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| Groupe Zaouiat Ahançal | ||
 Le village de Zaouiat Ahançal dont le groupe porte le nom (au premier plan) et les strates des formations (au second plan). | ||
| Localisation | ||
|---|---|---|
| Coordonnées | 31,8° nord, 6,7° ouest | |
| Pays |  Maroc |
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| Province | Azilal, Ouarzazate | |
| Informations géologiques | ||
| Période | Jurassique | |
| Âge | 183–174 Ma | |
| Province géologique | Pliensbachien-Aalenien | |
| Sous-groupe |
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| Nommé par | Zaouiat Ahançal, Tadla-Azilal | |
| Formation supérieure | ||
| Formation inférieure | ||
| Puissance moyenne | 800 m | |
| Lithologie principale |
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| Lithologie secondaire |
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| Géolocalisation sur la carte : Maroc
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Le Groupe Zaouiat Ahançal est un groupe géologique de formations du Pliensbachien-Aalenien (Jurassique inférieur-Jurassique moyen) dans la Province d'Azilal et la Ouarzazate, centre du Maroc, connue surtout pour sa richesse en "lithiotides" et des pinaclescoralligènes ("Patch reef", Formation Tafraout[1]), des restes de dinosaures, tels que le sauropode Tazoudasaurus et le ceratosaur basal Berberosaurus sont connus de l'unité (Formation d'Azilal[2]), ainsi que plusieurs genera non décrits.[3] Il couvre les stades du Pliensbachien le plus récent au début de l'Aalénien du Jurassique. C'est un groupe qui comprend des formations de type marin à terrestre terrestre qui recouvre des dolomites marines d'âge équivalent au Calcaire de Budoš du Monténégro ou à la Marne di Monte Serrone d'Italie[4]. Ce groupe est composé des unités suivantes, qui s'étendent d'ouest en est: la Formation d'Azilal (continentale à subtidal, y compris ses synonymes la "Formation de Wazzant" et la "Série Continentale de Toundoute") ; la Formation Trafraout (déposée dans un environnement subtidal) ; la Formation d'Amezraï (environnement intertidal) et la Formation d'Aguerd-nˈTazoult (environnement intertidal).[5] Dans l'ensemble, ce groupe représente un système mixte carbonate-siliciclastique de plusieurs centaines de mètres d'épaisseur, dominé par des dépôts de plates-formes marines peu profondes liées à un arrière-pays proche dominé par les conglomérats.[5] Ces unités sont en partie incluses dans le système continental des Couches rouges (appelé dans ce cas "Marnes Chocolat"), et en partie dans le "système carbonaté du Lias supérieur"[6]. Les strates du groupe s'étendent vers le Haut Atlas central, couvrant différents anticlinauxs et accidents topographiques le long de la chaîne de montagnes.[7] La présence croissante et expansive de la Fomration d'Azilal sur la face est, qui est mieux considérée comme un environnement alluvial occasionnellement interrompu par des incursions marines peu profondes (ou environnement plattidal), marque un déclin dramatique de la productivité carbonatée sous une sédimentation terrigène croissante.[8]. Le Haut Atlas toarcique est divisé en cinq unités : les couches continentales avec les dépôts paraliques ainsi que les faciès côtiers, subtidaux et intertidaux de ce groupe, et les formations se poursuivant plus à l'est (reliées au groupe en tant que continuation), la formation Ait Athmane au large et les dépôts de plateau plus profonds de la formation Agoudim 1[9].
Les séquelles de l'événement anoxique océanique du Toarcien sont également très présentes dans les strates marines marginales de la Formation Tafraout, avec ce qu'on appelle la Section Toksine un effondrement dramatique à l'échelle de la Téthys du Système carbonaté néritique qui s'est produit[10]
Géologie
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Cette formation est apparente dans la région de la capitale provinciale d'Azilal (langues berbères : ⴰⵣⵉⵍⴰⵍ, arabe : أزيلال) au Maroc central. Le Haut Atlas central du Maroc appartient à un système de ceinture montagneuse à double vergence, dont l'origine est liée au Cénozoïque raccourcissement & inversion d'un rift local Trias-Jurassique. Sa géométrie est particulière en raison de la présence de plusieurs bassins de rift étroits orientés ENE-WSW, issus de phases tectoniques majeures : pré-rift (lié à l'orogenèse hercynienne), union (de la Pangée au Paléozoïque) et syn-rift (développé principalement entre le Permien tardif et le Trias tardif, avec plusieurs bassins de rift orientés NE-SW à ENE-WSW). Tous sont issus de l'ouverture presque coïncidente de l'océan Atlantique et de la mer de Téthys[11]. Ces bassins dérivés du rift ont été remplis de sédiments siliciclastiques continentaux, et plus tard - vers le stade Rhétien du Trias - affectés par les émissions de la province magmatique de l'Atlantique central[12]. C'est dans la phase post-rift que la tectonique locale a connu une relaxation thermique et a permis le dépôt des plateformes carbonatées du Jurassique-Crétacé[11].
La structure du Haut-Atlas peut être définie par deux groupes principaux de failles - failles de chevauchement et failles à glissement oblique - qui s'étendent d'E-O à NE-SO. La présence d'une inversion tectonique dans les montagnes de l'Atlas a montré qu'il existe des ceintures de montagnes intracontinentales qui sont apparues à partir du soulèvement de systèmes de rift préexistants, où ici il est représenté par un système de rift majeur (~2 000 km) originaire du Mésozoïque, qui a été ensuite soulevé et inversé au Cénozoïque. Les mouvements d'impact et de convergence des plaques africaines et ibériques après le Mésozoïque se terminent par une inversion des strates déposées précédemment, transportant les sédiments de celles-ci et formant de nouveaux chevauchements à faible angle. Les strates du Trias, du Jurassique et du Crétacé sont confinées dans des bassins contrôlés par les structures d'extension du rift mésozoïque. Les bassins jurassiques peuvent être regroupés en deux provinces principales situées de part et d'autre d'un Massif Ancien émergé : à l'ouest, où le bassin était ouvert sur l'Atlantique ancien, étant lié à sa marge passive ; et à l'est, avec plusieurs fosses épicontinentales connectées à l'Océan Téthys[13].
À travers les strates du Toarcien-Bajocien, il y a eu un grand dépôt de schistes marins sous forme de marnes, de calciturbidites et de calcaires récifaux, qui se sont accumulés dans le Haut Atlas central, tandis que sur la marge ouest - autour du Massif Ancien - la sédimentation terrestre - surtout fluviaux a dominé[13]. Les lits rouges actuels d'Azilal indiquent diverses transgressions marines à travers la limite Toarcien-Aalénien, après avoir terminé sa sédimentation sur le Bathonien[14],[13]. Par exemple, un premier événement tectonique sur la limite Trias-Jurassique a conduit à la formation du bassin pull-apart de Tigrinine-Taabast[15]. Suite à cet événement, une activité tectonique d'extension majeure (dérivée du second rifting de la Pangée) s'est produite vers la fin du Pliensbachien et le début du Toarcien[15]. Ce deuxième événement tectonique majeur s'est développé vers l'E-W à NE-SW, réactivant des failles normales orientées qui ont conduit à l'ennoiement de la plate-forme carbonatée du Lias inférieur et à la prédominance des marnes pendant le Lias moyen à Toarcien[15].
