La zone de transition dunitique dans un environnement magmatique de type MORB 

 Géologie de l’ophiolite d’Oman

Le sultanat d’Oman est situé au sud-est de la péninsule arabique, bordé à l’ouest par les Emirats Arabes Unis (UAE), l’Arabie Saoudite et le Yémen, et à l’est par le Golfe d’Oman et la mer d’Arabie. Longue de 700 km et large de 50-150 km, une chaine montagneuse arquée borde le nord de ce pays désertique ainsi qu’une partie des UAE. Ces reliefs constitués d’unités ophiolitiques et de leur socle autochtone appartiennent à la chaîne alpino-himalayenne, résultant de la fermeture de la Néotéthys. 5.1. Cadre géodynamique : fermeture de la Téthys et orogène alpino-himalayen A la fin du Paléozoïque, le mégacontinent Pangée est entouré par l’océan mondial Panthalassa. Un second océan, la Paléotéthys, le découpe à l’est en deux masses continentales : la Laurasie au nord et le Gondwana au sud (Figure 5.1). La subduction de la Paléotéthys sous la Laurasie s’accompagne au sud de la fragmentation du Gondwana et de l’apparition d’un nouvel océan : la Néotéthys (Stampfli et Borel, 2002). Cette trame géodynamique – résorption du domaine paléotéthysien au nord et expansion océanique au sud – favorise la dérive rapide de blocs continentaux (blocs cimmériens) vers le nord (Stampfli et al., 1991), blocs qui entreront en collision avec la marge laurasienne au cours du Trias supérieur (Figure 5.1). A partir de 200 Ma, l’inversion des marges au sud des blocs cimmériens provoque à son tour l’entrée en subduction de la Néotéthys, moteur de la dérive vers le nord des vestiges du Gondwana : les plaques indo-australienne et Afrique-Arabie. La collision avec l’Eurasie de l’Inde à partir de 50 Ma et de la plaque Arabie (Oligocène, Agard et al., 2005) est à l’origine de la formation de la chaine alpino-himalayenne. Actuellement les derniers vestiges océaniques de la Néotéthys sont la Méditerranée et le Golfe d’Oman qui disparaissent progressivement avec le déplacement des plaques Afrique et Arabie vers le nord. Figure 5.1 : Reconstitution paléogéographique des domaines téthysiens au Permien supérieur (260 Ma) et au Trias supérieur (220 Ma) (d’après Stampfli et Borel, 2002). Chapitre 5 80 La chaine alpino-himalayenne s’étend d’est en ouest, de la Birmanie au Maroc. Lors de l’orogenèse, de nombreux fragments de lithosphère océanique y ont été incorporés et parfois métamorphisés. Ces massifs ophiolitiques se situent le long de la suture Indus-TsangPo en Inde et au Tibet, en Syrie, et en Iran, Irak et en Oman (croissant ophiolitique Péri-Arabe), en Turquie et à Chypre (Figure 5.2) ainsi que sur tout le pourtour nord-méditerranéen (Grèce, Balkans, Apennins et Alpes s.s.). Figure 5.2 : Carte tectonique montrant la répartition des ophiolites (zones noires) le long de la suture téthysienne. L’encadré rouge délimite la carte de la Figure 5.4 (d’après Coleman, 1981).

Formation des montagnes d’Oman et mise en place de l’ophiolite

Désolidarisée de l’Afrique depuis l’ouverture de la Mer Rouge à l’Oligocène (McQuarrie et al., 2003), la plaque Arabie se rapproche de l’Eurasie à la vitesse de 2 à 3 cm/an (DeMets et al., 1990). Ce mouvement vers le nord est accommodé d’une part à l’ouest par la collision continentale avec l’Iran, à l’origine de la formation de la chaine plissée du Zagros, et d’autre part à l’est, au niveau du Golfe d’Oman, par la subduction sous le Makran de la dernière portion actuelle de la Néotéthys en dehors de la Méditerranée (Figure 5.4). Les deux régions du Zagros et du Makran sont séparées par la faille décrochante de Zendan, ou linéament d’Oman (« Oman Line », Figure 5.3), accident tectonique majeur marquant la transition entre le domaine en collision et la zone de subduction (Coleman, 1981; Lippard et al., 1986; Regard et al., 2004). Figure 5.3 : Transition entre collision et subduction du ZagrosMakran. a) Subduction de la Néotéthys, b) Collision du Zagros induisant la faille décrochante de Zendan, c) Poursuite de la subduction sous le Makran (d’après Regard et al., 2004). Contexte géologique et géodynamique de l’ophiolite d’Oman 81 La marge continentale passive de la plaque Arabie en Oman est située au sud de la subduction du Makran et à l’est de l’Oman Line (Figure 5.4). L’ophiolite d’Oman a été obductée sur cette marge à la fin du Crétacé. La collision avec la Laurasie n’ayant pas encore eu lieu, cette ophiolite n’a été ni dilacérée ni métamorphisée au contraire d’autres massifs ophiolitiques téthysiens (Alpes s.s., Himalaya). Sa préservation et l’étendue de ses deux sections crustale et mantellique en font un objet géologique de choix pour l’étude de la structure de la croûte océanique ainsi que des processus profonds qui ont gouverné sa formation. Figure 5.4 : Carte géologique et tectonique des montagnes d’Oman et du sud de l’Iran (encadré rouge de la Figure 5.2) (modifiée d’après Coleman, 1981 ; extrait de Python, 2002). Principales structures anticlinales Schistes et gneiss du Jabal Ja’alan (socle précambrien, 850 Ma) Sédiments précambriens à dévoniens (unités autochtones) Carbonates permiens à cénomaniens (unités para-autochtones) .Les études géologiques menées en Oman depuis les années 1920 et au cours des années 1970-80 ont permis de mettre en évidence trois grandes unités tectono-stratigraphiques constituant les montagnes au nord du pays (Glennie et al., 1974; Lees, 1928; Lippard et al., 1986) : i) Les unités autochtones correspondant au socle cristallin et sédimentaire (autochtone A) de la marge arabe et à sa couverture sédimentaire carbonatée (autochtone B) ; ii) Les unités allochtones formées de deux unités principales chevauchants les unités autochtones : la nappe Sumeini-Hawasina et la nappe ophiolitique de Semail ; iii) Les unités néo-autochtones, sédiments discordants postérieurs à la mise en place des nappes.