II – Le rifting Permien
II.3. La plate-forme du Jabal Akhdar
II.3.2. Wadi Mistal
Une série de petits blocs basculés est préservée à la base de la formation Saiq du Wadi Mistal. Ils affleurent au NW du village de Ghubrah, au pied de la falaise SE du Jabal Haymir. La falaise étudiée (Fig. II.1, N23°16’41’’ - E57°41’10’’) fait une longueur de 300m et longe les rives d’un wadi tributaire de la gorge du wadi Mistal (Fig. II.6).
La formation Saiq y est exclusivement carbonatée et débute par 20 m de carbonates dolomitisés à patine ocre, nommés « membre A » (Fig. II.6). Le membre B sus-jacent débute par des calcaires marneux puis des marnes calcaires qui sont rapidement surmontées par la succession de calcaires et dolomies bioclastiques qui forment la falaise. La discordance de base sur l’autochtone A n’est pas clairement observée dans cette zone. Les sédiments pré-permiens affleurent partiellement sous la dolomie du membre A et sont la plupart du temps recouverts par les éboulis couvrant les flancs du wadi. Ils correspondent à une série de lits de micro-conglomérats quartzo-feldspathiques gris et de siltite finement litée, de couleur rouge et verte. Ces lithologies sont décrites dans les dépôts de la formation Fiq qui est omniprésente sur les flancs de la grande combe de Ghubrah (Fig. II.1, Rabu, 1987 ; Le Guerroué et al., 2005).
Les premiers mètres du membre A sont intensément bréchifiés avec des blocs anguleux de toutes tailles, intensément fracturés, et entourés d’une matrice monogénique correspondant à une cataclase (Figs. II.7a-c). A la base, la brèche est également cimentée par des recristallisations de calcite
qui montrent localem t des mattes algaires. Les niveaux riches en coraux et les dolomies sus-jacentes subissent ne déstabilisation illustrée par des glissements synsédimentaires de bancs peu indurés associés à un début de bréchification (Figs. II.7e), ainsi que de slumps (Fig. II.7f). Ces figures de glissement
ontrent une direction de mouvement vers le N et le NNW (canevas 1 - Fig. II.11).
(Fig. II.7b). Vers le haut, la cataclase emballe des blocs de carbonates qui se sont déformés ductilement.
Le membre A comprend également une série de bancs décimétriques de calcaires gris à polypiers (Fig. II.7d), recouverts par 10 à 15 m de carbonates intensément dolomitisés,
en u
s m
re A (Figs. II.9-II.10).
Le sommet du membre A correspond à une surface d’émersion (Figs. II.8a-b). Les nombreuses cavités de dissolution sont associées à un réseau de fractures orientées EW (canevas 2 et 3 - Fig. II.11). Les strates du membre B sont discordantes sur la surface érodée et fracturée du sommet du membre A. Elles montrent des augmentations d’épaisseur vers le N et le NNW (Fig. 8c-d-e). Ces variations d’épaisseurs sont contrôlées par des failles normales synsédimentaires qui découpent le sommet du memb
Les dépôts syn-tectoniques montrent une disposition en éventail caractéristique (Fig. II.9). Les failles synsédimentaires associées provoquent un décalage apparent d’un maximum de 5 m. Elles sont scellées par une succession métrique de marnes calcaires en bancs fins, rapidement recouverts par les calcaires bioclastiques massifs, en bancs décimétriques à pluridécimétriques (Fig. II.6). Vers l’W, les éboulis masquent les relations entre les failles normales et les dépôts post-tectoniques (Fig. II.10). Néanmoins le décalage des failles normales est systématiquement amorti vers le haut. De nombreux exemples de fracturation extensive scellée de petite échelle sont observés au contact entre les membres A et B ou bien au cœur de la séquence calcaire tectonique (Figs. II.10b-c). Les dépôts syn-tectoniques sont dolomitisés. Le front de dolomitisation correspond au toit des dernières strates de la séquence syn-tectonique (Figs. II.9-II.10c) et a tendance à se propager le long des failles normales (Fig. II.9).
La série de blocs basculés est préservée sous une zone de cisaillement associée à deux niveaux de glissement principaux qui sont parallèles à la stratification. Les figures de cisaillement associées à ce glissement banc sur banc sont observées dans les marnes post-tectoniques du bloc basculé de la Fig. II.9. Ces structures S/C tardives se développent également dans les strates massives, au-dessus des blocs basculés, mais ne perturbent pas les séries sédimentaires déposées le long des failles synsédimentaires. Le cisaillement de vergence NNW entraîne des déformations de faible ampleur. Un pli ouvert d’axe N70 est observé ainsi qu’un pli d’entraînement légèrement déversé vers le NNW et dont l’axe est orienté N76 (canevas 6 - Fig. II.11). Ces plis se forment au cours d’une déformation de direction similaire à celle indiquée par le cisaillement.
