OW",·
.-"
ACADEMIE
D E
MONTPELLIER
UNIVERSITE DES SCIENCES ET TECHNIQUES DU LANGUEDOC
THE S E
présentée à l'Université des Sciences et Techniques du Languedoc
pour obtenir le grade de Docteur de 3ème cycle en TECTONlùUE - GEOPHYSIOUE . GEOCHIMIE
LA
ZONE
D'ARTA
ET
LE
RIFT
D'ASAL - GHOUBBET
Leur étude intégrée dans le contexte géodynamique de l' AFAR
Soutenue le 20
Décembre
1979 devant la Commission d'Examen.
JURY
Président

A
THAUD
.io.
~HOUKROUNE
Assesseurs
ETCHECOPAR
M.
P.E.
TAPPONNIER
00483
ATELIER
DuPLICATION
-
u.~ T.L. -

LE MYSTERE
DU TRIANGLE
.
DES AFARS
D'APRES
SC 1ENCE & VIE
,736, JANV. 1979

AVANT - PROPOS
Ce mémoire est le résultat d'un travail effectué au Laboratoire de Géolo-
gie Structurale de l'Université des Sciences et Techniques du Languedoc~où
Monsieur le Professeur MATTAUER m'a accueilli et conseillé. Qu'il trouve ici
l'expression de ma profonde gratitude.
La 1ère partie a pu être réalisée à la suite de 2 missions de terrain
subventionnées par l'ATP Plaque Arabique. Quant à la seconde, elle ne repré-
sente qu'un des aspects de l'action lancée par le PIRPSEV (Programme Interdis-
ciplinaire de
Recherches pour la Surveillance des Eruptions Volcaniques) et
l'INAG (Institut
National
d'Astronomie et de Géophysique) à la suite de
l'événement de novembre 1978 survenu dans le rift d'Asal Ghoubbet. Je tiens
à exprimer ici mes remerciements envers ces organismes; et plus personnellement
toute ma reconnaissance va à Monsieur ARTHAUD, Monsieur CHOUKROUNE et à Monsieur
TREUIL qui m'ont accordé leur confiance.
En République de Djibouti, j'ai bénéficié du soutien matériel et moral
si précieux de Messieurs LEPINE et RUEGG, physiciens de l'IPG (Institut de
Physique du Globe), qui ont fait de l'observatoire sismologique d'Arta le
"camp de base" de nombreuses missions. Je les remercie encore ainsi que Honsieur
A. ABDALLAH, directeur de frSERST (Institut Supérieur d'Etudes et Recherches
Scientifiques et Techniques) et Monsieur J. VARET, pour leur aide cordiale.
Sur le terrain, Olivier et Anne-Yvonne ont su partager mes difficultés
dans ce pays austère et passionnant.
Mes remerciements et ma reconnaissance s'adressent à toutes les personnes
qui ont contribué à la réalisation de ce mémoire.
Monsieur P. TAPPONNIER pour
l'intérêt
qu'il y a porté,
- Monsieur A. ETCHECOPAR pour son aide et sa disponibilité.
Quant à mes proches et mes amis, qu'ils me pardonnent cette rédaction
Sl
longue et si pénible ...
A Béa et Ju,Ue.n :te.ndJteme.n:t.

SOM t1 AIR E
INTRODUCTION
L'Afar
jonction de 3 mégastructures
PREMIERE PARTIE: LA ZONE D'ARTA
1_ PRESENTATION DU SECTEUR
1.1. - Situation et individualisation de la zone d'Arta
1.2. - Données antérieures
1.3. - Intérêt d'une étude détaillée.
2_EVOLUTION DE LA ZONE DI ART/'.
2.1. - Le "Dalha" : Miocène sup.-Pliocène inf.
2.1. 1. Signi6i~ation du vol~a~me Valha
2. 1. 2. Le-6 6Oltmatio n6 1/anuenne-61/ d' AJz..ta
2.2. - Le "Stratoïde" : Pliocène
2.2.1. Le vol~a~me ".6:t.JtaA:.oide" en AnaJt
2.2.2. Van6 la zone d'A~a
2.3. - Le Quaternaire
2.3.1. Contexte géné~
2.3.2. La zone d'AJz..ta
2.4. - Conclusions
2.4.1. Vol~a~me
2.4.2. Le-6 nauè..6 déW;t.Lque-6 e;t le-6 mouvemen-U v~~aux
3_ ETUDE TECTONIQUE ET ~lICROTECTONIQUE
3.1. - Originalité de la zone d'Arta
3.2. - Etude structurale.
3.2.1. Chnonologie e;t datation de-6 événemen-U
A/- La période Anté à Syn "stratoide" (> 2 MA)
B/- La période Syn et Post "stratoide" «
3 MA)
3.2.2. Style de-6 dé6oltmation6 3,6 à 3,3 MA
S~M.6to.6ilé
. Failie-6 inveM e-6
Pro
Vé~Jto~hemen-U

3.2.3. Le ~ehéma ~tku~.
3.3. - Analyse microtectonique.
3.3. 1. CJtUèlt~ de ~elt6 de mouvemevz..t
3. 3. 2. Mé;thod~ d' anal!:f~ e ~ é.~
A/- Représentation graphique.
B/- Déterminations des axes principaux à partir d'une
population de failles :
- Méthode Arthaud
- Méthode Carey et coll.
- Méthode Etchecopar et coll.
3.3.3. R~u.U.ct:U
A/- Comparaison entre les résultats de 2 méthodes numériques
B/- Tenseurs obtenus
C/- Report sur le schéma structural
3.3.4. l nteltplté.ta.tion oes donné.~
1 - Discussions sur les résultats
2 - Modèles envisageables.
3.4. - Esquisse de l'Evolution structurale du Golfe de Tadjoura.
3.4. 1. L~ ~tad~ plté-ouvelttulte
3.4.2.
L~ ~tad~ ~!:fnehltone~ de ~'ouvelttu.lte
3.4.3. La ~itu.ation actu~e : gé.ométltie de ~a do~ale
Conclusions
DEUXIEME PARTIE: LE RIFT DI ASAL-GHOUBBET
1_ PRESENTATION DU RIFT
1.1. - Situation et description
1.2. - L'interprétation actuelle
a - extrémité occidentale de la dorsale de Tadjoura
b - structure évolutive
2_ CARACTERES DE LA DISTENSION DANS LE RIFT
2.1. - Les coulées récentes.
2.2. - La tectonique distensive
A/- La distension : phénomène continu
B/- Répartition de la tectonique récente
2.3. - Coupe géologique synthètique
A/- Remarques
B/- Schémas évolutifs proposés.

3- LES EFFETS TECTON IQUES DE L'EVENEMENT DE NOVEMBRE 1978
3.1. - Etude de terrain
3. 1. 1. Vef.J CJl..-i.pUon des .6:tJtuaUJtef.J activéef.J
3. 1. 2. RépaJLtilio n def.J .6:tJtuc.:tuJz.ef.J activé e.s
3. 1. 3. Quant..U:.é.6 d' e660 ndJr.e.me.nt
3. 1• 4. RemaJtquef.J
3.2. - Interprétation
ESSAI D'INTERPRETATION GEODYNAtlIQUE DE L'AFAR
1 - Modèles cinématiques
2 - Interprétation tectonique de l'Afar.

+
MER
ROUGE
+
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14·
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40'
42'
43'
44'
® 5 ~6 ===....! 0 7
- 1
FIG 1

1.
INTRODUCTION
Le Nord-Est de l'Ethiopie et la République de Djibouti constituent une vaste
dépression volcanique, l'A6an, située à la Qonv~genQe de 3 mégastructures
tectoniques: la Mer Rouge, le Golfe d'Aden et le rift Est Africain.
La connaissance de la géologie de l'Afar a permis de reconstituer l' évo-
lution d'une zone d'ex~an6ion, depuis les stades initiaux de création d'un
1

rift continental jusqu'au stade où l'équilibre dynamique est presque atte1nt.
l - Evolution géologique de l'Afar et de ses environs.
(D'après Gass, 1970 ; Barberi et coll., 1972 ; Varet et Treuil, 1973).
Cette évolution peut être résumée, de façon schématique, en quelques
grandes phases ;
~~_~~§~~~Ig~~ : les rifts Mer Rouge - Golfe d'Aden - Est Africain
n'existaient pas. Une mer peu profonde déposait des 8r~s et des
calcaires sur une grande surface .
• Au Paléocène : Toute la région est en cours de surrection. Il se pro-
d~It-~n-vaste bombement "Arabo-Nubien" précurseur de tous les rifts.
Des émissions basaltiques (alcalines) dont les plus anciennes sont
datées à 65 MA, couvrent le sommet de ce bombement. Ce sont les trapps
épais des plateaux.
~_!:Q!ig~:~i~~~~~ : plus particulièrement entre 25 et 10 MA environ, des
rifts continentaux apparaissent au sommet du dôme; d'une part ceux
de la Mer Rouge et de l'Est Africain en continuité, d'autre part celui
du Golfe d'Aden qui va évoluer plus vite.
Le volcanisme alcalin,avec beaucoup de roches différenciées acides, se
concentre à l'axe des rifts. Cette phase s'accompagne d'un intense
amincissement crustal et se termine par une période de relative stagnation •
• Au Plio-Pléistocène : l'expansion semble s'accélérer brutalement en Afar,
do~t-ï'évoï~tIo~-dëvientindépendante de celle de la Mer Rouge et de
celle du Rift Africain qui va "végéter".
Des séries stratoïdes à dominance basaltique, "Dalha" puis "stratoïde
de l'Afar", de moins en moins alcalines vers le sommet, injectent toute
la dépression Danakil et y constituent progressivement une croûte sub-
océanique.
~~_Ç~2~~I~2i!~ : Le magmatisme et la tectonique de l'Afar se concentrent
en grande partie au niveau de chaînes volcaniques (tholéïtes) axiales
disposées en échelon complexe depuis la Mer Rouge jusqu'au Golfe d'Aden.

N
caq@
O S l O kil
t



2.
2 - Le Golfe de Tadjoura.
La partie Djiboutienne de la dépression Afar correspond au pourtour du
Golfe de Tadjoura.
2. 1.- g~_Q~!i~_~~!_i~!~EEE~!~comme la terminaison occidentale de la Dorsale
de Carlsberg
Il existe un grand nombre de données géophysiques qui montrent que la
Dorsale de Carlsberg ne passe pas actuellement dans le Bab el Manded
mais se prolonge vers l'W dans le Golfe de Tadjoura (Bathymétrie, Sis-
micité, Ma~nétisme, Gravimétrie etc ... ).
Des draguages ont confirmé la présence de "basaltes tholéïtiques" dans
les fosses et les profils sismiques montrent que la croûte est bien
océanique sous le Golfe.
D'autre part, des études plus prec1ses permettent de reconstituer assez
précisément la géométrie de cette dorsale de Tadjoura. Des fosses E-W à
NW-SE sont décalées progressivement vers le Sud par des failles
NE-SW
transformantes où l'activité sismique est particulièrement intense. Cette
géométrie devient plus "floue" dans la région du Ghoubbet-al-Kharab (fie· S) .
2.2.- Q~~!~gi~_~~_E~~E!~~E_~~_Q~!i~.
Jusqu'au Pliocène, cette région présente la même évolution que celle
de l'Afar. D'un rift continental N-S, avec ses injections alcalines
d'Adolei et rhyolitiques des Mabla que l'on retrouvent sur les bordures
des horsts d'Ali
Sabieh et de Tadjoura, on passe progressivement à une
croûte subocéanique formée de la superposition de
2 grandes séries basal-
tiques stratoïdes : celle du Dalha (alcaline), puis celle du "stratoïde
de l'Afar' (transitionnelle), injectées sur des axes d'accrétion qui
deviennent NW-SE.
Cependant, cette évolution est perturbée au plia-quaternaire par l'arri-
vée progressive de la dorsale d'Aden qui recoupe les structures
antérieures.
Cette progression est soulignée par la mise en place synchrone de basalte
dit "du Golfe" et par une surrection des côtes (fig. 3).
3- La zone d'Arta et le Rift d'Asal-Ghoubbet.
Deux structures émergées remarquables semblent liées au fonctionnement
de la dorsale de Tadjoura.
La faille d'Arta, de direction NW-SE parallèle aux zones de fractures du
Golfe, a pu jouer en faille transformante. Une étude tectonique et micro-
tectonique a été effectuée dans cette zone de décrochemen~qui montre des
indices de compression. Il est ensuite proposé une esquisse de l'évolution
structurale du golfe depuis S MA .
. La dorsale de Tadjoura aboutit clairement dans le rift d'Asal-Ghoubbet.

3.
Celui-ci présente d'ailleurs des analogies frappantes avec certaines
dorsales océaniques et il offre le remarquable intérêt d'être émergé
sur ID km. Son étude a été relancée à la suite de la crise volcano-
tectonique de novembre 1978.
La deuxième partie de ce travail lui est donc consacrée. Elle comporte
une analyse des mouvements tectoniques qui se produisent dans un rift
au cours d'une crise sismique ainsi que quelques observations qui
permettent d'en imaginer le "mécanisme"
et l'évolution.
Le fonctionnement de ces deux zones a ensuite été intégré dans un
schéma de tectonique globale tenant compte des particularités de
l'Afar et des conditions aux limites générales.

