Notes sur la géologie et les représentations rupestres du Sahara central

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Notes sur la géologie et les représentations rupestres du Sahara central

GALLAY, Alain

Abstract

Ces notes s'adressent tout particulièrement au voyageur curieux, pour lui dire que le monde peut être d'une prodigieuse richesse si on sait l'interroger. Il ne s'agit pas de contributions scientifiques originales, mais d'une présentation simplifiée et schématisée de ce que l'on croit savoir actuellement sur certains aspects de l'histoire, au sens géologique et préhistorique du terme, du Sahara central en général, et du Hoggar en particulier. Les scientifiques n'y retrouveront pas la subtilité de la démarche et les interrogations dont s'accompagnent habituellement les chemins de la connaissance. Nous avons en effet simplement tenté de présenter dans les grandes lignes ce que l'on peut retirer d'une lecture attentive de plusieurs travaux souvent fort complexes en les présentant d'une façon articulée et accessible. En pratiquant une telle synthèse nous sommes conscients d'être tombé, plus d'une fois, dans l'approximation ou même dans l'erreur, mais nous y avons gagné une vue d'ensemble que nous avons vainement cherchée dans la littérature actuelle. En deux mots nous avons tenté d'établir dans ces [...]

GALLAY, Alain. Notes sur la géologie et les représentations rupestres du Sahara central. Genève : Université de Genève, Département d'anthropologie, 1987, 84 f., ill.

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http://archive-ouverte.unige.ch/unige:98035

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NOTES SUR LA GEOLOGIE ET

LES REPRESENTATIONS RUPESTRES DU SAHARA CENTRAL

DOCUMENT DU

DEPARTEMENT D'ANTHROPOLOGIE UNIVERSITE DE GENEVE,11

GENEVE 1987

NOTES SUR LA GEOLOGIE ET

LES REPRESENTATIONS RUPESTRES DU SAHARA CENTRAL

DOCUMENT DU

DEPARTEMENT D'ANTHROPOLOGIE UNIVERSITE DE GENEVE

GENEVE 1987

INTRODUCTION ... 1

Première partie GEOLOGIE DU _MASSIF DU HOGGAR 1. Caractères généraux du massif du Hoggar ... 3

2. Le socle précambrien et cambrien (séries infratassiliennes) ... 3

2.1. Le vieux craton ouest-africain ... ₅

2.2. La ceinture métamorphique ... 5

3. Les ceintures tassiliennes. Cambrien supérieur et Paléozoïque ... 7

3.1. Les principaux dépôts géologiques des Tassili.. ... 7

3.2. Pédiplaine infratassilienne ... 9

3.3. Base du Tassili interne. Cambrien supérieur ... 9

3.4. Tassili interne. Ordovicien ... 9

3.5. Sillon intratassilien. Silurien ... 10

3.6. Tassili externe. Dévonien inférieur ... 11

4. Les séries supratassiliennes ... 11

5. Le volcanisme tertiaire et quaternaire ... 11

5.1. Généralités ... 12

5.2. Le volcanisme miocène ... 14

5.3. Le volcanisme plio-villafranchien ... 15

5.4. Le volcanisme quaternaire ... 17

6. La couverture sédimentaire tertiaire et quaternaire ... .18

6.1. Cycle 1. Phase plio-villafranchienne ... 19

6.2. Cycle II. Phase Quaternaire ancien ... 20

6.3. Cycle Ill. Phase Quaternaire moyen et récent ... 20

6.4. Cycle III. Phase épipaléolithique et néolithique ... 21

Seconde partie UNE NOUVELLE CLASSIFICATION DE L'ART RUPESTRE TASSILIEN 1. Le cadre géographique des gravures et peintures tassiliennes ... 39

2. Définition des principaux styles de représentations ... 40

2.1. Style bubalin naturaliste ... 41

2.2. Style bubalin de Tazina ... 42

2.3. Style des têtes rondes ... 43

2.6. Style bovidien : groupe d'Abaniora ... 46

2. 7. Style bovidien : groupe d'Iheren-Tahilahi. ... 48

2.8. Les gravures de l' Acacus ... 49

2.9. Style des têtes rondes de l' Acacus ... .49

2.1 O. Style pastoral de l' Acacus ... ₅₀

3. Le classement chronologique des styles ... 51

3.1. Les difficultés ... 51

3.2. Les anciennes chronologies ... -.-... -... -... 52-

3.3. La chronologie de Muzzolini.. ... 53

3.4. Autres possibilités de sériation ... 56

BIBLIOGRAPHIE ... 74

GLOSSAIRE ... 76

A une époque où il est devenu possible d'atteindre n'importe quel point de notre planète en quelques heures le voyageur, plus que jamais, doit réapprendre à voir. Car rien ne sert de partir s'il s'agit de retrouver au-delà des horizons, les mêmes décors et les mêmes conforts, qu'on s'est efforcé de quitter. Voir, c'est découvrir et inventer, mais c'est aussi d'abord connaître.

Ces notes s'adressent tout particulièrement au voyageur curieux, pour lui dire que le monde peut être d'une prodigieuse richesse si on sait l'interroger. Il ne s'agit pas de contributions scientifiques originales, mais d'une présentation simplifiée et schématisée de ce que l'on croit savoir actuellement sur certains aspects de l'histoire, au sens géologique et préhistorique du terme, du Sahara central en général, et du Hoggar en particulier. Les scientifiques n'y retrouveront pas la subtilité de la démarche et les interrogations dont s'accompagnent habituellement les chemins de la connaissance. Nous avons en effet simplement tenté de présenter dans les grandes lignes ce que l'on peut retirer d'une lecture attentive de plusieurs travaux souvent fort complexes en les présentant d'une façon articulée et accessible. En pratiquant une telle synthèse nous sommes conscients d'être tombé, plus d'une fois, dans l'approximation ou même dans l'erreur, mais nous y avons gagné une vue d'ensemble que nous avons vainement cherchée dans la littérature actuelle.