Volcanisme de rift
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Le long de la limite Trias-Jurassique du Haut Atlas, et jusqu'au stade Bathonien du Jurassique moyen (et encore au Crétacé inférieur), il existe un enregistrement sur le vulcanisme localement sur la succession de différentes formations locales, y compris la Formation d'Azilal et d'autres, mais absent sur d'autres comme la Formation d'Aganane sous-jacente[16],[4],[17],[18]. La plupart des événements volcaniques nord-africains du Rhétien-Bathonien sont liés à l'ouverture de l'océan Atlantique, avec des enregistrements parallèles trouvés sur la côte nord-américaine et d'autres zones comme au Mexique[18]. Sur certains sites, comme la Haute Moulouya, il est même possible de delimiter les transitions entre les plusieurs événements volcaniques qui se sont produits localement le long de la limite post-trias-jurassique (appartenant à la Formation de Tizi-n-Ghachou)[19]. La plupart des effets du volcanisme se produisent sur les principaux dépôts terrestres émergés, où certaines des strates proches du rivage ont été retournées vers le bas en raison de la tectonique, et cachées après par des éruptions volcaniques de différents grades, conduisant à différents types de strates volcaniques, comme on peut le voir dans la présence d'intrusions basaltiques dans les couches Bathoniennes plus jeunes de la zone de Beni-Mellal[20].
L'origine du volcanisme est liée à la géographie de la zone. Au Hettangien-Sinémurien, une plate-forme carbonatée post-rift s'est développée dans la région de l'Atlas, révélant des strates marines plus anciennes. Au Toarcien moyen, des bassins d'affaissement sont apparus, isolant des massifs Précambriens et paléozoïques dans la région des Mesetas[21]. Les magmas alcalins ont débordé et créé le bassin central du Haut Atlas.[22] Ces bassins étaient des bassins fault-bounded, avec des variations des épaisseurs sédimentaires et des brèches intra-formationnelles liées aux blocs majeurs. La province magmatique de l'Atlas a influencé le dépôt des principales strates, où les formations terrestres de certaines formations (y compris l'Azilal) ont été disposées sur une série de failles de coupure-extension décrivant une mosaïque de horsts et de grabens orientés vers l'est, le nord-est et l'est-ouest, avec le Moyen Atlas parmi les principales zones de subsidence. La Province Magmatique de l'Atlantique Central a continué à entrer en éruption autour de l'événement Pliensbachien-Toarcien il y a environ 183 Ma, chevauchant l'éruption de la province ignée du Karoo-Ferrar. Le Haut Atlas central récupère deux sections de coulées de lave et de digues de 188-153 M.a et 199-178 M.a respectivement, montrant qu'il y a eu plusieurs événements coevalents développés localement lorsque la Formation d'Azilal a été déposée[23]. Ces coulées de lave proviennent de plusieurs événements de rifting coeaval, avec un vulcanisme du Toarcien moyen à tardif présent mais sur une plus petite extension, comme un membre avéré de la série continentale de Toundoute[24].
Description générale
[modifier | modifier le code]Formation d'Aguerd-nˈTazoult
[modifier | modifier le code]La formation d'Aguerd-n'Tazoult recouvre les couches marines marginales les plus jeunes du minibasin d'Amezraï, d'âge Toarcien supérieur à Aalénien. Cette unité représente un environnement supratidal à intertidal, où la plupart des faciès évoluent de la même manière que dans la formation sous-jacente de Trafraout[5]. Plusieurs événements sismiques situés sur le domaine téthien ont été la principale genèse de l'activité tectonique locale, avec des strates émergées du Paléozoïque, qui ont été érodées en raison des conditions locales.[25]
Formation d'Amezraï
[modifier | modifier le code]Cette unité affleure surtout dans le mini-bassin du même nom, associé à la Crête de Tazoult, tous deux montrant un record impressionnant de diapirisme vers la fin du lias dans l'Atlas central[5]. La Formation Amezraï correspond à la partie la plus ancienne du groupe, étant datée du Domérien inférieur-Toarcien grâce à sa faune de brachiopodes[5]. Il affleure dans des zones telles que le Jbel Azourki, étant composé de carbonates, de grès et de marnes, auxquels sont associés des faciès conglomératiques avec des éléments du socle paléozoïque. L'empilement vertical de ces faciès montre, à l'échelle des séquences élémentaires, une organisation granodécroissante associant conglomérats, grès et argiles à la base de la formation et calcaires, marnes et grès au sommet. Ces différents critères témoignent de l'érosion des couches sableuses au sein d'une plate-forme très peu profonde[26].
Formation d'Azilal
[modifier | modifier le code]Levêque a appelé cette unité "Marnes chocolat" dans la région d'Azilal, constituée de marnes brun-rouge, de silts (microgrès) et de conglomérats à dragées centimétriques de quartz. La présence de nombreux lamellibranches nains dans les "Marnes chocolat" au sud d'Azilal, les fines stratifications obliques, les végétaux flottés et les empreintes de gouttes de pluie démontrent que ces deux formations sont d'origine aquatique, peut-être lagunaire, et ont subi des émersions temporaires.[2],[14] Les sites d'Adoumaz, de Ghnim et de Jbel Taguendouft dans la Province de Béni-Mellal, sont ceux qui, à l'origine, ont permis de mieux visualiser les couches, la sédimentation, la lithologie et l'évolution des faciès.[27] Ces couches principales sont constituées d'une succession de teintes brun rougeâtre à dominante terrigène : Grès ; argiles à paléosols et Calcaires gréseux (parfois dolomitisés) ; avec des niveaux marmoréens dans les paléosols vers la région nord de Ghnim et Adoumaz. Les sections les plus basses montrent une transition du calcaire gréseux et/ou du grès à l'argile, avec un mince niveau de marnes vertes localement riches en ostracodes. Ces premières couches sont suivies d'un terme subtidal, représenté par un calcaire oolithique, avec de fins bioclastes bivalves et des pourcentages variables de quartz, qui accueillent également de petites sections de grès à ciment calcaire et de rares oolithes, représentant ce dernier sur un litage oblique de dimensions métriques, dessinant en surface des méga-ripples de 3 - 5 m de longueur d'onde[27]. La dernière grande section représente un dépôt supratidal, comme le montre la présence de grès grossiers passant progressivement à des marnes rouges à structures "fluer" et localement à des paléosols. Cette section d'Adoumaz présente une abondance de grains de quartz Paléozoïque, qui se trouvent organisés en lentilles de chenalisation décamétriques évoquant une dynamique essentiellement fluviale[27].