/
PREMIERE
PARTIE
/
LA
ZONE
D'ARTA
-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=

4.
1 - PRESENTATION DU SECTEUR
- La zone d'Arta appartient à la République de Djibouti, petit ter-
ritoire de colonisation française enclavé entre la Somalie et l'Ethiopie et
qUl, de la Mer Rouge au Golfe d'Aden, entoure le Golfe de Tadjoura.
- Baignée au Nord par l'extrémité occidentale de ce golfe, la région
étudiée est longée au Sud par un axe routier très important qui relie Addis
Ababa à Djibouti. A une quarantaine de kilomètres de la capitale, près de
cette route, se sont implantés récemment les villages de Wê'a, position
stratégique dans une vallée encaissée, et Arta, centre de repos et d'estivaBe
en altitude (700 m). En dehors de ces centres, la population de la région est
disséminée dans quelques campements de nomades qui déplacent leurs troupeaux
autour des rares points d'eau creusés dans le lit des oueds principaux Dârrey,
Dêrêla •.•
- La zone d'Arta s'individualise remarquablement dans le paysage alentour
car elle correspond à une entaille subméridienne d'environ 10 km de large,
creusée à la voûte d'un bombement local affectant un vaste plateau basaltique
qui s'étend depuis Djibouti jusqu'au Golfe du Ghoubbet al Kharâb. Cette en-
taille (fig.4) aux reliefs tourment~s, fait apparaître des roches fort dif-
férentes, très colorées, semblables à celles des Monts Mabla au Nord du golfe.
Nous avons vu (introduction générale) que la connaissance géologique
de la "dépression des Danakil" a été étroitement liée à l'évolution des scien-
ces de la terre. Il a fallu attendre ces \\0 dernières années pour que des
équipes de recherche pluridisciplinaires s'intéressent au territoire des Afars
et des Issas que Teilhard de Chardin, en 1930, considérait déjà comme un point
clef de la "théorie des arrachements continentaux".
- Sur tous les documents cartographiques disponibles, la zone d'Arta
apparaît comme une ~tnuetune p~culiè~e amenant à l'affleurement des
rhyo-
lites et des basaltes relativement anciens .
• Une carte
synthètique au 1/400 000 de l'ex Côte Française des
Somalis (Bê sa i r i e H.,
1939,
1945-46) place les formations d'Arta
dans la "série rhyolitique" qui s'intercale entre la "série basaltique
inférieure" et la "série basaltique stratoïde".
Sur la carte au 1/500 000 représentant la totalité de l'Afar (CNR CNRS
1975) les formations anciennes d'Arta sont attribuées entièrement à
la série des Mabla, datée du Miocène moyen à supérieur (14-10 MA).
Par contre les auteurs de la carte au 1/100 000 d!Ali Sabieh
(C.E.G.D. ,
~975) différencient les basaltes miocène, "formation
mixte de Maryan", des rhyol ites qui seraient pléistocène moyen,
"formation d'Egereleyta".

5km
golfe
N
FIG.4·
VoUée oxiole, R;f/:.
N
°11
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fEj
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, ,--
Sath.ymH:rie
, 10 k"'.
FIG.5

5.
- Cette région est aussi affectée par une
n~act~on inhab~uetle
par sa di~ection N20 à N40, qui recoupe perpendiculairement les failles
normales du domaine alentour, et par son inten6~é.
Récemment Lépine J.C. et coll.(1976) ont interprété ce champ de fractu-
res comme la prolongation d'une ~aitle tkan66o~ante dextre NE-5W,
essentiellement définie dans le golfe de Tadjoura (fig. 5
) par la
bathymétrie et par une ligne sismique nette qui rejoint la côte au
débouché de l'oued Derêla (au lieu-dit "plage d'Arta"). Il est
donc proposé que les nombreux décrochements observés à terre assure-
raient actueliement une partie au moins du transfert de mouvement en-
tre l'axe d'expansion le plus occidental du golfe et celui du Ghoubbet-
Asal.
Boucarut M.et colliI977-78) ont repris cette interprétation qu'ils
avaient aussi suggéréeen 1976 ; ils envisagent cependant un ~ôle plU6
Qomplexe
et plus ancien pour les grands accidents NE-SW qui jalonnent
le Sud du territoire.
Une étude tectonique pré liminaire (Arthaud F. , Chôukr cüna P,
1976)a montré
que la zone d'Arta est affectée par au moin6 un ép~ode Qomp~~~in
daté stratigraphiquement à 3,5 fiA environ. Cette observation, tout
à fait inattendue dans une région réputée en distension, traduit, pour
ces auteurs, une modification importante du régime de tectonique des
plaques au cours de cette période critique.
D'autres données tectoniques recueillies au Nord et au Sud du Golfe
de Tadjoura nous ont amenés (Arthaud F. et coll. ,1978) à proposer une
esquisse de l'évolution structurale du golfe depuis 8 MA environ.
Ces interprétations tiennent compte des nombreuses données géophysiques
disponibles :
- à grande échelle
sismicité, gravimétrie, magnétisme de l'ensemble
Mer Rouge - Afar - Golfe d'Aden.
- à petite échelle
bathymétrie, profils et cartes sismiques, lever
aéromagnétique, géothermie du Golfe de Tadjoura et de la République
de Dj ibouti.
- La région d'Arta présente un grand intérêt géologique pour les roches
et les structures particulières qu'elle possède, mais aussi géodynamique
puisqu'elle était interprétée comme un exemple rare de faille transformante
"à l'air libre" décalant une dorsale océanique bien définie qui émergerait
pour aboutir dans le rift d'Asal-Ghoubbet.
Il existe certes d'autres exemples décrits en Islande, Tjornes Fracture
Zone (Schaefer V.,1972), ou même en Afar, Mak' arrassou (Cour t i Ll o t V. et co I l, ,1974)
mais aucun d'entre eux n'a fait l'objet d'une étude tectonique détaillée: soit
parceque
les structures observées ne s'y prêtent pas, soit parceque le volca-
nisme les masque.

6.
Cette zone.d'Arta qui a une histoire complexe comprenant plusieurs
événements tectoniques au cours des 4 derniers MA, demandait un travail
structural complet. Il a pu être réalisé en 2 missions de 1 mois grâce aux
crédits de l'ATP "Plaque Arabique" ; la partie pétrographie et géochronologie
étant assurée simultanément par Olivier Richard, étudiant au laboratoire de
Pétrologie d'Orsay.
Le but poursuivi était d'avoir, par la compréhension d'un cas particulier,
une meilleure connaissance de la génèse et du fonctionnement de ces frontières
de plaque mal connues que sont les failles transformantes océaniques.
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Fig 2
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7•
.2 - EVOLUTION DE LA ZONE D'ARTA
Le lever cartographique à l'échelle des photos aer1ennes (1/30 000 ème)
de toute la région allant du Ghoubbet jusqu'à l'Est du relief d'Arta, nous
a permis de distinguer 3 "cycles" volcaniques majeurs qui sont d'ailleurs bien
individualisés et datés dans tout l'Afar. Cependant on a pu préciser ou corri-
ger certains âges et surtout mettre en évidence certaines particularités
propres à la zone d'Arta (fig.
6).
Il s'est avéré que les formations les plus anciennes d'Arta ne pouvaient
être rattachées à la série rhyolitique des Mabla, comme l'avaient proposé
les auteurs de la carte au 1/500 OOOème (CNR-CNRS) par manque de données et
en raison des similitudes de faciès (fig.21
). Les 2 datations K/Ar, 5,9 et
3,9 ~1A, effectuées par o. Richard (thèse en préparation) le confirment.
La pér~ode 8-4 MA se caractérise, dans les monts du TJalha, au Nord de
Tadjoura, par le dépôt d'une puissante série de coulées fissurales de
basaltes et d'hawaiites avec quelques intercalations de sédiments détritiques
et lacustres, de coulées ou d'ignimbrites rhyolitiques dans la partie supérieure.
2. 1. 1. SigrUQ.ic.a..tion du vo-tc.arU.-6me. "ûarha",
- La série du Dalha, essentiellement basaltique, recouvre en discordan-
ce les formations Mioc.è.ne. dites "d'Adoleï" et du "Mabla" qui représentent le
premier stade de magmatisme et d'amincissement crustal en Afar. Pour Treuil M.,
Varet J.
(1973), les données volcanologiques et structurales suegèrent que
l'ensemble Mer Rouge - Rift Africain a pu constituer, au Miocène, un vaste
rift c.ontine.nta-t coexistant avec le rift d'Aden déjà océanique.
- La série a-tc.a-tine. du Dalha affleure essentiellement sur les
marges orientales de la "dépression Afar". Elle ennoie
les reliefs rhyoli-
tiques des horsts d'Ali Sabieh et de Nord Tadjoura. Les travaux précédents (Ma-
rinelli G., Varet J., 1973)ont montré qu'elle marque la séparation de ces deux
horsts et caractérise le stade précoce de magmatisme et de soulèvement pré-
cédent l'ouverture du Golfe plio-quaternaire de Tadjoura.
2. 1. 2.
LM 6OJurla..t.tOn.6 "anc.ie.nneA" d' AlLta.
- On peut individualiser 3 épisodes volcaniques différents dans la série
inférieure d'Arta,qui est maintenant rattachée à la série du Dalha.
1°_ A la base quelques coulées basaltiques épaisses (20 à 30 m), affectées
par une intense altération "en boule", forment une alternance carac-
téristique de niveaux oranges, plus massifs, et de niveaux gris
criblés de bulles remplies de calcite
secondaire. Ces niveaux se
dessinent sur les petites collines du Sud du secteur. Une datation
effectuée au pied de l'escarpement au NE d'ALea
a donné 5,9 MA
(Richard 0.,1979 ). Il est probable que la partie inférieure de la
série du Dalha (8-6.MA) n'affleure pas dans notre secteur.

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100m
FIG.8

8.
2°_ On trouve au-dessus, en concordance, une puissante ser1e très régulière
de coulées de basalte, moins épaisses (4 à 6 m), moins altérées, dont
la couleur marron est parfois troublée par quelques intercalations
de rhyolite claire. Le sommet de cette série est daté à 3,9 MA
(Richard O. ,1979 ) .
3°_ Toute cette unité basaltique inférieure est recoupée par de nombreuses
injections (dykes et dômes) rhyolitiques, assez tardives puisque les
produits émis sous forme de coulées massives, ignimbrites ou tuffs,
recouvrent souvent en légère discordance les basaltes sous-jacents.
Ces injections s'alignent toujours sur des fractures NOO à N40.(fig.7 )
Il faut attribuer toutes les rhyolites "anciennes"
du type Mont Koron
ou Mont Hamarrey, à cette unité terminale du cycle volcanique Dalha. Elles aussi
recoupent de manière évidente l'unité basaltique inférieure et sont recouvertes
par les basaltes stratoides du plateau d'Arta. Un âge à 3,6 MA, obtenu au
débouché de l'oued Dêrêla, montre une concordance avec des rhyolites situées
au NE de Tadjoura, datées 3.3 et 3.5 MA (Barberi et coll.
, 1975) et aligné~
aussi sur des fractures N20 à N40 ; O. Richard en a fait une série nouvelle
dite "de Ribta". L'apparition de roches "acides" à la fin de chaque grand cycle
volcanique est une constante du volcanisme Afar (Treuil~1., Varet .T.,197~). Mais
on peut remarquer aussi que, comme certains appareils rhyolitiques de l'Afar
central (ex. : Moussa Ali,
), la série acide de "Ribta" est située à l'inter-
section de structures tectoniques.
- On note que la partie supérieure de chaque coulée est érodée, puis
recouverte par un
mince sol argilo-détritique brûlé par la coulée suivante.
Par contre, dès la fin du cycle volcanique "Dalha", les reliefs basaltiques
ou rhyolitiques sont arrasés et creusés de vallées importantes qui sont
ensuite rapidement comblées de matériel (fig. 8 ) détritique 8rossier. Les
premières coulées de basalte "stratoïde", datées à 3,3 MA, s'épandent donc sur
une ~~6ace aplanie où subsiste cependant un léger bombement topographique
au niveau d'Arta.
Cette période se caractérise, dans tout l'Afar, par le dépôt très rapide
d'une épaisse série (plus de 1000 m parfois) de coulé~ ~t~o~d~ de basaltes,
de ferrobasaltes et de basaltes à andésine, avec quelques coulées rhyolitiques,
nappes d'ignimbrites ou sédiments intercalés dans la partie supérieure surtout;
datée 4-1 MA (CNR-CNRS,
1975).
2.2. 1. Le volca~me "~tJtato~de" eVl A6aJt.
Cette série qui affleure sur toute l'étendue de la dépression des Danakil
est appelée "série stratoide de l'Afar". De composition tJta~ilioVlVle.Ue entre
alcaline et tholéïtique, elle constitue le "plancher" de l'Afar Central
(Treuil M., Varet J., 1973).

9 .
. cést au Pliocène qu'apparaît une
e~oûte de type oeéa»ique en Afar.
La "série stratoide" ne recoüvre pas les horsts de Tadjoura et l'Ali Sabieh,
et elle n'existe qu'en faible épaisseur au niveau d'Arta. Ceci est lié à
l'ouverture du Golfe de Tadhoura ; cette dorsale qui s'initie atteint la région
de Djibouti vers 3,4 MA (O. Richard, 1979) et s'accompagne d'un volcanisme en
partie synchrone du volcanisme stratoide .
. Le Pliocène voit aussi la reprise de la p~og~eÂ~io» ve~ l'OueÂt de
la do~ale d'Ade».
2.2.2. Va~ la zo»e d'A~a.
- Sur le plateau d'Arta, la série stratoide, ailleurs si développée,
se résume à une quinzaine de coulé~peu épaisses (2 à 3 m) d'un basalte
massif noir, peu altéré. Ces coulées nettement discordantes sur la série
du Dalha moulent un bombement situé au niveau de l'actuelle zone fracturée
d'Arta. Il est possible qu'il y ait eu certaines lacunes de dépôt du
"stratoide" au sommet de ce bombement ou du moins, l'absence des premières
coulées. Plus à l'Ouest, le grand escarpement N-S qui limite le petit "rift
du Ghoubbet Est" montre un épaississement notable de ces basaltes "strato'ide "
- Cette série se termine par une injection rhyolitique locale qui jalonne
le Sud de cet escarpement. Des dômes ont alimenté des coulées de rhyolite jaune,
au débit en plaquettes caractéristique, qui moulent des reliefs de failles
normales affectant des basaltes stratoides. Ici
encore on constate que ces
injections "acides" sont liées à un accident profond.
- Dès sa mise en place, la série "stratoide" est entamée par une forte
érosion qui façonne une partie du relief actuel; on observe un surcreusement
à la voûte du bombement d'Arta, les oueds utilisant alors la fracturation N20
des terrains "Dalha" sous-jacents.
2.3.1. Contexte gé»é~
- Dans tout l'Afar Central, la période la plus récente se caractérise
par l'apparition de ehal»e axialeÂ
où se concentre une partie de l'activité
magmatique et tectonique. Disposées en relai sur des directions NN~J à NW,
depuis l'Erta Ale jusqu'au rift "d'Asal-Ghoubbet", elles présentent de remar-
quables analogies volcaniques, structurales et pétrologiques avec les dorsales
océaniques (Treuil M. ,Varet
J.,
1973 ; Stieltjes L., 1974).
- Sur le pourtour du Golfe de Tadjoura, cette activité volcanique fran-
chement "océanique" s'est manifestée beaucoup plus tôt. En partie synchrone
du volcanisme "stratoïde", elle commence dans la région de Djibouti vers 3,4 MA
et gagne l'Ouest proeressivement. Grâce à de nouvelles datations, O. Richard
( 1979) montre que le volcanisme côtier, d'origine sous-marine, est bien le
marqueur chronologique de l'ouverture et de l'océanisation progressive du
Golfe de Tadjoura.

