Le Wadi Aday

Au nord du Jabal Muraywah, la formation Saiq et les séries de l’autochtone A sont renversées dans la charnière synclinale du Jabal Qirmadhil (Fig. II.18). Les gorges du Wadi Aday traversent cette charnière dont le flanc normal chevauche les dolomies de Hiyam ainsi que sa couverture permienne (Fig. II.19a).

Le grand méandre de la partie centrale des gorges du Wadi Aday contourne une colline où le membre Sq1L repose stratigraphiquement sur des micaschistes quartzeux vert clair et rubanés (Fig. II.20b, localisation sur la Fig. II.14) qui, selon le Métour (1987), représentent le sommet de la succession volcano-sédimentaire Sq1V. La succession Sq1L d’environ 100m d’épaisseur débute ici par quelques mètres de bancs dolomitiques roux (Figs. II.20a-b), recouverts par des calcaires argileux noirs à bioclastes (bivalves et crinoïdes), en bancs épais (hémimétriques). La succession se termine par une séquence de bancs plus fins de calcaire dolomitique gris à coraux (dolomie cristalline selon Le Métour, 1987).

Le membre Sq2V sus-jacent inclut trois ensembles stratigraphiques distincts :

- La base correspond à une accumulation volcano-sédimentaire de schistes verts puis bleus gris, qui sont associés à des bancs discontinus de grès, de carbonates silteux et de pélites calcaires (Fig. II.20a).

- Des dolomies forment un niveau continu d’une dizaine de mètres d’épaisseur. Elles débutent par des bancs de dolomie brune, dont la base est riche en graviers volcaniques oxydés. Au-dessus, la succession consiste en une suite de dolomie marmoréenne blanche, à nombreux polypiers (« dolomies intermédiaires » sur les Figs. II.20a-b-c).

- L’ensemble volcanique supérieur affleure de l’autre coté du wadi. Il s’agit de coulées volcaniques basaltiques à andésitiques avec des structures préservées de pillow lavas et de hyaloclastites (Le Métour, 1987). Un niveau discontinu de tuf est présent au sommet de la succession. Il est directement surmonté par l’épaisse séquence calcaro-dolomitique Sq2a (Fig. II.20a-c).

Sur la rive gauche du Wadi Aday (point a, Fig. II.14), les calcaires Sq1L dessinent un synclinal déversé vers l’ENE dont le flanc court est découpé par deux failles à faibles rejets (Figs. II.20a-c). Dans ce flanc court, une surface d’érosion tronque les bancs calcaires fortement redressés de la séquence Sq1L (Figs. II.20a-II.21). Cette surface est dolomitisée. La dolomitisation remplit des micro-karsts développés au sommet de la troncature des bancs calcaires (Fig. II.21). Cette surface dolomitisée est elle-même recouverte par les schistes volcaniques verts du membre Sq2V qui reposent donc en discordance angulaire sur les calcaires Sq1L (Fig. II.20a-II.21a). La surface dolomitisée est en discordance angulaire de 30 à 50° avec les strates sous-jacentes (Figs. II.20a-II.21). Au niveau de la charnière, la dolomie discordante s’interstratifie puis se perd au sein des schistes volcaniques (Fig. II.20a).

A l’E du pli, les dépôts volcaniques et sédimentaires augmentent légèrement d’épaisseur vers l’E. Ces variations sont très bien illustrées par les interbancs calcaires et pélitiques, qui se biseautent progressivement et disparaissent totalement avant la charnière (Fig. II.20a).

L’axe du pli principal dessiné par les calcaires Sq1L est orienté N165 (Fig. II.22 - canevas 1) et les failles qui recoupent la charnière sont orientées N140 et N170. Les schistes volcaniques ont cependa

tion (Fig. II.22 - canevas 2). Cette deuxième schistosité est compatible avec les structures de raccourcissement WSW-ENE illsutrées sur la coupe (Fig. II

Un plissement précoce, de vergence N est mis en évidence au sommet du flanc normal des carbona

nt enregistré au moins deux étapes de déformation comme le montre l’existence de 2 schistosités.

La dernière présente un pendage vers l’W et imprime une linéation d’intersection orientée N0 à N30 sur les premiers plans de schistosité et de stratifica

.20a). Elle est également associée à des plis d’entraînement déversés vers l’ENE, qui apparaissent progressivement vers le sommet de la succession volcano-sédimentaire (Fig. II.20a). Cette déformation est associée à une disharmonie et à des décollements de faible ampleur entre les schistes volcaniques et les dolomies massives sus-jacentes ainsi qu’entre les schistes et les bancs sédimentaires interstratifiés.

tes Sq1L (canevas 2 – Fig. II.22). Celui-ci peut être associé aux linéations d’intersection EW et aux premiers plans de schistosité développés dans les schistes. Finalement, les différents axes de plis et les fabriques associées semblent systématiquement basculés vers le N (Fig. II.22 - canevas 1 et 2).

Discussion et interprétation :

Les calcaires Sq1L dessinent donc un pli d’entraînement de vergence ENE qui se développe sous le flanc normal décollé du grand synclinal du Jabal Qirmadhil (Fig. II.19a). L’axe du pli d’entraînement orienté N165 est très oblique aux structures de vergence NNE observées dans le secteur (axe de pli N110, Fig. II.18). Cette observation ainsi que la double schistosité développée dans les schistes volcaniques suggèrent que les séries sédimentaires de la région ont subi une phase de déformation de vergence E, qui serait postérieure au développement des grandes charnières régionales développées vers le NE (Le Métour, 1987 ; Le Métour et al., 1990 ; Miller et al., 2002 ; Warren & Miller, 2007).