Sur la bordure méridionale de la vaste cuvette des Guettioua, avec le même encadrement stratigraphique, se développe une épaisse formation gréso-pélitique rouge à passées de conglomérats à dragées de quartz et des brèches à éléments de calcaires liasiques (dénommée localement "Formation de Wazzant"). La série de Wazzant récupère une variation du processus sédimentaire formée par une unité sédimentaire complexe, à dominance terrigène, composée par l'abondance de chenaux conglomératiques avec des dragées de quartz et des éléments du socle Paléozoïque, des grès organisés en barres lenticulaires canalisées et des argiles rouges, toute la partie des faciès est organisée en séquences métriques de remplissage et de chenaux alluviaux[14]. De plus, exceptionnellement, la Formation de Wazzant repose à cet endroit directement suries dolomies massives, ayant érodé les mérno-calcaires du Domérien. Le système fluvial de la série de Wazzant était animé par plusieurs courants d'eau douce mineurs, probablement temporels et liés aux saisons des pluies. La section de Wazzant a un caractère proximal notoire par rapport aux autres sections de la formation d'Azilal[28].
La lithologie de la série continentale de Toundoute est divisée en 5 unités de D à H, (A-C représentent les unités de la dolomie marine sous-jacente, C représentant une transition vers un environnement terrestre)[29]. Les dépôts à commencer par le faciès dit de terme A, composé de Gypse et de Sel, d'âge triasique, soutenu par la présence d'Intercalations volcaniques de basalte[29],[30]. Au-dessus, on trouve des carbonates de terme B alternant au début avec des Dolomites, des Pélites et des Calcaires ainsi que des crimes de Marly-Limon avec des débris végétaux, qui ont eu l'influence régulière d'un environnement marin[29]. Le troisième niveau montre une transition entre les dépôts marins et continentaux, par des niveaux palustres carbonatés et des horizons de Caliche, étant des couches continentales superposées en continuité stratigraphique sur les carbonates marins du Lias inférieur (Sinémurien-Hettangien)[29].
Formation Tafraout
[modifier | modifier le code]La Formation Tafraout est formée de calcaires oolithiques et biodétritiques à stratifications entrecroisées, organisés en chenaux et barres décimétriques à métriques et de marnes limoneuses verdâtres à versicolores couronnées par des niveaux lenticulaires de micro-conglomérats et de degrés, déposés sur une plate-forme littorale[1]. Les dépôts du membre supérieur de la Formation de Tafraout correspondent à un produit d'épandage terrigène dans l'ancien "bassin" du Pliensbachien supérieur (Formation d'Aganane). La tendance générale observée montre une évolution sédimentaire en remplissage.[27] A la base de la série, l'assemblage de foraminifères, les traces d'ammonites ainsi que les spits de turbidites observés dans les marnes reflètent les conditions de sédimentation dans un domaine marin ouvert et circalittoral. Les turbidites gréseuses observées à la limite nord du bassin témoignent d'un transit de matériel à travers la plate-forme du Pliensbachien.[27] Les turbidites carbonatées observées plus au sud, dans la région de Taquat N'Agrd, seraient déterminées par l'érosion de hautes zones intra-bassin. Vers les sections supérieures, l'organisation verticale et un lent processus de remplissage ont conduit à l'établissement d'une plaine côtière supratidale carbonatée, avec des conditions tropicales globales rappelant le modèle de l'île d'Andros aux Bahamas. Les séquences observées, de type "coarsening up", montrent la progradation d'un domaine de plage sableuse (grès) sur un domaine subtidal peu profond (marnes), le tout . Les calcaires ravinés à la base des séquences marquent les phases d'inondation conduisant à la reprise de la sédimentation subtidale.[27]
Paléogéographie
[modifier | modifier le code]Le groupe Zaouiat Ahançal s'est déposée dans la Plate-forme carbonatée marocaine, à une paléolatitude comprise entre 19°-20°N, à peu près la même latitude que la Mauritanie ou le Cuba actuels, et s'est développée le long d'un épisode majeur de noyade lié à l'élévation eustatique du niveau de la mer du Toarcien inférieur en Europe et en Afrique[31].
Vers l'ouest (cartes des provinces d'Afourer et d'Azilal), la Formation de Tamadoute n'étant pas représentée, les faciès laguno-marins locaux d'âge pliensbachien sont directement recouverts par des dépôts terrigènes : argiles rouges, conglomérats à éléments paléozoïques, cargneules et dolomies, qui appartiennent au système des Marnes chocolat dont l'unité la plus basse est la formation d'Azilal, au moins dans l'Atlas d'Azilal et le Demnat. Ces dépôts remplissent de nombreux petits bassins en déchirure dans les Atlas d'Afourer et d'Azilal, ayant l'Accident de Demnat comme élément structural majeur dans ce dernier secteur. Vers le sud, les faciès marneux de la Formation Tamadoute (faciès de bassin marneux) sont recouverts par les couches terrigènes. Le bassin d'Amezraï a évolué comme un équivalent latéral, composé de milieux carbonatés intertidaux à subtidaux[27].
Le groupe Zaouiat Ahançal a coévolué avec plusieurs sections décalées depuis le bord sud du Synclinal de Tilougguit au nord jusqu'à l'axe du Bassin des Aït Bouguemmez au sud, a montré que la zone de dépotage correspondait à la zone de dépôt située entre la Crête de Talmest-Tazoult au nord et l'accident nord-atlasique au sud. Au niveau de la dorsale de Talmest-Tazoult, les séries terrigènes du Toarcien-Aalénien forment une discordance progressive nette au-dessus des carbonates du Sinémurien-Pliensbachien, construisant une dorsale individualisée orientée NE-SW, limitant deux dépressions locales au Sud-Est (section d'Amezraï et de Wahmane). L'accident de l'Altas Nord présente des variations d'épaisseur et de faciès, témoignant d'une faible activité de ce dernier, notamment lors du dépôt de la Formation Azilal, les reliefs créés lors de la phase précédente étant recouverts par les couches terrigènes de cette dernière[27]. Deux étapes principales peuvent être distinguées dans l'évolution paléogéographique de la bordure occidentale du bassin du Haut Atlas au cours du Toarcien-Aalénien : au cours du Toarcien inférieur, ce secteur a présenté les mêmes caractéristiques paléogéographiques que celles esquissées au cours du Pliensbachien supérieur, étant ce dernier suivi d'une réduction des zones de dépôt et d'un remplissage des bassins pliensbachiens par du matériel terrigène des formations de Tamadoute et d'Amezraï[27]. Puis, avec le Toarcien moyen-Aalénien, la Formation d'Azilal s'est étendue au fur et à mesure que la sédimentation reprenait dans toute la région, où les couches coevalentes du bassin d'affaissement d'Amezraï ont été remplies par des carbonates provenant de la plate-forme interne de la Formation Tafraout et Agrd N'Tazolt, cette plate-forme carbonatée étant entourée au nord, à l'est et au sud par une zone côtière à sédimentation terrigène dominante (Formation Azilal, comprenant les sous-unités Wazzant et Toundoute). Cette période est marquée par l'individualisation de la dorsale Talmest-Tazolt au centre du bassin et par un calme tectonique relatif dans les autres secteurs coeval[27].
