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L’histoire éruptive du volcan monogénique quaternaire de Timahdite (Moyen Atlas, Maroc)

The eruptive history of the timahdite monogenic quaternary volcano (Middle Atlas, Morocco)
Mohammed Benamrane, Mohamed Jadid, Hafida Dahmani et Fouad Talbi
p. 309-326

Résumés

Le volcan de Timahdite fait partie de la province volcanique alcaline quaternaire du Moyen Atlas et se compose d’un maar à cratère grossièrement elliptique entouré d’un anneau de tufs, au sein duquel se niche un cône strombolien. Les travaux de cartographie, pétrographie, morphoscopie et granulométrie réalisés sur les dépôts volcaniques de cet appareil montrent que son édification s’est déroulée en quatre phases éruptives qui se relayent dans le temps : (I) une phase phréatomagmatique, (II) une première phase effusive à l’origine du lac de lave, (III) une phase strombolienne et (IV) la phase effusive terminale. La phase phréatomagmatique, engendrée par l’interaction magma-eau, est constituée par des déferlantes basales de plus en plus sèches et entrecoupées de niveaux de retombées. La première phase effusive est représentée par un lac de lave basaltique qui colmate le cratère du maar et déborde vers l’est pour se canaliser dans le lit de l’Oued Guigou. La phase strombolienne se met en place à la suite d’une courte pause représentée par une discordance angulaire synchrone de la mise en place du lac de lave. Cette troisième phase est matérialisée par un cône de scories avec une séquence pyroclastique dominée par des retombées stromboliennes auxquels sont associées des bombes fusiformes et en bouse de vache. La phase effusive terminale correspond à la mise en place de la coulée basaltique terminale et sa brèche qui nappent le sommet et le flanc sud-est du cône. Outre les causes volcanologiques et tectoniques, la variabilité du bilan hydrique de l’Oued Guigou a pu jouer un rôle majeur dans la dynamique de construction du volcan de Timahdite, influençant largement les dynamismes éruptifs et les modalités de dépôts.

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Texte intégral

1 - Introduction

1La province volcanique du Moyen Atlas (PVMA) est la plus vaste et la plus jeune du Maroc. L’activité magmatique a commencé au Miocène moyen (16,25 Ma) et a perduré jusqu’au Quaternaire (0,6 Ma) (Harmand & Cantagrel, 1984 ; Rachdi, 1995 ; El Azzouzi et al., 1999 ; El Azzouzi et al., 2010 ; Bosch et al., 2014). Elle couvre une superficie d’environ 1 500 km2 avec un volume total de produits solides estimé à plus de 80 km3 (Harmand & Moukadiri, 1986). Cette province comporte une centaine de pointements volcaniques, pour la plupart de petite taille représentés par des cônes stromboliens et des maars qui sont grossièrement alignés selon un axe orienté N 170° sur 70 km de longueur. Les produits volcaniques émis par ces édifices monogéniques sont pour l’essentiel des volcanoclastites et des coulées de laves représentées par des basaltes alcalins riches en xénolithes mantelliques, des basanites auxquelles sont associés des néphélinites et des basaltes sub-alcalins en proportion subordonnée (El Azzouzi, 2002 ; El Azzouzi et al., 2010).

2Il faut toutefois noter que le volcanisme alcalin du Moyen Atlas est faiblement différencié et sa mise en place a été contrôlée par des fractures NE-SO. Ces dernières ont assuré le drainage rapide des magmas de la source vers la surface, sans réservoir intermédiaire, comme en témoigne l’abondance des xénolithes denses de péridotites (El Azzouzi, 2002 ; El Azzouzi et al., 2010).

3Les premières descriptions pétrographiques des vulcanites du Moyen Atlas reviennent à Termier (1936). Moukadiri (1983), Harmand et Moukadiri (1986), Moukadiri et Kornprobst (1984), Moukadiri et Pin (1998), Natali et al. (2013), El Messbahi et al. (2015) et Chanouan et al. (2017) ne sont intéressés qu’aux enclaves ultrabasiques et aux xénolithes granulitiques ramenées par les coulées de basaltes alcalins. Quant aux premières analyses pétrologiques, elles reviennent à El Azzouzi et al. (2010) et Bosch et al. (2014).

4Le volcanisme alcalin plio-quaternaire du Moyen Atlas est actuellement relativement bien connu dans ses aspects pétrologique et chronologique. Cependant, cela est moins vrai pour l’aspect volcanologique des éruptions. En particulier, aucune étude détaillée des dynamismes éruptifs n’est disponible pour cette province.

5Le volcan de Timahdite, cartographié jusqu’à présent en maar, est en réalité un volcan moins simple que le schéma actuellement admis. Dans cet article, les nouvelles observations de terrain couplées aux analyses pétrographiques, morphoscopiques (MEB) et granulométriques conduisent à remettre en question ce schéma et permettront de reconstituer la dynamique éruptive et l’histoire géologique de ce volcan.

Fig. 1 : Carte géologique simplifiée montrant l’emplacement du volcan étudié (Timahdite) et les principales caractéristiques géologiques de la province volcanique du Moyen Atlas.

Fig. 1 : Carte géologique simplifiée montrant l’emplacement du volcan étudié (Timahdite) et les principales caractéristiques géologiques de la province volcanique du Moyen Atlas.

a : Moyen Atlas plissé, b : Causse moyen atlasique (Jurassique inférieur carbonaté) ; c : failles majeures ; d : coulées de lave ; e : maars, f : cônes stromboliens (El Azzouzi et al., 2010). Cartouche : croquis montrant l’emplacement de la province volcanique du Moyen Atlas et des principales chaînes montagneuses du Maroc (A.A. : Anti-Atlas; H.A. : Haut Atlas ; M.A. : Moyen Atlas; M.M : Meseta marocaine).

