques

11Les tempêtes et les tsunamis frappent le littoral sous forme de vagues géantes qui remobilisent le matériel fraichement déposé et érodent les dépôts antérieurs par le courant de retour des masses d’eau (Plaziat, 1984 ; Jelgersma et al., 1995 ; Héquette, 2001). Ces événements rares peuvent être à l’origine de dépôts difficilement distinguables.

3.1 ‑ Les dépôts des tempêtes

12Les tempêtes sont générées par des instabilités atmosphériques amenant de l’air tropical chaud associé à des basses pressions au contact des masses d’air plus froid et lourd en provenance du nord. Leur action morphogénique se caractérise d’abord par l’érosion, cette dernière surpassant en volume les dépôts de débordement (Dawson et al., 1991 ; Dawson & Stewart, 2007). Ces dépôts sont contrôlés par la morphologie du trait de côte, ainsi que par la lithologie du sédiment côtier. Ils se présentent typiquement sous la forme de cordon de sable ou de galets édifiés dans la zone supra-tidale (Smit et al., 2012). Mais ils peuvent aussi correspondre à des apports plus localisés sous la forme de washover-fans (Phantuwongraj et al., 2013), c’est-à-dire de petits éventails détritiques développés en arrière des cordons littoraux. Ces éventails sont alors constitués de sédiments mobilisés par les vagues de tempêtes (sables, galets, blocs, etc.) et transportés par les eaux marines (Buynevich et al., 2004 ; Fawzi, 2007 ; Bridge & Demicco, 2008 ; Fruergaard et al., 2013).

3.2 ‑ Les depôts des tsunamis 

13le tsunami est une ou plusieurs ondes provoquées par un mouvement de reflux initial (backwash) suivi de flux (run-up) d’un grand volume d’eau (mer, océan) pendant une courte durée (engel & brückner, 2011). il peut affecter plusieurs centaines de kilomètres de trait de côte et son impact morpho-sédimentaire est important. le stock sédimentaire peut-être déposé sous forme d’éventails analogues à ceux des tempêtes (paris et al., 2009 ; schneider, 2013). lors des tsunamis, le trait de la côte recule, et des mégablocs peuvent être entrainés de la falaise vive vers l’intérieur des terres (schneider, 2013 ; scheffers & kinis, 2014).

14l’identification de ces dépôts « dits événementiels » se base sur la définition de critères analogiques et/ou de différenciation avec les dépôts « modaux » provenant de mécanismes ordinaires, plus fréquents et d’amplitude moyenne (bruzzi & prone, 2000). le tableau 1, résume les critères de distinction entre les dépôts de tsunamis et de débordement de tempêtes.

4 ‑ Méthodologie

15Plusieurs missions de terrain ont été effectuées entre 2012 et 2014. L’étude de terrain a consisté à décrire la morphologie, à établir la stratigraphie et à reconnaître la lithologie des dépôts. Ce travail s’est complété par le prélèvement d’échantillons pour l’analyse pétrographique, le prélèvement de sables meubles pour l’étude granulométrique, et le prélèvement de matériel pour les datations radiométriques (charbons et coquillages).

16Les analyses granulométriques ont été réalisées au microgranulomètre lazer (HORIBA LA-950) permettant la mesure de la taille des grains constituant le sédiment depuis 10 nm jusqu’à 2 mm.

17Les dates ont été obtenues par la méthode ¹⁴C sur des coquilles continentales, marines et sur des fragments de charbon de bois. Les datations ont été réalisées au laboratoire de radiocarbone de Poznan (Poz, Pologne) et au laboratoire de recherche pour l’archéologie et l’histoire de l’art d’Oxford (OxA, Grande-Bretagne). La calibration des datations radiocarbones a été effectuée avec le logiciel Calib 7.0 (Stuiver et al., 1998 ; Hughen et al., 2004 ; Reimer et al., 2004). La correction de l’effet réservoir de l’océan a été réalisée, au besoin, en utilisant la valeur de Delta R du sud du Faro (Portugal), qui est actuellement le seul analogue disponible dans la région.