Malgré la présence de couches pliensbachiennes tardives, la Formation d'Azilal a des répercussions dans la sédimentation (Spécialement de la Province de Béni-Mellal) du Toarcien moyen-Aalénien inférieur, marquée par une sédimentation essentiellement terrigène, répartie en au moins 6 séquences, qui recouvrent des couches à ammonites du genre Eodactylioceras et Hildoceras bifrons permettent de localiser précisément cette progradation initiale des milieux terrestres autour du sous-étage Bifrons du Toarcien (qui peut être considéré soit comme le Toarcien inférieur supérieur, soit comme le Toarcien moyen inférieur). Les couches sont, pour les sections les plus anciennes de cette phase initiale, représentées par des marnes et calcaires marneux et silteux ainsi que des grès marginaux-littoraux témoignant de l'envasement de ce secteur par des nappes sableuses d'origine deltaïque. Parallèlement, sur le bassin d'Amezraï, la faune est composée de brachiopodes tels que Soaresirhynchia bouchardi, S. babtisrensis et Pseudogibbirhynchia jurensis qui corroborent l'âge des Bifrons et la connexion entre les deux sites.[27]
Paléoenvironnement
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Le groupe Zaouiat Ahançal a représenté divers cadres sur la côte des bassins de l'Atlas toarcien, y compris des cadres dominés par des rivières continentales, des dépôts dominés par des marées paralliques et des rivages de vasières tidales.[32] Les dépôts à dominante terrigène de la Formation d'Azilal se sont déposés dans un environnement côtier à influence continentale. Ce dépôt terrigène peut être vu du nord au sud comme un passage latéral d'un faciès côtier à un faciès fluviatile (à Adoumaz) à un faciès d'estran (séquences de type " fining up " de Ghnim) à un faciès de plage (séquences de type " coarsening up " de Jbel Taguendouft). Les épaisseurs relativement réduites constatées au niveau de la coupe du Jbel Taguendouft témoigneraient de l'activité tectonique de la dorsale du Jbel Abbadine[27].
L'environnement del groupe Zaouiat Ahançal devient notoire après le sous-étage Bifrons (spécialement mesuré dans la plate-forme de Beni-Mellal), avec une nette régression qui se termine par un ralentissement du remplissage sédimentaire local. Les dépôts paralliens de cette phase abritent des intervalles argileux riches en matière organique continentale comme des débris de bois, mais une faune fossile rare, composée d'algues abondantes, de foraminifères benthiques, d'oncoïdes communs, de gastéropodes et de bioclastes de bivalves.[32] Au Toarcien Inférieur sur la région, la plate-forme carbonatée a été brusquement remplacée par des dépôts siliciclastiques et une élévation sur l'omniprésence de débris végétaux, avec des contextes de dépôt alternés littoral-forestier[32]. Est le recouvrement par des dépôts dominés par les tempêtes, avec une faune dépaupérée et une occurrence très commune de débris végétaux, qui avec l'augmentation des faciès riches en ooïdes suggèrent le dépôt sur une ceinture climatique chaude et humide[32]. Une altération continentale accrue a été mesurée sur ces couches de phase, comme le prouve l'augmentation de l'apport de siliciclastes grossiers dans le bassin, l'augmentation des débris de plat et l'absence d'intervalle riche en évaporite et de paléosols semi-arides. Ces intervalles ont augmenté les niveaux de nutriments localement, comme le prouve la quantité élevée de Phosphore le long de tout le bassin de l'Atlas.[33] Ces lits siliciclastiques présentent d'abondants galets de roches métamorphiques et ignées, ce qui implique que le matériau doit être issu du Paléozoïque ou du Protérozoïque, impliquant un arrière-pays fréquemment émergé et soumis à l'érosion et aux effets de la diagenèse. Les seuls de cette nature au Maroc, que sur l'Atlas sont situés au sud dans l'Anti-Atlas, à l'ouest dans le Massif Ancien et le Jebilet, et au nord dans la Meseta Centrale, tous les endroits qui ont été exposés subaériennement pendant le Jurassique[33],[34]. Concrètement, l'Anti-Atlas montre des processus de soulèvement tectonique, d'érosion des morts-terrains, qui, combinés à la concentration du matériel siliciclastique grossier dans la partie occidentale du Haut Atlas central (absent dans l'est), suggèrent que cette zone a été la source des sédiments altérés du Toarcien inférieur, permettant de tracer les canaux fluviaux qui se sont développés vers la Formation d'Azilal[32].
En même temps, vers le Sud-Est, la Formation Tafraout sœur et connectée dans le bassin d'Amezraï représente un environnement marin marginal, avec des rides de vagues, des lits croisés, l'ichnofossile Amphipoda Arenicolites isp. et l'algue calcaire Cayeuxia sp, tous déposés sur des mudstones diagénétiques.[32] Concrètement, sur Taguendouft, vers le Toarcien moyen, les producteurs de carbonates se sont rétablis localement, avec le remplacement de la grainstone ooïde par des lits de wackestone à packstone, où les bioclastes de la faune hétérotrophe augmentent, tels que les céphalopodes, les brachiopodes, les échinodermes et les gastéropodes, avec des récifs occasionnels de patchs coralliens.[32]
Au sein de la formation de Trafraout, les faciès comportant des " lithiotides " (un groupe non apparenté de bivalves aberrants formant des récifs), qui sont connus du Sinémurien au Toarcien de Italie, Espagne, Slovénie, Croatie, Monténégro, Albanie et aussi au Maroc, indiquent le retour de l'activité carbonatée dans l'Atlas central[35]. Ces Récifs présentaient une forte zonation, commençant par les bivalves Gervilleioperna et Mytiloperna, restreints aux faciès intertidaux et peu profonds-subtidaux. Les Lithioperna sont limités aux faciès subtidaux lagunaires et même à certains milieux peu oxygénés. Enfin, les Lithiotis et les Cochlearites se trouvent dans les faciès subtidaux, construisant des accumulations[36] Au Jebel Toksine dans la Vallée du Dadès, la Formation de Tafraout développe un écosystème local lagunaire-subtidal dans des conditions arides et humides[35]. Les couches de Jebel Toksine représentent l'un des enregistrements les plus complets de ce type d'écosystème au Maroc, enregistrant plusieurs générations de croissance lithiotique sur ~1 km d'exposition (consistant en les genres Gervilleioperna, Mytiloperna, Lithioperna et Cochlearites), ainsi qu'une faune associée diversifiée. Le rôle de la Formation d'Azilal était probablement similaire à celui du Calcaire de Budoš, avec, sur la base de l'accumulation de racines, de possibles environnements éphémères de type Mangrove dans la Formation Tafraout et Azilal représentant le cadre intérieur sec proche[37]. L'étude de cette section a également révélé que les dépôts de plage au bord de la formation faisaient partie d'une plate-forme dominée par les tempêtes. [38] Sur les strates connexes, il y a une large présence d'événements de tempête, car après le Toarcien AE et l'augmentation des températures sur le Toarcien tardif, la présence de dépôts de tempête omniprésents semble être en corrélation avec le réchauffement des températures de surface de la mer, indiquant une intensification des cyclones tropicaux pendant le T-OAE et d'autres périodes plus chaudes sur le Toarcien[39]. Il y a aussi un enregistrement local d'un Cold Snap, où la section Akenzoud[38].