2 - Cadre géologique

6A l’instar des chaînes atlasiques, le Moyen Atlas s’est édifié à la suite de la compression oligocène induite par la convergence Europe-Afrique. Il est limité au nord par la plaine de Saïs et le front de la nappe rifaine, au nord-est par le bassin de Guercif, à l’est et au sud-est par la dépression de la Moulouya et à l’ouest par le Maroc central (fig. 1). Cette chaîne est constituée d’un socle de nature continentale, structuré durant l’orogenèse hercynienne et qui n’affleure qu’à la faveur de quelques boutonnières (Michard, 1976 ; Froitzheim et al., 1988 ; Jacobshagen, 1988 ; Fedan, 1988) et une couverture formée essentiellement de dépôts carbonatés d’âge Jurassique.

7Bordé au sud par l’accident sud moyen-atlasique (ASMA), le Moyen Atlas est subdivisé en deux domaines structuraux de part et d’autre de l’accident nord-moyen-atlasique (ANMA) (fig. 1) (Choubert, 1956 ; Martin, 1981 ; Hollard et al., 1985) : (1) au nord-ouest, le Causse moyen atlasique, formé d’un ensemble de plateaux carbonatés du Lias inférieur à moyen et structuré en blocs basculés et (2) au sud-est, le Moyen Atlas plissé organisé en rides anticlinales à ossature liasique qui séparent de larges dépressions synclinales.

8Dans l’activité volcanique alcaline tertiaire et quaternaire du Moyen Atlas, deux épisodes peuvent être décomptés (El Azzouzi et al., 2010 ; Bosch et al., 2014) : le premier épisode (16,25 à 5,9 Ma), représenté par une quinzaine de petits volcans monogéniques très dispersés, largement démantelés et représentés essentiellement par des néphélinites à olivine (± mélilite) et des ijolites (Termier et al., 1948 ; Harmand, 1985). Le deuxième épisode (3,9 à 0,6 Ma), majoritairement concentré dans le Causse moyen atlasique, regroupe les principaux centres éruptifs avec près d’une centaine de cônes et de maars grossièrement alignés selon un axe N 170°. Les produits volcaniques émis lors de ce dernier épisode sont d’une quantité beaucoup plus considérable (environ 80 km3, sur près de 1 500 km2) et représentés par des volcanoclastites et des laves basiques très peu évoluées. Ces dernières s’étalent largement sur le causse et débordent au nord sur des formations du quaternaire ancien de la plaine du Sais. Les laves émises par cet épisode sont, pour l’essentiel, représentées par des roches basaltiques parmi lesquelles on trouve, outre des basaltes alcalins (68,5 %) riches en xénolites mantelliques, des basanites (22,5 %) auxquelles sont associés des néphélinites et des basaltes sub-alcalins en proportion subordonnée avec 1,2 % et 7,8 % respectivement (Harmand & Cantagrel, 1984 ; El Azzouzi, 2002 ; El Azzouzi et al., 2010).

9Cette province volcanique a été mise en place à la suite d’un raccourcissement général NNO-SSE mettant en tension l’ensemble de la croûte lithosphérique jusqu’à des profondeurs de l’ordre de 150 km (Bousquet, 1977 ; Tapponier, 1977). Cette compression, liée à la convergence Europe-Afrique, serait à l’origine de l’ouverture de nombreuses petites fentes selon un pseudo-alignement orienté N 170°. Ces fentes auraient permis le drainage rapide des magmas, sans réservoir intermédiaire, ce que semble indiquer l’absence de produits différenciés, l’abondance des xénolites mantelliques et le grand volume de lave parfois mis en place par ces appareils monogéniques (Harmand & Moukadiri, 1984).

10La province volcanique du Moyen Atlas partage plusieurs caractéristiques avec d’autres provinces alcalines péri-méditerranéennes de l’Europe occidentale et de l’Afrique du nord-ouest. De nombreux auteurs s’accordent sur le fait que les magmas primaires de cette province proviendraient d’une fusion partielle faible, de degré variable, vers 70 km de profondeur, d’un manteau hétérogène lherzolitique à spinelle et à grenat de la base de la lithosphère africaine (Lustrino &Wilson, 2007 ; Duggen et al., 2009 ; El Azzouzi et al., 2010 ; Missenard & Cadoux, 2012 ; Bosch et al., 2014). Selon ces mêmes auteurs, cette fusion est liée à un flux thermique élevé associé à la remontée asthénosphérique.

3 - Méthodes

3.1 - Cartographie

11Une partie importante de ce travail a été menée sur le terrain pour réaliser la cartographie et les descriptions des affleurements du système volcanique de Timahdite. La coupe stratigraphique la plus complète et la plus représentative a été soigneusement étudiée et les critères stratigraphiques utilisés pour distinguer les différentes unités de la séquence pyroclastique comprennent la couleur, la nature et le pourcentage des constituants, les variations de la taille des clastes, de la texture et des structures sédimentaires.

3.2 - Pétrographie

12La description détaillée des différents faciès du volcan a été effectuée à l’aide d’observations macroscopiques sur le terrain, en décrivant la couleur, l’épaisseur et les structures des différentes formations. L’étude microscopique a permis de caractériser la taille, la forme, l’abondance et l’aspect des fragments retrouvés dans les roches pyroclastiques. De même, cette dernière approche a été appliquée aussi aux coulées de laves du volcan.

3.3 - Morphoscopie

13L’analyse morphoscopique des projections volcaniques vise à donner des détails sur le processus de fragmentation phréatomagmatique et magmatique ainsi que sur l’histoire post-fragmentation des fragments juvéniles (Heiken & Wohletz, 1985 ; Dellino & La Volpe, 2000). Afin d’avoir une idée qualitative de la morphologie et du degré de vésiculation des fragments juvéniles, des analyses au microscope électronique à balayage (MEB) ont été réalisées. L’appareil utilisé dans ce travail est un microscope électronique à balayage des laboratoires des UATRS (Unités d’Appui Techniques à la Recherches Scientifique), CNRST (Centre National pour la Recherche Scientifique et Technique), à Rabat. Il est de type Quanta 200, conçu pour l’analyse morphologique des échantillons et accessoirement pour l’analyse chimique grâce à un système de microanalyse de type EDS Energy Dispersive (X-ray) Spectometry.