5 ‑ La coupe d’El Harhoura

5.1 ‑ Géomorphologie, sédimentologie et datations

18La coupe holocène d’El Harhoura est constituée d’une formation dunaire meuble d’une puissance de 2 m au plus (fig. 1, fig. 2 et tab. 2), qui repose sur un massif de calcarénites pléistocènes. L’affleurement étudié est distant d’une vingtaine de mètres du rivage, situé à une altitude de 8 m NGM. Cette formation dunaire est composée d’une succession de lits sableux massifs, superposés ou emboités, portant à leur sommet des sols jeunes, riches en gastéropodes et parfois en coquilles marines complètes ou fragmentées (amas coquillier avec charbons de bois).

19Le tableau 2 présente une description détaillée des différents niveaux identifiés à l’examen de la coupe. La couleur rubéfiée et la texture fine de dépôt de base (unité 1) sont dues au remaniement du matériel continental préexistant et au rabotage de la plateforme pléistocène (coquilles de gastéropodes calcifiées) par une dynamique de haute énergie s’accompagnant du transport de blocs de la falaise vive vers le continent. La datation obtenue sur une coquille assez fraîche de gastéropode terrestre donne un âge de 9680 cal. BP. A cette époque, le niveau marin devait être plus bas d’environ 25 m (Delgado et al., 2012). En outre la position « plaquée et imbriquée » des grands blocs insérés dans cette unité atteste d’un apport brutal du large (stackingpattern). L’unité 2 est un sable clair rose, d’épaisseur irrégulière, attestant du lavage ou du vannage du matériel précédent. Il est légèrement enrichi en matière organique à son sommet et montre également des traces de bioturbations (insectes). L’unité 3 est un sable moyen à fin de couleur brun jaune clair. Au sommet de l’unité 3 apparaît une deuxième génération de mégablocs métriques et anguleux marquant un évènement extrême, lui-même recouvert par le paléosol humifère 1 (fig. 3). Dans la partie nord de l’affleurement, ce paléosol 1 contient un dépôt archéologique à traces de foyer et à faciès de type amas coquillier ou « Kjökkenmödding » reconnu sur d’autres sites le long du littoral marocain comme à Oualidia daté à 4680 ± 140 BP (Carruesco, 1989). L’unité 4 est composée de sable moyen-fin et contient quelques blocs pluri-centimétriques dispersés.

20Un second paléosol humifère, le paléosol 2, est formé d’un sable moyen de couleur gris clair. Il contient également quelques blocs décamétriques dispersés. Cet ensemble est tronqué à son sommet par une nouvelle surface d’érosion permettant à l’unité 5 de s’emboiter dans les précédentes unités. Enfin une troisième génération de mégablocs, dont certains avoisinent la dizaine de tonnes, s’adosse à ce dépôt (fig. 3). Tous les blocs et les mégablocs décrits au niveau de la coupe sont formés de calcarénite et leur grand axe est généralement disposé perpendiculairement à la ligne de rivage.

5.2 ‑Impacts morphologiques de tempêtes actuelles

21Au cours de l’hiver 2014, les côtes atlantiques du Maroc ont connu des tempêtes exceptionnelles, frappées par des vagues dépassant dix mètres. Ces vagues de débordement ont provoqué l’érosion et le recul, sur plusieurs mètres, de la coupe décrite ci-dessus (§ 5.1).Ce recul s’est accompagné de l’arrachement et du déplacement de blocs provenant aussi bien de la falaise vive que de la remobilisation d’anciens blocs déposés sur la plateforme à proximité de cette coupe. Leurs lithologies révèlent deux sources : une calcarénite pléistocène et une calcilutite rougeâtre holocène. La disposition de ces blocs déplacés est plutôt perpendiculaire à la ligne de côte.

22Ces observations attestent de l’aspect multi-évènementiel de la séquence sédimentaire préservée et posent la question de la nature des évènements de très hautes énergies capables de transporter des blocs et des mégablocs de la falaise vers l’intérieur du continent, ou de les remobiliser.

5.3 ‑ Granulométrie

23Les résultats de l’analyse granulométrique des sédiments qui constituent les différents niveaux de la coupe d’El Harhoura sont portés dans la figure 4 et illustrés par la courbe cumulative de la figure 5.

24Cette analyse se résume dans les points suivants :

25- les dépôts sont dominés par des sables moyens et grossiers, à l’exception de l’unité 1, où la présence d’éléments fins (argile et silt) témoigne de la contribution d’un deuxième stock sédimentaire ;

26- les sédiments sont mal à très mal classés (Sd > 1 voire Sd > 2) et leur coefficient de dissymétrie est compatible avec un transport lié à courant fort (Sk positif) ;

27- un faible pourcentage de granules (< 0,5 %) est noté au niveau des unités 4 et 5.