La série de failles normales synsédimentaires est reportée sur le canevas 2 (Fig. II.11). Les failles
ection de basculement synsédimentaire est cohérente avec l’épaississement vers
ement tardif (N70) entraîne une verticalisation du plan de mouvement moyen défini par le grand cercle des pôles de failles conjuguées (canevas 3 - Fig. II.11). L’axe de rotation semble adapt ntation locale de l’axe anticlinal du Jabal Akhdar (Rabu, 1987 ; Fig. I.1).
majeures et les structures de plus grande échelle, présentées sur les figures II.7 à II.10, sont regroupées autour de deux directions conjuguées, orientées N90 et N110. Les failles majeures sont systématiquement inclinées vers le S.
L’orientation des plans de stratification du membre A indique un axe de basculement (N50) différent de la direction moyenne des failles synsédimentaires.
En revanche, la dir
le N des strates discordantes du membre B (Figs. II.8d-II.9). Un basculement associé à une déformation synsédimentaire de vergence N est également mis en évidence par le slump observé dans le membre A (N177 ; canevas 1 Fig. II.11).
Le débasculement des strates de la succession post-tectonique (canevas 5-6 - Fig. II.11) autour de l’axe de pliss
Discussion et interprétation :
Le long du Wadi Mistal, les premières successions carbonatées de la formation Saiq se déposent dans un contexte tectonique extensif. Les failles normales EW synsédimentaires accomodent un basculement vers le N des premiers dépôts (membre A) et contrôlent les variations d’épaisseur des
trates syn-tectoniques du membre B.
La base de la première séquence carbonatée (membre A) est intensément bréchifiée et montre calement des structures de glissement. Ces déformations traduisent une évolution depuis un omportement cassant à la base (Fig. II.7b) vers une déformation ductile illustrée par des éstabilisations de bancs sédimentaires non consolidés (Figs. II.7c-f).
Ces déformations peuvent être diachrones, et dans ce cas, la fracturation cassante de la base du embre A serait associée à un événement tectonique tardif. A contrario, l’existence d’un gradient de éformation verticale peut suggérer que la série sédimentaire du membre A était en partie non onsolidée lors de sa déformation.
Le slump observé au sommet de la brèche tectonique de base indique que cette série olomitique a subi des resédimentations précoces probablement lors de la diagenèse. Puisqu’il se éveloppe entre deux failles normales permiennes (Fig. II.9) et qu’il indique un mouvement cohérent
ers le N) avec leur plan de mouvement théorique, ce glissement est interprété comme associé au nctionnement précoce des failles normales permiennes.
En revanche, il semble difficile d’associer la direction mesurée de basculement du membre A, r le jeu des failles normales. Ce dernier est d’axe N90 à N110 (Fig. II.11b) lors que les bancs dolomitiques du membre A montrent un baculement autour d’un axe N50 (Fig. II.11d s lo c d m d c d d (v fo au basculement provoqué pa a
). Cet axe semble mieux se corréler à la déformation tardive exprimée par cisaillement vers le NNW des couches « post-tectoniques ».
Les failles normales synsédimentaires majeures sont systématiquement pentées vers le S et montr
te-forme vers le N.
Sur la coupe générale du dispositif actuel (Fig. II.12.), les failles normales synsédimentaires sont considérées comme des failles listriques. Leur faible pendage est expliqué par le fonctionnement à ible profondeur d’un niveau de décollement localisant leur propagation. Ce dernier est interprété omme correspondant aux schistes détritiques de la formation Fiq (autochtone A). Ce modèle est proposé en considérant que la bréchification de la base du membre A est synchrone de l’épisode de glisse
de la plate-forme permienne provoque la formation d’une série de blocs basculés dans la zone étudiée, la bréchification de la base du membre A a également été observée à proximité des grands accidents tectoniques récents qui recoupent l’ensemble du Jabal Akhdar (toujours dans le Wadi Mistal). L’association entre la bréchification de la base de la formation Saiq et la tectonique extensive permienne reste donc hypothétique.
ent des pendages relativement faibles (canevas 2 et 3 - Fig. II.11). Cette disposition, ainsi que les directions d’épaississement de la succession syn-tectonique suggèrent que l’épisode de fracturation local est associé à un glissement de la pla
fa c
ment vers le N des séries permiennes, sur le niveau de décollement des schistes de la formation Fiq.
Cette interprétation permet d’associer l’ensemble des déformations observées dans le membre A à une déstabilisation progressive de la plate-forme permienne. Cette dernière conduirait à la propagation d’un réseau de fractures, au glissement synsédimentaire observé dans la partie médiane du membre A (slump), puis à la formation de la série de blocs basculés synsédimentaires permiens.