3.4 - Granulométrie

14L’étude des dépôts pyroclastiques par la méthode granulométrique est classiquement utilisée pour l’acquisition d’une meilleure connaissance des dynamismes volcaniques (Fischer, 1964 ; Walker, 1971 ; Sheridan, 1971 ; Sparks, 1978 ; Walker, 1980). L’analyse granulométrique des échantillons non consolidés, représentatifs des unités identifiées, a été réalisée en appliquant la méthode de tamisage à sec avec une colonne de 15 tamis selon la norme française (AFNOR). Les refus de tamis ont ensuite été pesés pour déterminer la distribution des tailles. Les données sur la taille des grains ont été utilisées pour définir le diamètre médian et le tri (Inman, 1952) pour distinguer les dépôts de retombées de ceux des coulées pyroclastiques.

4 - Résultats

4.1 - Structure du volcan

15Le volcan de Timahdite est situé à une trentaine de kilomètres au Sud-Est de la ville d’Azrou (fig. 1). Il est accessible par la route nationale N° 21 reliant Azrou à Midelt. L’âge de ce volcan n’est pas bien défini, mais l’âge de 0,85 ± 0,09 Ma obtenu sur une coulée de lave émise par ce volcan (El Azzouzi et al., 2010) suggère qu’il date du Pléistocène. Ce volcan, jalonnant l’accident Nord Moyen Atlasique (ANMA) (fig. 1) a été construit sur la faille de Timahdite et à proximité de l’Oued Guigou. Il est actuellement perché au-dessus de la dalle calcaire rose de l’Eocène (FIG. 2), au gué du village de Timahdite. Il est composé d’un maar avec un cratère d’explosion de forme grossièrement elliptique, de dimensions approximatives 1000 x 600 m (FIG. 3), entouré par un anneau de tufs pyroclastiques en partie surbaissé, d’épaisseur variable et d’un très faible pendage vers l’extérieur (25-35°).

16Le maar de Timahdite peut être considéré comme un maar moyen selon le schéma de classification de Gevrek et Kazancı (2000) qui classe un maar comme « petit », « moyen » et « grand » en fonction de son diamètre inférieur à 500 m, entre 500 à 1000 m et supérieur à 1000 m, respectivement.

17Le cratère du maar abrite dans sa partie nord un cône strombolien haut d’une vingtaine de mètres environ, en forme de croissant et d’un diamètre moyen de 300 m environ. Ce cône est modérément à bien conservé (fig. 3) avec des versants en pentes assez fortes et un cratère apparemment entièrement comblé par la coulée terminale massive, avec sa brèche de progression. Sur les versants du cône, les dépôts de tufs ont des pendages radiaires voisins de ceux des pentes (10-20°). Une carrière de pouzzolane ouverte sur le flanc est du cône de Timahdite laisse apparaître la séquence strombolienne type avec des dépôts de scories qui reposent en discordance angulaire sur ceux de l’anneau de tufs.

184.2 - STRATIGRAPHIE DES DÉPÔTS PYRO-CLASTIQUES

19La succession volcanique la plus complète du volcan de Timahdite est épaisse de 75 m environ et affleure sur le flanc est (FIG. 4). Elle regroupe les dépôts de l’anneau de tufs et ceux du cône strombolien séparés par une discordance angulaire et organisés en quatre phases éruptives que nous présentons ci-dessous, de la base au sommet (FIG. 5).

4.2.1 - La phase phréatomagmatique

20Elle est initiée par l’ouverture d’un cratère d’explosion frangé par une séquence pyroclastique épaisse de 60 m environ, représentant les dépôts de l’anneau de tufs, et subdivisée en sept unités bien différenciées (fig. 5), nommées A à G de bas en haut (tab. 1).

21- L’unité A débute par une brèche de débourrage épaisse de 0,5 m environ et composée de blocs centimétriques à décimétriques du calcaire rose du soubassement éocène (FIG. 6A). Ces blocs sont noyés dans une matrice cendreuse riche en éléments lithiques calcaires et en éclats libres de verre volcanique.

22Au-dessus de cette brèche se superposent deux coulées pyroclastiques de faible densité (déferlantes basales), chacune est épaisse de trois mètres environ. Elles sont formées de dépôts indurés composés de fragments juvéniles (35-65 %) millimétriques à centimétriques et non à faiblement vésiculés et palagonitisés. Les fragments lithiques représentent entre 10 et 40 % de la roche et sont formés exclusivement du calcaire rose éocène de soubassement pré-volcanique. La phase cendreuse représente, quant à elle, entre 10 et 40 % des roches de ces dépôts. Outre les stratifications entrecroisées, les structures de dunes (fig. 6B), les blocs balistiques avec des figures d’impacts ainsi que les fortes proportions des phases lithiques et cendreuses sont autant de critères qui reflètent une origine phréatomagmatique par explosion de type déferlante basale (base surge).

23Au sommet de chacune de ces deux déferlantes se met en place un niveau de retombées, de puissance variable (0,5 à 1 m), composées de tufs de lapilli de couleur gris-foncé et de scories grises ou rouges agglomérées (fig. 6C). Ces niveaux ont un aspect stratifié, un granoclassement inverse et ils sont moyennement à très riches en fragments juvéniles (50-95 %) non vésiculaires et partiellement palagonitisés. Ils sont aussi pauvres en cendres et montrent localement des blocs balistiques basaltiques de taille décimétrique, avec des figures d’impact qui indiquent que ces bombes balistiques ont chuté sur des dépôts pyroclastiques humides (Fisher & Schmincke, 1984 ; Vazquez & Ort, 2006).

