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Géomorphologie, stratigraphie, géochronologie et oscillations glacio‑eustatiques dans le domaine de la basse terrasse côtière, à l’embouchure de l’Assif Tamraght (Baie de Tarhazout, Agadir, Maroc) pendant le MIS 5 et le MIS 4

Geomorphology, stratigraphy, geochronology and sea‑level oscillations within the low coastal terrace at Assif Tamraght mouth (Tarhazout Bay, Agadir, Morocco) during MIS 5 and MIS 4
André Weisrock, Sanda Balescu, Abderrahmane Ouammou, Salah Abdessadok, Bassam Ghaleb, †Louis Rousseau, Sébastien Huot, Michel Lamothe et Christophe Falguères
p. 265-286

Résumés

A l’embouchure de l’Assif Tamraght, une basse terrasse côtière se développe entre le pied d’une falaise morte situé autour de +8 m et l’Océan. Cette terrasse recèle le témoignage des fluctuations du niveau de la mer qui se sont produites pendant le MIS 5 et le MIS 4. On y trouve les vestiges de deux unités stratigraphiques marines correspondant à deux oscillations glacio‑eustatiques transgressives successives restées à moins de +8 m : 1) (U1) : rive gauche, sur le site « Baie Sud », entre 0 et +3 m, à 150 m au nord‑ouest de la falaise morte, un sédiment marin aggradant, conglomératique puis sableux, daté par U/Th et IRSL du MISS 5.3, repose contre les restes d’une basse falaise fossile. (U1) se retrouve en rive droite, à 600 m de la falaise morte et en‑dessous de +1,50 m ; 2) (U2) apparaît aussi sur les deux rives : au « Cap 3 » rive droite à +1,5 m, à 600 m NO de la falaise morte, et au « Petit Cap », rive gauche, entre +1 m et +3 m, à 300 m NO de la falaise morte. (U2) consiste en sédiments marins sableux au Cap 3, caillouteux à Petit Cap, tous datés du MISS 5.1. (U2) culmine à +4 / +6 m avec des sables éoliens fins bioturbés à faciès alvéolaire rive droite et des bermes caillouteuses rive gauche. Ensuite, principalement en rive droite, deux autres unités stratigraphiques, composées de sédiments continentaux, s’ajoutent : 3) (U3), sables dunaires d’épaisseur variable, à stratification oblique, datés par IRSL du MIS 4, et 4) (U4), dépôts hétérométriques colluviaux polyphasés, essentiellement sablo‑limoneux de couleur brun‑rouge, à encroûtements calcaires et rares industries lithiques. Durant les transgressions (MISS 5.3 et MISS 5.1), le rôle morphogénique de l’oued est limité à des apports épisodiques à la sédimentation marine. Le déferlement océanique modèle les surfaces d’abrasion marine successives des sous‑stades 5.3 et 5.1 et leurs basses falaises corrélatives, la dérive littorale édifie les cordons caillouteux et les plages. Au début de la régression du MIS 4, les vents dominants de NO édifient un système dunaire côtier qui repousse l’embouchure vers le sud. Ces dunes sont enfin écrêtées par un glacis colluvial qui modèle la surface de la basse terrasse.

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Dédicace

A la mémoire de Louis Rousseau.

Notes de la rédaction

Article soumis le 24 août 2015, reçu sous sa forme révisée le 01 juillet 2016. Définitivement accepté le 16 juillet 2016.

Texte intégral

Les auteurs expriment leurs remerciements au Professeur Jean‑Jacques Bahain, responsable de l’équipe PHASM du MNHN de Paris qui a pris en charge leurs missions au Maroc en 2010 et 2012, au Président de l’Université Ibn Zohr d’Agadir Omar Halli et au Doyen Ahmed Belkadi pour les facilités accordées sur place. Ils remercient également le Professeur Pierre Guérémy pour sa relecture particulièrement constructive.

1. Introduction et objectifs

1Les sous‑stades isotopiques marins MISS 5.5, 5.3 et 5.1 sont reconnus depuis les années 1970 (Shackleton, 1969 ; Duplessy, 1978 ; Broecker, 1986) et leur chronologie est aujourd’hui précisée en fonction des données astronomiques (Lisiecki et Raymo, 2005). Selon ces derniers, le stade 5 dure de 130 ka (limite 5/6) à 71 ka (limite 4/5), avec 3 pics chauds à 123 ka (5.5), 96 ka (5.3) et 82 ka (5.1). L’existence d’un haut niveau marin au cours de chacun de ces trois sous‑stades est un fait avéré à l’échelle globale (Shackleton et al., 2003 ; Hearty et al., 2007 ; Rohling et al., 2008). En certains points étudiés en détail, il est même démontré qu’il a existé plus de trois fluctuations entre 130 et 71 ka (Hearty et Neumann, 2001 ; Potter et al., 2004 ; Schellmann et Radtke, 2004 ; Dumas et al., 2005 ; Dabrio et al., 2011 ; Thompson et al., 2011). Au Maroc, les conséquences géomorphologiques de ces oscillations relativement rapprochées dans le temps ont été observées dans la région de Rabat (Stearns, 1970, 1978), où se trouve un exemple remarquable de « côte à oulja » développée dans les dunes grésifiées : façonnement d’une plate‑forme d’abrasion marine et recul corrélatif d’une grande falaise interne au cours d’une première transgression, accompagnée de la mise en place de sédiments marins, s’achevant vers 125 ka (MISS 5.5) ; après érosion partielle lors d’une première régression, recouvrement de ces sédiments par des dunes littorales à un niveau proche de l’actuel vers 95 ka (MISS 5.3) ; nouveau retrait océanique, accompagné de nouvelles dunes, puis dernier retour positif, vers 85 ka (MISS 5.1), avec des dépôts marins proches du zéro actuel, caractérisés par de grands exemplaires de Pourpres pris dans un ciment rubéfié. Les témoins de l’évolution ultérieure du niveau de la mer, après 80 ka environ, ne sont généralement pas visibles, puisque submergés par la remontée océanique holocène et actuelle. Ce « modèle de Rabat » ré‑examiné (Chahid et al., ce volume), peut‑il s’appliquer à la côte de l’Atlas Atlantique (Weisrock, 1980, 1981, 2012) ?

2La côte de l’Atlas Atlantique entre le Cap Rhir et Agadir (fig. 1) appartient au type de côte à structure transverse développée aux dépens d’une région en surrection, où les grands axes anticlinaux du plissement atlasique (Cap Rhir‑Aferni, L’Gouz, Anza et Agadir‑Kasba) sont recoupés presque perpendiculairement par le littoral. Cette côte est aujourd’hui une côte à falaises vives globalement en recul, à l’exception de petites plages situées au débouché des oueds (Arhoud, Assif Lamahyane, Tamraght). Mais le soulèvement atlasique, s’il entretient l’érosion, a eu aussi l’effet de « percher » les dépôts d’accrétion et de donner naissance à une côte à terrasses étagées. La plus basse d’entre elles, construite par des dépôts marins proches du niveau zéro actuel ou légèrement au‑dessus, est ainsi développée au droit des axes anticlinaux (Cap Rhir, Tamraght, Anza, Agadir‑Port), ainsi qu’au passage de hog‑backs de roches dures (Arhoud, Assif Lamahyane). Les datations U/Th effectuées dans les années 1970 sur les coquilles de mollusques marins de ces dépôts (tab. 1) ont permis d’attribuer globalement la construction de la plate‑forme d’accumulation marine de cette basse terrasse au MIS 5 (Weisrock, 1980 ; Weisrock et al., 1999), désigné alors comme étage « Ouljien » (Gigout, 1949 ; Biberson, 1958). A Agadir et Tamraght, les résultats U/Th montraient deux regroupements de dates : i) autour de 95 ka (MISS 5.3) à Agadir‑Port, Agadir‑Centrale électrique et Tamraght ; ii) autour de 75 ka (MISS 5.1) à Agadir‑Phare et Agadir‑Port. Ces acquis conduisent à se demander i) pourquoi le plus haut niveau océanique du MISS 5.5 à 123 ka n’aurait pas laissé d’enregistrement ici et ii) si l’on peut distinguer, au sein des dépôts affleurant sous la plate‑forme de la basse terrasse, ceux des MISS 5.3 et MISS 5.1, en préciser la nature pétrographique, sédimentologique et faunistique, ainsi, éventuellement, que leur contexte géomorphodynamique, leur signification paléoclimatique et glacio‑eustatique ?

Fig. 1 – Carte de localisation.
Fig. 1Location map.

Fig. 1 – Carte de localisation.  Fig. 1 – Location map.

1. anticlinal ; 2. périclinal ; 3. Synclinal ; 4. Flexure ; 5. Crêt ; 6. Falaise vive ; 7. Première falaise morte (MIS 5) ; 8. Grande falaise morte polygénique du Pléistocène moyen ; 9. Plate‑forme de +50 m ; 10. Plate‑forme du Pléistocène inférieur ; 11. id., plus ou moins érodée.
1. Anticline; 2. Pitching anticline; 3. Syncline; 4. Flexure; 5. Hogback; 6. Cliff; 7. First dead‑cliff (MIS 5); 8. Main polygenic Middle Pleistocene dead‑cliff; 9. +50 m platform; 10. Low Pleistocene platform; 11. The same, more or less eroded.

Tab. 1 – Anciennes datations U/Th et 231Pa de coquilles marines de la terrasse « ouljienne » (+2 à +8 m), entre Agadir et le Cap Rhir (Weisrock, 1980).
Tab. 1Ancient U/Th and 231Pa datations of marine shells of the “ouljian” terrace (+2 at +8 m), between Agadir and Cape Rhir (Weisrock, 1980).

Tab. 1 – Anciennes datations U/Th et 231Pa de coquilles marines de la terrasse « ouljienne » (+2 à +8 m), entre Agadir et le Cap Rhir (Weisrock, 1980).  Tab. 1 – Ancient U/Th and 231Pa datations of marine shells of the “ouljian” terrace (+2 at +8 m), between Agadir and Cape Rhir (Weisrock, 1980).

2. Terrain d’étude : aspects géomorphologiques de la basse terrasse côtière de Tarhazout à l’embouchure des oueds Tamraght – Assersif et Cap Bouzellou

3Les divers sites d’Agadir‑Port, Agadir‑Centrale électrique, Agadir‑Phare d’Arhesdis, proches de l’Océan, ayant aujourd’hui presque tous entièrement disparu, le choix d’un site encore accessible ayant pu enregistrer les traces des divers sous‑stades du MIS 5 s’est porté sur la partie sud de la basse terrasse côtière, relativement continue, conservée entre Tarhazout, Tamraght (embouchure) et le Cap Bouzellou.

4La terrasse côtière se développe sur 600 m de large en moyenne au nord de l’embouchure, entre l’Océan et une falaise morte interne, dite « falaise morte ouljienne », assez nettement visible, longée par la route nationale ; au sud de l’embouchure, il n’en reste qu’un témoin beaucoup plus restreint, large de moins de 200 m, très fragilisé par l’érosion marine et anthropique. La localisation et la conservation de ce secteur de côte basse d’accrétion s’expliquent par la configuration structurale générale, correspondant à la bordure sud d’un synclinal majoritairement marneux et surtout par la dynamique côtière : la dérive littorale induite par les houles et l’alizé dominant se fait ici du nord vers le sud (Aouiche et al., 2016) ; les houles dominantes de nord‑ouest sont réfractées et atténuées par l’effet du redan très proéminent du Cap Rhir (fig. 1). La terrasse côtière n’est ni une « rasa », ni une « oulja » véritable. Elle procède, en fait, de ces deux systèmes morphogéniques successifs. Le premier système, érosif, la « rasa », a consisté dans le façonnement d’une plate‑forme d’abrasion marine tronquant la structure géologique sous‑jacente. La limite interne de cette surface d’abrasion est une falaise morte, aujourd’hui enfouie, mais dont la partie supérieure est encore visible en certains endroits (fig. 2). Le second système, l’«  oulja », est polygénique : il résulte d’accumulations et érosions successives ; il a comporté les apports continentaux des oueds côtiers, principalement Tamraght et Assersif, aux très vastes bassins‑versants, leur contribution à la sédimentation marine et les apports océaniques de sédiments marins (sables de plage bioclastiques). S’y sont ajoutés des dépôts éoliens, qui ont été érigés en dunes. Mais il se trouve, ici, que la plupart de ces anciennes formes de terrain superficielles d’origine éolienne ont été amputées de leur partie haute, avant leur recouvrement sous des dépôts continentaux plus récents.

Fig. 2 – Carte géomorphologique de la baie de Tarhazoute (d’après Weisrock, 1980).
Fig. 2Geomorphologic map of the Tarhazoute Bay (after Weisrock, 1980).

Fig. 2 – Carte géomorphologique de la baie de Tarhazoute (d’après Weisrock, 1980).Fig. 2 – Geomorphologic map of the Tarhazoute Bay (after Weisrock, 1980).

Localisations : Ta. Tarhazoute ; AT. Assif Tamraght ; CB. Cap Bouzellou ; 1. Baie Sud ; 2. Petit Cap rocheux ; 3. Sidi Igouramene ; 4. Cap nord. Dépôts marins : 1. Plage sableuse ; 2. Plage fossile à +40 m (ex‑Maarifien) ; 3. Plage fossile à environ +200 m (Pléistocène inférieur, ex‑Moghrébien) ; Formes d’érosion marine : 4. « rasa » moghrébienne ; 5. Falaise vive ; 6. Falaise de très haute mer ; 7. Falaise morte holocène (ex‑Mellahien) ; 8. Falaise morte du MIS 5.5 (ex‑Ouljien) ; 9. Grande falaise morte polygénique du Pléistocène moyen ; 10. La même, dégradée ; 11. Houle, d’après photos aériennes IGN Maroc‑NH29‑XV‑XXI, 1957 ; Formes structurales : 12. Crêts et chevrons ; Formes d’accumulation et dépôts continentaux : 13. Amas dunaires ; 14. Terrasse alluviale holocène (ex‑Rharbien) ; 15. Terrasse alluviale et glacis encroûtés du Pléistocène supérieur (ex‑Soltanien) ; 16. Terrasse alluviale et glacis à dalle calcaire du Pléistocène moyen (ex‑Tensiftien et Amirien) ; 17. Cône de déjection fossile à +50 m (ex‑Maarifien) ; Formes d’érosion continentale : 18. Versant d’érosion polygénique ; 19. Badlands.
Locations: Ta. Tarhazoute; AT. Assif Tamraght; CB. Bouzellou Cape; 1. South Bay; 2. Small rocky Cape; 3. Sidi Igouramene; 4. North Cape. Marine deposits: 1. sandy beach; 2. +40 m fossil beach (ex‑Maarifian); 3. ca. +200 m fossil beach (ex‑Moghrebian, Low Pleistocene); Marine erosion forms: 4. Moghrebian « rasa »; 5. Cliff; 6. Tempest cliff; 7. Holocene (ex‑Mellahian) dead‑cliff; 8. MIS 5.5 (ex‑Ouljian) dead‑cliff; 9. Polygenic Middle‑Pleistocene high dead‑cliff; 10. The same, degraded; 11. Swell, after IGN Maroc NH29‑XV‑XXI, 1957 aerial photos; Structural forms: 12. Hogbacks and flatirons; Accumulation forms and continental deposits: 13. Dune fields; 14. Holocene (ex‑Rharbian) fluvial terrace; 15. Late Pleistocene (ex‑Soltanian) fluvial terrace and calcrusted glacis; 16. Middle Pleistocene (ex‑Tensiftian and Amirian) fluvial terrace and calcrete cap‑rocked glacis; 17. +50 m (ex‑Maarifian) fossil alluvial‑fan. Continental erosion forms: 18. Polygenic erosion slope ; 19. Badlands.