10.
2.3.2. La zone d'A~.
Dans la reg~on d'Arta~ les dernières émissions volcaniques peuvent être
classées en deux familles~ "basaltes de vallée" et "basaltes du Golfe"~ même
s'il s'avère qu'elles ont la même signification géodynamique.
a - Les "basaltes de vallée" ou "basaltes de Wê'a" correspondent aux
derniers épanchements de la série dite "de Djibouti". Des coulées~
venues de l'Est~ ont buté sur le bombement d'Arta avant de remplir
la
paléo-vallée de \\vê'a. Un âge à 2~8 MA montre qu'elles sont syn-
chrones
des dernières émissions de la série stratoïde (fig.22)~ mais
il est probable que les coulées qui ont atteint l'Ouest de la zone
d'Arta sont plus récentes (fig. 9 ).
Ces basaltes~ discordants sur le "stratoïde" ou le "Dalha"~ se pré-
sentent sous forme de 2 à 4 coulées (d'Ouest en Est) assez massives~
au débit prismatique caractéristique d'une mise en place aérienne.
b - Les "basaltes du Golfe" sont représentés~ dans notre secteur~ par
quelques minces coulées subhorizontales qui affleurent~ par endroits~
le long de la côte du Golfe de Tadjoura.
Au débouché des oueds Dêrêla
ou Rolfof (voir carte Arta fig.6
)
on observe quelques terrasses basaltiques~ recouvrant en discordance
soit les rhyolites et basaltes du Dalha~ soit les plateaux affaissés
de basalte_ stratoide . Ces terrasses sont parfois intercalées dans
les sédiments détritiques des cônes de déjection (voir fig.
7
)~ ou
parfois perchées à plus'
_dizaines de mètres. On ne les rencontre
que sur une. étroit:.. , ~l(f~I"\\:~à'{~:{ dêpas sanc rarement 100 m de large.
(Il est toujours tr
\\~d
i.c i,
'~Q~st~nguer ces basaltes de ceux
de la série inféri~ e "strato.I e~~ ~ surtout qu'ils sont souvent
concordants ~ d'o~~u eÇdh~~r~ h~
imprécise). La présence de
"pillow-lavas" et~ ~e d êb i t
ve,!sur les surfaces v i s i.b l e s , indi-
quent une émission -'so s-rnar i ne
t:.'o/
',' sens général des coulées montre
d'ailleurs une mis~~~
~~s l'emplacement actuel du ~olfe
vers les séries anc~~m~~{t probable que ces basaltes sont issus
de fissures situées n~bi:n de "la vallée axiale" de Tadjoura qui
fonctionnait il y a 1~8 MA (datation de O. Richard).
Ce volcanisme plioquaternaire de la région d'Arta~ qu'il s'agisse de
l'unité de Wê'a ou de celle du golfe~ marque un changement des conditions
dynamiques régionales. Il correspond au passage~ dans l'espace et dans le
temps~ d'une distension généralisée affectant l'ensemble de l'Afar à l'instal-
lation d'une dorsale qui concentre l'essentiel de l'activité tectonique
et volcanique.
Dans cet aperçu de l'évolution de la zone d'Arta~ on remarque que celle-
ci révèle, à certaines époques~ un comportement particulier qui est lisible
dans le volcanisme et dans les formations détritiques~ ceci sans tenir compte
de son évidente originalité tectonique (présence de décrochements, indices de
compression, etc ... ).

FIG. 9
N
s
.Basal te "S~ra.t-o~"
~.--,~ /
A
vss:«
--
-
\\\\
FIG. 10
Rl-'JoL.:re "Styo.toi:de."
~ .2,MA.
tf ~---
FIG. ~H
- - - - - - - - - - -
--

11.
Z.4. 1. Volc.an.L6me.
- Il existe une relation étroite entre tectonique et magmatisme basal-
tique en Afar: " le mode d'évolution géodynamique de la lithosphère est
directement en relation avec le magma formé" (Treuil H., Varet J.,
1973).
Pour l'ensemble de la dépression des Danakil, nous retiendrons que,
globalement, on est passé progressivement, depuis le Miocène, d'un
volcanisme alcalin "diffus" de type "rift continental", à un volcanis-
me sub-tholéïtique concentré sur des axes où nait une croûte océanique.
Au niveau du Golfe de Tadjoura, et de la région d'Arta qui nous inté-
resse, cette évolution générale a été perturbée par la propagation
rapide d'une structure "océanique" : la dorsale d'Aden.
- Mais en dehors de cette double influence qui est "imprimée" dans le
volcanisme d'Arta, celui-ci se caractérise par quelques caractères particuliers
qui apparaissent dans la période post 4 MA.
La -6 éJc.ie r:Lil.e "de Rib.ta.".
Lï~n~~~bï~-d~-~~ët~~r-d'Arta est jalonné d'intrusions rhyolitiques,
orientées
N2D, qui traversent toute la série basaltique inférieure.
Ce volcanisme "acide" tardi Dalha -3,3 à 3,6 PA - semble être loc.a.LWé
et oJc.ienté sur un axe NE-SW, aux prolongements émergés Sud (pour Arta)
et Nord (pour Ribta) d'une transformante actuelle de la dorsale de
Tadjoura.
La série de Ribta, qui "clôture " le cycle du Dalha, se serait mise
en place préférentiellement à Arta à la faveur d'un accident profond
d'origine ancienne?
La -6 é.lUe "-6:tJtato:ide".
* Les bordures occidentales des horsts d'Ali Sabieh et de Tadjoura repré-
sentent
la limite d'épanchement des coulées stratoïdes. qui
ne
forment, au niveau d'Arta, qu'une mince couverture découpée par la
tectonique postérieure en panneaux plus ou moins perchés. Mais
surtout cette série stratoïde moule un bombement local des séries
anciennes.
* Cette série se termine aussi par une injection rhyolitique encore
plus locale puisqu'elle s'aligne uniquement sur le Sud du grand
escarpement ouest de la zone d'Arta, à la terminaison du petit rift
du Ghoubbet Est (f i g l O ).
i
b~_è~~~_~~_~~~~·
Datés à 2,8 MA, ils sont venus buter sur le relief "stratoïde" d'Arta.
Ceci montre clairement que l'effet de bombement, d'origine tectonique,
se poursuit jusqu'à cette période au moins.
Z. 4. Z. Lu 6auè-6 dé.:ttUtiquu e;t lu mouvement-6 vercu.caux,
Les conditions climatiques actuelles de forte érosion (pluies torrentielles,
fortes températures, absence de végétation), en admettant qu'elles soient restées
les mêmes depuis 4 MA !, ne peuvent rendre compte à elles seules de l'importance
des formations détritiques, ainsi que de leur grande rapidité de dépôt entre
certains cycles volcaniques.

12.
Par exemple entre la fin des émissions de rhyolite tardi-Dalha (3,6 MA)
et le dépôt discordant des premières coulées basaltiques "stratoïde" (3,3 MA)
il
se produit successivement :
- l'érosion des appareils rhyolitiques et des reliefs basaltiques du
Dalha,
- le creusement de vallées étroites et profondes,
- le remplissage de ces vallées par du matériel détritique grossier.
On est amené à supposer des mouvements verticaux importants, qui sont
aussi soulignés par :
- la remontée, à Arta seulement,des formations
inférieures du Dalha
(on ne les retrouve qu'en bordure des horsts de Tadjoura et d'Ali
Sabieh),
- La série stratoide,
qui a recouvert en grande partie la zone frac-
turée d'Arta, n'est plus représentée que par quelques plateaux perchés
à des altitudes très différentes: 700 m au village d'Arta, quelques
mètres au niveau du golfe.
- Entre la mise ~n place des premières coulées stratoïdes (3,3 MA à Arta)
et celle des basaltes de Wê'a (2,8 t~), il s'est produit un bombement
minimum de 500 m au niveau de la zone fracturée d'Arta~fig. 11 )
Ces mouvements verticaux, qui sont connus sur tout le pourtour du Golfe
de Tadjoura (émersions de basaltes
sous-marins
et de récifs) auraient été
particulièrement intenses dans la zone d'Arta au cours de la période 4-2 MA.
Des ~66~~ focaux,
fonctionnementd'une faille majeure ?, ont du se super-
poser à ceux, connus, de la distension dans une zone de rift.

13.
3 - ETUDE TECTONIQUE ET MICROTECTONIOUE
Rappelons brièvement les traits structuraux majeurs qU1 permettent
d'individualiser la zone d'Arta:
- Les formations "anciennes" apparaissent sur 10 km de large. Elles
sont particulièrement altérées et érodées, d'où la présence inha-
bituelle de reliefs aigus dans cette région de plateaux basaltiques.
- On y observe une nette discordance angulaire entre les formations du
Dalha, souvent basculées de plus de 20°, et la série "stratoïde"
subhorizontale.
- Une fracturation verticale intense, de direction constante NOO à N40,
affecte l'ensemble des terrains "anté-stratoïde". Ces fractures sont
tout à fait originales pour une région réputée en distension depuis
le Miocène, car elles ~ont ~é~ à d~ dée~oeh~m~~ kilométriques
qui recoupent perpendiculairement les failles normales du domaine
alentour. De plus, des figures de eomp~~~ion sont également visibles.
Ces fractures sont, à l'Est, recouvertes par les basaltes "stratoide "
du plateau d'Arta. Par contre, à l'Ouest, elles limitent brutalement
le petit "rift du Ghoubbet Est" et s'amortissent très vite au Sud de
l'axe de ce graben.
Nous avons vu aussi, dans le chapître précédent, que le volcanisme et
les formations détritiques confirment l'évolution particulière de la zone
d'Arta.
3.2. - Etude structurale.
-----------------
Le lever cartographique au 1/30 OOOème a permis de prec1ser l'âge et la
nature des déformations de la zoned 'Arta et d'en présenter un schéma structu-
ral.
3.2.1. Ch~onotogi~ ex datation d~ évén~m~~ t~eXoniqu~.
On peut dès maintenant distinguer 2 périodes différentes
La période anté à syn "stratoide" qui voit l'apparition, l'injection et
"les" jeux décrochants des fractures NOO à N40.
La période syn
et post "stratoide" qui voit la distension générale du
pourtour du Golfe de Tadjoura gagner la zone d'Arta.

14.
- Dans notre secteur,
il est très difficile de retrouver les conditions
de mise en place de la partie basaltique du Dalha (8 à 4 MA). En d'autres lieux,
au Nord du golfe, on sait que les coulées ont été alimentées par des dykes
d'orientation "He r Rouge" NNW-SSE à N-S (Harinel1i G.
,Varet J., 1973).
Certaines fractures subméridiennes d'Arta peuvent donc être héritées
de la tectonique distensive antérieure.
- Les formations basaltiques du Dalha, dès la fin de leur dépôt (3,9 MA
à Arta), sont injectées de rhyolite (datée 3,6 MA) qui utilise un réseau de
fractures NOO à N40. Tous les dykes et les alignements de dômes rhyolitiques
de cette
série dite'Be Ribta" ont cette direction. Bien que cette fractura-
tion ait pu naître indépendamment dans ce court laps de temps (3,9 à 3,6 MA),
il est probable qu'elle ait été contemporaine de la mise en place des rhyolites.
Cet événement s'accompagne d'un lé~er basculement et d'une érosion des
basaltes du Dalha (certaines coulées rhyolitiques massives comblent des
petites dépressions ou recouvrent en légère discordance les formations anté-
rieures).
- Dans un deuxième temps, après cette phase d'injectio~cette fracturation
majeure NOO à N40 s'intensifie, plus particulièrement au niveau des nombreux
décrochements qui apparaissent. Ces décrochements utilisent les plans de dis-
continuité
que sont les épontes des dykes de rhyolite ; parfois ils recoupent
ceux-ci avec un angle faible. Le basculement des formations anciennes, basaltes
du Dalha et série rhyolitique "de Ribta", s'amplifie jusqu'à atteindre loca-
lement 30° au niveau de la zone d'Arta.
Cette tectonique, C6~entietiement Q~~ante, a66ecte a~~i tC6 Qombteme~
dé~quC6 post-rhyolitiques mais n'apparaît pas dans la série stratoïde
discordante du plateau d'Arta (fig. 8
). D'après les datations K/Ar actuelle-
ment disponibles, elle serait comprise dans la période 3,6 à 3,3 MA (O. Richard,
1979 ).
Même si, en général, la serie discordante du stratoïde n'est pas
affectée par la fracturation N20 à N40, il apparaît que cette tectonique
post-Dalha a pu se poursuivre très localement jusqu'à une période plus récente
1°_ Le grand escarpement ouest de la zone d'Arta, formé de plusieurs
accidents en relais NIO à N20, présente plusieurs signes d'une
activité intra "stratoide" (fig. I O ),
Il arrête les failles normales du "rift du Ghoubbet Est".
Il est jalonné, au Sud, par des dômes et des coulées rhyolitiques
qui cachètent les failles normales du rift à l'axe de celui-ci.
20_ A l'Est du village d'Arta, des accidents N20 à N30 affectent la couver-
ture basaltique supérieure (datée 2,8 MA à Wê'a). Leur jeu normal a
été accompagné, ou précédé, par un mouvement décrochant (souligné
par la courbure des failles normales N90 à NIOO contemporaines) (fig.6)