28- les sables des différentes unités montent tous un caractère unimodal.

29La singularité de l’unité 1 s’explique bien par le remaniement d’un stock continental riche en argile et en silt et préexistant à l’édification de la formation. Pour les autres unités, il est possible de formuler l’hypothèse d’une double source sédimentaire : la première est une fraction liée à la mise en place des dépôts lors d’événements rares (sable grossier à très grossier riche en lithoclastes et débris de coquilles), tandis que la seconde est une fraction éolienne préexistante de sables moyens et fins, mêlée aux apports événementiels, ou venant enrichir le dépôt lors des phases de stabilité (paléosol).

30Le caractère unimodal des sables s’accorde avec l’hypothèse d’une origine de dépôts de tempêtes des unités issues d’une sédimentation événementielle (Engel & Brückner, 2011).

315.4 ‑ Pétrographie

32L’étude pétrographique a permis de faire une analyse et une description microscopique des faciès des différents niveaux de la coupe d’El Harhoura. Les caractéristiques générales des différents niveaux sont :

33- une fraction bioclastique composée de mollusques (gastéropodes marins et continentaux), lamellibranches (moules, balanes), échinodermes et foraminifères ;

34- une fraction clastique minérale constituée de quartz auxquels s’ajoutent de rares grains de feldspaths et de glauconie. Les extraclastes sont très rares, représentés par des quartzites et calcarénites miocènes. Les intraclastes sont les éléments les plus représentés dans les calcarénites du Pléistocène et de l’Holocène ;

35- le ciment et/ou la matrice sont présents dans toutes les couches où ils sont à l’origine d’une cimentation faible voire négligeable.

36Les différents niveaux qui constituent la coupe sont friables. La sparitisation, la micritisation et la faible compaction indiquent une diagenèse, au mieux, précoce (fig. 6). En outre, les dépôts de la coupe d’El Harhoura se caractérisent par une fabrique mal classée à nombreux débris de coquilles anguleuses. Ce dernier critère est un caractère très fréquent dans les phénomènes extrêmes, en particulier les tsunamis, dans la mesure où il témoigne d’une réjunévation du stock sédimentaire par mobilisation d’éléments prélevés dans la zone infra- ou supratidale (Tuttle et al., 2004 ; Frébourg et al., 2010 ; Vött et al., 2010).

5.5 ‑ Chronologie des dépôts

37Les trois datations radiocarbones obtenues sur différents niveaux de la formation (fig. 2, tab. 2 et tab. 3) apportent un double enseignement.

38La comparaison entre ces dates et celles obtenues sur d’autres sites marocains comme la lagune d’Oualidia (Mellas, 2012), ainsi que celles obtenues dans le Golfe de Cadix (Luque et al., 2002 ; Lario et al., 2011) indiquent que les deux dépôts les plus récents (Paléosol 1) et (Paléosol 2) se corrèlent à des événements tsunamogéniques identifiés régionalement (tab. 4).

39La date obtenue à la base de la formation est très ancienne : 9 680 à 9 900 cal. BP. Selon Delgado et al. (2012), à cette époque, le niveau marin était positionné environ 25 m plus bas que le niveau actuel. En outre, cette datation doit être prise avec réserve, car le matériel de l’unité contient des éléments remaniés. Il s’agit donc d’un terminus post-quem qui prouve que l’âge d’édification du dépôt contenant l’élément daté se situe entre 9 900 et 2 200 ans avant l’actuel. L’édification de cette unité s’accompagne de mégablocs dont l’origine ne peut être expliquée que par un événement de très haute énergie capable de transporter des éléments rocheux depuis la falaise vers l’intérieur sur une distance supérieure à 20 m.

5.6 ‑ Conclusion sur la coupe d’El Harhoura

40Les mégablocs anguleux de calcarénites observés dans l’unité 3, sous le paléosol 1 et contre la coupe suggèrent, au regard de leur volume et leur position imbriquée, un dépôt de tsunami (Scheffers & Kinis, 2014). Des gastéropodes terrestres « frais » incorporés dans la première unité ont donné un âge maximal de 9 680 – 9 900 cal. BP pour ce dépôt.