En deux mots nous avons tenté d'établir dans ces notes de lecture un cadre général pour ce qui pourrait être un point de départ vers une recherche plus sérieuse, portant sur tel ou tel problème spécifique.

Deux domaines ont été abordés

1 L'histoire géologique du Sahara central de ses origines jusqu'au Quaternaire, 2. la question des représentations rupestres préhistoriques des régions tassiliennes.

Ce travail fait donc suite et complète les Notes sur la préhistoire du Sahara central (Gallay, 1986) rédigées à l'occasion d'un précédent voyage au Hoggar. Il est né de notre désir de mieux comprendre ce que nous avions vu alors dans le massif volcanique de l'Atakor d'une part, de préparer d'autre part notre future visite dans les hauts lieux de la préhistoire du Tassili.

PREMIERE PARTIE

GEOLOGIE DU MASSIF DU HOGGAR 1. Caractères généraux du massif du Hoggar

Le Hoggar constitue, du point de vue géologique, le coeur du Sahara central. Il est formé d'un socle cristallin et cristallophyllien d'âge précambrien, entouré d'une auréole de plateaux primaires, les Tassili (ou enceinte tassilienne)(fig.3). On peut y distinguer les séries suivantes, ordonnées chronologiquement :

1. Le bouclier précambrien, dont le soulèvement est à l'origine du massif du Hoggar, formant les séries prétassiliennes.

2. Les ceintures tassiliennes d'âge primaire (séries tassiliennes).

3. Les séries supratassiliennes comprenant les unités successives suivantes :

- séries secondaires (Mésozoïque ou Continental intercalaire datant de l'émersion du continent africain contemporain de la séparation d'avec l'Amérique),

- séries tertiaires (Cénozoïque ou Continental term.inal) comportant des grès continentaux,

- séries quaternaires et formations sableuses.

Ces séries se rencontrent le plus souvent à la périphérie de la ceinture des Tassili (Bassins de Reggane, Taoudeni, bassin du Djado).

4. Un volcanisme récent (Tertiaire et Quaternaire) affectant le centre du Hoggar (Edgéré, Adrar n'Ajjer, Atakor, Tahalra).

2. Le socle précambrien et cambrien {séries infratassiliennes).

Formé de roches cristallophylliennes et granitiques le bouclier précambrien est recouvert à sa périphérie par des sédiments paléozoïques bien marqués au Nord et au Sud (Tassili). A l'Est et à l'Ouest, le socle s'ennoie sous des sédiments secondaires (Crétacé) et tertiaires (fig.l)

Ainsi le Hoggar apparaît-il comme un vaste bouclier débarrassé de la couverture sédimentaire qui vraisemblablement le recouvrait au Paléozoïque. Ce bouclier est formé de deux grandes unités structurales coalescentes distinctes l'une de l'autre à la fois par l'âge, la structure et la nature des roches.

1. L'unité occidentale correspond au vieux craton ouest africain. Il s'agit d'une formation très stable dominée par des faciès granitiques. Elle est actuellement visible dans les affleurements liés à la dorsale Reguibat, soit à l'est dans l'Eglab, et au coeur de l'Adrar des Iforas. Cette unité est désignée sous le terme d'Ouzalien.

2. L'unité orientale représente, à l'affleurement, les trois quarts du Hoggar. Elle est constituée de séries métamorphiques entourant le craton ouest-africain (Suggarien et Pharusien). L'instabilité de cette ceinture métamorphique est attestée par de nombreuses fractures (dont certaines sont encore actives depuis plusieurs centaines de millions d'années), de déformations épirogéniques, et de formations volcaniques récentes :

- Des failles méridiennes nord-sud, dont certaines dépassent 700km de long, délimitent des compartiments suggariens et pharusiens; elles correspondent aux bordures de fossés d'effondrement dans lesquels se sont accumulés les épaisses formations pharusiennes (conglomérat, flysch, rhyolites et andésites) contemporaines des soulèvements r.uggariens.

- Un deuxième système d'accidents plus récent est représenté par des failles de cisaillement de direction dominante NW-SE et SSW-NNE, dont certaines ont facilité l'accès à la surface de laves tertiaires et quaternaires.

- Par ailleurs l'ensemble du Hoggar a subi des mouvements à grand rayon de courbure ayant eu pour contrecoup de le débarrasser de la couverture gréseuse primaire qui le recouvrait à !'Ordovicien et de lui donner la configuration de bouclier bombé qu'on lui connaît actuellement. L'histoire de ce vieux bouclier précambrien peut être résumée comme suit (les numéros des séries

correspondent aux principales unités distinguées dans la carte structurale de Beuf et alii, 1 971 ).

2.1. Le vieux craton ouest-africain

Le vieux craton ouest-africain essentiellement granitique est rattaché à l'Ouzalien (unité 17) et daté de 1800 MA (millions d'années) ou de plus de 2000 MA (2 milliards d'années).

Il affleure essentiellement à l'est au niveau de la dorsale Reguibat dans le Yetti et l'Eglab.

On retrouve des affleurements lui appartenant plus à l'est dans la partie occidentale du Hoggar où le granite a été rendu apparent par le jeu des failles affectant cette zone (est du Tassili du Timissao, centre de !'Adrar des Iforas).

2.2. La ceinture métamorphique

La ceinture métamorphique correspond à de très vieux sédiments déposés sur les marges du craton ouest-africain puis transformés par le métamorphisme. Ces séries sont postérieures à l'Ouzalien.