5Cette abrasion et cette sédimentation ont été reconnues depuis longtemps (Lecointre, 1952) comme témoins de la transgression « ouljienne » du dernier interpluvial, ce qui a été précisé ensuite par l’étude des faunes de gastéropodes et bivalves (Brébion et Lauriat‑Rage, in Weisrock, 1980) et la première datation isotopique (Hoang et al., 1978) effectuée sur une coquille de Thaïs (Stramonita) haemastoma du dépôt fluvio‑marin de la rive gauche de l’embouchure (Petit Cap) à +2 m, donnant un âge de 97 ± 5 ka.

6Les talus latéraux et celui de bord externe de cette basse terrasse côtière résultent de l’érosion marine qui y développe de basses falaises vives, du sapement latéral exercé par les crues des oueds Tamraght et Assersif de part et d’autre de leur embouchure commune et, enfin, de l’exploitation intensive récente des sables et des galets.

7Actuellement les échanges entre apports de l’oued et apports marins sont faibles : le climat sub‑aride fait que l’oued n’est actif que lors de crues relativement rares ; l’océan ne connaît qu’un marnage faible, de l’ordre de 1 à 2 m au maximum, mais la houle quasi permanente de NNO crée un fort déferlement. Les apports éphémères de l’oued sont remodelés en barres sableuses et caillouteuses qui ferment l’embouchure en s’allongeant selon une direction NNE‑SSO. Il faut une tendance transgressive pour que l’océan pénètre dans l’embouchure ; le matériel caillouteux et sableux d’origine fluviatile est alors remanié ; les galets prennent une nouvelle disposition ; ils s’aplatissent et sont pholadés ; des paquets de coquilles de mollusques sont également déposés. On parlera donc de dépôt « fluvio‑marin » dans l’embouchure, rive droite et rive gauche, avec du matériel principalement d’origine fluviatile, mais dont le dernier agent de mise en place est marin. En dehors de l’embouchure, on trouve les faciès marins infra‑littoraux, littoraux et ad‑littoraux classiques, recouverts par la suite par des dépôts continentaux, éoliens et/ou colluviaux.

8Trois secteurs de coupes naturelles ont été observés du sud au nord en s’éloignant progressivement de la falaise morte « ouljienne » (fig. 3) : i) la rive gauche de l’embouchure : coupe de la Baie Sud (fig. 4-5) et coupes du Petit cap rocheux (fig. 4B, 6) ; ii) la rive droite de l’Assif Tamraght : coupe de Sidi Igouramene (fig. 8-9) ; « Coupe Principale » (fig. 7, 9) et coupe Cap 1 (fig. 9) ; iii) le cap rive droite et ses falaises vives : coupes Cap 2 et Cap 3 (fig. 9‑11).

Fig. 3 – Localisation des coupes étudiées, embouchure de l’Assif Tamraght.
Fig. 3
Studied stratigraphic transects location, mouth of Assif (wadi) Tamraght

Fig. 3 – Localisation des coupes étudiées, embouchure de l’Assif Tamraght.Fig. 3 – Studied stratigraphic transects location, mouth of Assif (wadi) Tamraght

Image satellite Google du 02/08/2014.
Google satellite picture of 2014/08/02.

9On y trouve trois contextes géomorphodynamiques et sédimentaires différents :

10▪ Au sud de l’embouchure, dans la « Baie Sud », il s’agit d’un remblaiement marin avec des bancs de galets interstratifiés dans des faciès marins sableux.
▪ Dans l’embouchure, on dénote essentiellement des faciès fluviatiles (barres longitudinales peu épaisses, de galets relevant vers l’aval), des faciès fluvio‑marins (barres sableuses à passées de galets) et rarement des faciès marins et dunaires. Il y a interstratification de dépôts grossiers (galets issus de l’oued, remaniés en barres caillouteuses littorales) et de niveaux sableux de plage et barre sableuse (mélange de matériel issu de l’oued et d’apport marin).
▪ Le long de la falaise vive, au nord de l’embouchure, on observe, à la base, des faciès de plage marine à rares galets dans des sables grossiers et, au‑dessus, des faciès éoliens de dune littorale ; à la base, plus on s’éloigne de l’embouchure et plus les galets se raréfient.

11Pour bien marquer ces différences, on affectera le préfixe (M) aux séries sédimentaires marines (puis continentales) des Caps 3 et 2, le préfixe (B‑M) à celles de la Baie Sud, le préfixe (O) à celles des coupes de l’embouchure proprement dite, en distinguant rive gauche (ORG) et rive droite (ORD).

3. Méthodes d’analyse

12L’attribution des diverses unités stratigraphiques observées au sein des dépôts de la terrasse côtière aux sous‑stades successifs du MIS 5 ne peut se faire sans une précision accrue des recherches, à la fois sur le terrain et au laboratoire, en choisissant l’étude géomorphologique et stratigraphique d’un secteur restreint (A. Weisrock, A. Ouammou et S. Balescu) et en entreprenant une nouvelle série de datations de sables de plage et dunaires par les méthodes OSL et IRSL (S. Balescu, S. Huot et M. Lamothe), couplée pour certains échantillons disponibles à des datations U/Th sur coquilles de mollusques (B. Ghaleb et C. Falguères). Ces données sont complétées par l’analyse isotopique des mêmes coquilles de mollusques pour déterminer les paléotempératures correspondantes (L. Rousseau), par des mesures complémentaires sur l’altitude des dépôts (L. Rousseau), et par la granulométrie de leurs sables (S. Abdessadok).

3.1. Sédimentologie 

13Il s’agit de caractériser les échantillons sableux choisis à Tamraght du point de vue sédimentologique, le principal problème étant de déterminer si ce sont des restes de dépôts marin, fluviatile, fluvio‑marin, colluvial ou éolien ; dans les sédiments marins francs et fluvio‑marins, il est possible d’évaluer quelle est la part des apports continentaux de l’oued, en utilisant la granulométrie et la morphoscopie des sables, ainsi que la pétrographie sédimentaire. La part des héritages est cependant fondamentale et c’est pourquoi figure aussi l’analyse d’un dépôt dunaire (échantillon 11 TAM 13) accumulé au pied de la falaise « ouljienne », désigné sous le nom de « grande dune » (fig. 3, 13-14, tab. 2‑3), qui a sans doute fourni un matériel remanié par les épisodes transgressifs marins du MIS 5 d’une part et par colluvionnement continental d’autre part. Cependant, il reste très difficile de décider de la nature colluviale ou dunaire d’un sédiment, ou de juger de la provenance dunaire d’un dépôt colluvial, après érosion des dunes par le ruissellement, en fonction de sa granulométrie ou de sa morphoscopie.

Tab. 2 – Tamraght : granulométrie des sédiments inférieurs à 2000 µm.
Tab. 2Tamraght : sediments granulometry (under 2000 µm).

Tab. 2 – Tamraght : granulométrie des sédiments inférieurs à 2000 µm.Tab. 2 – Tamraght : sediments granulometry (under 2000 µm).

Tab. 3 – Tamraght : indices granulométriques des sédiments inférieurs à 2000 µm.
Tab. 3Tamraght : granulometric indices of sediments (under 2000 µm).

Tab. 3 – Tamraght : indices granulométriques des sédiments inférieurs à 2000 µm.Tab. 3 – Tamraght : granulometric indices of sediments (under 2000 µm).

14Pour la granulométrie (tab. 2‑3), dix échantillons de sédiments non consolidés ont été prélevés sur les coupes observées. Ils correspondent aux échantillons qui ont fait l’objet de datations ou ont été prélevés pour comparaisons. En raison de leur poids trop élevé, les échantillons bruts, séchés à une température de 40° avant de subir un quartage, ont été séparés de leurs éléments grossiers par un tamisage à l’eau. On a ainsi retenu uniquement les éléments inférieurs à 2 mm (sables grossiers, sables moyens, sables fins, limons et argiles) pour étudier les pourcentages et caractéristiques granulométriques. L’analyse a été effectuée par voie humide en utilisant le granulomètre Laser Malvern Mastersizer 2000 à diffraction et à diffusion laser. La distribution granulométrique des échantillons a été réalisée en se servant du logiciel GRADISTAT (Blott et Pye, 2006), les paramètres calculés en utilisant les formules de Folk et Ward (1957) et l’interprétation des résultats effectuée en se référant aux ouvrages de Folk et Ward (1957), Pye et Blott (2004) et Anderson (2007). Des diagrammes d’écarts‑types, de coefficients d’asymétrie (Skewness) et d’acuité (Kurtosis) ont été établis (fig. 13‑14) et sont utilisés infra dans les interprétations.

15La morphoscopie (tab. 4) des mêmes échantillons s’est bornée provisoirement à l’observation des grains de 312 à 500 microns, établissant les pourcentages de grains non‑usés, directement issus du fluviatile, et de grains émoussés‑luisants, indiquant un façonnement marin prolongé.

Tab. 4 – Tamraght : morphoscopie sommaire des sédiments sableux.
Tab. 4Tamraght : succinct morphoscopy of sedimentary sands.

Tab. 4 – Tamraght : morphoscopie sommaire des sédiments sableux.Tab. 4 – Tamraght : succinct morphoscopy of sedimentary sands.

3.2. Datation U/Th et datation par luminescence

16La méthode U/Th a été appliquée à 4 coquilles marines prélevées (1) dans les dépôts fluvio‑marins de la rive droite (« Coupe Principale ») et (2) en rive gauche dans le dépôt fluvio‑marin du Petit Cap et dans les dépôts marins de la Baie Sud.

17La situation stratigraphique et altitudinale de ces échantillons, les espèces utilisées se trouvent sur le Tableau 5. En première lecture, on peut dire que les âges donnés sont tous des âges ad minima. En effet, l’uranium entre dans la coquille lors de la diagenèse précoce ; une coquille vivante n’a pratiquement pas d’uranium tandis que les coquilles fossiles en ont une forte teneur. Si depuis la fixation diagénétique de l’uranium le système radioactif reste fermé, l’âge U/Th peut être considéré comme un âge minimal ; si l’uranium continue à entrer ou à sortir, l’âge calculé n’est pas fiable. Les teneurs en uranium sont ici très élevées pour les échantillons 08 TAM 13 et surtout 07 TAM 13, dont le résultat (47 ka) ne peut être validé.

18La méthode de datation par luminescence applicable aux grains minéraux du sédiment (quartz ou feldspath), offre la possibilité de dater directement le dépôt littoral (marin ou éolien). Lorsque les feldspaths potassiques (feldspath‑K) sont stimulés optiquement en laboratoire par des photons du proche‑infrarouge (λ =880 nm), ils émettent un signal IRSL (« Infrared Stimulated Luminescence » ; Hütt et al., 1988) qui mesure le temps écoulé depuis leur enfouissement ou leur dernière exposition à la lumière solaire. Les grains de quartz quant à eux, sont stimulés par de la lumière verte (λ = 280‑380 nm) et émettent un signal OSL (« Optically Stimulated Luminescence »). Ces méthodes OSL/IRSL sont très bien adaptées à la datation des sédiments littoraux, marins et éoliens (Duller, 2004 ; Wintle, 2008). Dans cet environnement, les grains minéraux sont en effet bien exposés à la lumière solaire avant leur dépôt ; leur horloge interne ou leur luminescence héritée est dès lors bien remise à zéro au moment du dépôt final.

Tab. 5 – Datations U/Th de coquilles marines.
Tab. 5U/Th datations of marine shells.

Tab. 5 – Datations U/Th de coquilles marines.  Tab. 5 – U/Th datations of marine shells.

19Les mesures de luminescence ont été réalisées sur des grains grossiers de feldspaths‑K et de quartz (>150 µm) de densité respectivement inférieure et supérieure à 2,58 g.cM‑3. La paléodose (De) des feldspaths‑K a été estimée par la méthode des doses γ additives appliquée à des aliquotes multiples (MDA ; Balescu et al., 2003). La paléodose des quartz est estimée par la technique de régénération β sur aliquotes uniques (« Single Aliquote Regenerative‑dose technique » ou technique SAR ; Murray et Wintle, 2000).

20Les contributions des rayonnements externes (α, β et γ) et internes (β) à la dose annuelle (Da) sont calculées à partir des teneurs en U, Th et K du sédiment mesurées par spectrométrie gamma. La teneur en K interne des grains de feldspaths‑K est estimée à 12,5 ± 0,5 % (Huntley et Baril, 1997). La contribution du rayonnement cosmique est calculée à partir des données de Prescott et Hutton (1994) en tenant compte des profondeurs actuelles des échantillons.

21En raison de l’instabilité du signal IRSL des feldspaths (« anomalous fading » ; Wintle, 1973) qui se traduit par une perte spontanée du signal au cours du temps et donc une sous‑estimation de l’âge, les âges IRSL mesurés ont été corrigés pour ce « fading ». Dans le cadre de la présente étude, nous avons utilisé le protocole de correction développé par Mejdahl (1988, 1989) et décrit en détail dans Balescu et al. (1997). Les âges IRSL mesurés un an après l’irradiation sont ensuite corrigés en appliquant le protocole de correction pour le « fading à long terme » de Mejdahl. Ce protocole s’appuie sur l’analyse IRSL de feldspaths‑K d’âge « infini » (>1 Ma) de provenance géologique et géographique identique à celle des échantillons littoraux du SIM 5. Cet échantillon « infini » (IM28) a été prélevé à Imzi (fig. 1) dans les dépôts littoraux « moghrébiens » attribués au Pléistocène inférieur.

22Les échantillons destinés à la datation par luminescence ont été prélevés dans des sables marins littoraux (dépôt de plage) et dans des sables éoliens. Les localisations stratigraphiques et altitudinales sont données dans le Tableau 6 des résultats.

Tab. 6 – Datations IRSL sur feldspaths potassiques et OSL sur quartz.
Tab. 6IRSL datations on K feldspars and OSL on quartz grains.

Tab. 6 – Datations IRSL sur feldspaths potassiques et OSL sur quartz.Tab. 6 – IRSL datations on K feldspars and OSL on quartz grains.

3.3. Mesures isotopiques complémentaires sur les coquilles marines et calcul des paléotempératures

23La faune déterminée précédemment par Brébion et Rage‑Lauriat (in Weisrock et al., 1999) a été considérée globalement comme une faune interglaciaire de « cachet chaud ». On tente d’apporter quelques nuances à cette vue générale par des mesures d’isotopes stables effectuées sur les 4 coquilles marines utilisées pour les datations U/Th. La mesure du delta 18O des coquilles marines permet d’évaluer les paléo‑températures. En effet, lors de la précipitation d’un carbonate en équilibre avec l’eau de mer, il se produit un fractionnement isotopique qui varie avec la température. Cette relation univoque a conduit Mc Crae (1950) à utiliser la composition isotopique de l’oxygène des carbonates comme géothermomètre.

24Le Tableau 7 présente les résultats des analyses isotopiques réalisées sur des coquilles de bivalves ou de gastéropodes marins prélevées dans les couches fluvio‑marines de l’embouchure, rive droite (07 et 08 TAM 13) et les dépôts fluvio‑marin (13 TAM 13) et marin (14 TAM 13) rive gauche. Les compositions isotopiques du carbone et de l’oxygène ont été déterminées selon le protocole classique de Shackleton (1974). Ces résultats sont reportés sur le Tableau 7 en unité delta (‰) par rapport au PDB (rostre de bélemnite de la Pee Dee Formation de Caroline du sud utilisé comme standard).

Tab. 7 – Paléotempératures calculées par la formule de Thébault (2005).
Tab. 7 Calculated palaeotemperatures after Thébault’s (2005) formula.

Tab. 7 – Paléotempératures calculées par la formule de Thébault (2005).Tab. 7 – Calculated palaeotemperatures after Thébault’s (2005) formula.