24- L’unité B consiste en une brèche chaotique d’explosion (Wohletz & Sheridan, 1983) épaisse de 2 m environ (fig. 6D), de couleur rouge brique, sans stratification interne et composée en majorité de blocs de calcaire éocène de 0,2 à 0,5 m de diamètre, rassemblés par des lapillis et cendres. Cette brèche diffère des dépôts de déferlantes basales et des retombées par son apparence massive, sa pauvreté en cendres et par sa forte teneur en gros blocs lithiques sans figure d’impact, ce qui la rend plus proche des petits écoulements pyroclastiques (Weinstein, 2007). Selon Sumita et al. (2004), ce type de dépôts semble être similaire à ce qui est décrit dans la littérature comme des jets de débris, qui sont projetés hors de l’évent dans une trajectoire à faible angle. Pedrazzi et al. (2014) font correspondre ce type de brèche d’explosion à une phase d’agrandissement du conduit causée par un afflux important d’eau phréatique dans le conduit d’éruption.

25- L’unité C est épaisse d’une dizaine de mètres environ, dotée d’un litage plan et composée de tufs de lapillis (fig. 6E). Les lits varient de 2,5 à 9 cm d’épaisseur et montrent un granoclassement normal bien net. D’une manière générale, ces niveaux sont caractérisés par une proportion élevée des fragments juvéniles denses (65-83 %) anguleux à sub-anguleux qui sont parfois oxydés. Les fragments lithiques (14-35 %) sont de nature calcaire et de taille centimétrique. La phase cendreuse est peu importante, ne dépassant guère les 3 % du volume de la roche.

26- L’unité D correspond à une succession de couleur gris clair, relativement friable, épaisse de 8 m environ et formée de séquences centimétriques à granoclassement inverse bien marqué. Elle montre une stratification planaire avec de rares blocs lithiques sans figure d’impact (fig. 6F). Les fragments juvéniles représentent 60 à 65 % et sont généralement peu vésiculaires et très faiblement palagonitisés. La phase lithique, représentant environ 30 % de la roche, est constituée de fragments calcaires, millimétriques à centimétriques, de forme anguleuse à sub-arrondie. Les cendres sont peu représentées et ne dépassent jamais les 5 % du volume de la roche.

27- L’unité E est formée par une alternance à litage généralement plan et composée de lits de tufs de lapillis centimétriques et de lits de cendres généralement millimétriques (fig. 6G). Les niveaux de lapillis ne montrent pas de granoclassement. Les fragments juvéniles, représentant 35 % environ, sont peu vésiculaires et faiblement palagonitisés. Ces derniers ont une taille millimétrique et une forme sub-anguleuse à sub-arrondie. Les fragments lithiques, de nature calcaire et de taille millimétrique à centimétrique, sont plus ou moins arrondis. Les lits cendreux sont massifs et montrent des contacts nets avec les lits adjacents. Cette unité renferme également de rares blocs balistiques de calcaire éocène dont le diamètre peut atteindre jusqu’à un mètre dans les cas extrêmes (fig. 6G) ; ces blocs ne montrent pas à leur base de figure d’impact. Il faut toutefois signaler aussi que cette unité ne montre pas de lapillis accrétionnaires.

28- L’unité F est représentée par un dépôt de tufs lithifiés, épais de cinq m environ, avec une stratification fruste continue et sans granoclassement net (fig. 6H). Il s’agit d’un tuf de lapillis massif, de couleur jaune-brunâtre due vraisemblablement à l’oxydation et la palagonitisation des fragments juvéniles. Ces derniers, de taille millimétrique à centimétrique, représentent 40 % environ et sont peu vésiculaires et peu palagonitisés. La phase lithique est composée par des fragments calcaires, millimétriques à centimétriques, qui occupe 20 % environ de la roche. Les cendres sont très fines et représentent environ 10 % du volume de la roche.

29- L’unité G est épaisse de 5 m environ, de couleur gris-foncé et pourvue d’un litage planaire et un classement normal (FIG. 7A). Les lits, épais de 10 à 20 cm, sont composés de tufs à lapillis de taille moyenne à grossière très riches en fragments juvéniles (80 %), généralement non palagonitisés. Ces derniers montrent une légère augmentation de la taille, une diminution de l’angularité et deviennent généralement sub-arrondis et parfois allongés. La vésicularité est également bien développée et devient visible même à l’œil nu. Ces dépôts sont relativement consolidés, non soudés et renferment une matrice cendreuse qui oscille entre 2 et 9 % en volume de la roche. Ces caractéristiques sont celles d’un dépôt mixte mis en place par un style transitionnel entre les dynamismes phréatomagmatique et strombolien.

4.2.2 - La première phase effusive

30Elle est représentée par une coulée de basalte alcalin mise en place après la phase phréatomagmatique. Cette coulée, de type pahoehoe, s’est échappée vraisemblablement de la base du cône puis s’accumule pour former un lac de lave qui colmate le cratère du maar et déborde vers l’est pour noyer la plaine de Timahdite. Par ailleurs, cette même coulée a été aussi canalisée dans l’Oued Guigou et on la trouve colonisant le lit de cette Oued à plusieurs kilomètres au sud du volcan. Les meilleurs affleurements de cette coulée apparaissent sur les berges de l’Oued Guigou (FIG. 7B) où elle montre localement une prismation verticale qui s’est développée perpendiculairement aux surfaces de refroidissement. Cette coulée, souvent massive avec une épaisseur généralement plurimétrique, montre parfois des diaclases subhorizontales suivant les plans d’écoulement.

314.2.3 - La phase strombolienne

32L’examen du front de taille de la carrière de pouzzolane ouverte sur le flanc est du cône de Timahdite est extrêmement instructif et ne laisse aucun doute quant à la nature et au mode de formation de celui-ci. Il laisse apparaître des niveaux de scories stromboliennes de direction moyenne N 160° et de faible pendage (30° vers Ouest) centrifuge et conforme à la pente externe de l’édifice. De la base au sommet, cette séquence de cône est composée de trois unités (C1 à C3) (fig. 7C, tab. 1).