- Dépôts des séries principales (I 800-650 MA)

On distingue à l'ouest des séries infratillitigues indifférenciées apparentes sur les marges de la dorsale Reguibat (unité 18, Hank).

A l'est, par contre, les séries contemporaines de l'unité 18 sont plus complexes et permettent de distinguer 8 phases, dont quatre appartiennent aux séries principales (fig. 4 et 5).

Phase 1. Dépôt des sédiments du Suggarien (unité 1 6)

Phase 2. Plissements entrainant des discordances entre Suggarien et Pharusien et marqués par la formation de conglomérats.

Phase 3. Dépôt des sédiments du Pharusien (unité 1 5).

Phase 4. Plissements majeurs et formation des chaînes suggaro-pharusiennes.

Apparition des failles méridiennes nord-sud (750-650MA).

- Dépôts des séries secondaires (650-SOOMA),

Les séries secondaires résultent des évènements qui ont suivi immédiatement la formation des chaînes suggaro-pharusiennes et ont finalement abouti à la vaste plaine subhorizontale (pédiplaine infratassilienne) sur laquelle se sont édifiées les séries tassiliennes.

Phase 5 (620-570MA). Cette phase est caractérisée par une glaciation marquée par des tillites (moraines fossiles) et une forte érosion entraînant la formation de molasses. On distinguera ici également des situations orientales (Hoggar) et occidentales (dorsale Regnibat).

A l'est les affleurements de cet âge sont peu nombreux et correspondent aux séries intermédiaires du Hoggar étroitement localisées (unité 13). Il s'agit de dépôts liés directement aux chaînes suggaro-pharusiennes.

A l'ouest les dépôts sont beaucoup plus épais et étendus. On y distingue des tillites inférieures, puis des molasses déposées à la périphérie des chaînes suggaro-pharusiennes (unité 14), séries supratillitiques non plissées et tillite

"éocambrienne".

Phase 6 (550MA). Plissement des séries molassiques notamment en bordure orientale des chaînes suggaro-pharusiennes. Plissement baikalien tardif entraînant des dépôts corrélatifs.

Phase 7 (540MA). Les plissements antérieurs entraînent un réajustement tardi­

orogénigue qui est à l'origine d'un nouveau jeu de failles affectant l'ensemble du massif du Hoggar, mais non le vieux craton oriental. Ces failles plus jeunes sont orientées NW-SE et SSW-NNE.

Phase 8 (540-520MA). Une érosion généralisée affecte l'ensemble de la zone.

Elle est à l'origine d'une vaste plaine (pédiplaine infratassilienne).

3. Les ceintures tassiliennes. Cambrien supérieur et Paléozoïque (séries tassiliennes).

Les massifs précambriens du Hoggar sont limités au nord, au nord-est et au sud, par une série de plateaux disposés en auréoles et limités par des falaises d'érosion (cuestas). Ces plateaux, appelés Tassili sont d'âge paléozoïque (Primaire).

Il est posible de distinguer, du centre vers la périphérie, notamment au Tassili des Ajjers, trois unités morphologiques concentriques(fig. 6 et 7).

- Le Tassili interne

Un premier escarpement sédimentaire composé de grès repose directement sur la pédiplaine infratassilienne. Ses unités stratigraphiques se rattachent au Cambrien supérieur et à l'Ordovicien, premier étage du Paléozoïque.

- Le sillon infratassilien

Un profond sillon creusé dans des sédiments marins, plus tendres, d'âge silurien, se situe en arrière des plateaux des Tassili externes. Il s'agit d'une zone de circulation aisée où les affleurements géologiques sont de médiocre qualité.

- Le Tassili externe

Une seconde falaise moins élevée limite, à l'extérieur, le sillon infratassilien.

Cette falaise borde un plateau composé de grès du Dévonien inférieur donnant, comme pour le Tassili interne, un paysage ruiniforme riche en abris sous roche.

3.1. Les principaux dépôts géologiques des Tassili

Les dépôts paléozoïques comprennent des grès, des conglomérats et des argiles dont les origines sont multiples. On distingue (fig. 8):

- Des grès d'origine fluviatile correspondant à de grands épandages aux multiples chenaux en tresse. L'écoulement des eaux donne une stratification oblique très caractéristique.

Des faciès de transition où se superposent des influences marines et fluviatiles.

L'élévation relative du niveau de la mer lors d'une phase de transgression est constamment compensée par des apports sableux continentaux qui maintiennent la saturation du fond en matériaux détritiques grossiers.

-.Des faciès spécifiquement marins composés essentiellement d'argiles (par exemple argiles à graptolites du Silurien).

-.Des faciès glaciaires et périglaciaires beaucoup plus hétérogènes où l'on peut distinguer _:

- des sédiments témoignant d'un environnement glaciaire proche: Moraines et tills continentaux avec remaniements proglaciaires.

- des sédiments témoignant de phases de déglaciation : Moraine de fond et de fonte.

Comblement de chenaux sous-glaciaires.

Déformation de sédiments liés à l'existence de glaces mortes

- Des sédiments témoignant d'un environnement périglaciaire continental : Fentes de glace, sols polygonaux, pingo (250-350m de diamètre).

Sédiments déposés par des cours d'eau périglaciaires Sédiments éoliens (grès feuilletés à rides)

- des sédiments témoignant d'un environnement périglaciaire marin ou lacustre : Sédimentation fluvio-lacustre ou fluvio-marine

- des sédiments de périodes interglaciaires avec faunes (Brachiopodes, Trilobites, Scolytes, Graptolites).

D'une manière générale les sédiments paléozoïques ont environ 1 500m d'épaisseur ce qui, pour la période considérée, ne représente d'une simple pellicule de peu d'importance recouvrant le socle cristallin. Les lacunes d'érosion et de sédimentation jouent donc dans cette séquence, qui présente plusieurs phases de déformation (fig.

