III - Le magmatisme triasique
III.2. Le groupe de Kawr et la formation de Misfah
III.2.4. Volcanisme synchrone du dépôt de l’unité 2
La première éruption volcanique décrite est associée au dépôt de la vire volcano-sédimentaire intermédiaire (tufs intermédiaires, Figs. III.7-III.8).
Au centre du dispositif illustré sur la Fig. III.7, les calcaires des séquences inférieure et intermédiaire de l’unité 1 sont totalement érodés.
De chaque coté de cette zone nommée « centre éruptif » (Fig. III.8a), les tufs et calcaires inférieurs sont érodés sur une zone d’environ 300 m de large. Le profil de la surface d’érosion est asymétrique, indiquant que l’érosion est plus importante sur le flanc NE du centre éruptif que sur son flanc SW (Fig. III.8a). Sur ce dernier, la base de la séquence inférieure est recoupée par une faille normale orientée N130 (canevas - Fig. III.8b).
Les calcaires resédimentés forment une mégabrèche au-dessus de la surface d’érosion (Fig. III.8a). De part et d’autre du centre éruptif, cette mégabrèche contient des blocs métriques à décamétriques, compris dans une brèche intraformationnelle à blocs anguleux de calcaires et mélangés avec une matrice grise à ocre également carbonatée.
Au niveau du centre éruptif, la mégabrèche repose sur un mélange de sédiments et de laves altérées (Fig. III.9). Les blocs et bancs glissés de la mégabrèche indiquent que les sédiments étaient indurés lors de l’éruption (Figs. III.9-III.10).
Hormis quelques débris volcaniques en graviers isolés, aucun matériel volcanique (coulée ou dépôts volcano-détritiques) n’est observé ni dans le volume de la mégabrèche, ni le long de la surface d’érosion.
u sein même de la mégabrèche ou dans les calcaires intermédiaires qui subissent une bréchification in situ, les plans de glissements et les axes de basculement synsédimentaires sont orient
ment cylindriques et présentent des plans axiaux sub-horizontaux.
e faille normale
- ents dans la mégabrèche sont associés localement à des basculements de blocs, qui peuvent se localiser entre des plans de mouvement verticaux NS, le long desquels le glissement est sub-parallèle (orienté NNE-SSW, Fig. III.10b – canevas 2). A
és entre les azimuts N110 et N180 :
- Au centre éruptif, des pans entiers de la séquence calcaire sont plissés et bréchifiés (Fig. III.9). Une brèche volcanique très altérée contient de nombreux fragments et blocs de calcaires. Le long de la faille N130 qui longe le flanc SW du centre éruptif (Fig. III.8b), les axes de plis des calcaires effondrés, sont orientés N140 à 150 (Fig. III.9). Ces plis sont grossière
- Sur le flanc NE du centre éruptif, la mégabrèche est recoupée par un
N110, scellée par les tufs intermédiaires (Fig. III.10c). Les plans de glissement de la brèche indiquent un basculement d’axe N112 (Fig. III.10 - canevas 1). Les marches d’arrachement à la base de cette brèche sont orientées NS à N160 (Fig. III.10 – canevas 1).
Malgré cette variation des directions affichées par les plans de mouvement, toutes les structures observées indiquent que la resédimentation se fait systématiquement vers le centre éruptif. Une seule struct
es sont scellés par le dépôt
la vire intermédiaire sont, quant à eux, déformés le long de failles listriques synsédimentaires. Ces structures indiquent une direction d’extension NNE-SSW et un glissement dirigé vers le centre éruptif. (Fig. III.12).
ure synsédimentaire observée dans la séquence intermédiaire et à environ 2 km au NE, expose un sens de glissement opposé (Fig. III.11).
La mégabrèche, ses blocs basculés et les structures de glissement associé
des tufs intermédiaires (Figs. III.8a-III.10). Stratigraphiquement, la mégabrèche est donc en continuité latérale avec la séquence des calcaires intermédiaires.
Au voisinage du centre éruptif, les tufs intermédiaires s’épaississent jusqu’à atteindre environ 15 m. Ils se composent alors de quelques mètres de calcaires en plaquettes recouverts par des intercalations de tufs fins et de bancs de brèche massive à blocs et graviers de calcaires et de basaltes, pris dans une matrice calcaire. Finalement, une nouvelle succession de calcaires en plaquettes se dépose sur quelques mètres.