FIG.12
1
3

15.
- Dans tout le domaine compris entre le Lac d'Abhe et Manda Inakir,
la série volcanique "stratoïde" (4-1 MA) s'est mise en place sur des fissures
d'orientation constante NW-SE (TreuilH., Varet J.,
1973 ; Demange J., Stieltjes L.,
1975). Cette distension générale NE-SW ne s'est pas exprimée dans la zone
fracturée d'Arta au cours de l'émission des coulées stratoïdes. En effet on
ne rencontre aucun dyke de b~atte ~tnatoZde dans tout le secteur
d'Arta,
excepté sous l'escarpement Est où il en existe quelques uns orientés N140 à
N150.
L'émission des basaltes stratoïdes discordants s'est faite en dehors
de la zone fracturée d'Arta.
- La distension liée à l'ouverture du Golfe de Tadjoura attein~ la
région de Djibouti vers 3,5 MA
(âge des alignements volcaniques de la série
dite "de Djibouti" (O. Richard, 1979).
Cette distension NNE-SSW affecte tardivement la zone d'Arta. Elle s'ex-
prime par des failles normales N90 à N140 ; celles-ci effondrent systèmatique-
ment le compartiment nord en bordure du golfe, et sont accompagnées de dykes
de même direction.
Tous les accidents hérités, même ceux de direction N20-N40,rejouent
alors en failles normales.
Une distension liée à l'ouverture du Golfe de Tadjoura affecte l'en-
semble de la zone d'Arta après le dépôt du "stratoïde". Elle semble
continue jusqu'à la période actuelle puisqu'elle affecte les basaltes
récents du golfe, mais ses effets sont limités maintenant à une bande
côtière assez étroite.
3.2.2. Style du dé.60!l..maLto~ (3,6 à 3,3 MA) (pMI "RhuoLi.;te de TUbta" anre.
"~tnatoZde") .
Cette période est caractérisée par une tectonique essentiellement cas-
sante qui initie ou utilise un grand nombre de fractures. Les plus fréquentes
sont NOO à N40, mais il existe d'autres familles: N120, N150 à N160 et plus
rarement N70 à N90. Elles sont associées aux structures et microstructures
suivantes (fig.
12 ) :
Une "éJch,.U,to~Ué" verticale est disposée en bandes étroites (décimé-
triques à métriques) ,liées à des accidents importants. La direction
est en moyenne N20 à N40 avec des déviations importantes à proximité
des failles. Ce n'est pas une schistosité vraie (pas de déformation
plastique) ,mais plutôt des discontinuités planaires serrées d'origine
tectonique. Elle est plan axial des plis quand ils existent et peut
apparaître aussi parallèlement à des accidents N120.La roche est
faiblement recristallisée et on note la présence de microlithons
( < 1 cm) . Des recristallisations syncinématiques (calcite, silice,
zéolite, talc ou serpentine), sous forme de fibres listriques sub-
horizontales, "enduisent" parfois les plans de discontinuité qui ont
glissé.

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16.
Les 6aitte~ inve~~, peu nombreuses, sont de plusieurs types:
- quelques
plis-failles d'amplitude métrique et de pendage moyen 45°
NW ou SE,
- des petits chevauchements de même orientation (10-20° SE ou NW),
- mais surtout des failles N20 à N30, à fort pendage, qui présentent
souvent des pitchs de stries supérieurs à 45°.
Les P~, très rares, sont d'échelle métrique. Ils présentent un plan
axial vertical, ou à fort pendaee vers le SE, un axe subhorizontal
N25 à N50,
un angle d'ouverture de 40 à 100°, et leur profil est
subisopaque. (fig. 13).
Ceci les distingue des nombreux plis "d'écoulement" rencontrés dans les
coulées massives des appareils rhyolitiques.
Les dé~~o~heme~ représentent le trait structural majeur de la zone
fracturée d'Arta,et c'est sur eux qu'a porté la plus grande partie de
l'étude tectonique et microtectonique.
~ En dehors de la direction majeure N20 à N40, la distribution des
orientations est telle que l'on ne peut classer ces accidents en famil-
les bien nettes ; il y a cependant un autre maximum entre NI60 et NISO.
~ Les décrochements sont en grande partie verticaux ou de fort pendage
(vers le NW pour la famille N20 à N40). Très rectilignes, ils sont sou-
vent disposés en relais de quelques dizaines ou centaines de mètres.
~ Ils utilisent fréquemment les plans de discontinuité
préexistants,
comme les épontes des dykes de "rhyolite" ou les fractures qui sont
liées à leur mise en place; ce qui explique la direction majeure N20.
~ Une forte densité de fractures souligne parfois les accidents impor-
tants. Dans les rhyolites la roche peut être broyée sur une épaisseur
dépassant le mètre ; elle est alors réorganisée en fuseaux.
~ Les miroirs des décrochements présentent des stries et des cannelures
dont le pitch est généralement faible (0 à 20°). La détermination du
sens de mouvement a donné, pour la plupart des stations de mesure, une
répartition des dextres et des sénestres telle que l'interaction de
plusieurs événements tectoniques est nécessaire pour l'expliquer. Sur
certains miroirs, deux jeux ont d'ailleurs parfois été observés sans
qu'il soit possible d'établir une chronologie sûre.
Ces stries sont fréquemment effacées ou masquées par l'altération et
par le rejeu normal postérieur, surtout dans les basaltes du Dalha qui
marquent particulièrement mal la déformation. Les meilleures stations
ont été réalisées dans les rhyolites massives.
3.2.3. Le ~~héma ~~uctunal (6ig.14 J.
- La fracturation à l'échelle kilométrique permet d'individualiser une zone~
de 10 km de large environ,où dominent les fractures subverticales NOO à N40.
Celles-ci n'apparaissent pas dans tout le domaine alentour caractérisé par des
failles normales N90 à N140. Cette fracturation est particulièrement intense
dans une bande large de 2 à3 km qui, du Mont Koron , rejoint le cône de
déjection nommé Oîql~.

17.
Elle souligne une ser1e de décrochements disposés en relai sur un grand acci-
dent.dont l'importance est aussi soulignée par:
- l'alignement de nombreux appareils rhyolitiques.
- la séparation de la zone d'Arta en 2 ~ompantime~ aux pendages diffé-
rents : les coulées du Dalha sont inclinées vers le NE à l'Ouest de
la faille et vers le SE à l'Est.
Nous remarquerons. après l'analyse microtectonique. que ces 2 compartiments
ont
enregistré
différemment les événements compressifs.
- Toute la région située à l'Est du Ghoubbet est parcourue par un grand
nombre de failles normales N90 à NI20 qui affectent des coulées de basalte
"stratoide".et qui s'arrêtent sur un escarpement de direction NOS. Un petit
graben. placé dissymétriquement au Sud de cette réeion. voit sa terminaison
orientale cachetée par les rhyolites "fini stratoïde". C'est dans la prolon-
gation de son axe que vient disparaître toute la fracturation particulière
de la zone d'Arta.
- De même les basaltes récents (> 2.8 ~1A) situés à l'Est d'Arta sont
découpés par des failles normales NIOO à N140. presque toutes à regard Nord.
Elles apparaissent également sur la bordure côtière de la zone d'Arta. dans
les basaltes du eolfe (1.8 MA) où elles montrent des déviations importantes.
- Au Sud de Wê'a. les basaltes Il anc i en s " du Dalha ne sont affectés que
par quelques failles normales NI30 à NI60 qui viennent Ilmour i r " sur les
fractures N20 de la zone d'Arta.
Dans notre secteur. les microfailles sont les seules structures assez
nombreuses pour être analysées en microtectonique.
Si la plupart des miroirs de faille montrent une direction de mouvement
très nette. la détermination des sens s'est avérée plus difficile.
3.3. 1. CWèJte.J.> de -6eVL6 de mouvement
Notre premier souci a donc été de sélectionner un certain nombre de critè-
res suffisamment fréquents et fiables pour qu'ils permettent une détermination
sûre (sans contradiction) du sens de mouvement sur chaque miroir.
- St/tie.J.> et ~anneiu.Jte.J.> • Ces critères classiques ont été peu utiles sur
le terrain car on n'observe que très rarement les
figures d'arrêt
laissées par les objets striateurs.
- Cw.tcttti..J.Ja.:ti..On-6 -6ljnunéma.:ti..que.-6. Elles permettent une bonne "lecture"
quand le miroir présente suffisamment de zones "abritées".
LU-6tAage ou é~Jta-6ement. (soit du remplissage de la préfracture. soit
de la roche elle-même) : des figures typiques en bandes ou demi - lunes
(Petit J.P .• 1976). correspondant aux reliefs du miroir, indiquent assez
bien le sens de mouvement.

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......
1


FIG 16

18.
- S~6ace6 annexe6. La quasi totalité des failles présente
des surfaces
striées annexes, plongeant avec un angle faible vers l'intérieur du
miroir principal. Les intersections de ces surfaces dites "de Riedel"
avec le plan de faille,dessinent souvent des "croissants" ("lunules
tectoniques") à concavité tournée vers l'aval du mouvement du compar-
timent manquant (fig. 15 ).
D'une manière générale, ces critères sont beaucoup plus nombreux et mieu~
conservés sur les miroirs de failles affectant les rhyolites. Les basaltes sont:
plus sujets à l'altération, surtout dans les zones de broyage, et à une recris~
tallisation (postérieure) intense.
.
Ceci explique que les stations de microtectonique soient presque toutes
situées dans les coulées massives des appareils rhyolitiques.
Sur chaque station de mesure, d'une surface maximum de 100 x 100 m, il
a été prélevé le plus grand nombre possible de microfailles à striation nette.
Ce nombre varie de 10 à 30, rarement plus en raison des conditions de terrain.
- Toutes les stations ont fait l'objet d'un report sur diagramme de
Schmidt (hémisphère inférieur) où ont été représentés : le plan de faille et
son pôle, le pitch de la strie avec le sens de mouvement déterminé et le pôle
du plan de mouvement (plan perpendiculaire au plan de faille et passant par
la strie).
- Dans le cas des stations les plus simples, c'est à dire apparemment
monophasées, la disposition des décrochements dextres et sénestres permet de
déterminer approximativement l'azimuth de la direction principale de raccour-
cissement 'ou J'extension (station; 1 et 12, fig.
16
)
(Arthaud F., Choukroune
P.,
1972
). Mais beaucoup de stations ne présentent pas cette disposition
simple. La superposition des décrochements
dextres et senestres nous amène à
supposer au moins 2 phases de néformation qui ne peuvent être séparées de ma-
nière simple (ex. stations n" 4 et Il Fi~.16).
De plus, la chronologie de ces deux phases ne peut être établie sur le
terrain pour plusieurs raisons :
- Les deux phases sont quasi synchrones (les 2 entre 3,3 et 3,6 }~) et
.
il n'existe aucune formation qui soit affectée par une phase seulement;
- On observe rarement deux jeux décrochants sur un même miroir.
j
- Quand on l'observe, il est difficile de trouver des critères de
chronologie car l'angle entre les deux jeux est toujours trop faible.
BI - Q~!~!~i~~!!~~_~~~_~~~~_E!i~~iE~~~_~~_l~_~§f~!~~!i~~_~_E~!!i!_~~~~~
E~E~l~!i~~_~~_f~ill~~·
- Méthode A~haud (A~haud F., 1969)
Il a été montré que le postulat de base de cette méthode : "la strie
correspond à la projection sur le miroir de faille d'une direction
principale de déformation", n'est vérifié que dans 2 cas particuliers.

19.
- symétrie de révolution : Y proche de Z ou X,
- les failles sont "en zone" sur l'axe intermédiaire.
Ces limites théoriques s'accompagnent de certaines limites pratiques
nécessité d'avoir un grand nombre de mesures par station (une centaine)\\
et une distribution aléatoire et homogène des plans de faille dans
l'espace,ce qui n'est pas notre cas.
Pour ces raisons, même pour les stations apparemment monophasées, nous
n'avons jamais obtenu une disposition nette "en guirlandes" des pôles des
plans de mouvement. Dans certains cas, il apparaît une ébauche de guirlande,
avec un regroupement des pôles autour de Y (ex. stations 2 et 12, fig.16 ).
- Mé.thode. CaJte.y E, BtwvUe.Jt B. (1974 J •
Ces auteurs ont proposé une méthode numer1que d'approche d'un
tenseur moyen pour une population de failles. Elle permet de déterminer
a - Les 3 directions principales de l'ellipsoïde des contraintes.
b - La partie déviatorique du tenseur à 1 facteur près.
Cette méthode cherche un tenseur de contrainte To qui rende compte de
la déformation observée; c'est à dire,tel que la somme de tous les écarts
entre les stries théoriques (calculées avec ce tenseur To) et les stries
réelles,soit minimum.
Il est à noter qu'elle ne tient pas compte des sens
de mouvement.
Les résultats obtenus, qui sont excellents (après tri de quelques
failles) dans le cas d'une déformation unique, restent satisfaisants quand
il y a pluriphasage,mais seulement si une des déformations domine. Sino~ la
méthode tend à trouver une solution intermédiaire entre les tenseurs corres-
pondants à chacune des déformations.
- Méthode. Etc.he.c.opaJt A., VM-6e.U/i G., Va.·r,CjvUè.Jte.-6!L
r1979J
Ces auteurs proposent une nouvelle méthode numérique qui effectue simul-
tanément la détermination des tenseurs caractéristiques de chaque phase de
déformation et le tri des stries (dont le sens est pris en compte) corresponda~
à chacune d'entre elles.
Seule la simulation de ces 2 opérations permet de séparer les différente~
phases. Cependant elle nécessite un grand nombre de mesures par station, et lei
pouvoir séparateur de la méthode est inconnu.
Ces 3 méthodes admettent les mêmes hypothèses physiques :
- déformation discontinue par mouvement le long des blocs,
- matériel isotrope et fracturation préexistante aléatoire,
- déformation petite (rejets faibles par rapport aux dimensions des plan~
de faille),
- mouvements sur les plans de faille indépendants entre eux.