9),un rôle de première importance.

L'histoire des ceintures tassiliennes peut être résumée comme suit :

3.2. Pédiplaine infratassilienne

La discontinuité visible à la base des séries tassiliennes marque la fin des grandes déformations du socle et le début de l'histoire cratonique du Sahara central.

Il s'agit d'une surface plane provoquée par une érosion intense au détriment de roches variées (granites, gneiss, schistes). Cette planéité est un trait majeur des bordures du Hoggar, elle est bien visible en contrebas de l'escarpement tassilien le long de la piste automobile Amguid-Djanet-Djado. Cette plaine est l'aboutissement de plusieurs phases d'érosion successives ayant marqué les différents stades de transformation de la zone mobile en une zone cratonique stable. Cette surface est très légèrement inclinée vers le nord (fig. 1 0) et présente un bombement tardif lié aux zones volcaniques du massif du Hoggar (fig. 2) (cf. infra).

Les surfaces du socle présente des altérations en relation avec la formation de sols anciens dans des conditions climatiques relativement chaudes et des dépôts de peu d'importance contemporains de la formation de la plaine (dépôts corrélatifs).

La formation de cette plaine, qui a duré fort longtemps entre 540 et 520MA se situe dans la deuxième moitié du Cambrien.

3.3. Base du Tassili interne. Cambrien supérieur (520-500MA).

La base de la séquence tassilienne est formée de sédiments appartenant probablement encore au Cambrien. Il s'agit des grès aux stratifications entrecroisées de la formation des A j iers. La partie inférieure est composée de dépôts fluviatiles (fig.1 1 ), la partie supérieure de dépôts de transition témoignant du début d'une transgression marine liée au basculement du socle.

3.4. Tassili interne. Ordovicien (500-440MA).

La séquence paléozoïque débute par des dépôts marins rattachables à !'Ordovicien (formation d'In Tahouite et d'In Azaoua).

Des phénomènes de soulèvement (épirogénie) entraînent par la suite l'émersion du continent qui se marque dans la séquence par une discontinuité majeure (Ordovicien inférieur). Cette discontinuité porte les traces d'une intense érosion glaciaire (paléovallées, stries et déformations dues à l'avance des glaces, etc.).

La fin de !'Ordovicien est marquée par la formation d'un vaste inslandsis continental (très comparable aux inslandsis quaternaires d'Europe et d'Amérique), dont le centre paraît avoir été situé au niveau du Cameroun actuel, le Hoggar se plaçant sur les marges septentrionales de cette étendue de glace, marges affectées par de nombreuses fluctuations. Cette position périphérique explique la varié.té des formations glaciaires de !'Ordovicien supérieur du Hoggar, appelées formations de Tamadjert. L'étude des surfaces liées à la discontinuité située à la base des formations glaciaires permet de déterminer le sens de l'écoulement des glaces selon un axe sud-nord (fig. 1 2)

3.5. Sillon intratassilien. Silurien (440-405MA).

La fonte de l'inlandsis ordovicien entraîne à la fois le soulèvement du Sahara central déchargé du poids des glaces et une transgression marine (transgression glacio­

eustatique, fig. 13).La limite Ordovicien-Silurien se trouve donc marquée par une nouvelle discordance située à l'articulation de sédiments glaciaires et marins.

Le Silurien est d'abord marqué par des argiles marines, les argiles à graptolites des formations de l'Imirhou. Ces sédiments relativement meubles ont été facilement érodés.

A leur emplacement se situe actuellement une dépression parallèle aux falaises des Tassili qui de tout temps a été utilisée comme axe de circulation privilégié.

Aux dépôts marins des formations de l'Imirhou succèdent les dépôts de transition, grès et argiles, des formations d' Atafaitafa et de l' Acacus témoignant d'une nouvelle émersion du continent.

3.6. Tassili externe. Dévonien inférieur (405-309MA)

Une série de nouvelles discordances liées _à la déformation du craton se situent au début du Dévonien. Des mouvements épirogéniques répétés entraînent en effet _à ces moments un accroissement du domaine continental.

Cet accroissement se marque _à la périphérie du Hoggar par plusieurs discontinuités lithologiques affectant des formations essentiellement fluviatiles (formation de l'Oued Samene, formation de l'oued Karkai, etc.).

Le Tassili interne reste donc marqué par la prédominance des grès d'origine fluviatile.

4. Les séries supratassiliennes

Les séries supratassiliennes s'étendent de la fin du Paléozoïque (Dévonien moyen et Carbonifère) au Tertiaire ne nous concernent pas ici car elles sont situées dans des bassins de subsidence situées _à la périphérie du massif du Hoggar.

Les principaux bassins sédimentaires où alternent sédimentations terrestres et marines sont les suivants :

Ouest : bassin de Taoudeni Nord-Ouest : bassin de Reggane

Nord : bassins de Mac-Mahon et plateau du Tademaït, bassin de Fort Polignac Nord-Est : bassin de Mourzouk

Est : bassin du Djado

Sud : bassin des Iullimeden et Azawak 5. Le volcanisme tertiaire et quaternaire

Au Tertiaire et au Quaternaire le Hoggar connaît une activité volcanique essentiellement localisée dans les zones d'affleurement du Suggarien (fig. 1). On peut y distinguer cinq massifs isolés, l'Atakor, le Tahalra, l'Edgéré, l'Ajjer et l'Anahef.

Les présentes remarques concernent essentiellement le massif de l'Atakor qui a été le mieux étudié.(fig. 1 4).

D'une manière générale ce volcanisme "récent" se situe non pas sur le craton ouest­

africain caractérisé par une grande stabilité, mais sur sa ceinture adjacente de roches métamorphiques plissées et faillées (fig. 1 ). De plus les massifs volcaniques apparaissent dans des zones caractérisées par des mouvements épirogéniques importants et par le rejeu de failles de cisaillement préexistantes.