La séquence supérieure de l’unité 2 ne montre aucune variation latérale de faciès ou d’épaisseur. Les bancs calcaires intercalés dans les dépôts de
Latéralement, la mégabrèche disparaît progressivement et les tufs intermédiaires s’amincissent pour atteindre seulement quelques mètres (Fig. III.13a).
Les premiers décimètres de la vire intermédiaire comprennent alors de nombreuses coquilles provenant d’un banc sous-jacent de lumachelle (Figs. III.13b-c). Ces coquilles d’organismes sont mélangées à des fragments de calcaires compris également dans une matrice calcaire.
Au-dessus, Les dépôts tuffacés n’incluent qu’une faible proportion d’éléments volcaniques (Figs. III.13a-d).
A l’échelle microscopique, il s’agit d’échardes de verre palagonitisées et dispersées de manière homogène dans une matrice calcaire (Figs. III.14a-d).
s la matrice.
micritiques (Fig. III.14
couche d’oxydes (Fig. III.14
re consiste en une enveloppe de matériel crypto
Ces téphras sont accompagnés de lapillis allongés et armés (Fig. III.14a), de grains de spinelle également armés ou bien isolés dan
Le cœur des lapillis est alternativement composé de fragments de calcaires
a), de verre volcanique (plus ou moins vésiculaire et palagonitisé) ou de lave cristallisée et altérée.
Les contours du coeur des lapillis sont corrodés et bordés par une fine b).
Autour de ces coeurs volcaniques ou calcaires, l’armatu
cristallin présentant une structure concentrique et incluant de nombreuses échardes de verres palagonitisés (Fig. III.14c).
Les niveaux finement laminés du tuf incluent également des blocs de calcaire de taille décimétrique à métrique (Fig. III.13a). Des structures d’impact y sont associées (Fig. III.13a-III.15). L’asy
sein d
métrie de ces structures indique que ces blocs proviennent du centre éruptif. Ces téphras se déposent donc après le dépôt des tufs sous-jacents. Des litages obliques sont également observés au
e ces tufs. Ils indiquent un déplacement de vergence similaire aux structures d’impact, dans une direction N10 depuis le centre éruptif (Fig. III.16).
¾ Les failles
Pendant l’événement magmatique, des failles normales se propagent dans les calcaires sous-jacen
(canevas 1 – Fig. III.8b). Les failles les plus proches du centre
même illes conjuguées de la Fig. III.9). En dehors de cette famille, les failles normales changent significativement d’orientation, depuis des direct 110 au NE (canevas - Fig. III.8b).
ntre éruptif, les éboulis masquent les structures profondes. Les affleurements ne sont
ts. Vers le N, les mouvements importants sont localisés sur des failles normales pentées N, alors que vers le SW, ces failles ont un regard S
éruptif ne décalent pas la surface d’érosion (Figs. III.8-III.10) alors que les plus éloignées sont scellées par les tufs intermédiaires (Fig. III.8-III.10). Toutes ces failles définissent un horst centré sur le centre éruptif.
Sur chaque flanc du centre éruptif, des failles conjuguées orientées N155 forment une famille de plan (canevas 1 et 2 - Fig. III.8b, voir également les fa
ions N160 au SW du centre éruptif, vers des directions N
Ce changement de direction des failles ne semble pas influencer la direction d’étirement indiquée par la rotation des blocs qui ne varie pas significativement.
¾ Les réservoirs magmatiques associés
Juste sous le ce
retrouvés que vers le N, sous la séquence inférieure. Ici une poche de magma remplace la succession des calcaires à stratification onduleuse de l’unité 1 (Fig. III.17b). Le toit de cette poche érode progressivement ces sédiments, en définissant une pente qui remonte dans la direction du centre
éruptif (Fig. III.7). Dans ce réservoir magmatique, des blocs et des bancs des calcaires sus-jacents et encaissants sont mélangés avec le magma (Fig. III.17). Les bancs de calcaires peuvent dépasser 40 m de lar
k de magma. Duran
ge et sont plissés selon des axes N150. Les calcaires recouvrant la poche de magma tombent littéralement à l’intérieur du volume magmatique. Localement, un sill plurimétrique en biseau accommode la rotation causée par la chute des bancs (Fig. III.7). Des dykes orientés N 130 dans les calcaires encaissants illustrent la manière dont ces calcaires furent remplacés par le stoc
t un événement plus récent, un dyke orienté N 120 (jumping-sill de la Fig. III.17a) et des veines de calcites orientées NS traversent le réservoir magmatique.