Le groupe Zaouiat Ahançal récupère, comme on le voit sur les unités mondiales une augmentation de l'altération due aux événements Pl/To et T-OAE, avec une augmentation de l'apport de sédiments siliciclas et une augmentation des matières dissoutes dans les océans. Cela s'est produit parallèlement à une intensification des tempêtes tropicales (ainsi que de l'action des ouragans) sur le T-OAE, détruisant localement les organismes plus anciens de la plate-forme carbonatée[39]. Cela a permis de mettre en place les environnements de la Formation d'Azilal, qui vont d'une série de cadres continentaux avec une influence fluviale, augmentée pendant le T-AOE avec plus de quantités de flore lavée, à des dépôts littoraux, paralliques et subtidaux, sujets à des événements de tempêtes et de tempêtes tropicales, tous mis en place sur un climat chaud et humide[32].
Il y a aussi un enregistrement local d'un Cold Snap, où la section Akenzoud, qui a 182 mètres de section sur la Formation Azilal, et montre qu'après un événement froid qui affecte les eaux locales, lié au volcanisme du Karoo & du Rift Atlantique, les Brachiopodes actuels, basés sur leurs données préservées d'isotopes d'oxygène montrent que les températures chaudes de l'eau de mer se sont rétablies pendant le début du Toarcien supérieur[38].
Au Toarcien moyen la partie orientale et nord-est du Haut Atlas de Todrha-Dadès, la sédimentation carbonatée à bioconstructions (patch-reef), se développe avec un épaississement vers l'Est et un amincissement encore vers l'Ouest en direction du récif de Jbel Akenzoud, où sont retrouvés les fossiles marins de rosée de la formation[25]. Les faunes coralliennes ont subi un effondrement important visible dans la localité de Ouguerd Zegzaoune, montrant que la sédimentation à cette époque s'est faite dans un contexte tectonique distensif.[25] Ensuite, vers la série Toarcien supérieur-Aalénien correspondent à des dépôts détritiques avec des intercalations carbonatées à faune néritique. L'analyse structurale montre que la sédimentation pendant le Toarcien supérieur a été contrôlée par un jeu tectonique, toujours distensif, provoquant le basculement des blocs le long de la faille transversale de direction NW-SE, ce qui conduit à la création d'un espace disponible avec des ouvertures toujours vers l'E et le NE.[25]
Les couches du Duar de Tazouda commencent à recouvrir des calcaires bioclastiques, indiquant une surface de transgression vers des dépôts continentaux avec une sédimentation alluviale à la fois fluviale et d'influence volcanique[29]. Le dépôt représente un système fluvial de type canal/plaine d'inondation, avec des canaux remplis de sable et abondants en racines de plantes (principalement situées dans le calcaire fin, probablement à partir des marges du canal), développé dans la direction de transit proche de E-W. La lithologie des chenaux présente un enrichissement notable en matériaux provenant du socle paléozoïque et de la couverture mésozoïque. Intercalé avec ces couches, du matériel volcanique allant du sable aux galets, constituant généralement plus de la moitié des composants détritiques.[29] Ces couches basaltiques accueillent des fragments qui montrent une recristallisation claire des carbonates, suggérant que ces fragments étaient encore à haute température pendant le dépôt et, par conséquent, contemporains de la sédimentation[29]. Les éléments lithiques ou les cristaux isolés trouvés localement ne montrent pas de signes de transport prolongé, provenant probablement de sources relativement proches, étant ces dernières collectées et transportées par un réseau hydrographique peu développé lors de crues épisodiques.[29] L'endroit subit des influences marines proches, avec des sédiments intertidaux (stromatolites, matières algales) souvent très développés.[29]
Le climat local global a été chaud avec une alternance de périodes humides et sèches ont généré des sols aux profils calcaires différenciés (nodules pédogénétiques, Caliche), accueillant une érosion active sur des sols à végétation éparse[29].
Diapirisme supralassique
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Le Haut Atlas central constitue une province diapirique qui abrite un ensemble complexe de diapirs allongés et de minibasins qui se sont formés pendant le rift du Jurassique inférieur du bassin de l'Atlas. La Crête de Tazoul est l'un de ces secteurs diapiriques. Il s'agit d'un diapir de 20 km de long, orienté NE-SW, légèrement oblique par rapport au gain structurel dominant ENE-WSW du Haut Atlas central, délimité par le minibasin d'Amezraï au sud et le minibasin de Tiloughite au nord.[40] Dans le mini-bassin d'Amezraï, les ~1500 m du groupe Ahançal de Zaouiat affleurent[41]. Le dépôt du groupe de Zaouiat Ahançal est interprété comme des dépôts mixtes du Pliensbachien tardif-Aalénien qui ont généré une extrusion du diapir sur son flanc et sur les fonds marins adjacents, avec le faciès de la section alénienne de la formation d'Aguerd-nˈTazoult Fm en position sub-horizontale et dépassant le corps allochtone[40]. Le contact abrupt entre le groupe Zaouiat Ahançal à faible pendage SE et les carbonates de l'Aalénien tardif-Bajocien à fort pendage NW des carbonates de l'Aalénien tardif-Bajocien du Formation Bin el Ouidane est interprété comme une soudure résultant de la fermeture du mur de sel. la fermeture du mur de sel[40]. Le groupe Ahançal de Zaouiat coïncide avec la période la plus intense de croissance passive diapirique dans cette unité, où une augmentation de l'élévation de la rigde de Tazoult est procurée comme un effet de la rectivation du synrift du Haut Atlas central du Pliensbachien à l'Aalénien, avec une sédimentation accrue dans la dernière partie dans le mini-bassin adjacent d'Amezraï, déclenchant le retrait du sel et le gonflement des murs de sel adjacents de Tazoult et d'Azourki, formant localement la nappe de sel allochtone de Talmest à son extrémité SE[40]. En termes de paléoenvironnement, les plates-formes carbonatées allongées et étroites de Tazoult formées par les rifts sont comparables à celles que l'on trouve aujourd'hui dans les eaux peu profondes des bords de la Mer Rouge, notamment dans le Détroit de Gubal en Égypte et les Bancs de Farasan le long de la côte de Arabie saoudite[40].
L'étude du diapirisme local dans le Lias supérieur a révélé des données remarquables sur le climat et le dépôt dans la Formation d'Amellago marine coexistante: la présence d'intervalles sans ooïdes suggère que le climat est devenu plus humide dans la région, ce qui est soutenu par l'augmentation des particules continentales (signature d'une altération accrue du Craton Saharien), et l'augmentation notable de petites quantités de charbon de bois ou de restes de bois carbonisés, suggérant la présence de forêts côtières ou de mangroves dans la rampe carbonatée du groupe de Zaouiat Ahançal pendant l'augmentation de l'humidité locale[42].