80.50/ be .sha rol:de.
FIG.
18
42.
COTI .9\\ornéra.\\:. d\\~Cordan.t
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1
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pa.r des décrochel'l'\\en.t~ è ro.;We cornposo.",-re 'lerhw1e..
..
FIG. 15
M~rCl;r de h:..Jle (de"+re) tYP'9ue. des vkyoUes
--

20.
) Les stations apparaissent "monoflhasées ; c'est à dire que l'on observe
_. une bonne répartition des décrochements dextres et sénestres sur les
diagrammes,
- peu de mesures incohérentes avec le tenseur défini par chaque méthode.
Tenseur obtenu
Tenseur obtenu
concordance entre les 2
Station
avec la méthode
avec la méthode
méthodes, an~le entre les
Carey et Coll.
~tchecopar et
axes principaux des tenseurs
coll.
déterminés
Excellente concordance
(les mêmes failles rejetées)
10° max.
12
mêmes f a i lles rejetées)
5° max.
Hovenne
2
20° pour (li
'0 0
cl
1) 0
('J ~
Hoyenne
01,02
même azimuth, mais
9
rotation 30° dans
0102
On constate que les résultats sont cohérents.
2 ) Les stations "pluriphasées"
Superposition des dextres et sénestres sur les diagrammes,

21.
rejet d'un nombre important de failles incohérentes avec le premier
tenseur défini.
Station
Carey et coll.
Etchecopar etcoll.
Concordance
rotation de 20 a 30°
6
mêmes directions principales
~ 10° pres.
. .
.
malS lnverSlon
concordance parfaite
7
concordance malS inversion
0)
_
02
Ces 2 exemples sont les seuls ou les 2 méthodes concordent assez bien pour
les 2 tenseurs déterminés par chacune d'entre elles. Cependant, vu le nombre
insuffisant de failles incohérentes avec le 1er tenseur et qui ont été re8roupées
pour déterminer le 2ème tenseur, les résultats ne sont ras 'Jiable~.
Bonne concordance
10° max mais inversion
3
02
......
Ù3
Bonne concordance
.
4
.
10° ma" mnis i nvo r s i on
Bonne
8
10° max
Bonne
10
10° max

22.
Pour tous ces exemples, on constate une bonne concordance entre les 1ers
tenseurs déterminés par chaque méthode. Elle est moins bonne pour les stations
5 et II.
Station
Carey et coll.
Etchecopar etcoll.
concordancE:'
07
'0°, ma is 30° pour
5
01
et o ,
11
Les stations 16,
17 et 18, regroupées en raison du faible nombre de mesures
par station, ont été analysées par la méthode Etchecopar et coll. (1979
)
uniquement.
station apparemment monophasée (bonne dis-
position des dextres et sënestres peu de
failles rejetées).
r: MO
D'une manière eénérale , pour les 2 méthodes, toutes les stations se
décomposent en :
X une forte (à très forte)
proportion de failles qui déterminent un 1er
tenseur. Les résultats des 2 méthodes sont comparables.
x Un résidu plus ou moins important, inexploitable car il comporte un
nombre insuffisant de failles mais aussiparce qu'il doit certainement
contenir :
Les mauvaises déterminations de sens de mouvement !
Les erreurs 'de mesures sur les plans
de faille et le pitch
Les failles normales liées à la distension postérieure.

23.
Pour les raisons exposées ci-dessus, nous ne tiendrons compte que des
premiers tenseurs déterminés.
1 ) En fonction du rapport
r
=
on peut distinguer
al - a 3
Des tenseurs

r'" 0
(a2'" a3)
c'est le cas des stations 1,3,4,6 (16,17,18)
Des tenseurs où
r '" 1
stations 5,8,9,11
Des tenseurs àu 0,5 < r < 0,8
(al>
o z >
o.i)
stations 2,7,10,12
2 ) En fonction des directions des axes principaux, on peut séparer
2 familles :
Une famille de tenseurs qui présente
une direction de raccourcis-
sement maximum NU-SE à N-S .
. Une famille où cette direction est grossièrement E-U.
3 ) Tous les tenseurs présentent un a2 subvertical et al, a3 subhorizon-
taux.
Pour les 2 stationsoù
ce n'est pas vérifié, il existe une explication
simple :
- ~tatio» 3 : (a2, subhorizontal, a3 subvertical).
Comme a2 et a3 sont très proches (r = 0,06), il peut se produire des
variations importantes de leur inclinaison dans le plan commun
a2 < a3
(ou des inversions) pour des variations infimes de direction de certaines
stries mesurées.
.
- ~:ta.ûo» 9 : (a2 et o , inclinés à 45 0 ).
Dans ce cas, al et aLsont très proches (r = 0,95) et il peut se pro-
duire des rotations importantes dans le plan
ala2.
x Quand on reporte les 1ers tenseurs de chaque station sur le schéma
structural, il apparaît immédiatement que:
Toutes les stations situées à l'Ouest du grand accident médian, dont
l'importance a été soulignée précédemment (3-2-3), présentent une
direction de raccourcissement NU-SE à N-S.
stations:
1-2-3-6-9-10-12- (16,17,18).

24.
Cette direction est zross~erement E-W pour toutes les stations situées
à l'Est de cette faille majeure:
Stations: 4-5-7-8-11-(13-14).
~ Toutes les failles normales à pitch fort, 70 à 90°, sont systémati-
quement rejetées par les 2 méthodes numériques. Regroupées sur un diagramme
elles s'accordent avec une distension environ N-S qui, d'après les observa-
tions de terrain, est clairement postérieure aux événements décrochants
(fig.17).
3.3.4. Inte~p~étatio» d~
do»»é~.
1 ) ~i~~~~~i~~_~~E_!~_g~~!i!§_~~~_E§~~!!~!s .
• Le fait le plus troublant est la grande variabilité du rapport
02 -
03
r
= - - - -
Même pour des stations voisines, dont les tenseurs déterminés pré-
sentent des axes principaux concordants, ce rapport r peut passer
d'un extrême à l'autre.
ex.
station 4
r
0,02 et station 7
r
0,72
station 1
r
0,16 et station 9
r
0,95
En dehors des incertitudes inhérentes aux méthodes, certains facteurs
liés aux particularités de la zone d'Arta interviennent:
a - Le facteur le plus important est sûrement l'existence d'une
préfracturation verticale importante
(voir 3.2.1
A) qui est
réutilisée
au cours des événements décrochants.
Les méthodes numériques utilisent,pour déterminer r,l'angle
entre la strie et la contrainte tangentielle sur le plan.
Théoriquement,la détermination de r est indépendante de la
position du plan de faille par rapport aux contraintes (fig.18).
Cependant,on montre que plus les plans sont proches de l'un
des axes principaux du tenseur,plus grande est l'erreur sur
la détermination de la contrainte s'exerçant selon cet axe.
Or,dans notre cas,les plans sont toujours très redressés,d'où
une mauvaise détermination de la contrainte verticale et donc de r.
b - Dans les zones de décrochements, on observe couramment des ro-
tations importantes des axes principaux de déformation, mais aussi
des variations du type de déformation donc de r, surtout au
voisinage et aux extrémités des accidents.
c - La déformation de la zone d'Arta s'est produite non loin de la
surface. L'érosion et les jeux verticaux postérieurs ont pu
mettre en contact des stations de profondeurs initiales diffé-
rentes,
de am (02 = 0) à 500 m (02·=-- 150)
L'interférence de tous ces facteurs peut donc expliquer les 8randes
variations des rapports r déterminés par les méthodes.

FIG.19
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FIG. 20
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. H-o~.st-
lA Î-oba. ;et-- .
"1

25.
a - Si on admet que tous les 1e~tenseurs déterminés correspondent à
U~ ~eul évé~ement tectonique, il faut imaginer des trajectoires
de contrainte "tournantes",liées à une déformation très localisée
qui s'est produite dans des conditions bien particulières.
Deux possibilités peuvent être envisagées :
x à l'extrémité, ou au voisinage, d'un grand accident décrochant
(fig.19 lMême en admettant que l'échelle des trajectoires de
contrainte puisse être
kilomètrique
, aucun cas de figure ne
correspond à notre situation; l'angle entre les axes principaux
horizontaux est trop important.
x A l'extrémité d'une fissure (Courtillot V., à paraître):
Cependant la déformation plastique qui se produit à l'extrémité
d'une fissure apparue dans un milieu rigide plastique en disten-
sion,ne peut être en compression que si~n admet que l'ouverture
de cette fissure possède un pôle de rotation fixe situé à son
extrémité
(fig. 19 ) .
b - Il est plus plausible de penser que les tenseurs déterminés corres-
pondent à 2 déformations quasi-synchrones qui sont plus ou moins
marquées de part et d'autre de l'accident majeur d'Arta.
x En raison de la géométrie des structures, reconstituée pour la
période 3,3 à 3,6 MA (fig.20~il est logique d'interpréterla zone
fracturée d'Arta comme une zone de transfert de mouvement entre
la dorsale de Tadjoura (qui atteint la région à cette époque) et
le petit rift du Ghoubbet Est qui concentre une partie de l'exten-
sion affectant l'ensemble de l'Afar Central.
Tous les tenseurs à direction de raccourcissement E-W s'intègrent
dans cette hypothèse de faille transformante dextre NE-SW.
x Pour les autres tenseurs à direction de raccourcissement N-S à
NW-SE plusieurs interprétations sont possibles.
]0
Un autre jeu en faille transformante sénestre. Cela suppose une
grande complexité de la géométrie (fig.20 ).
2° Une compression générale liée à une modification temporaire im-
portante du régime de tectonique des plaques (fig.20). Cette
idée, proposée par ArthaudF. et Choukroune P.
(1979) est con-
f nont.ê e par d'autres données.
1
Sur la faille du Levant : au Liban il existe une période de
1
distension à 3,5 r~ intercalée entre 2 compressions (Arthaud F. ;
Hercier l.L.,
1979).
En Mer Rouge, l'anomalie magnet1que la plus ancienne bien
déterminée est
la 2'
( '" 3MA).
Mais cela suppose que toutes les formations post Dalha ante-
stratoïde du Sud de l'Afar soient affectées par cet événement
ce qui n'est pas vérifié (voir chapître suivant ).

u
E3 Mabla.
[J] DaihA.
1
0
Rhyol."'<k Ribl::a.:"
"
1
.
1
1
D
Ba.s.al\\:.e stra.I:O~d.e
~,c--
N 1+~+1 Rh.~o1.\\\\Scra.l:oLde"
r~\\;1 Basalte. du Golfe
GOLFE DE TADJOURA
• Basall:e du riFl:d/A.sal
1
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l
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C] Dé trlhqve.
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26.
3° Une compression locale liée au "découplage" des deux horsts
de Tadjoura et d'Ali Sabieh suivant un grand décrochement
E-W (fig.20 ).
Cette hypothèse peut intégrer les données précédentes silon
imagine que le découplage est la conséquence d'une variation
du vecteur déplacement de l'Arabie qui, en devenant temporairement
plus E-W, permet le mouvement suivant le décrochement.
(d'après Arthaud F. et coll.,
1978).
Le Golfe de Tadjoura permet d'étudier un modèle d'évolution tectonique
aboutissant à la création d'une zone de limite de
plaque en accrétion. Une
analyse tectonique et microtectonique montre que la symétrie et la simplicité
du profil de la ride ne sont qu'apparentes. En réalité, le stade actuel,
fosses d'Obock et de Tadjoura et rift d'Asal Ghoubbet relayés par des zones
de fractures NE-SW, se superpose à des structures antérieures très différentes
Les coupures chronologiques sont établies en fonction des datations disponibles
(fig. 21).
3.4.1. Lu J.>:ta.du "plté-ouve.Jr.tulte." dugol6e..
Cette période semble marquer la fin d'un long événement de distension
et d'atténuation crustale qui est à l'origine de l'ensemble des rifts
"continentaux" Est Africain, Afar et Her Rouge.
Sur le pourtour du golfe, les séries anciennes du Mabla qui affleurent
au niveau des horsts de Tadjoura et d'Ali Sabieh, montrent des direc-
tions de mise en place (dykes et alignements de dômes) N-S à NNE-SSW
au Sud, N-S à NNW-SSE au Nord. Ces différences de direction s'atténuent
si on tient compte de la rotation de la plaque Danakil .
• -
1 - Avant le dépôt du Dalha, la distension générale grossièrement
E-W bascule les séries anciennes en horsts et grabens (ou 1/2 grabens)
suivant des failles normales N-S. - 2 - Il est cependant possible
d'observer une zone de décrochements au Nord de Tadjoura, avec une
direction de raccourcissement N20. En raison du manque de données, il
est impossible d'interpréter les structures 1 et 2,mais il est proba-
ble qu'il s'agit là de 2 événements tectoniques différents (fig.2~).
Bien que la mise en place de cette puissante série basaltique se fasse
toujours sur des directions héritées N-S, au Nord du moins, il est-certain
qu'elle est liée à un stade précoce de soulèvement et de ma~m~tisme précédant
l'ouverture du Golfe de TadjourR (Varet J.,
1973 ; ~ichard O., 197R).
La disposition symétrique de part et d'autre du golfe fait supposer que les
points d'émission principaux se trouvaient à son emplacement actuel.

27.
3.4.2. L~ ~tade~ ~ynehnon~ de i'ouve~~e du goine.
Cette période marque un changement important de toute la dynamique en
Afar mais aussi dans le Golfe d'Aden (Courtillot V. , 1979), en Mer Rou?,e
et sur la faille du Levant.
x En Afar on constate
- Fin de la distension générale E-W
- Début d'une distension donnant des failles NNW-ESE au Sud et NNW-SSE
au Nord de l'Afar.
- Apparition des premières coulées de basalte "sub-océanique" suivant
des paléo-axes d'accrétion.
X Sur le pourtour du golfe nous avons relevé :
- La discordance générale de la série stratoide sur celle du Dalha.
- L'évolution différente de deux domaines en extension:
- l'Ouest du golfe où commencent à s'épancher les basaltes "stra-
toide".
2
Le golfe et ses épanchements franchement océaniques qU1
atteignent
Djibouti à 3,4 MA.
- Les directions tectoniques du 301fe (
E-W) qU1 recoupent progressi-
vement toutes les structures antérieures.
1 - Au niveau de la bordure occidentale du horst d'Ali Sabieh et
dans la zone d'Arta, il apparaît des zones de décrochements NE-SW
avec une direction de raccourcissement N60 à N90. Ces zones ont
du assurer le transfert du mouvement entre la dorsale de Tadjoura,
qui s'ouvrait progressivement, et l'Afar central en extension
permanente (fig. 22B).
2 - Les décrochements réutilisent des fractures liées à la mise en
place des appareils rhyolitiques de la série dite "de Pibta",
datée à 3,6 MA. C'est entre ces 2 événements qu'il faut placer la
compression m~-SE à N-S de la région d'Arta,silnn admet qu'elle
est liée
au découplage des horsts "Tadjoura" et "Ali-Sabieh"
C'est à cette période que la dorsale de Tadjoura atteint la reg10n
d'Arta au Sud, de Tadjoura au Nord, comme le soulignent les basaltes "du golfe".
qui sont d'excellents marqueurs chronologiques de la progression de cette
dorsale (O. Richard,1979).
- Au niveau d'Arta,il se produit encore quelques mouvements de
transformation entre la dorsale et le petit rift du Ghoubbet Est.
Quelques accidents rejouent nettement
l'escarpement ouest de la
zone d'Arta ainsi que les failles NE-SW à l'Est du village d'Arta.
- Partout ailleurs, on observe un passage progressif des failles E-W
du golfe à celles NW-SE de l'Afar central (fig.22C ).