A l’exception d’une altération croissante vers la surface de la poche magmatique, les basaltes sont relativement frais. Cette altération témoigne probablement de la présence d’eau au moment de l’événement magmatique. Aucune trace de réservoir magmatique n’est retrouvée au sud du centre éruptif où les calcaires et marnes de l’unité 1 sont en place. Seul un sill basaltique longe la base des calcai lles normales qui sont scellées par les tufs
upérieurs.
agma, quelques dizaines de mètres d’une séquence pélagique attribuable à la forma
7a-d).
res inférieurs (Fig. III.7). Ce sill est décalé par les fai s
Sous la poche de m
tion Matbat ou au sommet de la formation Al Jil, incluent des calcaires pélagiques silicifiés associés à des schistes sombres (Figs. III.18a-b) et à des bancs gréseux. Ces sédiments sont déformés au cours de deux déformations successives : la première consiste en un cisaillement normal vers le NE (N50) associé à des microplis déversés vers le N (Figs. III.17a-b-d) et à des charnières de plis isoclinales témoignant d’une déformation de type ductile. La seconde est caractérisée par des charnières de plis ouverts, orientés NS, et caractérisant un cisaillement vers l’E (dans une direction N80-N110, Figs. III.1
Il est important de noter qu’aucune zone de décollement ni de cisaillement n’existe entre la succession sédimentaire déformée de la formation Matbat et la poche magmatique supérieure. Il s’agit en fait d’une zone de mélange ductile de magma et de sédiments, dont les faciès sont identiques à ceux de la formation Matbat (Fig. III.19).
Sous les sédiments pélagiques déformés (Fig. III.18), les mêmes faciès sédimentaires sont inclus dans une seconde poche de magma. Il s’agit de bancs et blocs de calcaires jaunâtres ou de bancs massifs de calcaires sombres totalement injectés de lave (Figs. III.20a-c). Des bancs de cherts rouges (radiolarites) furent également observés sous la forme de xénolites (Fig. III.20b). Comme dans la poche magmatique supérieure, les bancs sédimentaires sont plissés selon des axes orientés N140 à N80 (canevas Fig. III.19) et les bandes de cisaillement indiquent un mouvement orienté N50.
Les blocs sédimentaires et les bancs sont sévèrement métamorphisés au sein de cette poche inférieure, contrairement aux sédiments inclus dans la poche magmatique supérieur.
Inte
Î rprétations
Les observations précédentes ont été replacées sur une coupe interprétative de la structure éruptive, en annulant le décalage des failles tardives et en rééquilibrant la section au moment du dépôt de la base des calcaires supérieurs de l’unité 2 (Fig. III.21).
Les sédiments pélagiques sont localisés entre deux réservoirs magmatiques principaux qui incluent à la fois des sédiments de plate-forme et de bassin.
Ce schéma illustre donc que l’épisode éruptif s’accompagne de l’intrusion de magmas dans les successions pélagiques du bassin d’Hawasina et provoque également une remobilisation de la plate-forme sus-jacente.
¾ Les structures
magmatiques inférieure et supérieure, ainsi que le centre éruptif, sont aligné
la surface non pas le long d’un conduit de type p
En carte, les poches
s dans une direction WNW-ESE, parallèlement aux failles principales bordant le centre éruptif (Fig. III.22). Cette disposition ne correspond pas à celle d’une structure circulaire de type cratère. L’alignement entre les failles normales majeures, les réservoirs magmatiques et les plans de cisaillement ductiles (de la succession sédimentaire retrouvée entre les deux réservoirs magmatiques) suggèrent que les processus tectoniques et magmatiques furent associés dans un régime tectonique extensif NE-SW. Dans ce contexte, le magma remonterait à
ipe (non observé), mais plus probablement le long d’une fissure orientée WNW-ESE.
Ce qui apparaît comme un centre éruptif le long de la falaise du Jabal Misfah correspondrait alors à la section d’une ligne ou d’une fissure éruptive.
De part et d’autre du centre éruptif, de légers changements de directions de faille sont observés, entre un azimut moyen N160 dans la partie SW et un azimut N110 dans la partie NE (canevas - Fig. III.8b). De plus des failles normales orientées EW sont localement associées à des failles normales ou à des plans de glissement orientés NS. Aucun indice de chronologie n’ayant été clairement observé, il est probable que les structures N110 et NS soient conjuguées. Ceci définit un régime tectonique transtensif pour lequel la direction d’échappement correspondrait à un azimut moyen N55 (mouvement top-NE).