25Craig (1965) propose d’évaluer la thermodépendance selon l’équation suivante :

26T(°C) = 16,9-4,2 (δ 18O carbonate- δ W)+0,13 (δ 18O carbonate-δ W)2  [1]

27Shackleton (1974) propose une formule plus adaptée pour les températures inférieures à 16°C :

28T(°C) = 16,9-4 (δ 18O carbonate-δ W)         [2]

29Plus récemment, Thébault (2005) adopte une nouvelle approche pour évaluer la paléotempérature qui régnait lors de la croissance des populations de mollusques aux périodes considérées :

30T(°C) = ‑3,56 (δ 18O coquille-δ W)+20,5     [3]

31Les valeurs de δ 13C du carbonate organogène des coquilles de bivalves ou de gastéropodes sont généralement comprises entre ‑3 ‰ vs PDB et +3 ‰ vs PDB. Toutes les valeurs sont ici conformes à cette plage. Par conséquent, le système est resté clos, au moins pour ce type de données, ce qui ne semble pas être toujours le cas pour les données radiochronologiques.

32Dans les calculs, le δ W correspond au rapport isotopique de l’eau de mer dans laquelle l’organisme a fabriqué sa coquille. Actuellement, le volume de l’eau piégée dans les inlandsis correspond au 1/50 du volume total des océans. Par conséquent, le δ 18O des glaces d’eau douce des inlandsis serait de l’ordre de ‑50 ‰, le calcul sur la valeur du δ 18O serait égal à 1/50 x –50 ‰ = ‑1 ‰. Toutefois les calculs donnent des résultats légèrement différents, la composition moyenne du δ 18O/16O des eaux océaniques actuelles est de l’ordre de ‑0,3 ‰ à +1 ‰ (Craig, 1965 ; Brand, 1989 ; Trenberth, 1992 ; Rousseau et al., 2008). Si l’on considère les valeurs moyennes de δ pour les coquilles 08 TAM 13, 13 TAM 13 et 14 TAM 13, on trouve dans les tables de référence, pour les périodes isotopiques du stade 5, des valeurs de δ W de l’ordre de ‑2,54 ‰.

4. Présentation des sites et des résultats analytiques

4.1. Tamraght : coupes de la rive gauche (sud) de l’embouchure

33La première se situe dans les dépôts d’une petite baie (coupe C3) aujourd’hui mis en exploitation ; la seconde se situe immédiatement au sud de l’embouchure, où les dépôts sont ancrés sur les restes d’un petit cap rocheux (coupes C1 et C2) dû à l’affleurement des calcaires dolomitiques gréseux du Campanien supérieur redressés vers le nord‑est (fig. 2‑4A).

Fig. 4. – Assif Tamraght, rive gauche, coupes « Petit Cap » et « Baie Sud ».
Fig. 4Assif Tamraght, left side, “Petit Cap” and “Baie Sud” outcrops.

Fig. 4. – Assif Tamraght, rive gauche, coupes « Petit Cap » et « Baie Sud ».Fig. 4 – Assif Tamraght, left side, “Petit Cap” and “Baie Sud” outcrops.

A. Vue d’ensemble (photo S. Balescu, 2013). B. Petit Cap et Baie Sud, logs. 1. Calcaires crétacés ; 2. Galets et sables marins inférieurs ; 3. Galets et sables fluvio‑marins ; 4. Conglomérat marin supérieur ; 5. Galets, sables et limons continentaux encroûtés ; 6. Sables éoliens vifs.
A. General view (photo S. Balescu, 2013). B. « Petit Cap » and « Baie Sud », logs. 1. Cretaceous limestones; 2. Basal marine pebbles and sands; 3. Fluvio‑marine pebbles and sand; 4. Upper marine conglomerate; 5. Continental calcrusted pebbles, sands and silts; 6. Active aeolian sands.

4.1.1. Coupe de la rive gauche de l’embouchure, Baie Sud

34(Coupe C3 ; 30° 29’ 605 N ; 9° 40’ 562 O ; z = +2 m environ à la base visible du dépôt)

35Le remblaiement de fond de baie, actuellement exploité sur un peu plus de 4 m de hauteur totale, est essentiellement caillouteux à la base et sableux à son sommet relativement mal consolidé. On y observe :

36▪ B‑M‑1 : dépôt de grève marine visible sur 2,20 m d’épaisseur, d’abord composé de galets très grossiers, puis de galets triés et lités, ayant subi une influence marine nette (aplatissement, trous de Pholades) accompagnés de coquilles marines parfois complètes de grandes Patelles et Pourpres prises dans de rares lentilles sableuses (Echantillon 14 TAM 13, fig. 5 ). Il s’agit alors d’un sable détritique et bioclastique grossier (Médiane = 624 µm), peu trié (So 1 = 1,36). Un exemplaire de Thaïs (Stramonita) haemastoma L. a fourni un âge U/Th de 107,2 ± 0,9 ka. La paléotempérature moyenne calculée de l’eau océanique correspondante est de 17,3°.

Fig. 5 – Coupe C3, Baie Sud : stratigraphie et localisation des échantillons 14 TAM 13 (galets, sables marins et coquilles) et 15 TAM 13 (sables marins) ; agrandissement : Thaïs (Stramonita) haemastoma L. dans lit graveleux.
Fig. 5“Baie Sud” : stratigraphy and location of samples 14 TAM 13 (pebbles, marine sands and shells) and 15 TAM 13 (marine sands) ; enlarging : gravelly bed with Thaïs (Stramonita) haemastoma L.

Photo. S. Balescu, 2013

37Ce dépôt de granulométrie grossière représente un conglomérat marin basal, dont le matériel est en grande partie d’origine fluviatile, mais dont la mise en place définitive est marine. Il repose en partie, latéralement, contre un pan de la paroi d’une ancienne basse falaise faisant face au sud, qu’il fossilise. Ce vestige d’une ancienne basse falaise fossile (F.M.1) est situé entre environ 1 m et la mer. La plate‑forme d’abrasion marine correspondante (S.A.M.1) n’est pas observable, parce qu’elle se trouve à présent sous la plage actuelle.

38▪ B‑M‑2 : alternance de bancs sableux et de bancs caillouteux. Les bancs sableux sont d’abord grossiers, biodétritiques et assez peu épais (0,40 m). Deux alternances dépôt de galets – dépôts sableux marins se reproduisent vers le sommet, avec une inversion des épaisseurs, la fraction sableuse devenant de plus en plus prépondérante. L’échantillon 15 TAM 13 a été recueilli à +3/+4 m dans le premier niveau sableux. Il s’agit d’un sable de plage, sable moyen (Médiane = 327 µm), peu trié (So 1 = 1,26), qui a fourni un âge IRSL corrigé de 101 ± 12 ka sur feldspath potassique.

39Les couches B‑M‑1 et B‑M‑2 se suivent vers le nord sur près d’une centaine de mètres en s’amincissant d’abord contre l’ancienne basse falaise sur laquelle s’appuie B‑M‑1. Ensuite, la couche B‑M‑2 recouvre les restes d’une surface d’abrasion entaillée dans les calcaires gréseux du Campanien supérieur située entre +1 et +3 m. Enfin, l’ensemble est recouvert en discordance par le dépôt ORG‑4, vers +5 m (cf. infra, coupes du Petit Cap).

40▪ B‑M‑3 : dépôt sableux de 1,50 m d’épaisseur, faiblement consolidé, reposant en concordance sur les dépôts précédents.

4.1.2. Coupe de la rive gauche de l’embouchure, Petit Cap rocheux

41En raison de sa situation à la pointe du petit cap, l’ensemble de la coupe C1 a subi une cimentation de type beach‑rock entraînant une forte lapidification, en plus d’un encroûtement calcaire de type phréatique visible surtout dans la couche ORG‑4 (fig. 4B, 6). Une fracturation par des failles inverses en compression N 90‑120, accompagnée d’un coulissage sénestre le long du petit cap, est soulignée par la présence de croûtes calcaires lamellaires le long des fissures.

42Dans le détail, le substratum de calcaire campanien gréseux et marno‑calcaire est tranché, en discordance d’érosion, par une plate‑forme d’abrasion marine (S.A.M. 2), située vers +1,5 m à l’emplacement de la photo. Elle a été fossilisée par un sédiment marin (ORG‑1) sus‑jacent. Lui fait suite une ancienne falaise fossile, à déduire de la coupe C2 suivante (fig. 4B), sur laquelle des sédiments marins (ORG‑1, ORG‑2 et ORG‑3) ne peuvent qu’être « aggradants », alors que le dépôt suivant (ORG‑4), encore en apparente accordance sur ceux‑ci, repose en discordance sur le substrat d’âge campanien. A la base de la couche ORG‑1, une ancienne plate‑forme d’abrasion marine fossile (S.A.M. 2) se trouve donc associée, selon ce modèle, à une ancienne falaise fossile (F.M. 2). Le profil de cette plate‑forme présente quelques petites irrégularités, à l’échelle des écueils, au passage des bancs de calcaire gréseux. Son bord interne, à son point de jonction avec une ancienne falaise fossile, à laquelle elle s’adosse, représente la position atteinte par une ancienne ligne de rivage à la fin du processus d’abrasion, au terme de la phase initiale de la transgression, quand cesse le recul d’une falaise vive et que débute sa fossilisation. Mais il n’est pas visible entre les sites A et B. Plus haut, la discordance d’érosion sur le substrat qui se trouve au plancher du dépôt ORG‑4, marque la fin de l’aggradation qui fossilise le sommet de la falaise fossile. Le sommet d’ORG‑4 marque donc la fin de l’accumulation marine (S.Acc.M.2), vers +6 m.

43▪ ORG‑1a ‑1b : poudingue de 1 m à 1,50 m d’épaisseur (augmentant vers l’aval), à gros galets de calcaires durs bleu et gris avec rares blocs de grès rouge, matériel issu du bassin jurassique de l’Assif Tamraght. Les galets ont un aplatissement proche de 2, très comparable à celui des galets de calcaire des cordons littoraux. Ils sont parfois de grande taille, jusqu’à 50 cm et souvent pholadés. Leur dispositif n’est plus fluviatile, mais inversé, la plupart présentant un grand axe relevant vers l’amont. Nous sommes donc en présence des dépôts sans doute médians d’un cône torrentiel remanié par l’océan : en (1b), les galets ont été redisposés en barres de cordon littoral par l’océan.

44▪ ORG‑1 c : dépôt discontinu de poudingue à petits galets et de sable bioclastique (échantillon 13 TAM 13), sable moyen (Médiane = 240 µm), très peu trié (So 1 = 2,12). Ce sable contient des coquilles marines entières. Cette faune riche a été étudiée par Brébion et Lauriat‑Rage (in Weisrock, 1980) qui y ont reconnu 24 espèces de gastéropodes et 3 de bivalves, avec un cachet « chaud » typiquement « ouljien ». Un exemplaire de Thaïs (Stramonita) haemastoma (L.) a fourni un âge U/Th apparent de 97 ± 5 ka (Hoang et al., 1978). Un nouvel échantillon 13 TAM 13 de cette couche, comportant les genres Thaïs, Turritella sp., Chlamys sp., Cardium sp., Pecten sp. a été récolté à environ +4 m, dans la continuité, mais à une cinquantaine de mètres à l’amont de l’ancien affleurement ; un exemplaire de Thaïs a fourni un âge U/Th de 81,7 ± 0,7 ka. La paléotempérature moyenne calculée de l’eau océanique correspondante est de 16,5°.

45▪ ORG‑2a : couche de 0,60 m d’épaisseur très continue de sables marins bioclastiques lités horizontalement, moyens et fins (Médiane = 210 µm), avec de minces lits de débris de coquilles marines.

46▪ ORG‑2b : lentilles de bancs sableux de longueur métrique et de 0,60 m d’épaisseur, avec quelques rares passées caillouteuses.

47▪ ORG‑3 : lentilles décimétriques, caillouteuses ORG‑3a ; puis banc sableux, ORG‑3b. L’épaisseur totale de ORG‑3 est de l’ordre de 1,5 m et il existe aussi quelques rares débris de coquilles marines au sein de ORG‑3a.

48▪ ORG‑4 : entre +5 et +7 m environ, en concordance sur ORG‑3 mais recouvrant directement plus loin le substratum gréso‑calcaire, poudingue de gros galets sur 1,80 m d’épaisseur, très continu jusqu’au raccord avec la coupe de la Baie Sud (fig. 4B, 6). Les galets sont pris dans une matrice interstitielle sablo‑limoneuse rubéfiée à encroûtements calcaires. Si vers l’amont certains galets présentent encore une disposition fluviatile, celle‑ci disparaît vers l’aval, où leur réarrangement en cordons littoraux prévaut. Ce dépôt a une extension importante de part et d’autre du cap. Au point C2, 50 m au sud‑est du petit cap, il repose directement sur les calcaires du Campanien. Entre C2 et C3 (fig. 4), le dépôt ORG‑4 recoupe en discordance les couches B‑M‑1 et B‑M‑2 de la Baie Sud, avant de s’amincir et disparaître.

49▪ ORG‑5 : sables et limons fins brun‑rouge clair à encroûtements diffus, contenant des Hélicidés et de rares galets, succédant localement à un pavage probablement anthropique à la surface du poudingue ORG‑4. Des artéfacts lamellaires à tendance microlithique sont fréquents dans cette couche.

50▪ ORG‑6 : sol brun noir à traces de foyers.

Fig. 6 – Embouchure de l'Assif Tamraght, rive gauche, Petit Cap : stratigraphie et localisation de l’échantillon fluvio‑marin 13 TAM 13 (sables et coquilles).
Fig. 6Assif Tamraght mouth, left side, “Petit Cap” section: stratigraphy and location of fluvio‑marine sample 13 TAM 13 (sands and shells).

Fig. 6 – Embouchure de l'Assif Tamraght, rive gauche, Petit Cap : stratigraphie et localisation de l’échantillon fluvio‑marin 13 TAM 13 (sables et coquilles).  Fig. 6 – Assif Tamraght mouth, left side, “Petit Cap” section: stratigraphy and location of fluvio‑marine sample 13 TAM 13 (sands and shells).

Photo. S. Balescu, 2013.

4.1.3. Conclusions partielles sur les coupes de la rive gauche (sud) de l’embouchure

51La petite Baie Sud a été comblée par un dépôt d’accrétion océanique, où des grèves caillouteuses issues du remaniement du cône fluviatile de l’embouchure cèdent assez progressivement la place aux sables de plage et dunes de haut de plage. Cet ensemble sédimentaire B‑M‑1‑2‑3 s’appuie sur les traces d’une basse falaise morte (F.M.1) entaillée dans le substratum crétacé, la surface d’abrasion marine correspondante (S.A.M.1) étant aujourd’hui enfouie entre +1m et le rivage actuel. Les coquilles de la berme fossile de base ont un âge U/Th de 107,2 ± 0,9 ka. La première série sableuse a un âge IRSL corrigé de 101 ± 12 ka. Ces deux âges identiques, compte tenu des marges d’erreur, suggèrent une appartenance commune au MISS 5.3 (fig. 4B).

52La coupe du petit cap rocheux rive gauche montre essentiellement un dépôt de cône fluviatile recouvrant, en discordance d’abrasion autour de +1 m, un substratum crétacé aplani (S.A.M.2). Ce dépôt a été remodelé dans le passé en cordon littoral caillouteux (ORG‑1a –1b). Il a été recouvert par un dépôt marin (ORG‑1c) daté par U/Th dans la même couche i) à 97 ± 5 ka (MISS 5.3) et ii) 81,7 ± 0,7 ka (MISS 5.1) entre +2 et +4 m ASL. Viennent ensuite des dépôts de haut de plage (ORG‑2), puis ceux de l’embouchure d’un cône fluviatile qui s’est déplacé vers le sud (couche ORG‑3). Autour de +5 m, la couche (ORG‑4) repose en accordance sur le sédiment fluvio‑marin (ORG‑3) et en discordance d’érosion (D) sur le substratum d’âge crétacé. Elle présente une altération de teinte rouge (fig. 6) et des encroûtements calcaires, témoignant de l’émersion d’une ancienne plate‑forme d’accumulation (S.Acc.M.‑2) après la fin d’une transgression.