Foraminifères
[modifier | modifier le code]| Genre | Espèce | Position stratigraphique | Formation et âge | Matériel | Habitude | Notes | Images |
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Squelette calcaire |
État marin ou lagon |
Un foraminifère de la famille des Ammomarginulininae. |
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Squelette calcaire |
État marin ou lagon |
Un foraminifère de la famille des Everticyclamminidae. Il représente une espèce apparentée à E. virguliana, connue du Jurassique moyen du Maroc |
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Squelette calcaire |
État marin ou lagon |
Un foraminifère de la famille des Vaginulininae. Il représente une espèce apparentée à E. virguliana, connue du Jurassique moyen du Maroc |
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Squelette calcaire |
État marin ou lagon |
A foraminifer of the family Lenticulininae. |
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Squelette calcaire |
État marin ou lagon |
A foraminifer of the family Lingulininae. |
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Squelette calcaire |
État marin ou lagon |
Un foraminifère de la famille des Marginulininae. |
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Squelette calcaire |
État marin ou lagon |
Un foraminifère de la famille des Nodosariinae. |
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Squelette calcaire |
État marin ou lagon |
Un foraminifère de la famille des Ophthalmidiidae. |
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Squelette calcaire |
État marin ou lagon |
Un foraminifère benthique de la famille des Orbitopsellinae. Ce foraminifère apparaît dans les couches inférieures du profil de Ghnim, ce qui indique que les incursions marines étaient plus importantes dans les premières étapes du dépôt de la formation d'Azilal. |
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Squelette calcaire |
État marin ou lagon |
Un foraminifère de la famille des Nodosariinae. |
Algae
[modifier | modifier le code]| Genre | Espèce | Position stratigraphique | Formation et âge | Matériel | Habitude | Notes | Images |
|---|---|---|---|---|---|---|---|
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Squelette calcaire |
État marin ou lagon |
Une algue de la famille des Halimedaceae. |
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Squelette calcaire |
État marin ou lagon |
Une algue rouge de la famille des Solenoporaceae. Ce genre est le type dominant d'algues fossiles retrouvées sur la biozone A (Lituosepta recoarensis). |
Invertébrés
[modifier | modifier le code]Ichnofossiles
[modifier | modifier le code]| Genre | Espèce | Emplacement | Formation et âge | Matériel | Type | Fabriqué par | Notes | Images |
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
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Traces d'habitation |
Domichnia |
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Marin, saumâtre ou d'eau douce Terriers non ramifiés en forme de U, d'orientation subverticale, avec ou sans revêtement et remplissage passif. Sont communs dans les environnements côtiers modernes. |
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Fodinichnie tubulaire |
Fodinichnia |
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Interprété comme le terrier d'alimentation d'un animal se nourrissant de sédiments. Une étude plus récente a trouvé que Scoloplos armiger et Heteromastus filiformis, présents dans la mer des Wadden allemande dans les parties inférieures des estrans, font des terriers qui sont homonymes avec de nombreuses traces fossiles de l'ichnogène[45]. |
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Fodinichnia tubulaire |
Domichnia et/ou fodinichnia. |
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Terrier d'habitation et d'alimentation d'un suspensivore ou d'un dépositivore, généralement associé à des eaux peu profondes. |
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Terriers cylindriques à subcylindriques. |
Domichnia |
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Ichnofossiles en forme de terrier, fabriqués par des organismes qui avancent sur la surface du fond. Puits très étroits, verticaux ou subverticaux, légèrement sinueux et non revêtus, remplis de boue. Interprétés comme des structures d'habitation d'animaux vermiformes ; plus précisément, le domichnion d'un ver suspensivore ou phoronidans. |
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Fodinichnie tubulaire |
Fodinichnia |
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ichnofossiles de type terrier. Grands systèmes de terriers constitués d'éléments à parois lisses, essentiellement cylindriques. Les caractéristiques sédimentaires communes sont les traces fossiles de "Thalassinoides" dans les intervalles de marne fissile à argile. |
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Traces d'habitation |
Domichnia & Fodinichnia |
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Elle a été reliée aux Echiuras, mais aussi à des vers polychètes qui se déplacent et se nourrissent. |
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Anthozoa
[modifier | modifier le code]| Genre | Espèce | Position stratigraphique | Formation et âge | Matériel | Notes | Images |
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Morceaux de squelette calcifiés |
Un corail de la famille Actinacididae. |
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Morceaux de squelette calcifiés |
Un corail de la famille Stylinidae. |
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Morceaux de squelette calcifiés |
Un corail de la famille Zardinophyllidae. Ces coraux solitaires ont été observés dans tous les biostromes de l'unité inférieure. |
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Morceaux de squelette calcifiés |
Un corail de la famille Archaeosmiliidae. |
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Morceaux de squelette calcifiés |
Un corail de la famille Stylinidae. |
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Morceaux de squelette calcifiés |
Un corail de la famille Oppelismiliidae. |
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Morceaux de squelette calcifiés |
Un corail de la famille Hispaniastraeidae. |
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Morceaux de squelette calcifiés |
Un corail de la famille Carophylliidae. |
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Morceaux de squelette calcifiés |
Un corail de la famille Oppelismiliidae. |
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Morceaux de squelette calcifiés |
Un corail de la famille Stylophyllidae. |
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Morceaux de squelette calcifiés |
Un corail de la famille Dermosmiliidae. |
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Morceaux de squelette calcifiés |
Un corail de la famille Latomeandridae. |
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Morceaux de squelette calcifiés |
Un corail de la famille Stylophyllidae. |
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Morceaux de squelette calcifiés |
Un corail de la famille Oppelismiliidae. |
Brachiopoda
[modifier | modifier le code]| Genre | Espèce | Position stratigraphique | Formation et âge | Matériel | Notes | Images |
|---|---|---|---|---|---|---|
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Coquilles isolées |
Un Rhynchonellinae saumâtre (Brachiopode). Homoeorhynchia meridionalis indique le Toarcien zone à Serpentinuset base de la zone à Bifrons |
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Coquilles isolées |
Un Spiriferinidae saumâtre (Brachiopode) |
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Coquilles isolées |
Un Pamirorhynchiinae saumâtre (Brachiopode). |
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Coquilles isolées |
Un Basiliolinae saumâtre (Brachiopode) |
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Coquilles isolées |
Un Lobothyrididae saumâtre (Brachiopode) |
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Coquilles isolées |
Un Terebratulidae saumâtre (Brachiopode) |
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Coquilles isolées |
Un Lobothyrididae saumâtre (Brachiopode). Relativement abondant sur les dépôts de bord de mer. Comprend les formes juvéniles de Telothyris jauberti, présentes sur les strates de dépôts benthiques. |
Bivalves
[modifier | modifier le code]| Genre | Espèce | Position stratigraphique | Formation et âge | Matériel | Notes | Images |
|---|---|---|---|---|---|---|
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Coquilles isolées |
Un Pterioida saumâtre (Bivalve). Un grand bivalve, avec une coquille subéquivalente, pouvant atteindre 60-70 cm de haut. C'est l'un des trois principaux bivalves retrouvés sur le Faciès Lithiotis, dont les accumulations recouvrent généralement des coquinas mégalodontides. |
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Coquilles isolées |
Un Malleidae saumâtre (Bivalve). Abondant le long des radicelles, indiquant un environnement lagunaire ou marécageux très peu profond et restreint |
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Coquilles isolées |
Un Pterioida saumâtre (Bivalve). Ce genre a été fondé pour être un bivalve avec un stade juvénile byssate qui a développé différents modes de vie à l'âge adulte selon la densité des individus et la fermeté du fond |
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Coquilles isolées |
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Coquilles isolées |
Un Astartidae saumâtre (Bivalve). Est considéré comme un genre qui a évolué à partir d'ancêtres fouisseurs peu profonds, devenant secondairement un semi-faune couché sur le bord adapté à la photosymbiose.[51] |
Gasteropoda
[modifier | modifier le code]Des gastéropodes ont été découverts à la Formation d´Azilal plusieurs endroits, mais aucun des spécimens n'a été étudié[52].
