bechennec f., le metour j., rabu d., beurrier m., bourdillon-jeudy

167
Bull. Soc. géol. France, 1989, (8), t. V, na 2, pp. 167-188
Séance spécialisée:
Géologie de l'Oman,
Paris, 15-16 juin 1987
Géologie d'une chaîne issue de la Téthys
les montagnes d'Oman
par FRANÇOIS BÉCHENNEC *, JOËL LE MÉTOUR *, DOMINIQUE RABU *, MICHEL BEURRIER *, CHANTAL
BOURDILLON-JEUDY-DE-GRISSAC *, PATRICK DE WEVER **, MONIQUE TEGYEY * et MICHEL VILLEY *
Mots clés. -
Éo-alpin, Alpin, Pan-africain, Hercynien, Plate-forme arabique, Hawasina, Semail, Ophiolites, Schistes bleus, Oman, Téthys.
Résumé. - Les montagnes d'Oman constituent une chaîne composite érigée au cours de deux cycles orogéniques majeurs, un cycle éo-alpin
qui s'achève par le charriage des nappes de l'Hawasina et l'obduction d'une portion de croûte téthysienne sur la plate-forme arabique, un cycle alpin
qui permet l'édification de la chaîne actuelle. Le socle des montagnes d'Oman est lui-même constitué de deux parties: une partie cristalline et
cristallophyllienne structurée au cours d'un cycle pan-africain ancien, et une partie sédimentaire et volcanogène (autochtone A) faiblement structurée
par les cycles pan-africain récent et hercynien. Le cycle éo-alpin débute au Permien supérieur par la transgression de la mer à fusulines, sur la bordure
nord du Gondwana et par une distension crustale de ce continent qui donne naissance au bassin Hamrat Ouru. Au Trias, une nouvelle phase de
distension crustale, individualise de nouvelles structures (bassin Umar, horst de Misfah, sillon AI Aridh), du côté interne du bassin Hamrat Ouru. Cet
ensemble constitue le bassin Hawasina. Le Jurassique est une période de quiescence, avant une nouvelle tectonique distensive au Tithonique
supérieur-Berriasien, qui provoque l'effondrement de la bordure NE de la plate-forme arabique, un recul vers l'ouest du talus continental et un
affaissement du bassin Hawasina. Oes faciès de type Maiolica se déposent à l'aplomb de l'ancienne plate-forme et le bassin Hawasina, en grande partie
sous la CCO, est caractérisé par des dépôts pélagiques siliceux. Le Crétacé inférieur est la période de reconquête, des parties effondrées de la plate-forme,
par une méga séquence régressive; dans le bassin Hawasina, les turbidites carbonatées réapparaissent. A l'Albien supérieur-Cénomanien inférieur, le
bassin océanique de Semail s'ouvre sur la bordure sud de la Néotéthys. Ourant le Crétacé supérieur, la chaîne éo-alpine des montagnes d'Oman s'érige
sur la bordure NE de la plate-forme arabique. Cette orogenèse éo-alpine est caractérisée d'une part, par la subduction du promontoire NE de la
plate-forme arabique; cette subduction qui se développe au Turonien moyen s'induit des structures tangentielles cisaillantes à vergence océanique,
associées à un métamorphisme HP-BT sur la frange interne de la plate-forme (Saih-Hatat). Cette orogenèse est d'autre part caractérisée, par la fermeture
(à partir du Turonien terminal-Coniacien) du bassin océanique de Semail et par le charriage des unités allochtones ophiolitiques (nappe de Semail)
et sédimentaires (nappes Hawasina) sur ['avant-pays. Cette tectonique obductive précède la surrection de la chaîne éo-alpine dont le démantellement
débute au Maastrichtien. A ce dernier succède un cycle alpin entre le Maastrichtien et le BurdigaIien, caractérisé par une sédimentation de plate-forme
instable et donnant aux montagnes d'Oman leur architecture actuelle.
Geology of a Tethyan mountain beU
Key I\'ords. -
the Oman mountains
Eo-Alpine, Alpine, Pan-African, Hercynian, Arabian platform, Hawasina, Samail, Ophiolites, Blueschists, Oman, Tethys.