5.1. Généralités

Caractéristiques du substrat

Le substrat sur lequel s'est édifié le massif volcanique de l' Atakor est composé du socle précambien débarrassé de sa couverture sédimentaire paléozoïque et marqué par les nombreuses failles déjà mentionnées, dont certaines ont continué à jouer jusqu'aux époques les plus récentes.

L'ensemble suggarien est traversé par des granites intrusifs à contours elliptiques (massif de Taessa par exemple) plus récent que le socle dont l'âge est compris entre 480 et 520MA.

Ce socle accuse un bombement marqué de plus de 1000m par rapport à l'altitude primitive de la pédiplaine infratassilienne (fig. 12). Il est difficile de fixer l'âge de cette déformation car certaines contradictions semblent exister entre les observations effectuées

1. On admet d'un côté que la couverture de grès paléozoïques devait avoir été continue, notamment à !'Ordovicien. La disparition des sédiments dans le centre du Hoggar serait dü à ce bombement, antérieurement au premier volcanisme.

2. On admet d'autre part que les premiers dépôts volcaniques du Miocène se sont déposés directement sur un socle cristallin, débarrassé de sa couverture paléozoïque, alors qu'il n'était pas encore soulevé. Dans cette hypothèse la disparition des dépôts sédimentaires ne peut résulter du bombement épirogénique du Hoggar. Selon Girod ( 1971) en effet la morphologie anté-volcanique, partout où il est possible de la reconstituer est une morphologie plane. On explique par contre mal dans cette

hypothèse la disparition de la couverture paléozoïque et la disposition en auréole des Tassili entourant le bombement du Hoggar.

Formations sous basaltiques

Il existe entre les coulées volcaniques les plus anciennes et le socle précambrien des horizons discontinus, d'épaisseur variable essentiellement composés d'arènes rubéfiées, de grès et d'argiles compactes provenant de l'altération du substrat cristallin en climat tropical (fig. 19). La datation de cet horizon reste incertaine. La présence de cette unité intermédiaire est un argument en faveur de l'hypothèse 2. Il est en effet vraisemblable que cette pellicule de roches dépourvues de toute consistance aurait été totalement détruite si le substartum précambrien avait présenté, avant le début de l'activité volcanique la forme bombée qui le caractérise actuellement. On n'observe, en effet, sous les premières coulées aucun indice d'une érosion en relation avec un quelconque relief, lits d'oueds, accidents topographiques, etc.

Types de laves

Les formations volcaniques qui recouvrent le dôme précambrien sont représentés par des roches diverses soit par ordre d'acidité croissante (teneur en silice, Si02) des basaltes alcalins, des hawaïtes, des mugéarites, des phonolithes et des trachytes.

Les volcans basaltiques sont des stratovolcans, semblables à ceux de la Chaîne des Puys, dans le Massif central français. Les coulées qui en sont issues ont des dimensions variables, mais les plus étendues ne dépassent pas 20km.

Aux phonolites et aux trachytes correspondent des cumulo-dômes, des dômes coulées, ainsi que des extrusionss caractérisées par un étalement très faible de la lave émise, trop visqueuse pour s'écouler à longue distance.

Les volumes relatifs des divers types pétrographiques peuvent être estimés ainsi :

Basaltes alcalins 80%

Hawaïtes et Mugéarites Phonolites

Trachytes

2%

1 3%

5%

Répartition des divers types de lave dans l' A takor

La disposition des divers types d'appareils volcaniques répond, dans l' A takor, à une certaine cohérence. On peut distinguer :

- de larges épanchements basaltiques anciens occupant une grande superficie et formant l'essentiel du massif (fig. 1 5). Ces coulées sont parfois surmontées d'hawaïtes et de mugéarites,

- des appareils trachytiques et phonolitiques très abondants dans la partie sud-ouest du massif (Assekrem) c'est-à-dire dans la zone où le substratum précambrien est porté à sa plus haute altitude (fig. 1 5),

- des épanchements basaltiques récents liés à des stratovolcans bien conservés, donc récents. La plupart de ces derniers sont situés sur le versant nord-ouest du dôme précambrien. Les coulées sont généralement encaisées dans les vallées creusées au détriment des coulées basaltiques anciennes (fig. 18).

5.2. Le volcanisme miocène

Les premières manifestations volcaniques du Miocène se sont épanchées sur des surfaces à peu près planes. Ceci est valable aussi bien pour les basaltes, les hawaïtes et mugéarites que pour les cumulo-dômes et les dômes coulées qui les surmontent. Le volcanisme miocène est caractérisé par une dominance basique, par l'absence de mouvements épirogéniques et par l'altération intense de certaines coulées basaltiques.

On peut y distinguer trois phases successives (fig. 1 4) :

Phase 1 . Immenses coulées basaltiques (trapps) superposées entaillées par des nombreuses vallées pouvant atteindre le socle. Ces coulées sont ainsi fragmentées en buttes isolées (mesas) à sommet tabulaire dont certaines dominent actuellement de plusieurs centaines de mètres les autres formations du massif.

Ces coulées, empilées les unes sur les autres, sont d'autant plus épaisses qu'elles sont situées plus près du centre du massif. Les stratovolcans en relation avec ces épanchements ont généralement disparus. Seules subsistent

parfois les cheminées basaltiques (necks). Les datations obtenues par la méthode du K/ Ar pour ces coulées situent ce volcanisme au début du Miocène: cendres trachytiques interstratifiées dans les coulées d'In Taraïne à

1 9,9MA (± 1 ,9) et 1 6,7MA (± 1,2).