33- L’unité C1 est séparée des dépôts de l’anneau de tufs (unité G) par l’intermédiaire d’une discordance angulaire (fig. 7C). Elle est représentée par un dépôt épais de 2 m environ, constitué d’une accumulation de bombes et de lambeaux de laves cordés et soudés (fig. 7D) générés par une activité de fontaines de lave.

34- L’unité C2, épaisse de 2 m environ (fig. 7C), est constituée de scories de teinte rouge brique caractéristique de l’oxydation sous conditions subaériennes. Ces scories rouges sont agglomérées, fortement vésiculées et de dimensions variables (1 à 5 cm). Elles montrent des contours hérissés et sont associées parfois à des lambeaux décimétriques de lave massive basaltique ainsi que des bombes fusiformes qui peuvent atteindre 0,5 m de diamètre (fig. 7E).

35-L’unité C3 est représentée par une accumulation de scories noires à gris-foncé, épaisse de 5 à 8 m et assez pulvérulente lorsqu’elle est sèche (fig. 7F). Au sein de ces retombées, sans litage net ni granoclassement, se rencontrent d’assez nombreuses masses laviques informes, plus ou moins vésiculées, dont les contacts avec les scories encaissantes sont assez tranchés. Vu leur aspect, ces paquets de laves seraient projetées comme bombes en bouses de vache (fig. 7G).

364.2.4. - La seconde phase effusive

37Elle est à l’origine d’une coulée de lave basaltique et sa semelle bréchique qui nappent le cône strombolien (fig. 7F) et dévalent sur son flanc sud-est. La brèche de base, épaisse d’environ 50 cm, est composée d’un mélange de fragments de lave et de scories noires sous-jacentes. La coulée de lave issue du sommet du cône est épaisse de 4 m environ. Elle est de type pahoehoe et montre un faciès gris bleuâtre sur cassure fraîche, à aspect bulleux à la surface et massif vers le centre. Les vacuoles sont très abondantes, notamment au niveau du sommet de la coulée ; elles sont parfois remplies de produits d’altération de surface (calcite).

384.3 - PÉTROGRAPHIE DES PRODUITS VOLCANIQUES

394.3.1 - Les roches pyroclastiques

40Que ce soit dans les dépôts de déferlantes ou dans les retombées, les fragments juvéniles affichent une grande ressemblance pétrographique avec les coulées basaltiques associées.

41La pétrographie microscopique des déferlantes révèle des fragments juvéniles de taille variable, généralement anguleux à sub-anguleux, faiblement vésiculés et partiellement palagonitisés (FIG. 8A). Ils montrent également des évidences pétrographiques typiques d’une interaction directe eau/magma où prédominent une mésostase microlitique et une faible maturité cristalline. De la même manière, on peut trouver dans ces déferlantes, des phénocristaux libres d’olivine et de pyroxène, qui ne présentent aucune figure de déstabilisation. La matrice est constituée de fragments de calcaire éocène et d’un éventail de petits fragments juvéniles généralement massifs.

42En lame mince, les retombées sont constituées par des fragments juvéniles qui représentent entre 70 et 90 % environ de la roche (fig. 8B). Ils sont généralement arrondis à sub-arrondis, très vésiculés et contiennent les mêmes phénocristaux que ceux des coulées basaltiques. Cependant, ces clastes juvéniles sont, contrairement à ceux des déferlantes, entourés d’une couronne de cendres ce qui les rapprochent des lapillis blindés (armored lapillis). L’espace interstitiel est généralement occupé par la calcite.

434.3.2 - Les coulées de laves

44La première phase effusive correspond à une lave basaltique de texture microlitique modérément porphyrique (fig. 8C), avec 10 à 20 % de phénocristaux représentés principalement par de l’olivine subautomorphe de 0,5 à 3 mm de large et du clinopyroxène en moindre quantité. Le plagioclase est calcique et se présente parfois sous forme de microphénocristaux. La mésostase est généralement holocristalline et microlitique, à microlites de plagioclase dominant associés aux grains de clinopyroxène, d’olivine et de minéraux opaques. Il faut aussi signaler la présence de petites plages isotropes qui représentent vraisemblablement des cristaux de néphéline.

45La seconde phase effusive est matérialisée aussi par une coulée basaltique alcaline de texture microlitique porphyrique, composée de phénocristaux d’olivine et de clinopyroxène (fig. 8D). Les olivines sont généralement sub-automorphes, très craquelées et montrent des tailles comprises entre 0,5 et 1 mm. Les phénocristaux de clinopyroxène, moins abondants que les olivines, sont sub-automorphes, zonés et de taille variable (0,3 à 1 mm). La mésostase, quant à elle, est formée en majorité de microlites de plagioclase mais on reconnaît également des grains d’olivine, de clinopyroxène ainsi que de très nombreux opaques. En effet, de petites plages isotropes sont observées et elles pourraient correspondre à des feldspathoïdes.

464.4 - L’ANALYSE MORPHOSCOPIQUE

47Les images obtenues au microscope électronique à balayage des clastes juvéniles des dépôts de déferlantes basales de l’anneau de tufs de Timahdite montrent des fragments à aspect en bloc (FIG. 9A) qui sont non ou peu vésiculaires. Les fragments juvéniles des retombées de la première phase montrent des vésicules généralement allongées et des surfaces altérées (fig. 9B) qui révèlent l’état hydraté du panache éruptif.

48Vers le sommet des dépôts de la phase phréatomagmatique, les fragments juvéniles deviennent moins massifs et plus scoriacés par rapport à ceux du dépôt sous-jacent (fig. 9C). Les vésicules sont parfois allongées et sont généralement beaucoup plus grandes. Sur les faces de ces fragments juvéniles se développent des minéraux d’altération hydrique (zéolite, palagonite) (fig. 9D) de manière similaire aux dépôts précédents.