| Genre | Espèce | Position stratigraphique | Formation et âge | Matériel | Notes | Images |
|---|---|---|---|---|---|---|
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Coquilles isolées |
Un Nerineidae saumâtre (Escargot). Les spécimens locaux semblent avoir de la matière algale sur les coquilles, ce qui indique un environnement lagunaire restreint. |
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Coquilles isolées |
Un Nerineidae saumâtre (Patellogastropoda). |
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Ammonites
[modifier | modifier le code]| Genre | Espèce | Position stratigraphique | Formation et âge | Matériel | Notes | Images |
|---|---|---|---|---|---|---|
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Coquilles isolées |
Un Dactylioceratidae saumâtre (Ammonitida). La base de cette série repose sur une discontinuité régionale marquée par une remarquable abondance en Eodactylites du Toarcien inférieur |
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Coquilles isolées |
Un Hildoceratidae saumâtre (Ammonitida). Caractéristiques de la base de la zone à Bifrons |
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Crustacés
[modifier | modifier le code]| Genre | Espèce | Position stratigraphique | Formation et âge | Matériel | Notes | Images |
|---|---|---|---|---|---|---|
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Vannes isolées |
Un Bairdiidae marin/saumâtre (Ostracoda). Présent avec de grandes accumulations de spécimens |
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Vannes isolées |
Un Darwinulidae d'eau douce (Ostracoda). Genre lié aux fonds riches en matières organiques à grain fin, vivant dans des eaux peu énergétiques, peu profondes et chaudes, généralement à des profondeurs inférieures à ≤1 m et à environ 20 °C. Les spécimens récupérés localement se trouvent sur des accumulations de mortalités massives. |
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Vannes isolées |
Un Protocytherinae marin/saumâtre (Ostracoda). |
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Vannes isolées |
Un Protocytherinae marin/saumâtre (Ostracoda). |
Annelida
[modifier | modifier le code]Les tubes de vers serpulidés sont connus de Jbel Toksine, en relation avec les pavements de bivalves[35].
Echinodermata
[modifier | modifier le code]| Genre | Espèce | Position stratigraphique | Formation et âge | Matériel | Notes | Images |
|---|---|---|---|---|---|---|
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Indet |
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Spécimens complets et parties de l'exosquelette |
Un Arbacioida saumâtre (Echinoidea). Ces oursins sont les échinodermes les plus abondants sur les récifs. |
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Vertebrata
[modifier | modifier le code]Actinopteri
[modifier | modifier le code]| Genre | Espèce | Position stratigraphique | Formation et âge | Matériel | Notes | Images |
|---|---|---|---|---|---|---|
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Poisson osseux marin, saumâtre ou d'eau douce de la famille des Leptolepidae. Récupéré à la fois sur le Trafraout, l´Azilal et la Formation Tagoudite, représente un genre de poisson cosmopolite, commun dans le domaine méditerranéen du Toarcien. La plupart des spécimens semblent provenir de faciès lagunaires. |
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Indet |
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Poisson osseux marin, saumâtre ou d'eau douce de la famille des Leptolepidae. |
Dipnomorpha
[modifier | modifier le code]| Genre | Espèce | Position stratigraphique | Formation et âge | Matériel | Notes | Images |
|---|---|---|---|---|---|---|
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Un dipneuste d'eau douce de la famille des Arganodontidae. Représente le seul vestige de vertébré correctement identifié en dehors des dinosaures de Wazzant, récupéré sur la marge d'un corps lacustre d'eau douce ou d'un système d'étang éphémère. |
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Theropoda
[modifier | modifier le code]| Genre | Espèce | Position stratigraphique | Formation et âge | Matériel | Notes | Images |
|---|---|---|---|---|---|---|
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B. liassicus |
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Vertèbre du cou, partie du sacrum, un métacarpien, un fémur et des parties d'un tibia et des deux fibules. Une partie d'un autre fémur a également été attribuée au genre[57]. |
Décrit à l'origine comme un représentant basal des Abelisauroidea, il a été retrouvé comme un cératosaure basal dans des études ultérieures.[59] |
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Indéterminé |
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Deux adultes et un juvénile récemment éclos. Au moins la moitié postérieure du squelette est présente: vertèbres caudales, sacrées, dorsales, le bassin et les deux pattes arrière. La libération du bloc dans lequel se trouve ce fossile permettra de savoir si des éléments de la partie antérieure de l'animal sont conservés |
Un coelophyside. coelophysoïde. Selon Mickey Mortimer : "Assigné aux Coelophysidae sur la base de la fusion apparente entre le tarse III distal et le métatarse III". Il a également été proposé comme un possible tétanurien[63]. Cela a été rejeté par Benson en 2010[64]. Comprend au moins trois individus différents qui ont été collectés à Wazzant, deux adultes et un juvénile récemment éclos. Le premier ressemble au genre australien du Crétacé Kakuru, qui a été proposé comme un tyrannoraptoran basal. Mortimer a dit que "je ne vois vraiment pas beaucoup de ressemblance avec Kakuru dans l'astragale" et l'a étiqueté comme un possible dilophosauridé ou coelophysoïde[65]. |
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T. amedni[68] |
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Phalanges isolées et plusieurs restes non mentionnés.[57],[67]. |
Décrit comme un "grand théropode aux affinités incertaines"[57] et comme un "théropode énigmatique"[66]. Pour citer Allain: " Deux théropodes ont été trouvés sur Toundoute. Le premier théropode n'a pas été décrit, mais il montre une taille supérieure à celle de tous les théropodes connus du Trias et du début du Jurassique, ce qui indique que les théropodes toarciens avaient des tailles rivalisant avec celles des allosaures de la fin du Jurassique"[69]. |
Sauropodomorpha
[modifier | modifier le code]| Genre | Espèce | Position stratigraphique | Formation et âge | Matériel | Notes | Images |
|---|---|---|---|---|---|---|
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Indéterminé |
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5 vertèbres dorsales & caudales, côtes fragmentaires, chevrons et plusieurs gros débris mal déterminés.[70],[61],[62] |
Un eusauropoden sauropode peut-être apparenté au Spinophorosaurus. À été collecté sur un milieu de dépôt lagunaire[70]. |
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Indéterminé |
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Pubis et autres vestiges indéterminés |
Un sauropode gravisaurian. Citée pour ressembler au Tazoudasaurus. |
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Indéterminé |
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Une ou plusieurs vertèbres et autres restes non identifiés. |