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couPt.
GEOLOGIQUE
INTERPRETATIVE

28.
La dorsale va progressivement acquer~r sa géométrie actuelle. Elle
atteint la région du Ghoubbet-Asal où le magmatisme subocéanique,à l'axe
du rift forrné,est daté à 1 MA environ. Le soulèvement général des côtes
s'accompagne d'un découpage par des failles normales N9ü à N13ü qui effondrent
les compartiments vers le golfe .
. Entre le Lac Abhe et le Nord du Lac Asal, il se crée une série de
grabens, volcaniquement actifs ou non, dont l'âge semble de plus en plus
récent vers le Nord .
. Les données disponibles : bathymétrie du golfe, carte de micro-
sismicité, lever aéromagnétique, permettent de se faire une idée assez
précise de la géométrie actuelle de la dorsale (fig. 22D).
Conclusion.
Ces différents stades de l'évolution structurale de la dorsale de
Tadjoura montrent que i'i~atio» d'u»~ 6nontièn~ ~ntn~ 2 piaqu~ qui ~~
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A certaines périodes, il se crée
des zones en distension relayées par
des zones de transfert de mouvement. Suivant leur géométrie et les contraintes
géodynamiques, ces zones peuvent évoluer jusqil'à devenir "vallée axiale" ou
"faille transformante" de la future dorsale ; ou bien mourir au cours de leur
évolution pour ne rester que des rifts et des zones de décrochements ...
Ces observations semblent valables pour l'ensemble de l'Afar qui cons-
titue une reg~on où l'on connaît les stades initiaux de fracturation de la
lithosphère.
Fig. 23
Coupe générale interprétative Nord-Sud.

29.
/
D EUX lEM E
PAR T l E /
L E
RIF T
D' A S A L - G HOU B B E T
-=-=-:-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-

30.
1 - PRESENTATION DU RIFT
- Le rift se trouve 80 km à l'Ouest de Djibouti, à l'extrémité occiden-
tale du Golfe de Tadjoura. Un graben qui englobe le Ghoubbet-al- Kharab, golfe
pratiquement clos allongé de 20 km suivant la direction NW-SE, communiquant
avec la mer par une étroite passe, et le La~
~ai. Ce lac sursalé, occupe
actuellement le fond d'une dépression; son niveau moyen varie autour de 150 m
sous le niveau marin ; il est séparé de la mer par un seuil "volcano-tectoni-
que" (Stieltjes L., 1974) de 12 km de long, sur lequel a porté cette étude.
L'ensemble Ghoubbet-Asal, graben de 55 km de long, représente l'axe
d'une vaste structure qui va des Monts Dîr Dir, 37 km au Sud, jusqu'aux
Monts Gouda situés 8 km au Nord. La partie centrale de ce vaste rift
est donc placé ~~ymé~quement au NE d'une large zone de trapps
volcaniques découpés en panneaux plus ou moins basculés par une
distension intense.
De part et d'autre de l'axe du rift, des grandes failles normales
kilométriques NW-SE, essentiellement synthétiques, effondrent progres-
sivement ces panneaux jusqu'à l'auee centrale, appelée zone axiale
ou plancher interne, large de 5 à 7 km entre les "murs" antithètiques
Nord et Sud. Le rejet vertical cumulé apparent des grands accidents
bordiers du graben est d'environ 600 m ; cette estimation est minimale
car la zone axiale est le siège d'un important volcanisme récent.
AI - Tous les travaux récents ont aboutià la même conclusion: le rift d'Asal-
Ghoubbet représente !~~~~E§~i~§_~~~!~~~~~!~_§~~Eg§~_~~_!~_~~E~~!~_~~
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- D'une part ce rift présente de remarquables analogies avec d'autres
dorsales (sous-marines) d'accrétion lente:
morphologie et
tectonique (Stieltjes L. et coll., 1976
; Needham
D. et co l l , , 1976).
pétrographie et géochimie (Stieltjes L., 1973
; Varet J. et Treuil
M., 1973 )
géophysique (Ruegg J.C. et co l.l , ,
1973
; Stieltjes 1.,1973).
D'autre part il est en continuité structurale avec la dorsale de
Tadjoura.
des profils sismiques montrent que la croûte est de type océanique
sous tout le rift.
la sismicité est concentrée à l'axe du rift, lieu de l'activité
volcano-tectonique (récente) la plus intense.
le volcanisme est sub-tholéitique depuis 1 MA.
* La morphologie est typique d'une dorsale :
Deux grandes failles normales bordières, à regard inverse ( les
"murs") délimitent la zone axiale, ou plancher interne.
Celui-ci est parcouru par un grand nombre de fissures (Gjas) qui
peuvent:!
évoluer latéralement en failles normales à décalage vertical de plus
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en plus important.

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31.
Le plancher interne est coupé en deux par un "Haut Central" formé
par l'alignement d'appareils volcaniques sur les fissures les plus
émissives.
Les dimensions des structures sont aUSS1 très analogues à celles
d'une dorsale.
X Ce rift présente cependant certains caractères propres :
• Il est dissymétrique à toutes les échelles puisque -1 ) la zone
axiale est très déportée vers le Nord de la zone distendue -2)
le Haut Central est lui-même placé au Nord de la zone axiale.
• Emergeant du Ghoubbet, des petits grabens viennent se greffer sur
les murs, Nord et Sud. Ils ont été le siège d'un volcanisme effusif
récent, mais seul le "petit rift" Nord semble été encore tectonique-
ment actif.
Le rift d'Asal-Ghoubbet ne concentre pas la totalité du mouvement
distensif entre la Somalie et le bloc Danakil. Latéralement, des
grabens ou demi-grabens tels que les dépressions Hanleh, Gaggade et
Lac Abhe présentent des signes d'activité actuelle: failles récen-
tes, thermalisme, subsidence, sismicité diffuse ...
BI - De ces remarques nous concluerons que le rift d'Asal-Ghoubbet semble bien
être un segment de la dorsale de Tadjoura, mais que cette structure n'est
pas complètement établie, et qu'elle doit encore évoluer pour devenir une
frontière de plaque définitive.
Ce rift serait donc, avec ceux de l'Islande et ceux de l'Afar Central,
un exemple rare d'axe d'accrétion émergé: une dorsale océanique en formation!
Sa jeunesse et son taux d'expansion faible explique la netteté de ses structures
qui sont, même dans la zone axiale, peu recouvertes par le volcanisme fissural
récent. D'autre part l'absence de vég6tation et la relative facilité d'accès,
font de ce rift un lieu incomparable pour l'étude des mécanismes de distension
liés à la séparation des plaques lithosphériques.
2- CARACTERES DE LA DISTENSION DANS LE RIFT
Les travaux pluridisciplinaires entrepris ces dernières années ont été
brutalement actualisés et développés, grâce à l'initiative du PIRPSEV, à la
suite de l'événement volcano-tectonique de novembre 1978.
Le lever tectonique systématique du rift nous a été confié (A.Y. Le Dain et
moi-même) et c'est au cours de ce travail que nous avons fait ces quelques
observations .
- Comme l'a montré L. Stieltjes (1974) le volcanisme récent du plancher
interne du rift peut être classé en 2 familles : laves sous-aquatiques et laves
subaériennes. Leur position stratigraphique est bien établie grâce aux dépôts
carbonatés holocènes du Lac Asal (datés 8500-5300 BP). Ces formations sédimen-
taires recouvrent le volcanisme sous-aquatique (hyaloclastites et laves en
pavés) et sont recouvertes par les coulées subaériennes de Manda et de
l'Ardoukôba. Bien que ces dépôts lacustres n'existent pas du côté Ghoubbet,
qui est un golfe marin depuis 27000 ans au moins, on peut penser que

32.
tout le volcanisme fissural subaérien du plancher interne est post 5300 ans
B.P.
- Ce volcanisme subaérien se résume au plus, à 5 ou 6 coulées importan-
tes dont une chronologie approximative peut être établie en fonction de cer-
tains critères : fraîcheur de la lave, ensablement, tectonisation, superposi-
tions etc...
(fig.24).
La période moyenne de récurrence des éruptions au cours des 5000 dernières
années serait donc d'env~on 1000 ano.
La chronologie établie semble indiquer une ~g~ation des centres émissifs:
latéralement (du petit rift sud vers le Haut Central et vers le petit rift nord)
et longitudinalement (du Ghoubbet vers le lac Asal).
- Nous avons remarqué aussi que les centres émissifs sont bien alignés
sur des fissures mais, ils semblent décalés de quelques mètres par rapport
à la structure majeure la plus proche, généralement
une faille normale.
A/- L'étude des déformations récentes du rift d'Asal-Ghoubbet montre que la
distension est un phé.nomène .t~è-6 con.tinu à l'échelle géologique.
~ Les épisodes de fracturation sont beaucoup plus fréquents que les
éruptions volcaniques.
- Toutes les coulées subaériennes, même les plus récentes, sont déjà
découpées par des fissures et des failles normales dont le nombre et le dé-
veloppement dépendent de l'âge de mise en place de la lave. Par exemple, le
grand épanchement de Manda a cacheté des failles normales "anciennes" qui
en rejouant postérieurement, ont traversé ces nouvelles coulées, pour les
décaler parfois de plusieurs mètres. Ce décalage peut difficilement être
attribué à un seul épisode de mouvement.
D'autre part nous savons maintenant (observations sur la coulée de
novembre 1978) qu'au moment d'un événement volcano-tectonique, le jeu des
fissures et des failles
se fait avant l'éruption. Initialement les coulées
sont donc totalement dépourvues de fractures et sont discordantes sur celles
qui sont liées à leur mise en place.
- Tout le volcanisme post dépôts lacustres se résume à 5 ou 6 coulées
(voir paragraphe 1). Pendant ces 5300 ans B.P., les mouvements tectoniques
ont provoqué des décalages de plusieurs dizaines de mètres de ce m~que~­
plan de la déformation qu'est le niveau de calcaire lacustre.
~ Ces formations sédimentaires, calcaires lacustres et diatomites,
fournissent d'autres renseignements précieux:
1 - Elles "moulent" la plupart des reliefs de faille de la zone axiale
du rift. On observe
des encroûtements sur les miroirs et des
remplissages de gjas.
2 - Au cours de leur dépôt, le jeu de certaines fractures provoque
des
petits glissements, ou slumps, vers le compartiment qui s'effondre,
ou vers le fond de'la fissure qui s'élargit. Il y a donc eu une tec-
tonique synsédimentaire.

33
3 - Dès leur consolidation, les calcaires lacustres sont recoupés par

le rejeu des failles sur lesquelles ils
sont transgressifs • Il
n'en subsiste parfois que des lambeaux striés, coincés entre les
compartiments de la faille.
Ces observations
soulignent
le caractère continu de la distension ;
les épisodes de fracturation sont certainement très rapprochés dans le temps.
La plupart des structures de la zone axiale, ainsi que les premières
failles bordières, ont été activées au cours de la période la plus
récente. Le niveau de calcaire lacustre est découpé en panneaux
affaissés progressivement vers l'axe du rift.
Cependan~ il apparaît que cette activité est plus intense dans le
plancher interne et sur ses 2 murs bordiers où les décalages sont les
plus importants.
- Nous verrons dans le chapitre suivant quelle
a été la surface tectoni-
quement réactivée au cours du dernier événement. Signalons simplement
qu'elle couvre une partie seulement du plancher interne ce qui tendrait
à confirmer cette concentration de l'activité à l'axe du r i f t ; à moins
que l'énergie ait été trop faible pour réactiver les fractures plus
externes ...
En conclusion, toute la zone axiale et les failles bordières immédiates
du rift doivent être considérées comme tectoniquement actives, même s'il semble
que l'activité se concentre progressivement à l'axe.
A/- Pour cette coupe transversale du rift (fig.25
), toutes les données
volcaniques et tectoniques existantes (Stieltjes L., 1973 ; Needham H.D.
et coll.,
1976) ont été utilisées et complétées par nos propres observa-
tions. Le dessin a été effectué en tenant compte des faits suivants :
- Les failles normales sont ve~eal~ en surface,
Les fissures ne se rencontrent
que dans le plancher interne,
- On n'observe jamais de faille normale recoupée par une autre,
- Les blocs délimités par les failles majeures sont d'autant plus inclinés
vers l'extérieur du rift que l'on s'éloigne de son axe ("tilt"),
- Du fait de l'inclinaison progressive des blocs, une coulée est toujours
discordante sur la précédente. L'angle de discordance dépend de la
position du bloc dans le rift et du temps écoulé entre les deux
émissions volcaniques.
La zone d'injection magamtique, concentrée au plancher interne pour
les coulées récentes subaériennes, était plus étanche au moment de
la mise en place des hyaloclastites (Stieltjes L.,
1973).
Dans cette coupe interprétative, il est admis que le rift Ghoubbet-Asal
est une structure jeune, ce qui est confirmé par 1 - le fait que la série al-
caline stratoide (4-1 MA) ne présente pas d'épaississement notable au centre
du rift (fcrage BRGM, O. Richard, communication orale) 2- la datation des pre-
mières émissions du rift : <
1 MA.
La ~one d'injection axiale, au moins sur quelques centaines de mètres,
est constituée d'un grand nombre de dykes injectés dans la série stratoïde
initiale fortement fracturée et étirée.