Phase 2. Les coulées précédentes sont fréquemment surmontées de quelques coulées d'hawaïtes et de mugéarites.

Phase 3. Sur les coulées basaltiques ou mugéaritiques terminales reposent, par endroits, des cumulo-dômes et des dômes coulées de phonolite. C'est notamment le cas à l'Assekrem, au Tamahagueni, à l'Adallella et au Tahat. La datation de la coulée phonolithique du Tahat à 1 2,4MA (±2) situe ce volcanisme à l'extrème fin du Miocène.

Certaines extrusions accompagnées de coulées trachytiques de faible extension pourraient dater de cette époque (Akar-Akar

approximative).

5.3. Le volcanisme plio-villafranchien

14,0MA, mesure

A la phase miocène succède une phase plio-villafranchienne (12MA-0,25MA) à cheval sur la fin du Tertiaire et le début du Quaternaire. Cette phase est caractérisée par une activité volcanique réduite à dominante trachytique et phonolitique et par l'existence de mouvements épirogéniques importants aboutisant finalement (au Quaternaire) à la formation des vallées actuelles.

Les extrusions trachytiques et phonolitiques peuvent être classées en trois types (fig.

1 6 et 1 7). En raison de leur viscosité élevée, les laves acides se présentent souvent sous forme de dômes ou de pitons et les extrusions sont toujours de faible étendue.

Type 1 . Extrusions accompagnées d'une coulée

Le volcan se présente sous forme d'un édifice circulaire d'un kilomètre de diamètre et de 1 50m de hauteur. Il est formé d'un niveau inférieur de brèche pyroclastique incorporant des éléments de gneiss et de granite arraché au substrat. Ces

pyroclastiques (soit le 50 à 60% de la matière émise) forment un cône très évasé dont seule la portion située sous la coulée a été conservée. La partie supérieure du cône est par contre formée d'un épanchement trachytique. Le cratère proprement-dit, d'une centaine de m. de profondeur, est occupé par des brèches entourant un piton de trachyte (conduit volcanique). Dans certains cas (volcan de l'Adriane, 5,7 MA ±0,6) la lave, au lieu de s'étaler autour de son centre d'émission, peut s'étaler dans une direction déterminée.

Type 2. Extrusions en forme de dôme

Il s'agit de petits dômes à section circulaire ou elliptique caractérisés par un étalement très faible de la lave. Ces bulbes, dont les sommets peuvent être érodés, présentent deux séries de fractures, les unes radiales, les autres concentriques conférant au dôme une structure analogue à celle d'un bulbe d'oignon. Dans quelques extrusions de ce type les fracturee radiales, au lieu de découper la lave selon des plans verticaux, délimitent des prismes dont la disposition en éventail est tout à fait caractéristique.

Les brèches pyroclastiques situées à la base des bulbes sont généralement partiellement masquées par des éboulis. Comme dans le cas précédent elles devaient occuper primitivement une surface beaucoup plus importante et ont été emportées par l'érosion.

Type 3. Extrusions sans étalement de lave

Les extrusions de type aiguille (llamane) doivent leur originalité à une forte disproportion géométrique : ce sont des pitons à parois circulaires subverticales dont la hauteur est le double, parfois le triple du diamètre. La lave émise présente un étalement presque nul. On peut y distinguer une zone corticale de lave finement cristallisée ayant résisté à l'érosion et une zone centrale plus tendre caractérisée par un faisceau de prismes. Ces derniers horizontaux ou faiblement inclinés au contact de la zone corticale, s'infléchissent jusqu'à devenir verticaux dans la partie supérieure de l'extrusion.

Dans quelques cas (Imadouzène, Tebezet, Tazoulet, Ikomkomen) l'édification du dôme a été suivie de nouvelles explosions. L'intérieur du dôme, fortement érodé et limité par une zone corticale partiellement conservée, peut alors être rempli de matériaux pyroclastiques.

Un volcanisme basaltique persiste pendant cette période. Les coulées plio­

villafranchiennes, contrairement _à celles de la phase miocène, ont une extension faible et ne montrent aucune superposition régulière. Elles reposent le plus souvent sur des surfaces d'érosion et se sont écoulées dans des directions quelconques sur des pentes souvent fortement inclinées.

5.4. Le volcanisme quaternaire

Un volcanisme essentiellement basaltique succède _à la phase précédente. Des stratovolcans aux formes bien conservées ont donné naissance à des coulées de faible étendue qui se sont étalées dans les vallées récentes (fig. 18 ). La plupart de ces épanchements reposent sur des alluvions qui constituent des repères chronologiques.

Ces volcans ne dépassent jamais 1km de diamètre et une hauteur qui peut atteindre 300m. Ils sont formés de scories, de lapillis et de cendres qui s'accumulent en lits superposés d'épaisseurs variables. La plupart sont des appareils monogéniques nés d'un seul paroxysme et n'ayant émis qu'une seule coulée.

Les laves les plus récentes de l' Atakor se sont mises en place à une époque préhistorique et peut-être même historique. A Térhénanet et à Idelès une terrasse attribuée au Néolithique est recouverte par de petites coulées dont l'état de conservation est tout à fait remarquable.

6. La couverture sédimentaire tertiaire et quaternaire

Le façonnement du masssif du Hoggar débute lors de la première phase épirogénique postérieure _à la mise en place des larges coulées basaltiques du Miocène et se prolonge pendant le Pliocène et le Quaternaire. L'étude d'anciennes cuvettes lacustres

et des terrasses alluviales présentes dans les vallées permet de retracer les principaux épisodes tectoniques et climatiques ayant affecté le massif jusqu'à nos jours.