Sur l’affleurement étudié, la succession Sq1L subit une profonde érosion. La dolomitisation de la surface d’érosion montre que cet épisode est associé à une émersion. Le sommet du flanc court du pli d’entraînement est également caractérisé par une dolomitisation généralisée des strates calcaires préservées de l’érosion (Fig. II.20a).

La forte discordance angulaire (30 à 50°) entre les schistes volcaniques et les calcaires érodés ainsi qu’entre la surface de dolomitisation et les calcaires érodés implique un basculement important de la séquence Sq1L ; basculement qui aurait accompagné l’émersion des calcaires de plate-forme sur la crête d’un bloc basculé (Fig. II.20c). Le fait que la dolomie discordante s’interstratifie puis disparaisse latéralement dans les schistes volcaniques (vers l’E) et que le flanc normal inférieur des calcaires Sq1L ne semble pas avoir été érodé indique que les premiers dépôts volcano-sédimentaires du membre Sq2V se déposent avant la dolomitisation de la crête érodée du bloc basculé.

Ces observations suggèrent donc que le basculement des strates calcaires soit plus ou moins synchrone des premiers stades de l’activité volcanique murghabienne (membre Sq2V).

L’inversion de la crête de bloc est associée à un cisaillement à vergence E. Les deux failles apparemment inverses et à faible pendage, qui recoupent la charnière du pli, peuvent être interprétées comme d’anciennes failles normales basculées lors du cisaillement à vegence E. En effet, la faille inférieure, en particulier, sépare la séquence Sq1L en un compartiment non érodé à l’E et un compartiment fortement réduit et dolomitisé à l’W.

Nous proposons donc de déplier cette paléostructure permienne dans le plan de la coupe (WNW-ESE) en faisant abstraction de la phase de déformation précoce vers le N.

Cette opération ne change pas l’orientation des failles qui sont sub-parallèles au plan axial du pli (canevas 1 - Fig. II.22). En respectant les relations angulaires observées entre le plan de faille et les strates calcaires, le dépliage entraîne un basculement des plans de faille depuis un pendage W vers un pendage E (Fig. II.23).

S

ecouvert par les premiers dépôts volcano-sédimentaires du membre Sq2V. L

ent calcaire basculé entre les deux failles normales sont probablement à l’origine des ur le dispositif tectonique reconstitué au Permien moyen (Fig. II.23), le fonctionnement des failles normales accompagne la formation d’un demi graben dont le compartiment oriental est rapidement r

’érosion du compartiment occidental traduit son soulèvement, éventuellement combiné avec un abaissement temporaire du niveau marin. Le basculement et la fracturation interne (non représentées) du compartim

déformations et de la dolomitisation particulièrement développées dans ces strates (Fig. II.20c). Nous notons l’absence de brèche de démantèlement le long du mur de faille. La fraction détritique intercalée dans les schistes volcaniques du membre Sq2V, à l’E, provient probablement de l’érosion progressive du compartiment soulevé, à l’W.

L

Le membre Sq1L du Wadi Aday est donc localement profondément érodé. Cette érosion est associée tonique extensif et à un basculement le long de failles normales permiennes. L’épaisseur des carbonates Sq1L varie de 100 à 20 m, d’E en W (Fig. II.20a-II.23).

’approfondissement vers l’E ne permet pas d’expliquer les variations d’épaisseur des bancs carbonatés et détritiques intercalés dans le membre Sq2V. L’augmentation d’épaisseur de quelques mètres vers l’E de ces dépôts sédimentaires suggère que la zone orientale du bloc basculé soit légèrement subsidente.

Le contact entre les membres Sq2V et Sq2a affleure le long de la rive N du grand méandre central du Wadi Aday (Fig. II.24). Un niveau de tuffites vertes d’environs 5 m d’épaisseur recouvre une coulée décamétrique sombre à pillow lavas. Ces tufs disparaissent latéralement contre une faille sub-verticale orientée N130-140 qui recoupe les coulées volcaniques et la falaise carbonatée sus-jacente (Fig. II.24). Cette structure a également été décrite par Pillevuit (1993).

Les calcaires Sq2a débutent ici par une succession décamétrique de bancs décimétriques dolomitiques et calcaires avec des interbancs marneux. Les compartiments SW et NE de la faille sont recouverts par le même banc carbonaté (Fig. II.24), indiquant que les variations d’épaisseurs des tufs sont scellées et que la structure associée correspond très certainement à une paléo-faille normale permienne. La structure a ultérieurement été reprise en compression et déformée.

La faille actuelle est plissée vers le NE autour d’un axe orienté N140 (canevas – Fig. II.24). Cette déformation entraîne une indentation des bancs carbonatés du compartiment W dans les tufs du ompartiment E (Fig. II.24). L’ensemble est replissé au cours d’un mouvement cisaillant vers l’E qui t de la succession volcanique, en arrière de l’affleurement étudié (Fig. II.25a). ette déformation est clairement associée à la formation d’un grand pli d’entraînement dans les calcai

de l’orientation de cette structure extensive permienne.

c

entraîne le redoublemen C

res Sq2a, à l’W de la paléo-faille normale (Fig. II.25). Cette déformation vers l’E entraîne également la formation d’une série de plis disharmoniques ouverts, orientés N150-N180, et qui se développent au-dessus des tufs (Fig. II.24-II.25b). L’ensemble des fabriques antérieures semble basculé vers le N.

La déformation de la paléofaille normale semble s’être déroulée, contrairement au bloc basculé sous-jacent (Fig. II.20), au cours de la première phase de déformation à vergence NE. Les plis associés à cette déformation montrent des axes sub-parallèles à la direction de la faille (canevas des Figs. II.24 et II.25) donc leur dépliage n’entraîne aucune modification

II.4.4. Synthèse sur les variations lithostratigraphiques et les structures tectoniques