Abstract. - The Oman mountains are a composite orogenic belt that was built during two major orogenie cycles: the Eo-Alpine cycle, that
terminated with the overthrusting of the Hawasina nappes and the obduction of a part of the Tethyan oceanic crust onto the Arabian platform, and
the Alpine cycle, during which the present mountain range was uplifted. The basement to the Oman mountains itself consists of two parts, one part
that was deformed and metamorphosed during an old Panafrican cycle, and a sedimentary and volcanic part (autochthonous unit A) that was weakly
deformed during a younger Panafrican and the Hercynian cycle. The Eo-Alpine cycle began in the late Permian with the transgression of the fusulinid
sea onto the northern edge of Gondwana, and crustal extension within Gondwana that gave rise to the Hamrat Ouru basin. Renewed extension during
the Triassic led to the formation of the Umar basin, Misfah horst and Aridh trough on the internai side of the Hamrat Ouru basin, these four structures
together constituting the Hawasina basin. The Jurassic was a period of quiescence, preceding a further phase of extensional tectonism during the late
Tithonian-Berriasian, which provoked the foundering of the northeastern edge of the Arabian platform, the westward retreat of the continental slope
and subsidence of the Hawasina basin. Majolica facies sediments were deposited on the former platform, and the Hawasina basin, most of which was
below the CCO, was characterized by the deposition of siliceous pelagic sediments. Ouring the early Cretaceous the process was reversed, the submerged
parts of the platform being covered by a regressive mega-sequence and in the Hawasina basin carbonate turbidites reappared. Ouring the late Albian-early
Cenomanian times, the oceanic Samail basin opened on the southern margin of the newly-formed Tethys. In the late Cretaceous the Eo-Alpine Oman
mountain belt was built on the northeast edge of the Arabian platform. The Eo-Alpine orogeny was characterized by two main events. One was the
subduction of the northeastern promontory of the Arabian platform, commencing during the Turonian, which was accompanied by the development
of oceanward-verging tangential shears, and, on the internai edge of the platform (the Saih Hatat area), by HP-LT metamorphism. The other main
event was the closure of the Samail oceanic basin, that started during the late Turonian-Coniacian times, and resulted in the thrusting of the Samail
ophiolite nappe together with the sedimentary Hawasina nappes onto the foreland. Obduction was followed by uplift of the Eo-Alpine mountains whose
erosion began during the Maastrichtian. The Eo-Alpine phase was succeeded by an Alpine cycle between Maastrichtian and Burdigalian times
characterized by unstable platform sedimentation and giving the Oman mountains their present-day architecture.
* Service géologique national, BRGM, BP 6009, 45060 Orléans cedex.
** Lab. Stratigraphie, Univ. P. et M. Curie, 4, place Jussieu, 75252 Paris
cedex 05.
Note présentée à la séance des 15-16 juin 1987, déposée le 20 juin 1988; manuscrit définitif accepté le 22 novembre 1988.
Bull. Soc. géol. Fr., 1989, nO 2
168
F. BÉCHENNEC
INTRODUCTION.
Situées sur la bordure NE de la plate-forme arabique,
les montagnes d'Oman constituent une chaîne arquée
depuis la péninsule du Musandam au NW, jusqu'au cap de
Raas al Had dans la région de Sur, au SE (fig. 1). Cette
chaîne étroite, longue de 700 km environ et de la~geur
variable (50 à 140 km), culmine à 3 000 m dans le ]abal
Akhdar.
Les pionniers de la géologie des montagnes d'O~an
[Lees, 1928] ont reconnu la positi.on. allochtone <;les terram~
rapportés à l'unité de «SamaIl Igneous senes », et a
l'ensemble sédimentaire et volcanique des nappes Hawasina, qui reposent sur la plate-forme carbonatée arabe.
Cependant cette idée fut ensuite combattue par Morton
[1959], Tschopp [1967] et Wilson [1969] qui considérèrent les
unités de Semail et d'Hawasina comme autochtones et
enracinées au niveau d'un eugéosynclinal disposé au sein
de la plate-forme carbonatée arabe.
Les travaux de terrain effectués de 1967 à 1969 par une
équipe de géologues de la compagnie ~hell, pO,ur l~ .compte
de P.D.O., conduite par K.W. Glenme ont defin~t1vement
établi le caractère allochtone des nappes Hawasma et de
la nappe de Semail. La géologie d'ensemble de la chaîne
des montagnes d'Oman est exposée dans un ouvra!?e
synthétique accompagné d'une carte au 11500000 [Glenme
et al., 1974].