53Ainsi que le suggèrent les datations obtenues actuellement, la formation du remblaiement de la baie est certainement antérieure à celle que l’on observe au niveau de la coupe C1 du Petit Cap, puisque que le bord inférieur de l’ancienne falaise fossile F.M.1, qui supporte le dépôt B‑M‑1, ne peut que se tenir plus bas que celui, qui est déduit, plus au nord, des coupes C1 et C2 du même site (Petit Cap, S.A.M.2 et F.M.2). Cela peut sembler paradoxal au vu de sa consolidation bien moindre. En fait, deux autres arguments permettent d’étayer cette interprétation : le dépôt de la baie se situe à une distance beaucoup plus proche (ca. 150 m) du pied de la falaise morte « ouljienne », contrairement à tous les autres dépôts observés et a donc été enfoui bien plus longtemps, mais sous des sédiments dunaires non consolidés moins compacts ; sur cette rive gauche, il est aussi le premier qui s’éloigne de l’embouchure et échappe à l’influence fluviatile directe, source principale des carbonates dissous responsables des cimentations.

4.2. Tamraght : coupes de la rive droite (nord) de l’embouchure

4.2.1. « Coupe Principale » à l’embouchure de l’Assif Tamraght, rive droite

54(30°30’16 N ; 09°40’94 O ; z = +1 m à la base de la coupe)

55La « Coupe Principale » (fig. 7) se trouve à l’embouchure sur la rive droite de l’Assif Tamraght, entre le cimetière de Sidi Igouramene et le Cap 1. La coupe de Sidi Igouramene (fig. 8), 50 m à l’amont de la « Coupe Principale », montre le même dispositif. Certaines couches de cette dernière n’étant pas accessibles ou trop lapidifiées, on a échantillonné leurs prolongements à Sidi Igouramene.

Fig. 7 – Embouchure de l'Assif Tamraght, rive droite, « Coupe Principale » : stratigraphie et localisation des échantillons fluvio‑marins (sables et coquilles) 07 TAM 13 et 08 TAM 13.
Fig. 7Assif Tamraght mouth, right bank, « Coupe Principale »: stratigraphy and location of the fluvio‑marine sandy and shelly fluvio‑marine samples 07 TAM 13 and 08 TAM 13.

Fig. 7 – Embouchure de l'Assif Tamraght, rive droite, « Coupe Principale » : stratigraphie et localisation des échantillons fluvio‑marins (sables et coquilles) 07 TAM 13 et 08 TAM 13.  Fig. 7 – Assif Tamraght mouth, right bank, « Coupe Principale »: stratigraphy and location of the fluvio‑marine sandy and shelly fluvio‑marine samples 07 TAM 13 and 08 TAM 13.

Photo. A. Weisrock, 2010.

Fig. 8 – Embouchure de l'Assif Tamraght, rive droite, coupe de Sidi Igouramene : stratigraphie et localisation des échantillons sableux 10 TAM 13 (fluvio‑marin) et 09 TAM 13 (dunaire).
Fig. 8Assif Tamraght mouth, right side, Sidi Igouramene section: stratigraphy and location of sandy samples 10 TAM 13 (fluvio‑marine) and 09 TAM 13 (aeolian).

Fig. 8 – Embouchure de l'Assif Tamraght, rive droite, coupe de Sidi Igouramene : stratigraphie et localisation des échantillons sableux 10 TAM 13 (fluvio‑marin) et 09 TAM 13 (dunaire).  Fig. 8 – Assif Tamraght mouth, right side, Sidi Igouramene section: stratigraphy and location of sandy samples 10 TAM 13 (fluvio‑marine) and 09 TAM 13 (aeolian).

Photo. A. Weisrock, 2013.

56ORD‑1 : poudingue de 1,50 à 2 m d’épaisseur visible, où l’on distingue :

57▪ 1a : gros blocs calcaires et dolomitiques (jusqu’à 75 cm de PGL), relevant vers l’aval, cimentés dans une matrice sablo‑limoneuse carbonatée rose foncé compacte, azoïque, à galets hétérométriques. Dépôt de crue torrentielle de l’oued, 1a n’affleure qu’à partir de la « Coupe Principale » jusqu’au Cap 1.

58▪ 1b : blocs et galets peu émoussés de taille plus homogène (autour de 20 cm) comblant les irrégularités du dépôt précédent ; les galets ont subi un tri et perdu leur disposition fluviatile ; ils sont souvent percés de trous de Pholades, enrobés d’une fine pellicule de calcite et enveloppés d’une matrice sableuse jaune clair, poreuse, avec de rares restes de coquilles marines. Dépôt de berme littorale remaniant le dépôt fluviatile, le faciès 1b est présent sur toute la longueur de la coupe.

59▪ 1c : même type de dépôt que 1b, mais n’apparaissant qu’en lentilles discontinues, passant en certains endroits à une lumachelle à nombreuses coquilles parfois entières, emballées dans une matrice sableuse fine (Médiane = 87 µm) peu triée (So 1 = 1,98). Parmi la vingtaine d’espèces de Gastéropodes identifiées (Lecointre, 1952 ; Brébion in Weisrock, 1980) on peut retenir Patella safiana Lmk., Turritella conspersa Ad. et R., Semicassis saburon (Brug.), Mesalia mesal (Ad.) Desh, Cymatium (Cabestana) doliarium (L.), Thaïs (Stramonita) haemastoma (L.), Arcularia sp., Cancellaria (Bivetiella) cancellata (L.), assemblage caractéristique des faunes atlantiques à espèces chaudes du dernier interglaciaire ; les Bivalves sont moins variés : une dizaine d’espèces sans connotation climatique particulière (Lauriat‑Rage in Weisrock, 1980), parmi lesquelles Ostraea sp., Mytilus sp. et plusieurs espèces de Cardium. Un échantillon (07 TAM 13) de coquille de Circomphalus plicatus (Gmelin) a été prélevé à +1,50 m dans 1c (dépôt marin transgressif de base qui envahit le dépôt de cône fluviatile) pour la datation U/Th : l’âge U/Th calculé est de 47,040 ± 0,320 ka. La paléotempérature de l’eau de mer calculée correspondante est de 14,6°.

60ORD‑2 : dépôt sableux de 1,50 m d’épaisseur moyenne : sables biodétritiques jaune clair, grossiers et moyens, à litage sub‑horizontal (2a, 2c) ; lorsqu’on se rapproche du sommet de la couche, on trouve des passées de galets mélangés à quelques grandes coquilles entières (2b, 2d). Un échantillon de sables (10 TAM 13) proche du sommet de la couche ORD‑2, a été récolté à Si Igouramene : il s’agit de sables moyens (Médiane = 214 µm), peu triés (So 1 = 1,51) ; les sables moyens (49 %) et sables fins (37 %) y sont dominants. Cette couche 2 représente un dépôt de plage de moyenne énergie (baie ouverte) situé à plus de 3 m au‑dessus du niveau actuel à cet endroit. Puis les apports grossiers de l’oued s’intensifient.

61Une discordance angulaire (D) apparaît nettement entre les couches ORD‑2 et ORD‑3 dans la « Coupe Principale » (fig. 7) et dans celle de Si Igouramene (fig. 8) à l’amont. Dans la coupe Cap 1, il apparaît que la couche ORD‑3 repose directement sur ORD‑1 (fig. 9). Cette discordance indique qu’il y a eu une entaille, provoquée par un abaissement du niveau de la mer suivi d’un colmatage lors d’une transgression suivante.

Fig. 9 – Embouchure de l'Assif Tamraght, rive droite, Cap 2 et Cap 3 : logs et datations.
Fig. 9Assif Tamraght mouth right side, Cape 2 and Cape 3: logs and datations.

Fig. 9 – Embouchure de l'Assif Tamraght, rive droite, Cap 2 et Cap 3 : logs et datations.  Fig. 9 – Assif Tamraght mouth right side, Cape 2 and Cape 3: logs and datations.

1. Galets et sables marins ; 2. Galets et sables fluvio‑marins ; 3. Sables et limons éoliens massifs bioturbés ; 4. Sables éoliens à stratification entrecroisée ; 5. Sables et limons continentaux pédogénisés ; 6. Croûte calcaire ; 7. Sables éoliens vifs.
1. Marine pebbles and sands; 2. Fluvio‑marine pebble and sands; 3. Bioturbated aeolian sands and silts; 4. Cross‑bedded aeolian sands; 5. Pedogenized continental sands and silts; 6. Calcrust; 7. Active aeolian sands.

62ORD‑3 : alternance de lits sableux stratifiés en feuillets (3a, 3c, 3e) et de lits de galets et graviers contenant quelques coquilles (3b, 3d, 3f). L’échantillon de sables 08 TAM 13, récolté en sommet de la couche ORD‑3 (lit 3c) est constitué à 53 % de sables moyens et 30 % de sables fins, soit une médiane de 235 µm ; comme ceux de la couche ORD‑2, ce sont plutôt des sables de plage encore peu triés (So 1 = 1,59) que des sables de dune littorale. La médiane assez comparable à celle de la couche ORD‑2 montre un matériel un peu plus grossier et un peu moins trié qui indique un regain de l’influence océanique, c'est‑à‑dire une phase transgressive. Deux grandes coquilles (un Charonia nodifera et un Cymatium sp.) ont été récoltées à +5 m environ (lit 3b) pour datation U/Th. L’une d’entre elles (Cymatium) a donné un âge calculé de 76,940 ± 1,400 ka. La paléotempérature calculée de l’eau de surface océanique correspondante donne une moyenne de 16,6°.

63ORD‑4 : sables détritiques jaune clair d’épaisseur variable (autour de 1 m), dépourvus de stratifications internes, fortement bioturbés et prenant un aspect externe alvéolaire (Le Guern, 2004), reposant sur les dépôts marins. Ce dépôt est continu d’amont en aval, au sommet de la coupe ; il a été échantillonné à la coupe de Sidi Igouramene (fig. 8), base de la couche ORD–4, échantillon 09 TAM 13 (altitude +5 m). Il comporte 43 % de sables fins, 41 % de sables moyens, 16 % de limons et la médiane est de 176 µm, valeur courante dans les parties distales des systèmes dunaires littoraux de l’Atlas atlantique (Weisrock, 1980). Il s’agit donc d’un dépôt de faible énergie, largement étalé. L’indice de tri médiocre (So 1 = 1,62) est dû à un apport limoneux ultérieur clairement identifié sur l’histogramme (fig. 14) et n’exclut pas une mise en place éolienne ; enfin l’âge IRSL corrigé (93 ± 11 ka) de ces sables n’est pas incompatible avec le début d’une phase de régression.

64ORD‑5 : sables à stratifications obliques ; il s’agit d’un dépôt de dune littorale ici peu épais, à stratifications de type avalanche vers le sud, reposant en discordance sur l’unité précédente.

65La coupe du Cap 1, 110 m à l’aval de la « Coupe Principale » (fig. 9), montre à sa base un dépôt fluviatile à galets grossiers dans une matrice limono‑argileuse (ORD‑1a), puis un dépôt à galets et lumachelle concassée (ORD‑1b‑c) ; la couche ORD‑2 n’est pas visible ici et ORD‑3, formée de sables bioclastiques à passées de galets sur 2,50 m d’épaisseur, repose directement en discordance sur ORD‑1. Les sables sommitaux (ORD‑4 et ORD‑5) se raccordent aisément sur le terrain avec ceux de la « Coupe Principale » et de Sidi Igouramene, comme avec les dépôts sableux M‑4 et M‑5 du Cap 3 (infra). Le dépôt ORD‑4 atteint ici son développement maximal ; le dépôt à stratifications obliques ORD‑5 comporte de nombreux manchons racinaires carbonatés.

66En résumé, dans l’embouchure, rive droite, sur un dépôt torrentiel de l’Assif Tamraght, très grossier (ORD‑1 a), qui représente la bordure d’un cône de déjection en pente vers l’Océan et vers le nord‑ouest, on trouve :

671) un sédiment marin situé à +2/+3 m (couches ORD‑1b‑1c – 2). Cette première unité montre un sédiment marin transgressif surmontant un dépôt de cône fluviatile (ORD‑1b‑1c), recouvert ensuite par un sable de plage comportant encore quelques minces lits de galets (ORD‑2). L’influence fluviatile redevient ensuite plus nette (sommet de la couche ORD‑2). Ce dépôt n’est malheureusement pas encore daté de manière indiscutable. L’âge U/Th calculé à 47 ± 0,3 ka d’une coquille de la couche 1c est stratigraphiquement incohérent et ne semble pas possible. Il suggère un fort rajeunissement apparent de la coquille consécutif à l’ouverture du système.

682) Les couches (ORD‑3a à 3f) sont discordantes sur la première unité ; ce sont des sables de plage encore entrecoupés d’apports de l’Assif Tamraght (faciès fluvio‑marins dominants). Une coquille de la couche ORD‑3f a donné un âge U/Th de 76,9 ± 1,4 ka.

693) Des sables détritiques éoliens (couche ORD‑4), indiquant un dépôt étendu, de faible énergie, sont discordants sur le dépôt fluvio‑marin. La datation IRSL de la base de ce dépôt, (93 ± 11 ka) n’est pas incompatible avec une phase régressive.

704) Un dépôt de sables dunaires bien stratifiés (ORD‑5), ici assez peu épais.

715) La topographie de surface est définie par une accumulation colluviale, dont la pente observable (fig. 9), entre la coupe de Sidi Igouramene, à l’amont, et celle du Cap 1, à l’aval, légitime l’appellation d’ancien glacis colluvial.

4.2.2. Coupe du Cap 3

72(30° 30’ 12 N ; 09°41’06 O ; z = 0 pour le toit de la couche M‑1)

Fig. 10 – Cap 3 : stratigraphie et localisation des échantillons de sables marins 12 AT 10 et sables dunaires 13 AT 10.
Fig. 10Cape 3: stratigraphy and location of marine sands sample 12 AT 10 and aeolian sands sample 13 AT 10.

Fig. 10 – Cap 3 : stratigraphie et localisation des échantillons de sables marins 12 AT 10 et sables dunaires 13 AT 10.  Fig. 10 – Cape 3: stratigraphy and location of marine sands sample 12 AT 10 and aeolian sands sample 13 AT 10.

Photo A. Weisrock, 2010).

73Couche M‑1 : sables biodétritiques marins grossiers de couleur beige, à stratification horizontale, cimentés en beach‑rock, visibles sur une épaisseur de 0,50 m.

74Couche M‑2 : même type de sables marins, fortement cimentés en beach‑rock, avec deux lits de galets d’origine régionale (calcaires, grès), de façonnement fluviatile. Le second lit comporte des galets nettement plus gros, allant jusqu’à 15 cm. 1 m d’épaisseur moyenne.

75Couche M‑3 : à +1,50 m ASL, en faible discordance sur M‑2, sables biodétritiques grossiers (Médiane = 457 µm) à stratifications horizontales, moyennement consolidés, épais de 0,40 à 1,70 m, culminant à environ +2 m ; l’échantillon 12 AT 10 montre qu’il s’agit d’un dépôt de plage à sables grossiers (46 %) et moyens (38 %), peu triés (So 1 = 1,46). Cet échantillon a fait l’objet de datations OSL et IRSL. Il a donné un âge IRSL corrigé sur feldspaths potassiques de 81 ± 8 ka et un âge OSL sur quartz de 91 ± 9 ka.