41Néanmoins, l’épaisseur importante des unités (> 25 cm), l’absence de lits à grains fins et la faible étendue de la coupe s’accordent avec un dépôt de type tempêtes (Morton, 2007), bien que ces critères ne soient pas suffisants pour déterminer de façon certaine le type d’événement responsable de l’origine de ces formations (Tuttle et al., 2004).

42Les dates obtenues dans les deux niveaux intermédiaires d’El Harhoura (fig. 2 et tab. 3) encadrent des évènements qui coïncident aux dépôts de deux tsunamis du Golfe de Cadix (Luque et al., 2002 ; Lario et al., 2011) et du littoral marocain (Mellas, 2012), ce qui corrobore l’interprétation d’une origine tsunamogénique. Les mégablocs au-dessus de l’unité 5, enfin, pourraient être contemporains au tsunami de Lisbonne (Scheffers & Kelletat, 2005 ; Médina et al., 2011). Ce dernier est connu pour avoir touché le rivage local (Gutscher, 2004 ; Nott, 2004 ; Mhammdi et al., 2008), bien qu’il ne puisse toutefois pas être exclu que d’autres tsunamis historiques soient responsables de cet apport de mégablocs (Moralesa et al., 2008 ; Baptista & Miranda, 2009).

43Du point de vue microscopique, les dépôts de la coupe d’El Harhoura se caractérisent par un microfaciès de sable coquillier mal classé à faible diagenèse et à nombreux débris de coquilles anguleuses. Ces caractères témoignent d’une réjuvénation du stock sédimentaire (Frébourg et al., 2008 ; Vött et al., 2010 ; Caron, 2011). Ces unités superposées sont ainsi caractéristiques de dépôts événementiels (Frébourg et al., 2010).

44La coupe d’El Harhoura fait ainsi apparaître une récurrence de dépôts événementiels au cours des derniers millénaires, dont certains sont très vraisemblablement liés à des tsunamis.

45A l’exception de l’unité 3, qui s’accompagne de la mise en place d’un champ de blocs de très grande taille, et de mégablocs situés contre la coupe, la distinction tsunami / tempête reste cependant délicate. Cela est en particulier illustré par les tempêtes exceptionnelles qui se sont succédé sur le littoral européen et nord-africain au cours des mois de janvier et février 2014. L’impact et les dégâts issus de la force de la houle (> 10 m. d’amplitude) ont été remarquables. Lors de cette période, il a été constaté un recul important de la coupe avec déplacement et arrachement de blocs de tailles variables, décimétriques à métriques.

6 ‑ La coupe de Skhirat

6.1 ‑ Géomorphologie, sédimentologie et datation

46A Skhirat, sur la frange littorale prolongeant au nord l’embouchure de l’oued Cherrat (fig. 1 et fig. 7) se développe un cordon littoral séparé de la ligne de rivage par une plage longue d’une dizaine de mètres. Ce cordon relativement récent inclut le site préhistorique de Rouazi où ont été découvertes de nombreuses sépultures néolithiques (Daugaset al., 1989 ; Daugas et al., 1990 ; Texier et al., 2008).

47L’étude réalisée permet de préciser les conditions de formation de ce cordon littoral. L’étude morphologique a révélé un emboitement de trois corps sédimentaires métriques, stratifiés, séparés par une surface d’érosion et surmontant un grès de plage faiblement consolidé (fig. 8).

48La hauteur du cordon surla rive droite de l’oued Cherrat estde 9 m NGM et elle diminue progressivement vers le nord-est. Le versant nord-ouest est taillé en falaise « vive » par les vagues des tempêtes.Une carte réalisée à partir des images Google Earth (fig. 8) montrequ’un sillon dédouble le cordon dans sa longueur, donnant l’impression d’une juxtaposition de deux cordons. La mise en évidence de couloirs mettant ce sillon en communication tant avec le littoral qu’avec la plaine en recul suggère cependant que cette morphologie représente une ou des gouttières d’érosion (un ou plusieurs chenaux d’érosion). En outre, des cônesde débordement de tempêtes formés à l’extrémité de ces couloirs de jonction témoignent du fonctionnement de ces morphologies lors des fortes tempêtes ou tsunamis.

49Les observations du terrain ont permis d’apprécier les différentes unités sédimentaires constituant ce cordon (fig. 8 et tab. 5).