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B
Série "strotoïde " alcaline
FIG 25
COUPE
TRANSVERSALE
OU
RIFT
O"ASAL_GHOUBBET

34.
A partir d'une croûte déjà océanisée par des stades antérieurs, de dis-
tension et d'injection magmatique, il est proposé 3 schémas évolutifs montrant
la création d'une dorsale océanique (Francheteau J., Tapponnier P., 1978).
Stade. 1
formation d'un graben par distension, avec amincissement crustal. Les
structures en profondeur sont déduites des modèles sur argile.
Stade. 2
début des injections magmatiques à l'axe du graben. Il correspond au
stade atteint par le rift d'Asal-Ghoubbet.
Stade. 3
la partie axiale du rift ne comprend plus que du matériel néoformé.
3- LES EFFETS TECTONIQUES DE LIEVENEMENT SISMIQUE ET VOLCANIQUE DE NOVEMBRE
1978.
Le rift d'Asal-Ghoubbet a été le s1ege d'une importante activité sis-
mique, tectonique et volcanique à partir du 6 novembre 1978 : deux séismes
de magnitude supérieure à 5 ont été enregistrés le 7 novembre et plusieurs
centaines de répliques dans les dix jours suivant (Kasser M.et al., 1979).
Pendant un mois les épicentres ont progressivement migré jusque dans le Golfe
de Tadjoura, le long des axes et des transformantes de la dorsale.
En liaison avec l'activité tectonique ayant accompagné cette crise
sismique, une éruption volcanique a débuté le 7 novembre 1978 près de l'axe
du Plancher Interne, au NW de la zone activée, à partir de trois fissures
rapprochées sur lesquelles se sont mis en place quelques cônes ; le volcan
principal s'est ensuite développé à partir du cône le plus oriental. L'érup-
tion d'Ardoukôba a été marquée par une activité essentiellement effusive
et un dégazage modéré (Allard P.et al., 1979). Le volcanisme est de type
"transitionnel", presque tholéïtique (Varet J., Treuil M., 1973).
3.1. - Etude de terrain.
----------------
3. 1• 1. Ve./.) c.JUp:t<..o n6 d e./.) .6tJtuc;tU/te./.) te.c;torUq ue./.) ac.;tt ve./.) •
Un certain nombre de structures du rift
a
été réactivé
au cours
de cette crise. Notre premier souci a été de les distinguer sans équivoque
de celles qui n'ont pas rejoué
puis
d'en faire un lever systèmatique.
x Critères de mouvement
--------------------
Le jeu de ces fractures lors de la crise a été mis en évidence aussi
bien dans les sédiments consolidés (calcaires lacustres, diatomites) ou peu
consolidés (plaines alluvionnaires), que dans les hyaloclastites, grâce à
des critères tels que :
La fraîcheur des escarpements de faille.
L'absence de patine sur les miroirs .
. L'effondrement du talus de pied d'escarpement de faille.
Le décalage d'éléments linéaires "vrais" (pistes, oueds, etc ... )
Il n'existe pas de critères déterminants dans les champs de lave, ce qui ex-
plique que ces zones aient été laissées en blanc sur la carte.
X Les structures activées
Les structures tectoniques actives, localisées dans et aux limites du
Plancher Interne,
se manifestent par deux types de fractures, fissures
et failles de longueur métrique à kilométrique en majeure partie guidées par
des accidents plus anciens.

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35.
a ) L~ 6~~un~1 de quelques centimètres à quelques dizaines de mètres
de longueur,
peuvent être de plusieurs types
Simple fissure nouvellement créée.
Fissure "ancienne" dont le rejeu provoque un affaissement du remplissa-
ge détritique.
Alignements d'entonno~ d'effondrement interprétés comme l'expression
de surface, dans des sédiments alluvionnaires non consolidés, d'une
fissure sous-jacente réactivée (fig. 27
).
G~abe~ ~ymétniqu~1 étroits et peu profonds, issus parfois de la
coalescence des entonnoirs; Eux aussi correspondent au rejeu de fissures
sous-jacentes (fig.27
).
b ) L~ 6aili~ no~al~1
de quelques dizaines de mètres à quelques
kilomètres de longueur, présentent un rejeu maximal de 80 cm. On note que:
Les failles importantes sont souvent accompagnées de 6aitt~ antithè-
tiqu~ de plus faible rejeu : le graben ainsi formé est alors traver-
sé de fissures parallèles aux failles.
Le pendage des failles normales est très fort en surface, ~UbV~Cal,
et le pitch des stries est de 90° ; ce qui exclut des
composantes
en décrochement.
Dans les plaines alluvionnaires les failles normales sont couplées en
g~be~ ~~ym~qu~ qui semblent être l'expression de surface du
jeu de failles normales uniques en profondeur (fig.27 ).
c ) L~ di~ectio~ des structures sont celles de l'ensemble du rift d'Asal-
Ghoubbet : N 130 à N 150. Quelques déviations sont parfois observées au voisi-
nage de fractures majeures de la région, ou de reliefs importants (effet de
gravité) •
d ) L~ ~e1.w entre les structures d'effondrement, grabens ill failles normales
sont analcgues à ceux observés air l e s mi.cro s t ruc t ur e s des calcaires du Languedoc
(De Lai r J.,
1977) (fig.28
).
Le relai d'une faille par une autre peut se faire avec ou ~a~ jonction
de leurs plans respectifs; et la diminution du rejet vertical de l'une
est compensée par l'augmentation du rejet de l'autre.
Une faille peut être relayée par un ensemble de failles à rejet moindre,
(et même de fissures). Dans ce cas, la diminution du rejet de la faille
unique est compensée par une augmentation en conséquence du rejet des
autres.
Lorsque les structures
tournent au niveau des relais, la courbure
est souvent soulignée par des petites failles antithètiques.
Quelle que soit la complexité d'un relai, entre deux grabens par exemple, il
apparaît que le rejet cumulé de toutes les failles est du même ordre de
grandeur sur toutes les transversales du système (fig.28
).
~ Les failles et fissures activées lors de la dernière crise sont loca-
lisées sur une bande de 10 Rm de {on9 ~un 3 km de {~ge entre le lac Asal et
le Ghoubbet-al-Kharab. Nous avons noté que :
La déformation est plus particulièrement située au Nord du plancher
interne du rift, entre le mur Nord et le Sud du Haut Central.
Le "petit rift" qui se greffe sur le mur nord a été lui aussi forte-
ment réactivé au cours de la crise.

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36.
Ces observations mettent en évidence l'absence de symétrie des mouvements
dans le r i f t ; or nous avons déjà remarqué que ce rift lui même n'est pas
symétrique puisqu'il s'étend sur 37 km au Sud de son axe et seulement 8 km
au Nord.
L'éruption volcanique d'Ardoukôba s'est produite dans une zone où la
tectonique est moins intense: certaines anciennes fractures n'ont pas
été réactivées (fig.29 ) et l'on observe de
structures actuelles
ni dans l'axe des fissures émissives, ni sur le flanc nord du Haut
Central.
3.7.3. Quantité~ d'eü6on~ement (6~g.30
1.
Sur 4 coupes transversales du rift, nous avons reporté les rejeux
des failles activées lors de la dernière crise. Ces coupes ont ensuite été
corrélées avec les mesures de nivellement.
~ Les quantités d'effondrement ne sont pas similaires sur toutes les
transversales du rift (fig.30 ) : les rejets, maxima sur les coupes centrales
(coupes 2 et 3) décroissent de part et d'autre vers le lac Asal et le Ghoubbet-
al-Kharab, les plus faibles étant observés en bordure de celui-ci (coupe 4),
ce qui concorde avec l'amortissement des reliefs de failles que l'on observe
sur le terrain. Ces observations sont liées à l'existence d'un bombement lon-
gitudinal du rift d'Asal correspondant au comportement normal d'un axe d'ac-
crétion entre deux transformantes. La courbure transversale du rift n'est due,
à notre avis, qu'à l'accentuation de l'inclinaison des panneaux basculés de
part et d'autre de la zone axiale au fur et à mesure que l'on s'éloigne de
celle-ci.
~ En 1973, l'Institut Géographique National avait installé en travers
du rift un chemin de nivellement qui a pu être remesuré après la dernière
crise (Abdallah
A. et al.,
1979). En suivant celui-ci depuis le Sud, nous
~ons pu constater la concordance générale des résultats des mesures topo-
graphiques et de nos propres estimations du rejeu des failles. Le point où
le nivellement commence à révéler un affaissement correspondant bien au pas-
sage de la première faille activée. L'effondrement mesuré est ensuite maximal
au niveau de l'axe de la zone active où l'on observe une forte intensification
de la fracturation. Puis on constate une remontée du profil de nivellement
jusqu'au mur bordant le Plancher Interne au Nord en rapport avec les rejets
des failles à regard sud. Au niveau du "petit rift", le profil de nivellement
témoigne à nouveau d'un effondrement important. Immédiatement, après le
passage de la dernière faille active, le nivellement ne révèle plus d'effondre-
ment. Toutefois, du point de vue des quantités de mouvements les valeurs res-
pectives de notre relevé et du
nivellement
ne sont pas exactement
concordan-
tes. Ainsi, sur le profil 3 de la figure
30
,nous n'avons observé aucune
déformation visible entre les 2 points 3~I et 3~II alors que le nivellement
montre une remontée de 30 cm. Ceci implique soit un basculement des panneaux
non marqué par les structures de surface, soit une déformation continue dans
la couverture (hyaloclasiites)correspondant à des failles en profondeur. Cette
explication est probablement applicable aussi aux profils 1 et 4.

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Fi~.31:
Carte schématique montrant le déplacement relatif des points géodésiques entre
1973 et 1978. Les vecteurs déplacement sont calculés par rapport au point F,
et à la direction FM. ( D'après KASSER M.et coll. 1979 )
NOVEMBRE 1978
11°40'
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FIG 31
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FAILLES
NORMALES
ZONE TECTONIQUEMENT ACTIVE
42°40'
CD
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37.
3.1.4. Re.maJ!qUe6.
* La répartition des édifices volcaniques dans la zone axiale révéle
qu'aucun d'eux ne prend place sur une structure majeure mais souvent à
quelques dizaines de mètres de celle-ci. Les volcans sont rarement alignés
sur une fissure nette. L'éruption d'Ardoukôba suit la même règle puisqu'elle
a lieu, suivant des fissures peu marquées à quelques dizaines de mètres du
graben effondrant le Haut Central. Nous proposons l'explication suivante:
l'effondrement d'un compartiment le long d'une faille normale dont le pen-
dage, vertical en surface, s'infléchit en profondeur, entraîne une fermeture
des discontinuités et empêche donc la montée du magma le long de la faille.
Celui-ci aura donc tendance à s'échapper par des structures secondaires
d'un côté ou de l'autre de la fracture.
* Par ailleurs, les deux fissures em1ssives sont localisées à la
terminaison NW du graben, presque dans l'axe du Haut Central, mais dans
une région où la tectonique est moins intense : certaines anciennes frac-
tures n'ont pas été réactivées (fig.
30 ) et l'on observe de structures
tectoniques actuelles ni dans le prolongement horizontal des fissures, ni
sur le flanc Nord-Est du Haut Central, sur près d'un kilomètre. D'autre part,
le
volcan d'Ardoukôba est apparu dans une zone où l'écartement mesuré est
le plus faible (fig. 31). Nous pensons pouvoir re~rendre le même type d'ex-
plication que ci-dessus : le magma aura tendance à fuir les zones où la dis-
tension est la plus forte car les compartiments, en s'effondrant, empêchent
la montée du magma . Celui-ci trouvera donc un exutoire dans les régions
de moindre expansion.
Les quantités d'écartement obtenues par les mesures géodésiques de l'IGN
correspondent à la dé6oturlwon
éfMuque ac.c.wnufée J.>uJt. une fMgeuJt. de pfMieUM
kifomètJt.e6 de paJt.t et d'autJt.e du 4i6t d'AJ.>af-Ghoubbet depuiJ.> fa pJt.éc.édente
oüse J.>iJ.>motec.tonique et Jt.efâc.hée pM nupisuu: avec. Jt.ebond éfMtique fOM de
fa deJt.nièJt.e c.we. Cette rupture, soulignée par une série de séismes, s'est
produite le long de l'axe du rift, et le rebond élastique a provoqué une
contraction centimétrique des bords immédiats du rift.
Le taux d'expansion moyen du rift est estimé entre 1 et 2 cm
par an
(Delibrias G. et al., 1974). Les mesures géodésiques indiquent un déplacement
relatif des deux bords du rift de plus de 2 m : le temps de récurrence entre
deux crises sismotectoniques serait donc de l'ordre du siècle, ce qui corres-
pond à nos observations de terrain (paragraphe 2.2.).
On peut envisager une analogie avec les fissures de tension en microtec-
tonique cassante: lorsqu'une roche est mise sous contrainte, la rupture appa-
raît quand la déformation dépasse la résistance à la tension ; cette rupture
se manifeste entre autre par l'apparition de fissures perpendiculaires à la
contrainte principale mineure. Le même processus se produit à l'échelle de la
lithosphère dans un système en distension cornrnrne celui d'une ride océanique:
la déformation accumulée depuis l'épisode précédent est relâchée brusquement
sous forme d'énergie sismique et se manifeste par des mouvements tectoniques
importants liés à l'ouverture d'une fissure lithosphérique (fig.32 ). Alors
que le rift d'Ardoukôba ne s'étend que du lac Asal
à la passe du Ghoubbet-
al-Kharab, le mouvement continue vers le Golfe de Tadjoura, comme en témoigne
la mieration des épicentres ; il faut donc admettre que la forme de cette
fissure lithosphérique tient compte des structures telles que les failles
transformantes et que sa position varie avec le temps (pour se déplacer
vers l'Est dans notre cas).