76Couche M‑4 : sable éolien fortement bioturbé à faciès alvéolaire, d’épaisseur variable (50 cm à 1 m), reposant en discordance sur le dépôt marin M‑3 ; ce dépôt non stratifié et continu, s’épaissit vers le sud, avec une épaisseur maximale au niveau du Cap 1 (couche ORD‑4 supra). Les caractéristiques et les indices granulométriques de ce dépôt sableux continu (tab. 2‑3 et fig. 13‑14, échantillon 09 TAM 13 prélevé à Sidi Igouramene) ont été donnés ci‑dessus (couche ORD‑4).

77Couche M‑5 : sables biodétritiques à stratifications obliques, moyennement consolidés ; épaisseur moyenne variant autour de 5 m. Ils reposent en discordance de ravinement, de profil irrégulier, sur les dépôts M‑4 et M‑3 (fig. 10).

78L’échantillon 13 AT 10 prélevé à 1,50 m au‑dessus du dépôt marin sous‑jacent M‑3/M‑4, montre en % : argiles = 0 ; limons = 2,72 ; sables fins = 29,96 ; sables moyens = 41,23 ; sables grossiers = 26,1. Il s’agit d’un dépôt dunaire encore assez grossier (Médiane = 262 µm), encore peu trié (So 1 = 1,32), où il ne subsiste plus d’argiles et très peu de limons. En revanche, il reste un stock encore important de sables grossiers indiquant que cette dune remanie un matériel marin proche. Ce dépôt dunaire représente le versant d’avalanche d’une mégadune s’avançant vers le sud‑est, comblant progressivement le versant nord de l’oued. L’échantillon 13 AT 10, récolté dans la deuxième série de strates obliques inclinées vers le sud, à +3 m ASL, a donné un âge IRSL corrigé de 63 ± 7 ka sur feldspaths potassiques.

79Couche M‑6 : sables limoneux rose clair, homogènes, non stratifiés, à encroûtement racinaire ; ils sont d’épaisseur variable, de 0 à 1,50 m et passent vers le sommet à une croûte calcaire zonaire emballant des galets de croûte (fig. 3). En surface, on trouve un outillage de type lamellaire sur silex variés, aux objets de petites dimensions. Cette couche sablo‑limoneuse rouge à encroûtements repose, elle aussi, en discordance de ravinement sur le dépôt dunaire M‑5. Elle est responsable de l’érosion des dunes et parfois de leur réduction d’épaisseur d’un site à un autre. La croûte calcaire zonaire sommitale, lorsqu’elle subsiste, façonne le glacis colluvial supérieur de la basse terrasse côtière.

80Couche M‑7 : recouvrant ponctuellement la croûte, limons gris pâle supportant des amas de kjökkenmöddings associés à un sol humifère noir ; enfin des sables éoliens vifs actuels de couleur brune recouvrent partiellement ces divers éléments.

81A 120 m au sud‑est de la coupe du Cap 3, une petite anse taillée dans la falaise vive permet de voir le prolongement des couches M‑2 à M‑6 décrites ci‑dessus (cf. coupe du Cap 2) (fig. 11). La couche M‑2 s’enrichit beaucoup en galets, au point de devenir un poudingue à éléments homométriques visible sur un mètre d’épaisseur. Les galets disparaissent progressivement en M‑3 et totalement en M‑4. Les sables éoliens M‑5 montrent ici une accrétion importante à stratification interne de type « tabular‑planar cross‑bed set » (Pye et Tsoar, 1990) qui indique une puissante activité éolienne avec des vents dominants NO‑SE.

Fig. 11 – Cap 2 : stratigraphie.
Fig. 11Cape 2 : stratigraphy.

Fig. 11 – Cap 2 : stratigraphie.  Fig. 11 – Cape 2 : stratigraphy.

(photo. A. Weisrock, 2010).

82En résumé, au Cap 3 et au Cap 2, on trouve :

831) autour du zéro actuel, des dépôts fluvio‑marins (M‑1 et M‑2) non datés.

842) à +1,5 m ASL, un dépôt de plage marine (couche M‑3) daté de 91 ± 9 ka en datation OSL ou 81 ± 8 ka en datation IRSL ; ce dépôt de plage pourrait donc appartenir au MISS 5.3 (datation OSL sur quartz) ou au MISS 5.1 (datation IRSL sur feldspaths alcalins).

853) autour de +2 m, un dépôt sableux discordant (couche M‑4), présentant un faciès éolien massif « alvéolaire ».

864) autour de +3 m, un complexe dunaire, plus ou moins épais, et discordant, lui aussi, à stratification planaire oblique (couche M‑5), qui a été daté de 63 ± 7 ka en IRSL. Ce dépôt dunaire majeur s’est mis en place au MIS 4, pendant un autre épisode de régression. A ce moment, les dunes littorales se sont développées sur la rive droite de l’oued, mais non sur sa rive gauche caillouteuse (fig. 4B).

875) entre +4 et +5 m, un dépôt (M‑6) colluvial et encroûté clôture cette accumulation. C’est à lui que revient la définition de la topographie de surface : un ancien glacis d’accumulation colluviale, dont la pente, encore faible (de l’ordre de 2 % entre le site de Cap 1 et celui de Sidi Igouramene) reste à évaluer plus en amont. A cette simplicité de surface s’opposent donc le nombre et la diversité d’origine des unités stratigraphiques sous‑jacentes, qui témoignent de l’instabilité eustatique.

4.2.3. Relations entre les différentes coupes de la rive droite et du Cap 3

88D’après les observations ci‑dessus, on peut établir une bonne correspondance morpho‑stratigraphique entre les couches sédimentaires des différentes coupes observées dans l’embouchure rive droite et au Cap 3 (fig. 9), c’est‑à‑dire respectivement entre les dépôts ORD‑1 et M‑1, ORD‑2 et M‑2, ORD‑3 et M‑3 (discordants), ORD‑4 et M‑4 (discordants, mais continus), ORD‑5 et M‑5 (discordants), ORD‑6 et M‑6 (discordants). Les dépôts situés sous la discordance principale ORD‑2/ORD‑3 ne sont datés que dans la couche ORD‑1/M‑1 à 47 ± 0,3 ka par U/Th, dans la « Coupe Principale », résultat non validé ; la couche ORD‑2/M‑2 n’est pas datée. Au‑dessus de la discordance ORD‑2/ORD‑3, la couche ORD‑3/M‑3 est datée à 76,9 ± 1,4 (U/Th, « Coupe Principale »), à 81 ± 8 ka (IRSL, Cap 3) et 91 ± 9 ka (OSL, Cap 3) ; la couche ORD‑4/M‑4 est daté à 93 ± 11 ka (IRSL, Sidi Igouramene) ; ces quatre résultats, compte tenu des marges d’erreurs, sont fort cohérents et indiquent une appartenance au MISS 5‑1. Enfin la couche ORD‑5/M‑5 est datée à 63 ± 7 ka (IRSL, Cap 3), indiquant une appartenance au MIS 4.

5. Synthèse et discussion des résultats

5.1. Synthèse des résultats

89La mise en évidence des oscillations glacio‑eustatiques se fait sur la distinction de chaque unité stratigraphique successive qui repose sur une discordance d’érosion, dont la détection relève d’une analyse géomorphologique puisqu’il s’agit alors d’anciennes formes de terrain fossiles. Ces formes sont bien développées en côte rocheuse entaillée dans le substratum (rive gauche de l’embouchure) ; en revanche, elles ne sont que peu apparentes en rive droite, où se sont construites des côtes basses d’accrétion de matériel sédimentaire pléistocène meuble avec de fréquents passages latéraux.

5.1.1. Etablissement d’une stratigraphie des dépôts de l’embouchure rive gauche

90Unité 1 (U1). Le dépôt marin (B‑M‑1‑2) de la petite Baie Sud (fig. 12) est antérieur à toutes les autres unités observées, avec des âges U/Th de 107,2 ± 0,9 ka et IRSL de 101 ± 12 ka. Les indices granulométriques des échantillons correspondants (14 et 15 TAM 13) soulignent l’originalité de ce dépôt marin par rapport aux autres échantillons fluvio‑marins et éoliens du secteur étudié (fig. 13‑14). Ce dépôt marin constitue donc, avec le sable dunaire (B‑M‑3) qui le surmonte et représente la phase régressive de la même oscillation, l’Unité 1 correspondant au MISS 5‑3.

Fig. 12 – Définition de deux unités marines à Assif Tamraght rive gauche, « Petit Cap » et « Baie Sud » : logs, datations et corrélations stratigraphiques.
Fig. 12Definition of two marine units at Assif Tamraght left side, “Petit Cap” and “Baie Sud”: logs, datations and stratigraphic correlations.

Fig. 12 – Définition de deux unités marines à Assif Tamraght rive gauche, « Petit Cap » et « Baie Sud » : logs, datations et corrélations stratigraphiques.  Fig. 12 – Definition of two marine units at Assif Tamraght left side, “Petit Cap” and “Baie Sud”: logs, datations and stratigraphic correlations.

1. Calcaires crétacés ; 2. Unité 1, marine ; 3. Unité 2, marine et fluvio‑marine ; 4. Unité continentale ; 5. Dune vive.
1. Cretaceous limestones; 2. Unit 1, marine; 3. Unit 2, marine and fluvio‑marine; 4. Continental unit ; 5. Active dune.

Fig. 13 – Individualisation des échantillons 14 TAM 13 et 15 TAM 13 de l’Unité 1 par les indices granulométriques.
Fig. 13Individualisation of Unit 1 samples (South Bay, 14 TAM 13 and 15 TAM 13) by the granulometric indices.

Fig. 13 – Individualisation des échantillons 14 TAM 13 et 15 TAM 13 de l’Unité 1 par les indices granulométriques.  Fig. 13 – Individualisation of Unit 1 samples (South Bay, 14 TAM 13 and 15 TAM 13) by the granulometric indices.

a. Diagramme asymétrie (skewness) vs. moyenne (mean) ; b. Diagramme asymétrie (skewness) vs. coefficient d’acuité (kurtosis) ; c. Diagramme asymétrie (skewness) vs. écart‑type (sorting index). Echelles en Ф ; bleu. Sable marin ; vert. Fluvio‑marin ; rouge. Éolien.
a. Skewness vs. mean diagram; b. Skewness vs. kurtosis diagram; c. Skewness vs. sorting index diagram. Scales in Ф; blue. Marine sand; green. Fluvio‑marine; red. Aeolian.

Fig. 14 – Individualisation des échantillons 14 TAM 13 et 15 TAM 13 de l’Unité 1 par les indices granulométriques. Courbes cumulatives et histogrammes.
Fig. 14Individualisation of Unit 1 samples (South Bay, 14 TAM 13 and 15 TAM 13) by the granulometric indices. Cumulated curves and histograms.

Fig. 14 – Individualisation des échantillons 14 TAM 13 et 15 TAM 13 de l’Unité 1 par les indices granulométriques. Courbes cumulatives et histogrammes.  Fig. 14 – Individualisation of Unit 1 samples (South Bay, 14 TAM 13 and 15 TAM 13) by the granulometric indices. Cumulated curves and histograms.

91Unité U2 (U2). Le conglomérat de base (ORG‑1a‑1b, fig. 6), qui repose sur une ancienne plate‑forme d’abrasion marine fossile, au‑dessus de 1 m a.s.l., sur la coupe C1 du Petit Cap ne peut donc qu’appartenir à une unité stratigraphique marine postérieure (U2). Les datations obtenues ici : 97 ± 5 ka (Hoang et al., 1978) en un point aujourd’hui disparu, environ 50 m vers l’aval) et 81,7 ± 0,7 ka pour ORG‑1c, le confirment. Cette seconde oscillation s’est produite durant le MISS 5‑1. Sur la même coupe, du point de vue des mécanismes morpho‑sédimentaires, on n’observe pas de changement fondamental, ni de discordance entre ORG‑1, ORG‑2, ORG‑3 et ORG‑4, qui représentent l’accrétion de dépôts littoraux marins et fluvio‑marins contre une falaise rocheuse. Le poudingue (ORG‑4), qui repose en accordance sur le sédiment fluvio‑marin antérieur (ORG‑3) finit par surmonter l’ancienne falaise pour recouvrir le substratum gréso‑calcaire (fig. 4B). Le niveau marin maximal de cette oscillation a atteint environ +6 m a.s.l.

92On peut donc définir dans la Baie Sud et sur la rive gauche deux unités sédimentaires qui correspondent aux deux oscillations des MISS 5‑3 et MISS 5‑1.

5.1.2. Corrélation entre les coupes de la rive gauche et les coupes de la rive droite ‑ Cap 3

Fig. 15 – Corrélations morpho‑stratigraphiques et chronologiques entre les Unités des deux rives à l’embouchure de l’Assif Tamraght.
Fig. 15Morpho‑stratigraphical and chronological correlations between both‑sides Units of Assif Tamraght mouth.

Fig. 15 – Corrélations morpho‑stratigraphiques et chronologiques entre les Unités des deux rives à l’embouchure de l’Assif Tamraght.  Fig. 15 – Morpho‑stratigraphical and chronological correlations between both‑sides Units of Assif Tamraght mouth.

93Unité 1 (U1) : on retrouve en rive droite, entre le zéro actuel et environ +1,5 m, les différents dépôts visibles dans la Baie Sud :

941) le poudingue fluviatile, puis fluvio‑marin de base (ORD‑1a, ORD‑1b), bien représenté à Sidi Igouramene, « Coupe Principale » et Cap 1, puis avec un faciès plus sableux (M‑1) aux Cap 2 et Cap 3.

952) l’alternance de dépôts fluvio‑marins et marins sableux et caillouteux à paquets de lumachelles et lentilles sableuses (couches ORD‑1c et ORD‑2 dans l’embouchure, M‑2 aux caps). La datation U/Th de la lumachelle (47,0 ± 0,3 ka) ne pouvant être validée, il reste ici une incertitude chronologique pour l’attribution de ces dépôts à U1. Mais elle est levée par les résultats de l’Unité 2.

96Unité 2 (U2) : le dépôt fluvio‑marin (ORD‑3) de l’embouchure (rive droite), marin en passage latéral (M‑3) aux caps, est ici nettement en discordance ; dans l’embouchure, « Coupe Principale », cette couche est datée par U/Th à 76,9 ± 1,4 sur coquille marine ; au Cap 3, à +1,5 m, la couche à stratifications subhorizontales M‑3 est un dépôt de plage daté à 91 ± 12 ka par OSL sur quartz et 81 ± 8 ka par IRSL sur feldspath potassique. Ces âges sont tout à fait comparables à ceux de l’unité U2 de rive gauche, correspondant à une oscillation transgressive durant le MISS 5‑1. Rive droite, on trouve ensuite autour de +4/+6 m un dépôt éolien fin, massif, continu, en discordance (ORD‑4 dans l’embouchure, M‑4 aux caps), dont la seule datation (IRSL), 93 ± 11 ka, n’est pas significativement différente de celles des dépôts sous‑jacents de (U2), à 81 ± 8 et 91 ± 12 ka. Son équivalent stratigraphique rive gauche (ORG‑4) est un vaste platier conglomératique, dernier témoin de la transgression.

97Unité 3 (U3) : dépôt éolien (M‑5/ORD‑5) à stratification oblique ; datation IRSL ; 63 ± 7 ka ; c’est le plus ancien des sédiments régressifs datés, appartenant au MIS 4. Cette unité n’est pas représentée en rive gauche, l’oued introduisant une trop large coupure dans le transit éolien.

98Unité 4 (U4) : dépôt colluvial (M‑6/ORD‑6) ; dernier des dépôts de rive droite avant les sols et dunes holocènes, il est représenté en rive gauche par le dépôt ORG‑5 très comparable.