Par contre, cette hypothèse ne permet pas d’expliquer le changement progressif de la direction des failles. Les variations de direction et le régime transtensif peuvent être expliqués par un déplacement homogène le long d’une structure arquée. Dans la partie centrale de cette structure, le déplacement est perpendiculaire à la structure et est accommodé par des failles normales conjuguées (orientées N110, Fig. III.31). Sur les bords, le déplacement devient oblique à la structure et peut être partitionné entre un régime divergent perpendiculaire, et un régime décrochant, parallèle à la structure générale. Cette interprétation suggère que la ligne éruptive soit courbe, de plusieurs km de long, et formée dans un déplacement général vers le NE (Fig. III.31).
De nombreuses observations indiquent une asymétrie dans la déformation : les calcaires inférieurs sont plus érodés et les failles normales plus nombreuses au nord qu’au sud de la ligne éruptive (Fig. III.21) ; les principales failles normales pendent vers le NE, le pendage de la zone de cisaillement indique également un déplacement en jeu normal vers le NE (Fig. III.21). Ceci suggère que la plate-forme carbonatée soit restée stable au SW de la ligne éruptive, alors que sa partie NE glissait sur le magma intrusif et sur une zone de cisaillement (Fig. III.21).
Ces mouvements suggèrent également la proximité de la bordure de la plate-forme. Celle-ci fournirait un bord libre permettant le glissement de la plate-forme vers le NE.
¾ Evolution au cours de l’explosion
Il est possible de reconstruire en détail l’histoire de l’éruption (Fig. III.24) :
1 – le magma remonte à la base de la séquence inférieure, probablement le long d’une faille normale de croissance qui permet l’intrusion de sills sub-horizontaux, au travers des calcaires inférieurs. Bien qu’il n’y ait pas d’évidence directe, il est supposé que les deux poches magmatiques s’installèrent en même temps le long de la fissure éruptive.
2 – L’augmentation en taille de l’intrusion magmatique peut avoir permis le glissement des carbonates sus-jacents sur un proto-réservoir magmatique, permettant à l’eau de mer de rentrer au contact du magma. Une explosion hydromagmatique entraîna la remobilisation des calcaires sus-jacents. Les bancs tuffacés classés et finement lités, les structures de progradation (litage oblique), et les structures d’impacts suggèrent que l’éruption ait eut lieu en domaine sub-aérien. De plus, la brèche de base de la vire intermédiaire (Fig. III.13a) pourrait correspondre aux dépôts d’une déferlante basale. Celle-ci provoquerait la resédimentation et l’érosion in situ des calcaires lumachelliques sous-jacents aux tufs intermédiaires.
3 – Cette explosion peut avoir produit une fosse le long de la ligne éruptive conduisant à un effondrement des calcaires vers le centre éruptif. La mégabrèche se serait alors mise en place. Les bancs les plus indurés glissent et sont mélangés à une matrice de boue calcaire. Ces mouvements auraient également provoqué les bréchifications in situ observées au sein des séquences calcaires plus éloignées. La mégabrèche recoupe les calcaires de la séquence intermédiaire, les tufs inférieurs, la partie supérieure des calcaires inférieurs, ainsi que les premières failles normales de la ligne éruptive.
4 – Les failles normales les plus éloignées du centre éruptif décalent le bas de la brèche, mais sont scellées par les tufs. Elles définissent un large horst formé au cours de la stabilisation de la mégabrèche. La faille normale la plus au sud recoupe le sill de base indiquant que cette stabilisation fut assez longue pour permettre le refroidissement et la solidification de ce sill. Ainsi, l’élargissement du horst (par rapport au centre éruptif) peut être compris comme résultant de l’inflation du volume magmatique dans la poche supérieure, probablement due à une ascension rapide de magma, compensant le défaut de charge produite par l’explosion. La poche magmatique remplace clairement une grande quantité des calcaires hôtes. Ceux-ci tombèrent dans le magma, sous la forme de blocs ou de bancs déformés.