FIG
32
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elilstique
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~ fracture en extension
L-.J
elastique
irreversible

38.
E S SAI
D' 1 N TER PRE T A T ION
-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-
G E 0 D Y NAM 1 QUE
DEL' A FAR
-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-=-

39.
- MODELES CINEMATIQUES
Depuis longtemps, la Mer Rouge et le Golfe d'Aden
ont été considérés
comme résultant de la séparation de l'Afrique et de l'Arabie. Les études
géologiques et géophysiques récentes ont permis de déterminer approximative-
ment le vecteur déplacement de la plaque Arabique relativement à la plaque
Africaine. Les modèles cinématiqu~ proposés sont discutés dans ce chapître.
Il est basé essentiellement sur les données géophysiques du Golfe
d'Aden et du Nord de la Mer Rouge: bathymétrie, anomalies magnéti-
ques interprétées par Girdler et Styles (1970
), et profils sismiques.
Les mouvements proposés pour les plaques impliquent que :
- la Mer Rouge et le Golfe d'Aden soient complètement
océanisés.
2 - la plaque Africaine se subdivise en 2 plaques, Nubienne
et Somalienne. Le vecteur déplacement relatif est déduit
des 2 rotations de base : Arabie-Somalie et Arabie-Nubie.
3 - le coulissage le long de la faille du Levant soit de
200 km.
4
l'Afar soit un domaine entièrement océanique.
Ce modèle tient compte des mouvements cinématiques à grande échelle
mais ne tient pas compte des problèmes locaux tels que ceux de l'Afar.
Des études plus locales ont, en effet, mis en évidence:
- la présence d'un bloc "sialique" en Afar: les Alpes
Danakil ,
- la présence de phénomènes distensifs en Afar : croûte
subocéanique et chaînes volcaniques axiales quaternaires.
- Un déplacement approximatif de 100 km sur la faille du
Levant.
- La prolongation de la dorsale d'Aden dans le Golfe de
Tadjoura.
- L'absence de structures nettes dans le Sud de la Mer
Rouge et le Bab el Mandeb.
Les auteurs, tenant
compte en partie de ces données, proposent un
modèle dont la caractéristique principale est de définir une 4ème
plaque ("Dubious" plate) incluant les Alpes Danakil. Les mouvements
sont déduits des conditions aux limites générales et d'une rotation
supposée de 20° des Alpes Danakil par rapport à la Nubie. Ils impli-
quent que :
- La distension au niveau de l'Erta Ale se ferait suivant
une direction perpendiculaire à celle que l'on connaît.
2 - Une distension importante affecterait le Sud de la Mer
Rouge et passerait en continuité en Afar par la réf,ion
de Bidu-Dubi.

FIG. 33
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KE NZIE
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COLL.
1970
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40.
Or le volcanisme franchement alcalin de cette reg10n
(avec nodules de roches ultrabasiques) indique
plutôt
un accident profond, sans doute décrochant.
3 - La présence de deux points triples en Afar. Mais aucune
évidence géologique ne le confirme.
Ce modèle bien que tenant compte des structures connues en Afar, n'est
pas réaliste dans le détail du fait (à notre avis) des conditions imposées
aux modèles cinématiques de tectonique des plaques; c'est à dire:
- plaque rigide,
frontières de plaques étroites et bien délimitées ,
- fonctionnement en régime pennanent (" steady state").
Il semblerait que ces conditions ne soi en t pas réunies en Afar où la
déformation est très diffuse et les structures évolutives dans le temps et
dans l'espace.
INTERPRETATION TECTONIQUE DE L'AFAR
* Les mouvements relatifs entre l'Afrique et l'Arabie se font le long
de frontières de plaques bien établies (rifts et failles transformantes) dans
le Golfe d'Aden et en "Nord Mer Rouge". Ces frontières disparaissent en Mer
Rouge au Nord de l'île de Zubaïr et, pour le Golfe d'Aden, à l'extrémité du
Golfe de Tadjoura. Il se pose donc le problème du relais entre ces deux
dorsales. S'il n'y a pas d'évidence de mouvement récent conséquent au niveau
de Bab el Mandeb, par contre on observe une déformation importante dans
toute la dépression Afar.
Cette défonnation se manifeste non pas suivant un seul axe d'accrétion
bien individualisé, mais par pfU6~eu~ p~ ax~ plus ou moins
bien délimités (Erta Aœ, Alayta, Tat'Ali, Manda Hararo, Manda Inakir)
associés à une dé6okmation ~nnU6e affectant l'ensemble de l'Afar.
Des systèmes décrochants conjugués, s'exprimant en surface par des
champs de failles nonnales, apparaissent aux extrémités des axes
d'accrétion, notamment au Nord de Manda Inakir. L'un des systèmes
décrochants est souvent beaucoup plus développé (ici le système NS)
ce qui est peut être lié à une déformation rotationnelle.
- Le régime de cette déformation est
tna~ito~e dans le temps et
dans l'espace: les axes d'accrétion ne restent pas stables, ils se
déplacent ou "sautent" avec le temps. Des zones de transfert de
mouvement, développées à partir des systèmes décrochants conjugués,
apparaissent entre ces axes d'accrétion momentanés.
Par ailleurs les observations
tectoniques, associées aux données
géophysiques,confirment l'hypothèse selon laquelle la dorsale de Carlsberg
tend à se propager à l'intérieur de l'Afar par le rift d'Asal-Ghoubbet (cf.
2ème partie).
Le relais entre la dorsale de Carlsberg et la dorsale de la Mer Rouge
est donc bien assuré par l'Afar.

o : AlPES DANAKIL
T : HDRST DE TlOJDURl
A : HDRST D"ALI SABIEH
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( /
ARABIE
NUBIE
SOMALIE

~ Dans la région d'Asal-Ghoubbet, on observe la transition entre
les deux domaines 1 - une dorsale (de Tadjoura ) où toute la tectonique
distensive est concentrée à l'axe 2 - une large région où la déformation
est plus diffuse, le Sud de l'Afar.
- Cette zone de transition comprend actuellement :
- Une série de grabens ou 1/2 grabens parallèles qui montrent des
signes d'activité récente. Cependant le plus actif semble être
celui du Ghoubbet-Asal dont l'évolution en cours pourrait l'amener
à devenir prochainement le segment le plus occidental de la dorsale
de Tadjoura.
2 - Des zones de transfert de mouvement, telle Mak'Anassou, qui relient
les différents grabens actifs.
- Cette zone de transition progresse vers l'intérieur de l'Afar depuis
3,5 MA.
- Du point de vue des qua~é~ de mouvementh, que l'on peut déduire
des données géophysiques (Courtillot V.,
1979) pour le Golfe de
Tadjoura ou des données tectoniques pour l'Afar Sud, il s'agit
pour nous de la p~opaqation d'une ~~uetu~e, la dorsale, et non
pas de la propagation d'un mouvement. C'est à dire que les quantités
d'écartement sont similaires dans la zone de déformation diffuse
et le long de la dorsale.
- Du point
de vue drmitrrU.oue. nous pensons que la pro~ression de la
dorsale perturbe la ~éométrie de l'Afar. Ainsi la migration vers le
Nord du rift d'Asal-Ghoubbet semble correspondre au rêaiustement
d'une vaste zone èn distension, du Lac Abhe au Moussa Ali, qui
s'adpate à la ~~ation ~etuetie de la dorsale; cette situation
résultant des conditions aux limites générales.
~ La déformation affectant l'ensemble de l'Afar est beaucoup plus
importante au SW qu'au NE, ce qui implique une variation correspondante
du taux d'expansion. Il faut donc admettre la rotation sénestre du bloc
sialique des Alpes Danakil par rapport à l'Afrique; rotation dont les
pôles se trouveraient l'un à proximité du Golfe de Zula, l'autre dans le
Bab el Handeb.
La direction du vecteur déplacement de l'Arabie par rapport à l'Afrique
ne s'accorde pas avec cette rotation d'en6emble du bloc Danakil. Celui-ci
doit ~e dé6o~e4 et ~e e~~e4
suivant des décrochements conjugués. Des
évidences de décrochements subméridiens existent : ainsi la zone de Bidu-Dubi
(et son volcanisme alcalin)semble être un accident profond décrochant, on peut
aussi voir d'autres réseaux de fractures de cette direction N-S sur les photos
satellites des Alpes Danakil
M.n6i, l'A6aJl. ne eOMMpond p~ à une donsiu;« oeéaMQue
typique, ma.i6
à une zone d'amin~~ement de fa lLtho~phè~e dan6 laquelle la 4o~on du bioe
DanaW
et Mn eompoJLteme.nt non ~g-Lde sons: 60ndamentaux . Cette. zone ~.6U4e
aetueliement le ~e.la.Lô entxe ie.6 2 még~~uetU4u acëancaues que sord: la
Me~ Rouge et le Gol6e d'Aden.
L'aet-Lv-ité dM aXM d'aee~éuon et des zonu de t~an66Mmation de mou-
vement de. l' A6M e.6t ~an6-ito~e.; leU4 loeal.«ation peut évolue4 pOU4
!.:J'adaptM à un état Mnal
plM ~table.

LEGENDE
DES
FIGURES
Fig. 1
Cadre tectonique général de l'Afar.
DC
Dorsale de Carlsberg, GT : Golfe de Tadjoura, D : Djibouti,
BM : Détroit de Bab-el-Mandeb, A : Rift d'Ardoukôba, LA : Lac Abhe,
A : Volcan d'Abida, MA : Volcan ~10ussa Ali, MI : ~1anda Inakir,
MH : Manda Hararo, EA : Erta Ale, BD : Bloc Danakil, GZ : Golfe de
Zula.
1
: Terrains anté 5 MA, 2 : formations volcaniques post 5 MA,
3
: détritique, 4 : chaînes volcaniques axiales quaternaires,
5 : volcans centraux, 6 : structures tectoniques, 7 : isochrones
(en millions d'années) d'après les anomalies magnétiques.
Fig. 2
Localisation des zones d'étude.
Fig. 3
Carte géologique du pourtour du golfe de Tadjoura.
Fig. 4
Bloc diagramme de la région d'Arta.
Fig. 5
La faille d'Arta: transformante actuelle de la dorsale de Tadjoura?
Fig. 6
Carte géologique de la région d'Arta.
Fig. 7
log. stratigraphiques du Sud et du Nord-Est de la zone d'Arta.
Fig. 8
Les comblements détritiques de paléova11ées ante "stratoïde".
Fig. 9
Les basaltes de vallée au niveau de Wê'a.
Fig. 10
Les injections rhyolitiques du "stratoïde" le long de l'escarpement
ouest de la zone d'Arta.
Fig. 11
Le bombement d'Arta.
Fig. 12
Directions majeures de fracturation (méthode du banc optique).
Fig. 13
Pli dans les basaltes du Dalha.
Fig. 14
Schéma structural de la région d'Arta.
Fig '15
~1i roi r de fa i 11 e (dextre) typ i que des rhyolites.
Fig. 16
Projections stéréographiques des stations 1-12-4-11-2-12.
canevas de Schmidt - Hémisphère inférieur.
~~ plan de faille avec le pitch de la strie et le sens de mouvement
o
pôle de décrochement sénestre

pôle de décrochement dextre
~
pôle de plan de mouvement.
Fig. 17
Failles normales postérieures regroupées dans un diagramme de Schmidt.
oz - a3
Fig. 18
Va ri ati on du r appor-t r = - - - dans le cas ou les plans de faille
al - a3
sont parallèles à un des axes principaux.

Fig. 19
1 - lignes de glissement à l'extrémité d'une fissure, dans un
milieu rigide plastique en distension.
2 - lignes de glissement AI au relais de 2 décrochements
BI à l'extrémité d'un décrochement.
Fig. 20
Interorétation des "trajectoires" de contraintes déterminées dans
la région d'Arta.
Fig. 21
Carte lithologique du pourtour du Golfe de Tadjoura avec les données
géochronologiques.
Fig. 22
Esquisse de l'évolution structurale du Golfe de Tadjoura depuis 5 NA
environ.
Fig. 23
Coupe géologique interprétative N-S,
·Ali Sabieh-Asal Gayla.
Fig. 24
Carte de la chronologie des coulées subaériennes récentes dans le
rift d'Asal-Ghoubbet.
Fig. 25
Coupe géologique du rift d'Asal-Ghoubbet (correspondant à la coupe
2 de la fig. 30).
Fig. 26
3 schémas d'évolution du rift.
Fig. 27
Manifestations dans une couverture alluvionnaire non consolidée de
l'ouverture d'une fissure dans le socle sous-jacent; graben et ali-
gnement d'entonnoirs d'effondrement.
Fig. 28
Relais entre les structures d'effondrement.
Fig. 29
Carte de la répartition des structures actives lors de la crise de
Novembre dans le rift dIAsal-Ghoubbet. (t1N :mur Nord, ~1S : Mur Sud,
PR : petit rift, HC : Haut Central).
Fig. 30
4 coupes topographiques du rift montrant les rejeux verticaux des
failles lors de la crise (Vs: faille normale qui a effondré,de 15 cm 1
environ,un compartiment). Les profils situés au dessus représentent le~
déplacements verticaux cumulés de la coupe corresoondante.
'
Fig. 31
Carte schématique montrant le déplacement relatif des points géodési-
ques entre 1973 et 1978.
Fig. 32
Schématisation de la rupture par rebond élastique dans un système en
distension. Les ellipses représentent les écartements potentiels
cumulés.
Fig. 33
Modèles schématiques.
A
Nc Kenzie et coll. 1970
B : Le Pichon et coll. 1978.

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LEGENDE DES PLANCHES PHOTOGRAPHIQUES
Planche 1:
Assemblage de photos satellites pour toute la dépression Afar.
Planche II : Injections rhyolitiques dans la zone dlArta.
EbQ~Q~_!_~~_g
dyke
Photo 3
: Dôme et coulée.
Planche III : Appareils rhyolitiques dans la zone dlArta.
1
Photo 1
Le basalte II st rat oï dell di scor dant
sur des coulées massives
-------
de rhyolite pendant de 25° vers le NE.
Photo 2
Injections de rhyolite
qui jalonnent llaccident majeur de la
zone dlArta (en haut à droite le village dIArta).
Photo 3
Alignement de dômes de rhyolite sur une mégafracture N20.
Planche IV
Photo 1
Pli dans le basalte du Dalha.
-------
EbQ!Q~J_~!_~ : Décrochements sénestres à lléponte de dykes rhyolitiques.
Planche V
Panorama de la partie Ouest de la zone dlArta.
Planche VI
Assemblage de photos aériennes du rift dIAsal-Ghoubbet.
r
Planche VII: Expressions de surface dans une couverture alluvionnaire, du rejeu de
fractures sous-jacentes: grabens symétriques, entonnoirs d1effondrement.
Planche VIII: Rejeu de failles normales au cours de llévénement tectonique de novembre
1978.
Planche IX : Fissures, failles normales et grabens dissymétriques induits par llévéne-
ment de novembre 1978, dans les sédiments récents.
~bQ!Q_!:
l t êchel l e de la photo es t'tper-turbëe" du fait de la taille
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