5.2. Discussion

99Ces observations et analyses des coupes de l’embouchure des oueds Tamraght et Assersif permettent d’établir un ordre chronologique de dépôt des différentes unités stratigraphiques, qui se trouvent actuellement empilées sous la plate‑forme de la basse terrasse côtière dans la baie de Tarhazout‑Tamraght (fig. 15). Cet empilement s’est effectué durant le MIS 5 et le MIS 4 selon le scénario suivant :

1001) Lors d’une première transgression, il a été mis en place un dépôt marin (U1), dont la base n’est pas visible aujourd’hui et qui a délivré un âge UTh de 107,2 ± 0,9 ka et un âge IRSL de 101 ± 12 ka (MISS 5.3) sur le site dit « de la Baie », au sud de l’Assif Tamraght et du Petit Cap rocheux. Cette unité (U1) a fossilisé latéralement la paroi d’une falaise (F.M.1), dont le recul, à l’état de falaise vive, avait cessé au terme de la phase initiale de cette transgression. Ce cycle marin s’achève avec la mise en place d’un dépôt sableux de structure massive, probablement régressif (B‑M‑3). La paléotempérature moyenne calculée (17,3°) pour la surface océanique à Tamraght à ce moment‑là est un peu inférieure à l’actuelle, comprise entre 18 et 20° (Conkright et Boyer, 2002 ; Donlon et al., 2012). On sait que lors des maxima des interglaciaires des stades isotopiques marins 11 et 5 (Brand, 1989), les paléotempératures de l’Océan mondial, établies sur une période de 30 ans à la profondeur de 2 m, sont du même ordre de grandeur que celles que l’on observe aujourd’hui. Actuellement dans la baie de Tarhazout, les valeurs devraient être sensiblement les mêmes que celles mesurées de l’Océan mondial (17°), mais il faut tenir compte de la particularité du site, très proche de la « zone de dispersion » du Cap Rhir, liée au courant des Canaries, qui entraîne un abaissement de la température de l’ordre de 2° (Aristegui et al., 2009). L’unité U1 enregistre donc une situation très comparable à l’Actuel.

1012) Une seconde transgression marine a provoqué, au sud de l’embouchure actuelle de l’Assif Tamraght, le façonnement d’une plate‑forme d’abrasion marine (S.A.M.2) et le retrait corrélatif d’une autre falaise (F.M.2). Ces deux anciennes formes de terrain complémentaires constituent la face nord du Petit Cap et ont été fossilisées, successivement, au cours de cette seconde transgression. La plate‑forme d’abrasion marine fossile (S.A.M.2) est recouverte vers +2 m, par un conglomérat de base, discordant, représentant le début d’une unité (U2). Cette couche avait été datée (97 ± 5 ka par Hoang et al., 1978) à un emplacement aujourd’hui disparu. La nouvelle mesure a donné un âge de 81,7 ± 0,7 ka (MISS 5.1). La paléotempérature moyenne calculée sur ce dernier échantillon est de 16,5°, enregistrant une baisse de 0,8° par rapport à (U1). Les couches transgressives ORG‑2 et ORG‑3 s’appuient ensuite en accrétion contre la falaise morte (F.M.2). Au nord de l’embouchure, le sable de plage M‑3 qui affleure au‑dessus du niveau actuel de la mer à +1,50 m sur le site du Cap 3, a délivré des dates IRSL de 81 ± 8 ka, et OSL de 91 ± 9 ka, comparables à celles de la rive sud. Toutes ces dates, sur les deux rives de l’embouchure, sont plus récentes que celles de l’unité (U1). Ainsi, le paléorivage M‑3 du Cap 3 appartient aussi très certainement à l’unité stratigraphique (U2). Dans l’embouchure, cette (U2), de type « incised valley‑fill », correspond aussi à une transgression qui l’envahit progressivement. L’(U2) est séparée de (U1) par une discordance (D) qui marque une érosion et une émersion due à un retrait marin entre ORD‑2 et ORD‑3. Les couches ORD‑3, discordantes sur les précédentes, sont datées par U/Th à 76,9 ± 1,4 ka (MISS 5.1). La paléotempérature calculée (16,6°) sur le même échantillon de rive droite est sensiblement identique à celle de rive gauche. La transgression se termine au sud de l’embouchure de l’Assif Tamraght sous la forme du dépôt conglomératique, noté ORG‑4, observable dans les coupes C1 et C2 du Petit Cap (fig. 4B). Ce conglomérat surmonte en accordance la couche transgressive ORG‑3, puis en discordance d’érosion, d’une part le sommet de la falaise morte (F.M.2), d’autre part les couches de l’(U1) appuyées contre la falaise morte (F.M.1). Ce mode de recoupement d’une ancienne falaise fossile par une abrasion marine d’âge postérieur est caractéristique de la succession de deux oscillations glacio‑eustatiques distinctes, dont la seconde s’est élevée plus haut que la première, comme cela s’est produit, par exemple, pendant la Termination II (Hearty et al., 2007). Le conglomérat ORG‑4 n’est pas daté au sud de l’embouchure, mais, au nord, l’(U2) se termine par ORD‑4, dépôt éolien massif continu daté par IRSL de 93 ± 11 ka à Sidi Igouramene, âge compatible avec le MISS 5.1. Aux marges d’erreurs près sur les mesures, les événements morphodynamiques se succèdent de manière identique sur les deux rives, avec toutefois une différence marquée de faciès sédimentaires qui est logique : il y a une dissymétrie entre les deux rives lorsque les apports détritiques grossiers de l’oued sont dirigés et amoncelés vers le sud alors que les sables marins et éoliens prédominent largement, voire exclusivement, sur la rive nord. (U2) marque donc une situation de transgression maximale, autour de +5 m, correspondant au pic du MISS 5.1.

1023) Les phases suivantes sont régressives et de continentalisation des sites, avec une évolution également différente de part et d’autre de l’embouchure de l’Assif Tamraght. Seule la rive septentrionale présente des unités stratigraphiques uniquement composées de dépôts continentaux, mis en place, sur une discordance de ravinement, pendant la phase régressive d’une oscillation glacio‑eustatique. Le principal dépôt régressif (U3) est dunaire et date du MIS 4. Il a donné lieu à une accumulation majeure de sables éoliens à stratification oblique en festons, dont l’épaisseur, après leur érosion partielle, peut encore atteindre 3 m, sur la coupe du Cap 2.

103Le dernier dépôt anté‑holocène (U4) est colluvial. Son épaisseur est en moyenne inférieure au mètre et il se trouve de part et d’autre de l’embouchure, livrant en surface une industrie lamellaire à tendance microlithique.

6. Conclusions

1041) Le premier des objectifs annoncés en introduction n’a pu être atteint. Contrairement au littoral de Rabat‑Temara où la fouille des grottes littorales de pied de falaise morte le permet (El Hajraoui et al., 2012), on n’a pu retrouver ici la trace du haut niveau marin du MISS 5.5 (Schweninger et al., 2010 ; Barton et al., 2009 ; Jacobs et al., 2012) en l’absence de coupe du bord interne de l’ancienne plate‑forme d’accumulation marine correspondante, à son point de jonction avec une falaise morte (la falaise dite « ouljienne »), actuellement visible à Tamraght pour sa partie supérieure subaérienne, mais toujours fossilisée pour sa partie inférieure.

1052) Deux unités principales successives ont été identifiées, correspondant aux transgressions des MISS 5.3 et MISS 5.1 : i) la première, (U1), est une séquence marine transgressive visible seulement entre 0 et +2 m rive droite, mais bien conservée jusqu’à +4 m dans la Baie Sud ; elle s’est produite au MISS 5.3 (UTh 107,2 ± 0,9 ka et IRSL 101 ± 12 ka) ; ii) la seconde, (U2), est une séquence transgressive marine dont la base, surface d’abrasion marine et/ou discordance angulaire marquée, se trouve de part et d’autre de l’embouchure, au Petit Cap rive sud et rive nord jusqu’au Cap 3, autour de +1,5 m. Cette deuxième transgression s’effectue au MISS 5.1 (U/Th 97 ± 5 ka et 81,7 ± 0,7 ka au Petit Cap ; OSL 91 ± 9 et IRSL 81 ± 8 ka au Cap 3 ; U/Th 76,9 ± 1,4 à la « Coupe Principale »). Ses dépôts terminaux culminent autour de +5 m et sont datés à Sidi Igouramene (IRSL 93 ± 11 ka), âge compatible avec le MISS 5.1. Cette transgression est la seule à s’exprimer dans la topographie par la présence d’une ancienne plate‑forme d’accumulation marine formée de galets, située au débouché de l’oued, en rive gauche.

1063) Deux unités mises en place lors de régressions se sont succédées ensuite ; elles se sont manifestées sous la forme de dépôts d’abord dunaires, puis colluviaux, indiquant une continentalisation progressive : i) la première phase régressive est matérialisée en rive droite par l’accumulation (U3), de sables dunaires biodétritiques grossiers à stratifications obliques et d’épaisseur maximale au Cap 2. Ces sables sont datés de 63 ± 7 ka en IRSL au Cap 3, et donc à rapporter au MIS 4 ; ii) une seconde phase régressive plus tardive est matérialisée par l’accumulation (U4) de galets carbonatés, sables et limons brun‑rouge à encroûtements calcaires qui déterminent la surface sommitale actuelle, laissant une empreinte déterminante dans la topographie de rive droite sous la forme d’un ancien glacis colluvial à son sommet.

1074) Comme cela a déjà été souligné à partir d’échantillons de la même région (Choukri et al., 2012 ) le « système ouvert » des coquilles de mollusques pour les datations U/Th ne permet pas de tirer parti de la grande précision des résultats. De même, pour les résultats IRSL et OSL, les marges d’erreur sont encore trop élevées pour pouvoir faire une distinction absolue entre MISS 5.3 et MISS 5.1. C’est la corrélation étroite de ces résultats avec le dispositif géomorphologique et avec la stratigraphie qui permet de valider ou non les datations. Concernant les isotopes stables, si l’on admet que pour les organismes étudiés, ce sont les paéléotempératures moyennes qui sont plutôt mémorisées dans les carbonates organogènes au travers des données isotopiques (Broecker et Denton, 1990) et que la circulation des courants océaniques superficiels de l’interglaciaire est identique à celle qui existe actuellement (Broecker, 1986), les résultats pour la transgression marine (U2), d’âge MISS 5.1, indiquent des valeurs situées entre 15,6° et 17,2° pour les paléotempératures mémorisées, les résultats de l’échantillon 07 TAM 13 (dans U2), dont la position chronologique n’est pas validée, ne pouvant être pris en compte. C’est presque 1° de moins que pour (U1) dont les valeurs sont comprises entre 16,5° et 18°.

1085) Sur le plan de la géomorphogenèse, il est clair que ce qui subsiste aujourd’hui de la basse topographie littorale côtière résulte d’une série complexe d’allées et venues du rivage océanique, insoupçonnable au seul examen de la géomorphologie de surface, entre le MISS 5.5 et le MIS 4. Comme en d’autres régions atlantiques et méditerranéennes proches (Dabrio, 2000), on rencontre en effet une série d’accrétions successives formant plusieurs unités stratigraphiques distinctes, marines puis continentales, dont la mise en place dépend de la succession des phases de transgression et de régression. Le rôle de l’océan a été fondamental lors de ces phases successives modifiant un rivage mobile. Y est impliqué celui du déferlement, pour ce qui est du façonnement des plates‑formes d’abrasion marine et le recul corrélatif des falaises, en phase initiale des transgressions. S’y est ajouté celui du prélèvement de sable, sous l’effet des alizés, sur le fond d’un océan émergé en phase débutante de régression, d’où il a résulté la mise en place des sables dunaires principaux. L’influence océanique ne s’atténue complètement que lors de la constitution de la surface du glacis colluvial terminal encore en place aujourd’hui.

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Bibliographie

Anderson J.R. (2007) – Sand sieve Analysis. Historical Geology Online Laboratory Manual, Department of Geology, Gore P.J.W. (Ed.), Georgia Perimeter College, 278 p.
Aouiche I., Daoudi L., Harti A., Ziane E.H., Ouahman B. (2016) – Impact des aménagements côtiers sur l’évolution du littoral de la baie d’Agadir (Maroc atlantique). Quaternaire du nord‑ouest de l’Afrique, Actes de la RQM 7, Agadir, 2013, 106‑115.

Aristegui J., Barton E.D., Alvarez‑Salgado X.A., Santos M.P., Figueiras F.G., Kifani S., Hernandez‑Leon S., Mason E., Machu E., Demarcq H. (2009) – Sub‑regional ecosystem variability in the Canary Current upwelling. Progress in Oceanography, 83, 33‑48.
DOI: 10.1016/j.pocean.2009.07.031

Balescu S., Lamothe M., Lautridou, J.P. (1997) – Luminescence evidence for two Middle Pleistocene interglacial events at Tourville, northwestern France. Boreas, 26, 61‑72.
DOI: 10.1111/j.1502‑3885.1997.tb00651.x

Balescu S., Lamothe M., Mercier N., Huot S., Balteanu D., Billard A., Hus, J. (2003) – Luminescence chronology of Pleistocene lœss deposits from Romania: testing methods of age correction for anomalous fading in alkali feldspars. Quaternary Science Reviews, 22, 967‑973.
DOI: 10.1016/S0277‑3791(03)00056‑8

Barton R.N.E., Bouzouggar A., Collcutt S.N., Schwenninger J.‑L., Clark‑Balzan L. (2009) – OSL datings of the Aterian levels at Dar es‑Soltan (Rabat, Morocco) and implications for the dispersal of modern Homo sapiens. Quaternary Science Reviews, 28, 1914‑1931.
DOI : 10.1016/j.quascirev.2009.03.010

Biberson P. (1958) – Essai de classification du Quaternaire marin du Maroc atlantique. Comptes‑rendus à la Société Géologique de France, 4, 67‑70.

Blott S.J., Pye K. (2006) – Gradistat : a grain‑size distribution and statistic package for the analysis of unconsolidated sediments. Earth surface Processes and Landforms, 26, 1237‑1248.
DOI: 10.1002/esp.261

Brand U. (1989) – Biochemistry of Late Paleozoic North American brachiopods and secular variation of sea water composition. Biogeochemistry, 7, 93‑ 159.
DOI: 10.1007/bf00004216

Broecker W.S. (1986) – Oxygen Isotopes Constraints on surface ocean temperatures. Quaternary Research, 26, 121‑134.
DOI: 10.1016/0033‑5894(86)90087‑6

Broecker W.S., Denton G. (1990) – Les cycles glaciaires. Pour La Science, 149, 28‑38.

Chahid D., Boudad L., Lenoble A., El Hmaidi A., Chakroun A., Jacobs Z. (2016) – Nouvelles données morpho‑stratigraphiques et géochronologiques sur les dépôts SIM 5 du cordon littoral de Rabat‑Temara, Maroc. Géomorphologie, relief, processus, environnement, ce volume.

Choukri A., Hakam O.K., Reyss J.‑L. (2012) – Comparison of 230Th/234U dating results obtained on fossil Mollusk shell from Morocco and fossil Coral samples from Egypt. Research of methodological criteria to valid the measured age. XI° Radiation Physics & Protection Conference, November 2012, Cairo, Egypt, n.p.

Conkright M.E., Boyer T.P. (2002) – World Ocean Atlas 2001: Objective Analyses, Data Statistics and Figures. CD‑ROM Documentation, National Oceanographic Data Center, Silver Spring, Maryland, USA, 17 p.

Craig H. (1965) – The measurement of oxygen isotope paleotemperature. Stable isotopes in Oceanographic studies. Tongiorgi (Ed.), Spolète, 161‑182.