50Au niveau du platier de l’oued Cherrat et de la plage existent deux niveauxindurés emboitéset lapiazés. Le plus ancienet le plus induré (unité 1) est un épandage continental (paléosol) très bioturbé (El Mouttaki, 1985 ; Texier et al., 2008), portant à sa surface une calcrète laminée. Il se caractérise par une couleur rougeâtre et une texture fine, riche en gastéropodes terrestres. Des blocs métriques de calcarénitesont cimentés à sasurface.Dans cette première unité s’emboite un grès de plage(unité2)se distinguant par une couleur gris-marron, une texture de sable fin à moyen, une cimentation modérée et un litagefaiblement incliné en direction de la mer (fig. 8).Certains des lits de cetteunité incorporent,en outre,des coquilles de moule orientées perpendiculairement au trait de côte, suggérant un témoin de washover inversé formé par des courants de retour. Ce grès de plage contientégalement des mégablocs de calcarénite de taille métrique.

1. Tab. 5 : Description des unités 3 à 5 formant le corps du cordon littoralde Skhirat et datation radiocarbones des unités.

   

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51Actuellement la formation de calcarénite dont peuvent êtres issus ces blocs affleure à très basse mer. On émet l’hypothèse que le déplacement de ces blocs ait été provoqué par un uprush de tsunamis. Ce grès de plage (unité 2) est actuellement déchaussé et tronqué en direction de la plage. Les produits de démantèlement de ce grès et les blocs métriques de calcarénite forment un épandage de mégablocs sur l’estran (fig. 9). Ces observations suggèrent une mise en place polyphasé des mégablocs de la plage de Skhirat, qui associe la formation des unité 1 et 2, d’une part, et la mise en place de ces mégablocs sur la surface actuelle de l’estran , d’autre part.

52Au niveau du cordon littoral existe une succession de cinq unités. Les trois premières (unités 3 à 5) sont des calcarénites peu consolidées (tab. 5). Ces calcarénites sont caractérisées par la présence de coquilles marines (moules, murex). Elles sont surmontées par des apports sableux supportant un « Kjökkenmödding » néolithique (unité 6) où différents lits de coquilles s’individualisent, entrecoupés d’apports sableux (cf. Daugas et al., 1990 ; Lacombe, 2004). Le tout est coiffé de sables éoliens meubles actuels (unité 7).

53Des figures de charges ou de piétinement sont présentes dans l’unité 4 (fig. 10). Leur présence pourrait témoigner d’épisodes de sursaturation entraînant la liquéfaction momentanée des dépôts (Texier et al., 2008) ou, plus vraisemblablement, par la présence d’une lagune fréquentée par le bétail en arrière du cordon (Lindström, 1979 ; Allen, 1982).

6.2 ‑ Granulométrie

54La cimentation des dépôts constituant le cordon ne rend possible leur analyse granulométrique. Des analyses ont toutefois été réalisées sur les sables des tempêtes de l’hiver 2014 (cf. supra, § 6.4). Un sondage de 25 cm de profondeur été pratiqué dans le dépôt de sable à environ 80 m de la ligne des hautes marées ordinaires (localisation dans la fig. 7), et des prélèvements ont été effectués dans les deux niveaux distingués (fig. 11).

55L’observation et l’étude de ce stock sédimentaire ont permis de relever les points suivants, à savoir :

56- l’existence de deux niveaux. Le niveau (a) est massif et supporte les blocs métriques et inframétriques. Le deuxième niveau (b) est lité avec présence de lits millimétriques sombres, riches en minéraux lourds, espacés de quelques centimètres (fig. 11) ;

57- le niveau (a) se caractérise par des sables grossiers moyennement classés avec une distribution unimodale, le niveau (b) présente un sable grossier bien classé de distribution également unimodale. La figure 12 présente la courbe cumulative et les principaux paramètres granulométriques de chaque niveau.

6.3 ‑ Pétrographie

58Une série de lames minces a été réalisée en prélevant les différents dépôts du platier et du cordon de Skhirat ainsi que les dépôts de tempête actuels.