Un possible Massospondylidae Sauropodomorpha d'affinités incertaines. P. Lévêque a rapporté ces ossements d'une colline qu'il plaçait dans des strates crétacées, mais des travaux plus récents ont montré que le gisement se trouve en fait dans des couches toarciennes. |
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Indéterminé |
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Un possible sauropode basal d'affinités incertaines. Les restes retrouvés représentent un Juvénile |
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T. naimi |
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Environ 10 spécimens différents:Squelette partiellement articulé et matériel crânien comprenant une mandibule gauche complète avec dents, quadrate, jugal, postorbitaire, pariétal, frontal et exoccipital. Vestiges associés d'un squelette juvénile. |
Un sauropode gravisaurian apparenté à Vulcanodon. Le sauropode le plus complet du Jurassique inférieur. Trouvé, avec des spécimens adultes, sub-adultes et juvéniles.[57],[66],[67],[58] |
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Plantae
[modifier | modifier le code]
La répartition de la végétation majeure sur les couches de Toundoute a été comparée à celle de l'intérieur moderne de l'Île des Pins[72]. La paléobotanique de la zone a montré que les couches de la série continentale de Toundoute il n'y a pas de macrofossiles de bois ou de plantes majeurs, bien qu'il y ait d'abondants débris végétaux infra-centimétriques dispersés dans les sédiments.[29] Ces débris sont composés pour la plupart probablement de Folioless de fougères et, moins fréquemment, de pinnules de cycadales. Bien que les fragments de cuticules soient fréquents, aucun palynomorphe n'a été retrouvé (peut-être parce que la sédimentation n'a pas eu lieu pendant la période de dissémination des spores et des pollens produits par ces plantes)[30]. L'analyse palynologique n'a livré aucun palynomorphe, mais les débris végétaux ont laissé quelques Trachéides[30]. Sur les débris, cependant, il a été possible d'isoler de nombreux débris de bois, qui se sont révélés présenter des caractères tels qu'une structure homoxylée apparemment dépourvue de Parenchymes, avec des rayons uniformes, des trachéides à ponctuation uniseriate de "type abiétinien" et des oculipores croisés de "type picoïde", qui suggèrent globalement l'affinité de ce bois au sein des coniférophytes, vers les Pinaceae abiétoïdes (Comme vu par exemple sur le "Protopinaceae" Planoxylon australe) ou vers les Taxaceae (peut-être en relation avec le Austrotaxus-like Protelicoxylon lepennecii, du Pliensbachien-Toarcien du sud de la France, lié à la même écorégion)[29]. Par quantité de matériel, on a vu que la Végétation était apparemment très dominée par les fougères, ce qui indique qu'elles ont pu être concentrées dans des zones humides ponctuelles, comme le prouve le fait qu'il n'y a pas d'indications botaniques de phases climatiques arides. Globalement, la flore locale était apparemment dominée par les fougères, les cycadées et les conifères. La fréquence dans les sédiments des débris de tuf fin montre l'existence de points d'eau plus ou moins durables (tufs de source) capables de maintenir une humidité suffisante en période sèche[29]. Une flore corrélative possible si trouve dans les couches du même âge de la Formation de Mashabba, Nord-Sinaï, Égypte, et est composée par les genres Equisetites (Equisetales), Phlebopteris et Piazopteris branneri (Matoniaceae)[73]. Une autre flore coévalente comprend les plantes retrouvées sur le Calcaire de Budoš et surtout la Formation de Rotzo, toutes deux sur des plateformes carbonatées de la Téthys méditerranéenne, qui se sont déposées dans des calcaires qui indiquent un environnement comme celui retrouvé dans la mer autour des Bahamas, dans des zones d'eau peu profonde bordées de mangroves et de milieux "Taxodium marécageux ", avec à proximité des milieux intérieurs secs dominés par des conifères Cheirolepidaceous. [74],[75]
Les paléosols, qui montrent clairement les structures des racines des plantes dans les sols anciens, se trouvent associés à un faciès intramicritique et bréchique avec des dragées de quartz Paléozoïque ou Trias, fréquentes dans certaines régions comme à Haute Moulouya. Dans d'autres secteurs comme le Col de Ghnim, les traces de racines et de plantes sont abondantes et associées à des couches fortement bioturbées qui ressemblent aux couches "Mangrove-Lagoonal" trouvées dans la Formation de Rotzo, pourtant aucun des spécimens de plantes n'a été étudié ni les sols n'ont été décemment échantillonnés, mais suggèrent un déplacement du littoral et une augmentation des environnements non marins.[43]
A Jebel Azourki, à l'époque domérienne, on a enregistré plusieurs lithofaciès, de 1 à 5, mais avec un 6ème supplémentaire de schistes laminés gris moyen à noir avec des stries de charbon et d'abondants fragments végétaux, dont l'attribution n'est pas claire, puisqu'il peut s'agir du Pliensbachien ou du Toarcien, comme peut aussi appartenir à la Formation d'Aganane[76]. Ces couches semblent liées entre les diapirs Jbel Azourki-Taghia-Tafraout & Tazoult, étant probablement plus liées au premier, qui s'est développé comme une île ou péninsule émergée à l'époque[77]. Ces schistes noirs du lithofaciès sont interprétés comme représentant un marais supratidal développé aux bords d'une zone intertidale et d'une lagune. Ils sont très similaires à ceux décrits sur la Formation de Rotzo en Italie du Nord, où une grande collection de plantes et d'ambre a été récupérée[76].
Bois fossile
[modifier | modifier le code]A Jebel Toksine, les biostromes lithiotidés sont récessifs et marneux avec des débris ligneux charbonneux (y compris des troncs entiers de bois, d'abondants débris végétaux ligneux préservés sous forme de jais ou de charbon), ce qui suggère la présence d'une végétation marine marginale qui a développé un rôle stabilisateur, ce qui est commun dans les environnements relativement humides propices au développement de plantes marines marginales et a la propension à développer des morphologies de chenaux sinueux[35].
Au sommet de la formation du géosite Idemrane, des morceaux non identifiés de bois fossiles de tailles variables ont été récupérés (les plus grands de plus de 20 cm de longueur) présentant des traces d'oxydes de fer. Ces pièces ligneuses sont considérées comme des fragments de racines.[78]
| Genre | Espèce | Position stratigraphique | Formation et âge | Matériel | Habitude | Notes | Images |
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Arborescent, couvert élevé, lié aux marges de la plaine inondable, mais tolérant une forte aridité. |
Bois fossile de conifère apparenté aux Podocarpaceae à l'intérieur des Pinales. À probablement construit des forêts tropophiles à feuilles persistantes dans les plaines alluviales avec Agathoxylon. Un genre étroitement apparenté à Dacrydium et à Dacrycarpus[82]. |
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Références
[modifier | modifier le code]- A. Milhi, « Stratigraphie, Fazies und Paläogeographie des Jura am Südrand des zentralen Hohen Atlas (Marokko) », Selbstverlag Fachbereich Geowissenschaften, vol. 144, no 2, , p. 1–100.
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