5 – Après la stabilisation de la mégabrèche, des explosions phréatiques mineures permettent d’alimenter les tufs en éjectas. Ceci indique que le magma rencontre à plusieurs reprises l’eau de mer, après le dépôt du volume principal de la mégabrèche. Les produits de l’explosion sont alors principalement carbonatés et ne comprennent qu’une faible proportion de matériel magmatique. Les éruptions produisent un mélange de boue carbonatée, de sédiments bréchifiés, de magma et de vapeur. La corrosion et l’oxydation des échardes de verres et du cœur des lapillis suggèrent que la pulvé
de (Fig.
sme dans les blocs de calcaire qui chutent dans la poche magmatique supérieure suggère ependant que le magma le plus proche de la surface se soit refroidit et solidifié alors que la
plate-rme continuait à glisser vers le NE, sur les sédiments sous-jacents de la formation Matbat, et sur la oche magmatique inférieure (plus chaude que la poche inférieure).
6 – Une fois les déplacements terminés, la sédimentation carbonatée reprend et scelle l’ensemble es structures. Dans le même temps, la ligne éruptive semble s’approfondir de quelques mètres pour ermettre le dépôt des calcaires en plaquettes. La compaction différentielle augmente localement et aintient une subsidence le long de la ligne éruptive. Elle explique les déformations gravitaires qui La séquence carbonatée supérieure se dépose sans u d’épaisseur. Les déformations et manifestations agmatiques postérieures sont cependant indiquées par le recoupement de la poche magmatique supér
risation de magma se soit produite dans un environnement oxydant, probablement dû à la présence de vapeur. Ces échardes corrodées et les autres objets projetés comme les spinelles ou les fragments sédimentaires sont alors rapidement enveloppés par une gangue de boue calcaire chau
III.14), dans le nuage de l’explosion.
Pendant toute cette étape, la plate-forme glisse sur un magma encore fluide. L’absence de métamorphi c fo p d p m
caractérisent le dépôt de ces calcaires (Fig. III.12). présenter de variations latérales notables de faciès o m
III.2. Volc é 2
totalité de l’u ôt de la vire volcano-sédimentaire supérieure.
Les dépôts ass s sur près de
120 m ’épais ’érosion
prése une m
aisseur de plus de 30 m sous centre éruptif (Fig. III.25).
5. anisme postérieur au dépôt de l’unit
Un deuxième événement d’origine magmatique entraîna cette fois l’érosion locale de la quasi-nité 2. Cet événement est associé au dép
ociés recouvrent une surface d’érosion qui tronque les calcaires sous-jacent d seur et sur une largeur d’environ 1 km (Fig. III.25). Le profil de la surface d nte orphologie relativement symétrique.
Cette partie de la falaise de Misfah comprend une forte densité de sills. Ces derniers s’épaississent vers le centre éruptif et se biseautent rapidement sur les cotés. Le plus important d’entre eux longe le contact entre les unités 1 et 2 (Fig. III.26a). Il atteint une ép
le
Les dépôts de la vire supérieure montrent d’importantes variations d’épaisseur (2 à 25 m, Figs. III.26a-b) contrôlées par des failles normales synsédimentaires orientées N90 à N130 (canevas 1 - Fig. III.25 et Fig. III.26a).
Le centre éruptif est principalement rempli par un matériel pyroclastique fin et verdâtre. Il inclut de nombreux blocs et fragments dispersés provenant des séquences calcaires érodées. Des successions métriques à décimétriques de brèches et de microbrèche calcaire s’intercalent à différents niveaux de l’accumulation pyroclastique (Fig. III.27). Au sommet de la succession, des bancs décimétriques de marne
s.
s grises finement bréchiques (sables à graviers calcaires et volcaniques) et de calcaires en plaquettes sont également interstratifié
Les tufs sont finalement recouverts par une succession plurimétrique et homogène de calcaires en plaquettes (Fig. III.25d). Ces derniers sont surmontés en concordance apparente par les calcaires massifs de l’unité 3 (Séquence 1, Fig. III.25). A l’échelle du panorama, les premières séquences des calcaires de l’unité 3 ne montrent aucune variation latérale de faciès ni d’épaisseur. Néanmoins, cette première barre calcaire est intensément découpée et basculée le long d’une série de failles normales listriques à rejet décamétrique (Fig. III.25).
aisseur du bas ver
ur le panorama (Fig. III.25). Le sill le plus haut stratigraphiquement est recoupé par la surface d’érosion (Fig. III.26a). Une seule intrusion est retrouvé
Fig. III.28b) et de plan de glissements (Figs. III.26a-III.28d) le long desquels la rotation des bancs calcaires permet au magma de s’inj
¾ Les intrusions :
Les calcaires de l’unité 2 sont parcourus par trois sills principaux qui diminuent en ép