59Le micofaciès de l’unité 1 se caractérise par l’abondance de matériel remanié et une fraction interstitielle composée d’une matrice micritique et d’un liant microsparitique de recristallisation. Les bioclastes sont composées d’éléments continentaux et marins (algues, foraminifères, échinodermes…). Les grains de quartz sont abondants. L’unité 2se distingue par l’abondance des bioclastes, de taille variable, dont une forte proportion d’éléments micritisés. Les grains de quartz sont également abondants ; leur taille est généralement inférieure à 0,2 mm. La texture est jointive avec un ciment peu développé sous forme de microsparite granulaire.

60La pétrographie des unités 3, 4 et 5 indique que le cordon est composé d’une calcarénite faiblement transformée par diagenèse, formée de grains d’origine bioclastique et silicoclastique. La fraction quartzeuse est importante, représentant plus de 30 % des éléments figurés. L’abrasion des éléments figurés est faible, tandis que les grains de quartz sont anguleux.

61Les lames minces des deux niveaux de sable des tempêtes de 2014 font apparaître une hétérogénéité des éléments figurés où des bioclastes et des lithoclastes remaniés côtoient des bioblastes frais. Le faciès de ce sable de tempêtes est similaire à celui qui constitue le cordon de Skhirat. La proportion de grains de quartz y est toutefois moindre.

6.4 ‑ Impacts morphologiquesdes tempêtes actuelles

62Les observations réalisées à la suite des tempêtes de l’hiver 2014ont permis de constater le recul du cordon, la falaise ayant été fortement touchée. Plusieurs blocs métriques et inframétriques ont alors été détachés et déplacés avec un volume très important de sable, l’ensemble étant venu former des cônes de tempêtes dans une gouttière d’érosion du cordon préexistante (environ 30 m), élargie de quelques mètres par cette même tempête (fig. 13).

63Ce type de tempêtes exceptionnelles, suffit à rendre compte de la mise en place d’épandage de blocs tels que ceux observés à Skhirat.

6.5 ‑ Chronologie de dépôts

64Daugas et al. (1989) ont daté l’amas coquillé coiffant le cordon à 4 550 ± 150 B.P. (Ly 4096), et le niveau occupé par le site archéologiqueà7 710 ± 180 BP (Ly 4097) (tab. 6). Dans ce travail, nous proposons de nouvelles dates, réalisées sur des coquilles marines, des parties inférieures et médianes du cordon. Ces datations situent l’édification de ce cordon littoral entre 4 000 et 8 000 ans cal. BP (tab. 5).

65Le report des âges obtenus sur la courbe de la remontée eustatique (Delgado et al., 2012) suggère que la base du cordon s’est mise en place alors que le niveau marin était à 15 m plus bas que l’actuel, tandis que la partie médiane du cordon se serait édifiée lorsque le niveau marin stationnait à 6 m en dessous de sa position actuelle.

66Ce contexte transgressif explique que les dépôts faisant face au littoral s’emboitent dans les unités de calcarénites plus anciennes édifiées en situation d’arrière cordon.

67Le premier dépôt présente une structure de washover-fan formé au cours de tempêtes vers 8 000 cal. BP (fig. 8, tab. 5 et tab. 6). A cette période le niveau des hautes mers de vives eaux avoisinait -15 m sous le niveau actuel de la mer. La remontée du niveau marin est alors rapide, favorisant l’érosion des dépôts antérieurs. Ce dépôt peut être assimilé à une « stormterrace » au sens de McKenna et al. (2012), isolant une lagune temporaire sur la plateforme consolidée et imperméable (paleocalcrète). Le second dépôt de tempête, mis en place vers 4 000 cal. BP, recouvre le précédent par aggradation, en relation avec le ralentissement de la remontée du niveau marin (Delgado et al., 2012) en période de dégradation climatique.

68La mise en place des mégablocs cimentés dans les unités 1 et 2 est sans doute très ancienne, dans la mesure où elle précède l’édification du cordon. A l’inverse, la formation de l’épandage de mégablocs de calcarénite reposant sur l’estran est probablement récente, dans la mesure où ils prennent place dans la morphologie actuelle du cordon. La mise en place de cet épandage peut être expliquée de deux façons. Ils peuvent être corrélés à ceux déposés contre la coupe d’El Harhoura et, tout comme ceux, rattachés au dernier tsunami identifié régionalement pour avoir eu un impact morphogénique sur le littoral atlantique, à savoir le tsunami de Lisbonne de 1775 (Mhammdi et al., 2008). Toutefois, sur ce site, le délogement et le déplacement de morceaux de grès de plage par les tempêtes suffisent à rendre compte de la mise en place de cet épandage de blocs.