49Quant aux pyroclastes de la phase strombolienne, ils sont caractérisés par des fragments vitreux tranchants et pourvus d’une vésicularité importante comprise entre 70 et 90 %. (fig. 9E). La palagonitisation des clastes juvéniles est significativement faible à absente, indiquant un degré d’altération hydrique faible par rapport à la phase phréatomagmatique. Les scories stromboliennes montrent aussi la présence de particules sphériques vitreuses (cryptoachlénithes) (fig. 9F) (Walker & Croasdale, 1972 ; Heiken & Wohletz, 1985) qui se forment lors des éruptions explosives de magma basiques à ultrabasiques (Sparks, 1978 ; Kokelaar, 1986 ; Houghton & Wilson, 1989 ; Mangan & Cashman, 1996).

504.5 - L’ANALYSE GRANULOMÉTRIQUE

51Les résultats de l’analyse granulométrique obtenus sur l’ensemble des échantillons non consolidés de la succession pyroclastique du volcan de Timahdite donnent une médiane comprise entre -2,31 et -3,06ϕ et des valeurs de tri (σϕ) comprises entre 0,64 et 1,32 (très bien à bien trié). L’ensemble des échantillons montre une distribution unimodale (FIG. 10).

52Afin d’identifier le mode de mise en place des dépôts pyroclastiques du volcan de Timahdite, les échantillons représentatifs sont projetés dans le diagramme σϕ en fonction de Mdϕ (Walker, 1971) (FIG. 11). À première vue, les échantillons de la phase phréatomagmatique tombent dans le champ des retombées mais relativement proches du domaine des déferlantes basales (base surge) ce qui semble typique des dépôts pyroclastiques des maars (Prata, 2012). Pour ceux de la phase strombolienne, ils correspondent à des retombées.

535 - DISCUSSION

54Les résultats des investigations pétrographique, morphoscopique et granulométrique des dépôts relatifs à l’activité éruptive du volcan de Timahdite mettent en évidence quatre phases éruptives qui se relayent dans le temps au fur et à mesure de son édification (FIG. 12).

55La phase phréatomagmatique est à l’origine de l’ouverture du cratère du maar et de la formation de l’anneau pyroclastique qui le frange. La séquence éruptive générée par cette phase est épaisse de 45 m environ et débute par l’unité A composée d’une brèche de débourrage suivie de dépôts de déferlantes basales (base surge). Ces dernières se forment lors d’éruptions volcaniques impliquant un contact entre le magma et de l’eau, appelée « phréatomagmatiques » quand le magma et la vapeur d’eau sont expulsés de l’évent. L’explosion violente, provoquée par le contact entre le magma et l’eau, génère une colonne formée de gaz, de particules et de gouttes d’eau, à la base de laquelle se forment les déferlantes basales qui se déplacent radialement à partir de cratère. A Timahdite, les dépôts de ces déferlantes montrent des stratifications entrecroisées, des blocs balistiques avec figures d’impacts et de fortes proportions de la phase lithique et cendreuse qui représentent autant d’arguments à la faveur d’une origine phréatomagmatique (Fisher & Waters, 1970 ; Walker, 1971 ; Crowe & Fisher, 1973 ; Self & Sparks, 1978 ; Druitt, 1998). Fisher et Schmincke (1984) affirment que ces dépôts à stratifications croisées internes sont fréquents dans les dépôts proximaux, ce qui est conforme à nos observations. Ce mode de mise en place est corroboré par l’aspect morphoscopique massif des clastes juvéniles et les caractéristiques granulométriques, médiane et tri, caractéristiques des dépôts phréatomagmatiques (Pardo et al., 2009). De même, leur projection dans le diagramme σϕ en fonction de Mdϕ (Walker, 1971) (fig. 11) les place dans le champ des retombées mais relativement proches du domaine de déferlantes (surges), ce qui semble être typique des dépôts pyroclastiques des maars (Prata, 2012).

56En effet, il est maintenant classiquement admis pour les petits volcans monogéniques, que la phase phréatomagmatique se produit au tout début de l’activité éruptive, au moment où le premier magma ascendant rencontre l’eau près de la surface. Les exemples sont nombreux, entre autres, au cratère Atexcac au Mexique (Carrasco-Nunez et al., 2007), à Tihany en Hongrie (Németh et al., 2001) ou dans la chaîne des Puys en France (Puys de Tressous, Vichatel, Charmont, La Rodde : Boivin et al., 2017).

57A Timahdite, l’alternance de dépôts de déferlantes et de retombées scoriacées est compatible avec des dépôts pyroclastiques proximaux (Sohn & Chough, 1989 ; White, 1991 ; Vasquez & Ort, 2006 ; White & Ross, 2011 ; Carrasco-Nunez et al., 2007). L’absence de lapillis accrétionnaires et les tailles très modestes des affaissements provoqués par la chute des bombes balistiques constituent autant de raisons pour qualifier ces déferlantes de relativement sèches par rapport à celles des éruptions phréatomagmatiques humides comme à Tihany en Hongrie (Németh et al., 2001), à Pahvant Butte, Utah, à Sinker Butte, Idaho (Brand & White, 2007) ou encore à Capelinhos, Açores (Cole et al., 2001).

58L’unité B est composée d’une brèche chaotique générée par une explosion phréatomagmatique énergétique (Zimanowski, 1998 ; Pedrazzi et al., 2014) et indique un élargissement du conduit volcanique (Martin et al., 2003 ; Németh, 2003 ; Gençalioglu-Kuscu et al., 2007 ). Ce type de dépôts semble être similaire à ce qui est décrit dans la littérature comme des jets de débris (Sumita et al., 2004). Des dépôts similaires ont été produits par l’éruption phréatomagmatique de Keanakakoi en 1790 à Kilauea, Hawaï (Decker & Christiansen, 1984 ; Mastin, 1997) et lors de l’éruption en 2000 du volcan Usuau Japon (Yamamoto, 2001). A Timahdite, cette brèche pourrait être liée à l’élargissement probable du cratère du maar, après quoi des explosions ont produit en continu des lapillis scoriacés qui forment les retombées de l’unité C.