Rognon (1 967) reconnaît dans le Hoggar un façonnement alluvial mais également un façonnement provoqué par un glaciaire de névé (coulées de solifluxion, gélifraction de blocs, etc.). Cette interprétation a été fortement contestée et nous nous demandons s'il ne s'agit pas plus vraisemblablement d'éboulis et de coulées thermoclastiques en relation avec des phases arides. Le tableau chronologique présenté par Rognon ne comporte en effet aucune

géomorphologique attribuable

unité stratigraphique aux phases d'aridité

ni aucun phénomène qui devaient séparer nécessairement les épisodes plus humides mis en évidence au Hoggar. Nous proposons donc de voir dans les divers phénomènes mis en évidence le reflet de cycles climato­

sédimentaires dont les principales composantes pourraient être:

Phase aride : coulées de solifluxion et gélifraction de Rognon, en réalité éboulis thermoclastiques formés en période d'aridité, pouvant être entraînés lors de violents orages.

Transition aride-pluvial : phases de creusement des lits des oueds, puis, avec un certain décalage dans le temps, formation de glacis.

Phase pluviale : pédogenèse, formation de sols bruns. Profil d'équilibre des vallées.

Transition pluvial-aride engorgement progressif des vallées et constitution des terrasses alluviales.

On notera pourtant que ce cycle peut être altéré par des mouvements tectoniques entraînant la formation et la disparition de cuvettes lacustres ou le surcreusement de certaines vallées. Une nouvelle "lecture" de la séquence établie pourrait être la suivante (fig. 1 9).

6.1. Cycle I. Phase olio-villafranchienne.

Le cycle I paraît débuter avec les mouvements épirogéniques ayant entraîné un premier démantèlement des dépôts basaltiques miocènes (4), mouvements contemporains du développement du volcanisme acide (trachytes, phonolites). Il se développe essentiellement dans un réseau hydrographique archaïque (5). On peut distinguer :

1. Argiles grises de Tahag {Miocène).

Dépôts lacustres d'argile grise et de calcaire déposé dans un ancien lac occupant une cuvette volcanotectonique. Ces dépôts plissés par l'activité volcanique contenaient des restes d'éléphants ou de mastodontes, du rhinocéros et des coprolithes de crocodiles. Les pollens appartiennent à la fois à des espèces tempérées et tropicales (6).

2. Dalle calcaire (Plio-villafranchien)

Dalle calcaire terminant la séquence lacustre de Tahag et se retrouvant dans d'autres régions du Sahara (7).

3. Diatom ites de l'llamane, sables rouges, glacis supérieur (Villafranch ien moyen) Une seconde phase humide se marque sur le site de Tahag par la formation d'un glacis accompagné de sédiments torrentiels (8), puis de sables rouges (9) contemporains de la formation de sols bruns. Une haute terrasse graveleuse surmonte la séquence. Dans le cirque de l'Ilamane (cône de l' Arhil) un bassin lacustre comblé d'argiles et de diatomites pourrait être contemporain des sables rouges du Tahag (11 ).

4. Eboulis thermoclastigues de l'Ilamane (Villafranchien supérieur)

Les sédiments du lac de l'Ilamane sont surmontés par des coulées de blocs thermoclastiques qui pourraient être en relation avec la phase aride terminant le premier cycle ( 13)

6.2. Cycle Il. Phase Quaternaire ancien

Les informations sur l'évolution géomorphologique du Quaternaire ancien restent peu nombreuses. Elles sont associées à la mise en place du réseau de vallées actuelles.

1 . Creusement de nouvelles vallées et érosion des dépôts lacustres de l'Ilamane.

Cette érosion s'accompagne, à la périphérie du massif, de cônes d'alluvions grossières ( 1 4).

2. Formation des glacis "moyens" (glacis 2) 3. Formation de sols bruns

4. Terrasse inférieure du site de Tahag ( 1 5)

5. Seconde nappe d'éboulis cryoclastigue de l'Ilamane (16)

6.3. Cycle III. Phase Quaternaire moyen et récent

A partir du Quaternaire moyen la présence d'industries préhistoriques permet de mieux dater l'âge du dépôt.

1 . Une nouvelle phase de creusement inaugure le cycle et présente des dépôts d'alluvions grossières à la périphérie du massif (I 7). Cette phase s'accompagne des premières coulées basaltiques récentes empruntant le réseau fluviatile actuel (18).

2. Formation du glacis "inférieur" (glacis 3) contemporain du lac à diatomées d'eau tiède de Torak. Cette phase est rattachable à !'Acheuléen supérieur.

3. Terrasse graveleuse moyenne. Un retour à des conditions plus arides entraîne la formation de la terrasse graveleuse moyenne, principal point de repère de la séquence quaternaire ( I 9). Cette terrasse, contemporaine de l'Acheuléen final, est associée à de nombreuses projections volcaniques stromboliennes (cendres thermoclastiques basaltiques).

4. Formation de sols bruns témoignant du retour de l'humidité contemporaine du Moustérien puis de l'Atérien.

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5. Eboulis thermoclastigues contemporains de la dernière phase aride (20, Ogolien?).

6.4. Cycle IV. Phase épipaléolithique et néolithique

Le reJour d'une certaine humidité se marque par la formation d'un dernier glacis récent (glacis 4) et par des colluvionnements limoneux pouvant recouvrir la terrasse moyenne (21 ).

Une dernière terrasse (23) antérieure à l'entaille récente (24) des oueds (25) paraît contemporaine de la fin du Néolithique et des époques historiques. Elle peut recouvrir les dernières coulées basaltiques (22).