Dabrio C.J. (2000) – Coastal sedimentary environments and sea‑level changes. Ciencias da Terra, 14, 33‑54.

Dabrio C.J., Zazo C., Cabero A., Goy J.L., Bardaji T., Hillaire‑Marcel C., Gonzalez‑Delgado J.A., Lario J., Silva P.G., Borja F., Garcia‑Blazquez A.M. (2011) – Millenial/submillenial‑scale sea‑level fluctuations in western Mediterranean during the second highstand of MIS 5e. Quaternary Science Reviews, 30, 335‑346.
DOI: 10.1016/j.quascirev.2010.11.014

Donlon C.J., Martin M., Stark J., Roberts‑Jones J., Fiedler E., Wimmer W. (2012) – The operational sea surface temperature and sea ice analysis (OSTIA) system. Remote Sensing of Environment, 116, 140‑158.
DOI : 10.1016/j.rse.2010.10.017

Duller G.A.T. (2004) – Luminescence dating of Quaternary sediments: recent advances, Journal of Quaternary Science, 19, 183‑192.
DOI : 10.1002/jqs.809

Dumas B., Guérémy P., Raffy J. (2005) – Evidence for sea‑level oscillations by the “characteristic thickness'' of marine deposits from raised terraces of Southern Calabria (Italy). Quaternary Science Reviews, 24 (18‑19), 2120‑2136.
DOI : 10.1016/j.quascirev.2004.12.011

Duplessy J.C. (1978) – Isotopes studies. In Climatic changes, Gribbin J. (Ed.), Cambridge University Press, 46‑67.

El Hajraoui M.A., Nespoulet R., Debénath A, Dibble H.L. (2012) – Préhistoire de la region de Rabat‑Témara. Villes et sites archéologiques du Maroc, vol. III, Institut National des Sciences de l’Archéologie et du Patrimoine, Ministère de la Culture du Royaume du Maroc, 299 p.

Folk P.L., Ward W.C. (1957) – Brazos river bar: a study in the significance of grain size parameters. Journal of Sedimentary Petrology, 27, 3‑26.
DOI : 10.1306/74d70646‑2b21‑11d7‑8648000102c1865d

Gigout m. (1949) – Définition d’un étage Ouljien, Comptes‑rendus de l’Académie des Sciences, 229, 551‑552.

Hearty P.J., Hollin J.T., Neumann A.C., O’Leary M.J., McCulloch M. (2007) – Global sea‑level fluctuations during the Last Interglaciation (MIS 5e). Quaternary Science Reviews, 26, 2090‑2112.
DOI : 10.1016/j.quascirev.2007.06.019

Hearty P.J., Neumann A.C. (2001) – Rapid sea‑level and climate change at the close of the Last Interglaciation (MIS 5e): evidence from the Bahamas Islands. Quaternary Science Reviews, 20, 1881‑1895.
DOI : 10.1016/s0277‑3791(01)00021‑x

Hoang C.T., Ortlieb L., Weisrock A. (1978) – Nouvelles datations 230Th/234U de terrasses marines « ouljiennes » du sud‑ouest du Maroc et leurs significations stratigraphiques et tectoniques. Comptes‑Rendus de l’Académie des Sciences, 286, 1759‑1762.

Huntley D.J., Baril M.R. (1997) – The K content of the K‑feldspars being measured in optical dating or in thermoluminescence dating. Ancient TL, 15 (1), 11‑13.

Hütt G., Jaek, I., Chonka J. (1988) – Optical dating: K‑feldspars optical response stimulation spectra. Quaternary Science Reviews, 7, 381‑385.
DOI : 10.1016/0277‑3791(88)90033‑9

Jacobs Z., Roberts R.G., Nespoulet R., El Hajraoui M.A., Debénath A. (2012) – Single‑grain OSL chronologies for Middle Palaeolithic deposits at El Mnasra and El Harhoura 2, Morocco: Implications for Late Pleistocene human‑environment interactions along the Atlantic coast of northwest Africa. Journal of Human evolution, 62, 377‑394.
DOI : 10.1016/j.jhevol.2011.12.001

Lecointre G. (1952) – Recherches sur le Néogène et le Quaternaire marins de la côte atlantique du Maroc. Notes et Mémoires du Service Géologique du Maroc, 99, t. 1, Stratigraphie, 198 p. ; t. 2, Paléontologie, 173 p.

Le Guern P. (2004) – Caractéristiques pétrographiques et paléotexturales des éolianites holocènes et pléistocènes. Thèse de doctorat, Université de Genève, 219 p.

Lisiecki L.E., Raymo M.E. (2005) – A Pliocene‑ Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic d18O records, Paleoceanography, 20, PA 1003.
DOI : 10. 1029/2004PA001071

Mc Crea J.M. (1950) – On the isotopic chemistry of carbonates and a paleotemperature scale. Journal of Chemical Physics, 18 (6), 849‑857.
DOI : 10.1063/1.1747785

Mejdahl V. (1988) – Long‑term stability of the TL signal in alkali feldspars. Quaternary Science Reviews, 7, 357‑360.
DOI : 10.1016/0277‑3791(88)90029‑7

Mejdahl V. (1989) – How far back: life times estimated from studies of feldspars of infinite ages. In Aitken M.J. (Ed.): Synopses from a Workshop on "Long and Short Range Limits in Luminescence Dating". Occasional Publication 9, The Research Laboratory for Archaeology and the History of Art, Oxford University, Oxford, 53‑58.

Murray A.S., Wintle A.G. (2000) – Luminescence dating of quartz using an improved single‑aliquot regenerative‑dose protocol. Radiation Measurements, 32, 57‑73.
DOI : 10.1016/s1350‑4487(99)00253‑x

Prescott J.R, Hutton J.T. (1994) – Cosmic ray contributions to dose rates for luminescence and ESR dating: large depths and long‑term time variations. Radiation Measurements, 23, 497‑500.
DOI : 10.1016/1350‑4487(94)90086‑8

Potter E‑K., Esat TM., Schellmann G, Radtke U., Lambeck K., McCulloch MT. (2004) – Sub‑orbital‑period sea‑level oscillations during marine isotope stages 5a and 5c. Earth and Planetary Science Letters, 225, 191‑204.
DOI : 10.1016/j.epsl.2004.05.034

Pye K., Blott J.S. (2004) – Particle size analysis of sediments, soils and related particulate materials for forensic purpose using laser granulometry. Forensic Science International, 144, 19‑27.
DOI : 10.1016/j.forsciint.2004.02.028

Pye K., Tsoar H. (1990) – Aeolian sand and sand dunes. Unwin Hyman Ltd, London, 396 p.

Rohling E.J., Grant K., Hemleben Ch., Siddal M., Hoogakker B.A.A., Bolshaw M., Kucera m. (2008) – High rates of sea‑level rise during the last interglacial periods. Nature Geoscience, I, 38‑42.
DOI : 10.1038/ngeo.2007.28

Rousseau L., Aouraghe H., Bahain J.‑J., Beauchamp J., Benabdelhadi M., Boudad L., El Hammouti K., El Harradji A., Falguères C., Nicot E., Pozzi J.P., Weisrock A. (2008) – Chronostratigraphie des travertins de plusieurs régions du Maroc et leurs relations avec le contexte paléoclimatique global. Actes de la RQM4, Oujda, 1, 197‑208.

Schellmann G., Radtke U. (2004) – The marine Quaternary of Barbados. Koelner Geographische Arbeiten, 81, 1‑128.

Schwenninger J.‑L., Collcutt S.N., Barton N., Bouzouggar A., Clark‑Balzan L., El Hajraoui M.A., Nespoulet R., Debénath A. (2010) – A new luminescence chronology for Aterian cave sites on the Atlantic coast of Morocco. South‑Eastern Mediterranean Peoples between 130,000 and 10,000 years ago, Garcea E.A. (Ed.), Oxbow Books, Oxford, 18‑36.

Shackleton N.J. (1969) – The last Interglacial in the marine and terrestrial records. Proceedings of the Royal Society, B174, 135‑154.

Shackleton N.J. (1974) – Attainment of isotopic equilibrium between ocean water and the benthonic foraminifera genus Uvigerina; isotopic changes in the ocean during the last glacial, Colloques Internationaux du CNRS, 219, 203‑210.

Shackleton N.J., Sanchez‑Goni M.F., Pailler D., Lancelot Y. (2003) – Marine Isotope Substage 5e and the Eemian Interglacial. Global and Planetary Change, 36, 151‑155.
DOI : 10.1016/s0921‑8181(02)00181‑9

Stearns C.E. (1970) – The Ouljian stage, Atlantic coast of Morocco. Geological Society of America Abstracts with Programs, 2, 694.

Stearns C.E. (1978) – Pliocene‑Pleistocene emergence of the Moroccan Meseta. Geological Survey of America Bulletin, 89, 1630‑1644.

Thébault J. (2005) – La coquille de Comptopallium Radula, archive eulérienne haute‑ fréquence de la variabilité de l’environnement côtier tropical (Océan Pacifique). Thèse de doctorat, Université de Bretagne Occidentale, 375 p.

Trenberth K.E. (1992) – Climate System Modeling. Cambridge University Press, 788 p.

Thompson W.G., Curran H.A., Wilson M.A., White B. (2011) – Sea‑level oscillations during the last interglacial highstand recorded by Bahamas corals. Nature Geoscience, 4, 684‑687.
DOI : 10.1038/ngeo1253

Weisrock A. (1980) – Géomorphologie et Paléoenvironnements de l’Atlas atlantique, Maroc, Thèse, Université de Paris1, 831 p, publiée in Notes et Mémoires du Service Géologique du Maroc, 1993, n° 332, 487 p.

Weisrock A. (1981) – Neotectonic and coastal morphology in the Atlantic Atlas (Morocco). Zeitschtrift für Geomorphologie, Supplement‑Band 40, 175‑182.

Weisrock A. (2012) – Late Middle‑Pleistocene, Late Pleistocene and Holocene Palaeo‑sea‑levels records at Agadir and the Atlantic Atlas coastal reach, Morocco: an updated overview. Quaternaire, 23, 211‑225.
DOI : 10.4000/quaternaire.6252

Weisrock A., Occhietti S., Hoang C.T., Lauriat‑Rage A., Brébion P., Pichet P. (1999) – Les séquences littorales pléistocènes de l’Atlas atlantique entre Cap Rhir et Agadir, Maroc. Quaternaire, 10, 227‑244.
DOI : 10.3406/quate.1999.1645

Wintle A.G. (1973) – Anomalous fading of thermoluminescence in mineral samples. Nature, 245, 143‑144.

Wintle A.G. (2008) – Luminescence dating: where it has been and where it is going. Boreas, 37 (4), 471‑482.
DOI : 10.1111/j.1502‑3885.2008.00059.x

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Annexe

English abridged version

The aim of this work is to reconstruct the detailed geomorphologic genesis of a previously studied (Weisrock, 1980, 2012) MIS 5 low coastal terrace at the mouth of Assif ( = wadi) Tamraght near Agadir, in order to recognize the relative geomorphogenic heritages of the past, since the MIS 5 stage. North of the wadi, the Tamraght low marine terrace has been a classical “oulja” extending between the foot of a polygenic dead cliff at ca. +8 m and the Ocean. Field stratigraphical and geomorphological observations, including relict buried landforms, of three main sections (fig. 2‑3): North Cape (right side), Assif Tamraght mouth (right and left sides) and South Bay (left side) were undertaken, completed by sedimentological analyses; 4 new U/Th measures were driven on Mollusc shells found in the gravelly palaeoshores deposits and correspondant palaeotemperatures of sea surface were calculated using stable isotopes deltas of the same samples; in add, 1 OSL and 4 IRSL measures were made, partly on near‑shore aeolian sands (fig. 10, 8, Sidi Igouramene) and, for another part, on marine sediments (fig. 10, 5, South Bay). Unfortunately, any outcroup happens at the inner edge of the main marine abrasion platform, at its junction point with a partly buried and partly subaerial dead cliff, because of occurred overflow deposition. So, we were unable to found the expected marker of any highstand palaeoshoreline at ca. +8 m.

The most ancient marine deposits (U1) were found in the South Bay (fig. 4‑6), between 0 and ca. +3 m, 150 m far north‑west from the dead cliff, and partly along a brief trace of a relict fossil sea cliff on transect C3 (fig. 4). A sample (14 TAM 13) of Thaïs (Stramonita) haemastoma, at the top of a tidal gravelly bar deposit, gave an U/Th age of 107.2 ± 0.9 ka. The overcomed marine sand (15 TAM 13) indicated an IRSL age of 101 ± 12 ka. Granulometric indices (fig. 13‑14) as well as sea surface paleotemperatures calculated from stable isostopes of mollusc shells (between 16.5° and 18°) allowed us to think that this “Unit 1” represents a part of the MISS 5.3 transgressive phase. A similar unit was found between 0 and ca +3 m on the right side of the wadi (fig. 9) but its U/Th age (47 ± 0.3 ka, sample 07 TAM 13) remains still inaccurate.

On the left side of the Assif Tamraght mouth, we observe, lying on an ancient wave‑cut platform at ca. +1 m of elevation (fig. 4B, 6), that is associated with a relict fossil sea cliff between transects C1 and C2 at Petit Cap (fig. 4B), a composite fluvio‑marine formation of ca. 4 m thick. For this following (U2) stratigraphic unit, a sample of Thaïs gave previously a U/Th age of 97 ± 5 ka (Hoang et al., 1978), and another(13 TAM 13) a U/Th age of 81.7 ± 0.7 ka at Petit Cap. On the right side, a well visible discordance separates (U1) and (U2) (fig. 7-8); above the discordance, (U2) was dated at 93 ± 11 ka (09 TAM 13, IRSL) and 76.9 ± 1.4 ka (08 TAM 13, U/Th), correlative palaeotemperatures (tab. 7) ranging between 15.6° and 17.2°, ca. 1° less than U1. Laterally, at the Northern Cape 3, at +1.50 m, the same marine unit U2 progressively lose pebbles, gravels and entire shells and take a beach facies of coarse biodetritic sands (fig. 10). Here, a sample (12 AT 10) of U2 beach sand give a 91 ± 12 ka (OSL) and a 81 ± 8 ka (IRSL) age, i.e a possible MISS 5.1 property. (U2) culminates at ca. +5/6 m, right side with low‑energy aeolian fine sands deposits (fig. 9) and a 1.5 m thick marine‑shaped pebbles concentration left side (fig. 6).

Beginning at the North Cape (fig. 10), a latter ca. 3 m thick, well stratified aeolian sand (U3) constitutes the most part of the present cliff. Sample 13 AT 10 of U3 give a 63 ± 7 ka IRSL age, indicating a MIS 4 deposition. At this time, a wide coastal‑dunes field invaded the right side, at ca. 600 m north‑west of the dead‑cliff. The wadi‑mouth was driven off to the South.

Endly, (U3) has been partly destructed upwards and then covered by another continental deposit (U4). (U4) develops mainly on the right side (fig. 9) and consists of gentle slope deposits of carbonated gravels, red‑brown sands and silts overcomed by a more or less concentrated calcrust with sparse Upper‑Paleolithic tools.