59Avec la progression de l’éruption, les autres unités (D, E, F) montrent généralement des faciès qui pourraient être générés par des déferlantes « sèches » par le processus d’élutriation (Sohn & Chough, 1989). De même, ce type de dépôt pourrait être le résultat d’une combinaison de retombées et de déferlantes sèches dont les niveaux de cendre représentent un dépôt de faible énergie permettant la précipitation du matériel fin à partir d’une déferlante pyroclastique ou à partir d’une colonne éruptive contemporaine (Morales Volosín & Risso, 2019 ; Berghuijs & Mattsson, 2013). A Timahdite, les déferlantes basales sèches ont tendance à être mieux triées que leurs équivalentes humides et sont dépourvues de figures de déformation à la base des blocs balistiques et de lapillis accrétionnaires, indicateurs d’une quantité suffisante d’eau dans le processus d’éruption (Fisher & Waters, 1970 ; Sheridan & Wohletz, 1983 ; Sohn & Chough, 1989 ; Chough & Sohn, 1990 ; Doubik & Hill, 1999 ; Németh et al., 2001).

60Cette séquence phréatomagmatique se termine par l’unité G dont les caractéristiques pétrographiques, granulométriques et morphoscopiques suggèrent un mode
de mise en place « transitionnel » entre les styles phréatomagmatique et strombolien. Ce type de dynamisme est très courant dans les provinces volcaniques basaltiques (Houghton & Schmincke, 1989 ; Houghton et al., 1999 ; Vespermann & Schmincke, 2000 ; Németh & White, 2003 ; Németh et al., 2008 ; Gisbert et al., 2009). De nombreux exemples de cette transition ont été documentés dans la littérature, entre autres, dans le cône de Montaña Los Erales à Tenerife aux îles des Canaries (Clarke et al., 2009).

61A la fin de la phase phréatomagmatique, s’installe un dynamisme effusif avec la mise en place d’une coulée basaltique qui s’accumule en un lac de lave. Ce dernier oblitère le cratère du maar et déborde le bord est pour noyer la plaine de Timahdite et s’engouffrer dans la vallée de l’Oued Guigou.

62La phase strombolienne débute après une interruption momentanée de l’activité volcanique à la fin de la phase phréatomagmatique, soulignée par une discordance angulaire. L’absence de tout dépôt au niveau de la discordance témoigne d’un arrêt très court qui correspond très vraisemblablement à la mise en place du lac de lave. Cette phase est représentée par une séquence strombolienne typique qui débute par un dépôt clastogénique surmonté de scories rouges et noires avec des bombes fusiformes et en bouse de vache. Sous le MEB, les scories stromboliennes sont caractérisées par des fragments vitreux tranchants pourvus d’une vésicularité importante et une palagonitisation très faible à absente par rapport à ceux de la phase phréatomagmatique. Une autre évidence de l’origine strombolienne de cette séquence est la présence des cryptoachlénithes qui se forment lors des éruptions stromboliennes violentes de magma basiques à ultrabasiques (Sparks, 1978 ; Kokelaar, 1986 ; Houghton & Wilson, 1989 ; Mangan & Cashman, 1996). La présence des cryptoachlénithes a été aussi décrite dans la formation de lapillis du volcan Cabezo Segura (Espagne) et interprétée comme résultant d’éruption explosive de type strombolien violent ou sub-plinien (Carracedo Sánchez et al., 2010). Les résultats de l’analyse granulométrique des scories noires mettent en évidence une distribution unimodale avec un Md* et un tri typique des retombées stromboliennes (Costantini et al., 2009 ; Mattsson & Hoskuldsson, 2011).

63Les différentes unités décrites ci-dessus et interprétées comme représentant différents mécanismes de dépôt indiquent que le volcan de Timahdite est le résultat d’une éruption polyphasée (fig. 5) au cours de laquelle l’approvisionnement en eau a une influence significative sur leur fragmentation et leur dépôt.

64Le volcan de Timahdite s’est construit pendant le Pléistocène sur la faille de Timahdite et à proximité de l’Oued Guigou. Cette faille a permis la montée du magma et l’infiltration des eaux qui entrent en contact et interagissent pour générer la phase initiale phréatomagmatique.

65Dans la zone de Timahdite la seule source profonde d’eau est l’aquifère des dolomies bréchiques du Lias inférieur (Amrani & Hinaje, 2014). Cependant, le creusement du cratère du maar dans le calcaire rose éocène et l’absence de clastes de ces dolomies liasiques tout le long de la succession pyroclastique en éliminent toute implication dans l’explosion phréatomagmatique. En revanche, le calcaire rose éocène, substratum de l’édifice de Timahdite, est bien présent par ses clastes à tous les niveaux stratigraphiques de la colonne pyroclastique, ce qui en fait le principal siège des explosions phréatomagmatiques à l’origine du maar de Timahdite. La seule source alternative des eaux externes permettant l’éruption phréatomagmatique de ce volcan sont celles de l’Oued Guigou. Ces dernières se sont vraisemblablement infiltrées à travers le calcaire éocène faillé, fracturé et karstifié pour inter-réagir avec le magma ascendant et provoquer ainsi les premières explosions phréatomagmatiques. Ces dernières ont donné lieu à des déferlantes relativement humides qui ont vraisemblablement barré partiellement l’écoulement de l’Oued Guigou. Dans ces conditions, la recharge en eau du maar devient insuffisante, ce qui génère des dépôts qui deviennent progressivement secs à transitionnels.