Tableau 1. Géologie du Sahara central (MA. millions d'années)

Echelle chronologique Sahara central Séries

MA 0,25

2

12 26

37 53 65

140 210

245 290 370

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MA Volcanisme basique quaternaire (stratovolcans, cônes stromboliens)

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Trias Permien

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12 20-15

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Volcanisme acide (phonolites, trachites) Premier soulèvement du Hoggar

Cumulo-dômeset dômes ·coulées phonolitiques Volcanisme basique (basalte)

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Ordovicien

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520-500 Tassili interne : Formation des Ajjers

l'---'.=-:-..,...=-:-,,-+---,...,..,.-,,-,----,-�---..,..,,.-,---+--tll-540-520 Pédiplaine infratassilienne ^aJ _C

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570 ^-i- t,-1-+---� ₀ 550 Plissement séries molassiques ;:J _-.-1

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750-650 Chaines suggaro-pharusiennes Failles N-S

1800-650 Dépôt séries principales

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Fig. 1. Carte géologique simplifiée du Hoggar. D'après Girod, 1971, fig. 1.

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Fig. 2. Carte hypsométrique du socle du Hoggar. D'après Girod, 1971, fig. 5.

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1

TAOUDENI DES IFORAS

Atakor

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1. aocle précambrien

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2. bordures pa"ozoTque Inférieur

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Fig.3. Structure géologique générale du Sahara central.

3. marges paléozoïque supérieur et mésozoïque

� grès et argiles

4. volcanisme tertiaire et quaternaire

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baaaltes mlocènea

volcanl9me acide volcanlame baaaltlque pllo-vlnafranchlen et quaternaire

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Fig. 4. Sahara central. Histoire géologique du socle cristallin. D'après Beuf et alii, 1971, fig. 17.

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Fig. 5. Structure du socle cristallin du Sahara central.

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sé�uence orientale

I+ + +j 11 ouzalien (Hoggar) discordance

� 16 phase 1 auggarien phase 2 pllssement

� 15 phase 3 pharuslen phase 4 (A) failles N-S

� 13 phase 5 (B) séries intennêdlalrea

EST

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phaae e (C-D) plissement (balkallen majeur et tardH ) phaN 7 (E) failles NW-SE et SSW-NNE (balkallen tardif) phaae 8 (F) érosion et formation de la

pédiplaine lnfrataaallenne ^l'v (j\

8111talitnnt majeura

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Assyntiqut Katanguienne Baikalienne J)f!toœ

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Fig. 6. Le Paléozoïque inférieur du Sahara central. D'après Beuf et alii, 1971, fig. 2.

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�ransgr. rigrm.) -- Ndiplanation

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OUEST SUD

Tassili

Fig. 7. Stratigraphie des Tassili.

sillon lntre te ssllien

Tassili externe

EST NORD

dévonien inferleur

silurien

ordovicien ordovicien cambrien cambrien socle cristallin

dépota fluviatiles

dépota marins argile a graptolites

dépota glaciaires dépota marina dépots de transition dépots fluvlatlles

N (X)

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Funn,1t1on tic lt1macl1crt Formation d ln Ti1howle

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For01at1on d ln A1aoua

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Fig. 8. Stratigraphie générale des séries tassitiennes. D'après Beuf et alii, 1971, fig. 116.

Les caractères dominants de la sédimentation pendant le Paléozoïque inférieur au Sahara.

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1u111 phHH de dHormttion1

Fig 9. Situation des principales phases de déformations dans la série tassilienne. D'après Beuf et alii, 1971, fig. 10.

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Fig. 10. Inclinaison de la surface infratassilienne vers le nord d'après les reconstructions de paléocourants. D'après Beuf et alii, 1971, fig. 27.

Chaque flèche représente la grande movenne vectorielle pour chaque région délimitée par des traits discontinus, la longueur de la flèche est proportionnelle au nombre de stations de mesu res dans la région .

Fig. 11. Reconstitution d u réseau fluviatile des grès d e base d e l a formation des Ajjers. D'après Beuf et alii, 1971, fig. 144.

B

Fig. 12. Ecoulements glaciaires anciens en Afrique. D'après Beuf et alii, 1971, fig. 57.

. - Comparaison de l'extension des écoulements glaciaires de l'inlandsis ordovicien du Sahara (A) et de la calotte glaciaire du Carbonifère d'Afrique australe (B).

A. La carte est limitée aux zones étudiées par les auteurs, l'extension réelle est plus grande.

B. La carte est tirée de la reconstitution de A. L. Du TOIT,

1954, p. 277.

B

• 7 P01ition hypoth,tique du p61e dea glacH 7 7 Po1ition1 hypoth6tiquea 6A du p61e gondw1nien

--.:-_ -- Mer9 circumPoltirH :-� E111en1ion de le celotte

' gl1ci1ire

� hten1ion eppro1im1tlve .,'\,� dH marge, dl l'inl1nd1i1

- Domaine envahi

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par 11 mer 11iuri1nn1

Fig. 13. La transgression silurienne sur le craton africain, modification paléogéographique après la fonte de l'inlandsis. D'après Beuf et alii, 1971, fig. 59.

1

1. socle précambrien soulevé 2. intrusion secondaire de granites

volcanisme miocène

3. cOIJées basaltiques du Miocène (trapps) 4. coulées d"hawaïte et de mugéralte (Miocène)

5. cumulo-dOmes et dOmes, coulées de phonolites (miocène)

Fig. 14. Volcanisme tertiaire et quaternaire.

vallées actuelles

�-�·

volcanisme pllo-villafranchien

6. creusement réseau de drainage ancien 7. volcanisme acide (phonolites,trachvtes)

B. neck résultant d'un cône strombolien basaltique 9. coulées basaltiques de faible amplitude

volcanisme quaternaire

10. creusement des vallées actuelles 1 1 . cônes strambotlens périphériques et coulées baHlflquea des vallées

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Phon o l i tes et Trochyles

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� � Autres loves

Fig. 15. Répartition des volcans trachytiques et phonolitiques dans le massif de l'Atakor, D'après Girod, 1971, fig. 10.