The main concluding remarks are:

i) The present low marine terrace lying at both sides of Assif Tamraght mouth is the result of a complex geomorphic, stratigraphic and glacio‑eustatic history since MISS 5.3.

ii) Geomorphology, lithostratigraphy and geochronology indicate two resolvable marine stratigraphic units, supporting two successive sea level rises, these being assigned to MISS 5.3 and MISS 5.1 glacio‑eustatic oscillations. MISS 5.1 culmination reaches clearly +5/6 m a.s.l, and was higher than the MISS 5‑3 one.

ii) The same approach, being careful to relict fossil landforms, further shows two main continental stratigraphic units; the most noteworthy of them is the deposition of planar‑cross bedded aeolian sands that built a wide coastal‑dunes field at the beginning of MIS 4. Later deposits are the results of continental processes that occurred during the successive sea level falls of MIS 4.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Carte de localisation. Fig. 1Location map.
Légende 1. anticlinal ; 2. périclinal ; 3. Synclinal ; 4. Flexure ; 5. Crêt ; 6. Falaise vive ; 7. Première falaise morte (MIS 5) ; 8. Grande falaise morte polygénique du Pléistocène moyen ; 9. Plate‑forme de +50 m ; 10. Plate‑forme du Pléistocène inférieur ; 11. id., plus ou moins érodée. 1. Anticline; 2. Pitching anticline; 3. Syncline; 4. Flexure; 5. Hogback; 6. Cliff; 7. First dead‑cliff (MIS 5); 8. Main polygenic Middle Pleistocene dead‑cliff; 9. +50 m platform; 10. Low Pleistocene platform; 11. The same, more or less eroded.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11439/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 1,5M
Titre Tab. 1 – Anciennes datations U/Th et 231Pa de coquilles marines de la terrasse « ouljienne » (+2 à +8 m), entre Agadir et le Cap Rhir (Weisrock, 1980). Tab. 1Ancient U/Th and 231Pa datations of marine shells of the “ouljian” terrace (+2 at +8 m), between Agadir and Cape Rhir (Weisrock, 1980).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11439/img-2.jpg
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Titre Fig. 2 – Carte géomorphologique de la baie de Tarhazoute (d’après Weisrock, 1980).Fig. 2Geomorphologic map of the Tarhazoute Bay (after Weisrock, 1980).
Légende Localisations : Ta. Tarhazoute ; AT. Assif Tamraght ; CB. Cap Bouzellou ; 1. Baie Sud ; 2. Petit Cap rocheux ; 3. Sidi Igouramene ; 4. Cap nord. Dépôts marins : 1. Plage sableuse ; 2. Plage fossile à +40 m (ex‑Maarifien) ; 3. Plage fossile à environ +200 m (Pléistocène inférieur, ex‑Moghrébien) ; Formes d’érosion marine : 4. « rasa » moghrébienne ; 5. Falaise vive ; 6. Falaise de très haute mer ; 7. Falaise morte holocène (ex‑Mellahien) ; 8. Falaise morte du MIS 5.5 (ex‑Ouljien) ; 9. Grande falaise morte polygénique du Pléistocène moyen ; 10. La même, dégradée ; 11. Houle, d’après photos aériennes IGN Maroc‑NH29‑XV‑XXI, 1957 ; Formes structurales : 12. Crêts et chevrons ; Formes d’accumulation et dépôts continentaux : 13. Amas dunaires ; 14. Terrasse alluviale holocène (ex‑Rharbien) ; 15. Terrasse alluviale et glacis encroûtés du Pléistocène supérieur (ex‑Soltanien) ; 16. Terrasse alluviale et glacis à dalle calcaire du Pléistocène moyen (ex‑Tensiftien et Amirien) ; 17. Cône de déjection fossile à +50 m (ex‑Maarifien) ; Formes d’érosion continentale : 18. Versant d’érosion polygénique ; 19. Badlands. Locations: Ta. Tarhazoute; AT. Assif Tamraght; CB. Bouzellou Cape; 1. South Bay; 2. Small rocky Cape; 3. Sidi Igouramene; 4. North Cape. Marine deposits: 1. sandy beach; 2. +40 m fossil beach (ex‑Maarifian); 3. ca. +200 m fossil beach (ex‑Moghrebian, Low Pleistocene); Marine erosion forms: 4. Moghrebian « rasa »; 5. Cliff; 6. Tempest cliff; 7. Holocene (ex‑Mellahian) dead‑cliff; 8. MIS 5.5 (ex‑Ouljian) dead‑cliff; 9. Polygenic Middle‑Pleistocene high dead‑cliff; 10. The same, degraded; 11. Swell, after IGN Maroc NH29‑XV‑XXI, 1957 aerial photos; Structural forms: 12. Hogbacks and flatirons; Accumulation forms and continental deposits: 13. Dune fields; 14. Holocene (ex‑Rharbian) fluvial terrace; 15. Late Pleistocene (ex‑Soltanian) fluvial terrace and calcrusted glacis; 16. Middle Pleistocene (ex‑Tensiftian and Amirian) fluvial terrace and calcrete cap‑rocked glacis; 17. +50 m (ex‑Maarifian) fossil alluvial‑fan. Continental erosion forms: 18. Polygenic erosion slope ; 19. Badlands.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11439/img-3.jpg
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Titre Fig. 3 – Localisation des coupes étudiées, embouchure de l’Assif Tamraght.Fig. 3Studied stratigraphic transects location, mouth of Assif (wadi) Tamraght
Légende Image satellite Google du 02/08/2014. Google satellite picture of 2014/08/02.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11439/img-4.jpg
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Titre Tab. 2 – Tamraght : granulométrie des sédiments inférieurs à 2000 µm.Tab. 2Tamraght : sediments granulometry (under 2000 µm).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11439/img-5.jpg
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Titre Tab. 3 – Tamraght : indices granulométriques des sédiments inférieurs à 2000 µm.Tab. 3Tamraght : granulometric indices of sediments (under 2000 µm).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11439/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 352k
Titre Tab. 4 – Tamraght : morphoscopie sommaire des sédiments sableux.Tab. 4Tamraght : succinct morphoscopy of sedimentary sands.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11439/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 236k
Titre Tab. 5 – Datations U/Th de coquilles marines. Tab. 5U/Th datations of marine shells.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11439/img-8.jpg
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Titre Tab. 6 – Datations IRSL sur feldspaths potassiques et OSL sur quartz.Tab. 6IRSL datations on K feldspars and OSL on quartz grains.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11439/img-9.jpg
Fichier image/jpeg, 288k
Titre Tab. 7 – Paléotempératures calculées par la formule de Thébault (2005).Tab. 7 Calculated palaeotemperatures after Thébault’s (2005) formula.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11439/img-10.jpg
Fichier image/jpeg, 352k
Titre Fig. 4. – Assif Tamraght, rive gauche, coupes « Petit Cap » et « Baie Sud ».Fig. 4Assif Tamraght, left side, “Petit Cap” and “Baie Sud” outcrops.
Légende A. Vue d’ensemble (photo S. Balescu, 2013). B. Petit Cap et Baie Sud, logs. 1. Calcaires crétacés ; 2. Galets et sables marins inférieurs ; 3. Galets et sables fluvio‑marins ; 4. Conglomérat marin supérieur ; 5. Galets, sables et limons continentaux encroûtés ; 6. Sables éoliens vifs. A. General view (photo S. Balescu, 2013). B. « Petit Cap » and « Baie Sud », logs. 1. Cretaceous limestones; 2. Basal marine pebbles and sands; 3. Fluvio‑marine pebbles and sand; 4. Upper marine conglomerate; 5. Continental calcrusted pebbles, sands and silts; 6. Active aeolian sands.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11439/img-11.jpg
Fichier image/jpeg, 1,6M
Crédits Photo. S. Balescu, 2013
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11439/img-12.jpg
Fichier image/jpeg, 2,1M
Titre Fig. 6 – Embouchure de l'Assif Tamraght, rive gauche, Petit Cap : stratigraphie et localisation de l’échantillon fluvio‑marin 13 TAM 13 (sables et coquilles). Fig. 6Assif Tamraght mouth, left side, “Petit Cap” section: stratigraphy and location of fluvio‑marine sample 13 TAM 13 (sands and shells).
Crédits Photo. S. Balescu, 2013.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11439/img-13.jpg
Fichier image/jpeg, 3,2M
Titre Fig. 7 – Embouchure de l'Assif Tamraght, rive droite, « Coupe Principale » : stratigraphie et localisation des échantillons fluvio‑marins (sables et coquilles) 07 TAM 13 et 08 TAM 13. Fig. 7Assif Tamraght mouth, right bank, « Coupe Principale »: stratigraphy and location of the fluvio‑marine sandy and shelly fluvio‑marine samples 07 TAM 13 and 08 TAM 13.
Crédits Photo. A. Weisrock, 2010.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11439/img-14.jpg
Fichier image/jpeg, 2,2M
Titre Fig. 8 – Embouchure de l'Assif Tamraght, rive droite, coupe de Sidi Igouramene : stratigraphie et localisation des échantillons sableux 10 TAM 13 (fluvio‑marin) et 09 TAM 13 (dunaire). Fig. 8Assif Tamraght mouth, right side, Sidi Igouramene section: stratigraphy and location of sandy samples 10 TAM 13 (fluvio‑marine) and 09 TAM 13 (aeolian).
Crédits Photo. A. Weisrock, 2013.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11439/img-15.jpg
Fichier image/jpeg, 2,4M
Titre Fig. 9 – Embouchure de l'Assif Tamraght, rive droite, Cap 2 et Cap 3 : logs et datations. Fig. 9Assif Tamraght mouth right side, Cape 2 and Cape 3: logs and datations.
Légende 1. Galets et sables marins ; 2. Galets et sables fluvio‑marins ; 3. Sables et limons éoliens massifs bioturbés ; 4. Sables éoliens à stratification entrecroisée ; 5. Sables et limons continentaux pédogénisés ; 6. Croûte calcaire ; 7. Sables éoliens vifs. 1. Marine pebbles and sands; 2. Fluvio‑marine pebble and sands; 3. Bioturbated aeolian sands and silts; 4. Cross‑bedded aeolian sands; 5. Pedogenized continental sands and silts; 6. Calcrust; 7. Active aeolian sands.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11439/img-16.jpg
Fichier image/jpeg, 1,2M
Titre Fig. 10 – Cap 3 : stratigraphie et localisation des échantillons de sables marins 12 AT 10 et sables dunaires 13 AT 10. Fig. 10Cape 3: stratigraphy and location of marine sands sample 12 AT 10 and aeolian sands sample 13 AT 10.
Crédits Photo A. Weisrock, 2010).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11439/img-17.jpg
Fichier image/jpeg, 2,7M
Titre Fig. 11 – Cap 2 : stratigraphie. Fig. 11Cape 2 : stratigraphy.
Crédits (photo. A. Weisrock, 2010).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11439/img-18.jpg
Fichier image/jpeg, 268k
Titre Fig. 12 – Définition de deux unités marines à Assif Tamraght rive gauche, « Petit Cap » et « Baie Sud » : logs, datations et corrélations stratigraphiques. Fig. 12Definition of two marine units at Assif Tamraght left side, “Petit Cap” and “Baie Sud”: logs, datations and stratigraphic correlations.
Légende 1. Calcaires crétacés ; 2. Unité 1, marine ; 3. Unité 2, marine et fluvio‑marine ; 4. Unité continentale ; 5. Dune vive. 1. Cretaceous limestones; 2. Unit 1, marine; 3. Unit 2, marine and fluvio‑marine; 4. Continental unit ; 5. Active dune.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11439/img-19.jpg
Fichier image/jpeg, 348k
Titre Fig. 13 – Individualisation des échantillons 14 TAM 13 et 15 TAM 13 de l’Unité 1 par les indices granulométriques. Fig. 13Individualisation of Unit 1 samples (South Bay, 14 TAM 13 and 15 TAM 13) by the granulometric indices.
Légende a. Diagramme asymétrie (skewness) vs. moyenne (mean) ; b. Diagramme asymétrie (skewness) vs. coefficient d’acuité (kurtosis) ; c. Diagramme asymétrie (skewness) vs. écart‑type (sorting index). Echelles en Ф ; bleu. Sable marin ; vert. Fluvio‑marin ; rouge. Éolien. a. Skewness vs. mean diagram; b. Skewness vs. kurtosis diagram; c. Skewness vs. sorting index diagram. Scales in Ф; blue. Marine sand; green. Fluvio‑marine; red. Aeolian.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11439/img-20.jpg
Fichier image/jpeg, 1,1M
Titre Fig. 14 – Individualisation des échantillons 14 TAM 13 et 15 TAM 13 de l’Unité 1 par les indices granulométriques. Courbes cumulatives et histogrammes. Fig. 14Individualisation of Unit 1 samples (South Bay, 14 TAM 13 and 15 TAM 13) by the granulometric indices. Cumulated curves and histograms.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11439/img-21.jpg
Fichier image/jpeg, 952k
Titre Fig. 15 – Corrélations morpho‑stratigraphiques et chronologiques entre les Unités des deux rives à l’embouchure de l’Assif Tamraght. Fig. 15Morpho‑stratigraphical and chronological correlations between both‑sides Units of Assif Tamraght mouth.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11439/img-22.jpg
Fichier image/jpeg, 528k
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Pour citer cet article

Référence papier

André Weisrock, Sanda Balescu, Abderrahmane Ouammou, Salah Abdessadok, Bassam Ghaleb, †Louis Rousseau, Sébastien Huot, Michel Lamothe et Christophe Falguères, « Géomorphologie, stratigraphie, géochronologie et oscillations glacio‑eustatiques dans le domaine de la basse terrasse côtière, à l’embouchure de l’Assif Tamraght (Baie de Tarhazout, Agadir, Maroc) pendant le MIS 5 et le MIS 4 », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 22 - n° 3 | 2016, 265-286.

Référence électronique

André Weisrock, Sanda Balescu, Abderrahmane Ouammou, Salah Abdessadok, Bassam Ghaleb, †Louis Rousseau, Sébastien Huot, Michel Lamothe et Christophe Falguères, « Géomorphologie, stratigraphie, géochronologie et oscillations glacio‑eustatiques dans le domaine de la basse terrasse côtière, à l’embouchure de l’Assif Tamraght (Baie de Tarhazout, Agadir, Maroc) pendant le MIS 5 et le MIS 4 », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 22 - n° 3 | 2016, mis en ligne le 24 septembre 2016, consulté le 19 août 2017. URL : http://geomorphologie.revues.org/11439 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.11439

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Auteurs

André Weisrock

Museum National d’Histoire Naturelle, Département de Préhistoire, UMR 7194 – 1 rue René‑Panhard, 75013 Paris, France (andre.weisrock@wanadoo.fr).

Articles du même auteur

Sanda Balescu

Université de Lille 1, Bâtiment de Géographie, Laboratoire HALMA‑UMR 8164 – Boulevard Langevin, 59655 Villeneuve d’Ascq Cedex, France (sanda.balescu@univ‑lille1.fr).

Abderrahmane Ouammou

Université Ibn Zohr, département de Géographie – Hay Ad Dakhla, BP 29 S, Agadir, Maroc (ouammouabder6@yahoo.fr).

Articles du même auteur

Salah Abdessadok

Museum National d’Histoire Naturelle, Département de Préhistoire, UMR 7194 – 1 rue René‑Panhard, 75013 Paris, France (abdess@mnhn.fr)

Bassam Ghaleb

Université du Québec à Montréal (UQAM) Laboratoire GEOTOP – 201 avenue du Pdt Kennedy, QC H2X 3Y7 Montréal, Canada (ghaleb.bassam@uqam.ca).

Articles du même auteur

†Louis Rousseau

Museum National d’Histoire Naturelle, Département de Préhistoire, UMR 7194 – 1 rue René‑Panhard, 75013 Paris, France.

Sébastien Huot

Illinois State Geological Survey, Prairie Research Institute, University of Illinois – Urbana‑Champaign, USA (melpomene100@hotmail.com).

Michel Lamothe

Université du Québec à Montréal (UQAM) Laboratoire LUX – 201 avenue du Pdt Kennedy, QC H2X 3Y7 Montréal, Canada (mamothe.michel@uqam.ca).

Articles du même auteur

Christophe Falguères

Museum National d’Histoire Naturelle, Département de Préhistoire, UMR 7194 – 1 rue René‑Panhard, 75013 Paris, France (falguere@mnhn.fr).

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