66A la fin de l’activité phréatomagmatique, se met en place un lac de lave qui oblitère le cratère du maar et déborde vers l’est pour se canaliser dans le lit de l’Oued Guigou et faire ainsi barrage à ses écoulements. Cette nouvelle barrière empêche complètement l’apport en eau au système et l’activité éruptive évolue vers une phase purement strombolienne correspondant à l’édification du cône de scories de Timahdite. Suite au déclin de la phase strombolienne, se met en place la phase effusive terminale matérialisée par la coulée basaltique terminale qui nappe le sommet du cône.

676 - CONCLUSION

68La synthèse des résultats des travaux de cartographie, pétrographie, morphoscopie et granulométrie réalisés sur les dépôts du volcan de Timahdite mettent en évidence quatre phases éruptives qui se succèdent dans le temps :

69(1) La phase phréatomagmatique qui débute par une brèche de débourrage suivie de dépôts de déferlantes basales relativement humides où le rôle de l’eau est fondamental dans le déclenchement de l’éruption. Avec l’évolution de cette phase, les dépôts deviennent progressivement secs pour devenir carrément transitionnels vers son sommet. Cette première phase est également entrecoupée par des niveaux de retombées qui pourraient être associés à la formation de colonnes éruptives éphémères.

70(2) La première phase effusive représentée par la mise en place d’une coulée de basalte alcalin qui s’est accumulée dans un lac de lave colmatant le cratère du maar et déborde vers l’est pour noyer la plaine de Timahdite et la vallée de l’Oued Guigou.

71(3) La phase strombolienne est mise en place après une courte pause représentée par la discordance angulaire. L’épuisement de l’eau, pressenti déjà au niveau de la première phase, a induit le changement de l’activité phréatomagmatique en activité strombolienne à l’origine du cône de scories de Timahdite.

72(4) La deuxième phase effusive est représentée par la coulée basaltique et sa semelle brèchique qui nappent le sommet du cône strombolien.

73L’excavation du cratère du maar dans le calcaire rose éocène, la présence des clastes de ce calcaire tout le long de la succession pyroclastique et l’absence de toute trace des dolomies de l’aquifère liasique constituent autant de raisons pour envisager le rôle primordial joué par les eaux de l’Oued Guigou dans l’initiation et l’évolution de l’éruption du volcan de Timahdite. Les changements du dynamisme éruptif, commun aux volcans monogéniques, peuvent s’expliquer par la diminution allant jusqu’à l’arrêt total de l’apport en eau au système éruptif de Timahdite après le blocage définitif des écoulements de l’Oued Guigou par la coulée basaltique de la première phase effusive.

74REMERCIEMENTS

75Les auteurs remercient le personnel du Laboratoire des analyses chimiques des Unités d’Appui Techniques à la Recherche Scientifique (UATRS-CNRST-Rabat-Maroc), le personnel de Caractérisation minéralogique du Centre de Recherche REMINEX (GROUPE MANAGEM) à Marrakech-Maroc et du Laboratoire de contrôle des essais et des études (Labo EST-Oujda-Maroc) pour leur soutien technique. Nous souhaitons remercier très chaleureusement Monsieur Mohammed IDBAROUD (Département de Géologie, Université Cadi Ayyad, Marrakech), et Madame Kathy KOHLER (France) pour leur indéfectible soutien.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 : Carte géologique simplifiée montrant l’emplacement du volcan étudié (Timahdite) et les principales caractéristiques géologiques de la province volcanique du Moyen Atlas.
Légende a : Moyen Atlas plissé, b : Causse moyen atlasique (Jurassique inférieur carbonaté) ; c : failles majeures ; d : coulées de lave ; e : maars, f : cônes stromboliens (El Azzouzi et al., 2010). Cartouche : croquis montrant l’emplacement de la province volcanique du Moyen Atlas et des principales chaînes montagneuses du Maroc (A.A. : Anti-Atlas; H.A. : Haut Atlas ; M.A. : Moyen Atlas; M.M : Meseta marocaine).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/14328/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 113k
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Pour citer cet article

Référence papier

Mohammed Benamrane, Mohamed Jadid, Hafida Dahmani et Fouad Talbi, « L’histoire éruptive du volcan monogénique quaternaire de Timahdite (Moyen Atlas, Maroc) »Quaternaire, 31/4 | 2020, 309-326.

Référence électronique

Mohammed Benamrane, Mohamed Jadid, Hafida Dahmani et Fouad Talbi, « L’histoire éruptive du volcan monogénique quaternaire de Timahdite (Moyen Atlas, Maroc) »Quaternaire [En ligne], 31/4 | 2020, mis en ligne le 01 décembre 2020, consulté le 19 janvier 2026. URL : http://journals.openedition.org/quaternaire/14328 ; DOI : https://doi.org/10.4000/quaternaire.14328

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Auteurs

Mohammed Benamrane

Laboratoire de Géopatrimoine, Géo-environnement et prospection Minière et Hydrique, Faculté des sciences, Université Mohammed 1er, Avenue Mohammed VI, B.P.717, MA-60050 OUJDA (Maroc).Courriel : benamrane.mohammed19@gmail.com

Mohamed Jadid

Laboratoire de Géopatrimoine, Géo-environnement et prospection Minière et Hydrique, Faculté des sciences, Université Mohammed 1er, Avenue Mohammed VI, B.P.717, MA-60050 OUJDA (Maroc).Courriel : m.jadid@ump.ac.ma

Hafida Dahmani

 Laboratoire des Géosciences Appliquées, Faculté des Sciences, Université Mohammed 1er, Avenue Mohammed VI, B.P.717, MA-60050 OUJDA. Courriel :h.dahmani@ump.ac.ma

Fouad Talbi

Laboratoire de Géopatrimoine, Géo-environnement et prospection Minière et Hydrique, Faculté des sciences, Université Mohammed 1er, Avenue Mohammed VI, B.P.717, MA-60050 OUJDA (Maroc).Courriel : talbixx@gmail.com

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Droits d’auteur

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