6.6 ‑ CONCLUSION SUR LA COUPE DE SKHIRAT

69Les structures sédimentaires (litages, figures de charges, lits de coquilles et galets centimétriques) et la texture indiquent que les dépôts de la base du cordon de Skhirat relèvent d’une dynamique de déferlement de houle associée à la construction d’un washover-fan (Roep et al., 1998 ; Wang & Horwitz,2007). Au niveau microscopique, ces dépôts se caractérisent par un microfaciès de sables coquilliers à bon classement et à diagenèse précoce. Les débris de coquilles sont roulés, similaires à ceux présents dans le sable de la plage actuelle. Ces éléments indiquent que les vagues de tempêtes poussent les sables de plages vers l’intérieur de terre où ce stock sédimentaire s’accumule sous une morphologie de cordon littoral (Bridge & Demicco, 2008).

70La datation des unités inférieure et médiane situe l’édification de cet éventail de tempête entre 4 000 et 8 000 cal. BP, c’est-à-dire pendant l’Holocène moyen.

71Le grès de plage contient des amas de moules et des galets de différentes tailles, ainsi que des mégablocs anguleux.

72Les mégablocs de Skhirat se sont déposés en plusieurs phases :

73- au niveau du paléosol (unité 1) ;

74- au niveau du grès de plage(unité 2) ;

75Ces mégablocs de calcarénite sont métriques (environ 1 x 1,5 m) et leur axe principal est fréquemment perpendiculaire à la ligne de rivage. Ces éléments signent également un dépôt événementiel (Massari et al., 2009, Gutierrez-Mas &Mas., 2012).Le seul événement à mégablocs connu régionalement est celui identifié à la base de la coupe d’El Harhoura, pour lequel un terminus post-quem de 9 900 cal. BP a été obtenu. Il est donc possible d’y rattacher les premières phases de mise en place de ces mégablocs (unité 1 et 2).

7 ‑ CONCLUSION

76Les deux coupes étudiées mettent en évidence l’existence de deux modes de réponse de la côte atlantique marocaine aux évènements extrêmes durant l’Holocène.

77La coupe d’El Harhoura présente une série de dates situant sa formation entre 9 900 et 2 200 cal. BP et elle documente plusieurs événements de haute énergie. La détermination de l’origine de ces dépôts, tempête ou un tsunami, reste difficile en raison du comportement des tempêtes sur la côte atlantique marocaine, très similaire à celui des tsunamis. Toutefois, les amas de mégablocs anguleux de calcarénites encastrés dans les sables de l’unité 3 ainsi que ceux adossés à la coupe permettent de conclure, au regard de leur volume et de leur position imbriquée, à des dépôts de tsunamis. L’âge du premier événement (mégablocs de l’unité 3) est antérieur à 2 200 cal. BP. Un tsunami de forte intensité a été observé sur la côte nord du golfe de Cadix vers 3 900‑3 700 cal. BP (Lario et al., 2011). Etant donné les trajectoires des tsunamis de ce secteur, il apparaît comme plausible que l’évènement ancien préservé à El Haroura en soit la signature régionale.

78Le cordon de Skhirat est constitué dans sa grande partie de dépôts de tempêtes, ces événements se produisent entre 8 000 et 4 000 cal. BP. En outre, la plage de Skhirat livre trois périodes identifiées de dépôts de mégablocs résultant d’une dynamique de haute énergie. Les deux premiers événements sont antérieurs à la mise en place du cordon littoral et ils pourraient également être d’origine tsunamogénique.

79Les résultats de cette étude mettent en évidence une succession de dépôts événementiels de tsunamis sur le littoral atlantique marocain au cours des derniers millénaires. A défaut de datations, les auteurs (Mhammdi et al., 2008 ; Medina et al., 2011 ; Mhammdi & Medina, 2015) ont attribué les mégablocs de la région de Rabat-Témara au tsunami de Lisbonne en1 775. Nos résultats concluent, à l’inverse, à une succession de phénomènes événementiels touchant le littoral marocain antérieurement à cette date. Ils suggèrent ainsi que le façonnement de ce trait de côte conjugue ainsi une multiplicité d’événements de hautes énergies dont la contribution dans la morphologie côtière actuelle reste à démêler.