Les auteurs distinguent de la base vers le sommet:
- un ensemble autochtone constitué par un socle antécambrien à paléozoïque inférieur recouvert par une série de
carbonates de plate-forme d'âge permien moyen à crétacé
supérieur (Sénonien);
- l'ensemble allochtone sédimentaire et volcanique
constitué par l'empilement des nappes Hawasina d'âge
IRAN
100km
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FIG.
FIG.
1. - Les montagnes d'Oman, schéma de localisation.
1. - The Oman mountains; location map.
Bull. Soc. géol. Fr., 1989, nO 2
et al.
permo-triasique à crétacé supérieur. (Cénoma~ien). Il repose tectoniquement sur les formatlOns sommItales de la
.
plate-forme carbonatée autochtone;.
- la nappe ophiolitique de Sema il qUI recouvre tectomquement les nappes Hawasina;
..
,
..
- une séquence autochtone maastnchtzenne a tertZaIre,
essentiellement carbonatée qui recouvre en discordance
sédimentaire les trois ensembles précédents.
Les résultats obtenus par Glennie et ses collaborateurs
ont constitué la base de départ de nombreuses nouvelles
études sur les ophiolites de la nappe de Semail, les séries
sédimentaires de la nappe Hawasina et l'autochtone. Dans
le présent article, les résultats issus de la cartograph~e
géologique réalisée par le BRGM entre 1982 et 1985 [Bechennec et al., 1986a et b; Grammont (de) et al., 1986;
Hutin etai., 1986; Rabu etaI., 1986; Beurrier etai., 1986a
et b; Le Métour et al., 1986a et b; Villey et al., 1986a, b et
C' Béchennec, 1987; Beurrier, 1987; Le Métour, 1987;
Rabu, 1987; Béchennec et al., 1988] sont confrontés et
discutés avec ces travaux récents.
Les principales étapes de l'évolution paléog~og~aphique
d'un fragment de la Téthys et de sa marge, amsi que les
différentes phases tectogénétiques qui ont donné aux
montagnes d'Oman leur structure actuelle, sont retracées
(tabl. 1).
Les montagnes d'Oman, formées au cours de l'orogène
alpine s.l., se composent de 7 unités principales, soit de bas
en haut:
- le socle cristallin et cristallophyllien: structuré et
granitisé au Protérozoïque supérieur, il n'affleure que peu,
au sud-est de la chaîne, dans le Jabal Ja'alan et la région
de Qahlat (fig. 2);
- l'autochtone« A » : transgressif sur le socle, il forme
un ensemble d'origine sédimentaire et volcanique légèrement structuré au Pan-africain terminal et à l'Hercynien;
- l'autochtone « B » : composé de formations essentiellement carbonatées d'âge permo-crétacé, il repose en discordance sur l'autochtone A et représente les dépôts de la
bordure nord-orientale de la plate-forme arabique; il est
structuré et localement métamorphisé lors de la tecto,
.
orogenèse éo-alpine;
- les nappes Hawasina: composees de format~ons
sédimentaires essentiellement bathyales et de volcamtes,
d'âge permo-crétacé, elles forment une méga-unité .tectonique et représentent un fragment de la marge contmentale
passive sud-téthysienne. Elles ont été charriées sur la
bordure nord-orientale de la plate-forme arabique, au cours
du Sénonien, lors de l'obduction des ophiolites de Semail;
- la nappe de Semai!: elle constitue une méga-unité
tectonique ophiolitique correspondant à un fragmen~ de
lithosphère océanique néo-téthysienne, à croûte océamque
d'âge albo-cénomanien à cénomanien-turonien. Elle ~ été
obductée sur la bordure nord-est de la plate-forme arabIque
au Campanien-Maastrichtien inférieur;
- le néo-autochtone: il correspond à un ensemble
sédimentaire carbonaté, transgressif sur toutes les unités
précédentes. Il est constitué de formations dont le dépôt
débute au Maastrichtien moyen-supérieur, mais se développe essentiellement durant le Tertiaire, jusqu'au Burdigalien;
- les dépôts superficiels: formés par les produits. de
démantèlement de la chaîne, ils sont d'âge plio-quaternaire.
TABL.
TABL.
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Synthèse des événements sédimentaires et tectoniques des montagnes d'Oman.
SedimentalY and tectonic events in the Oman mountains.
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170
F. BÉCHENNEC
1.
LE SOCLE CRISTALLIN ET CRISTALLOPHYLLIEN: LE
CYCLE OROGÉNIQUE PAN-AFRICAIN ANCIEN.
Hatat; leur étude a permis d'y caractériser différentes
formations (tabl. II), de les corréler entre elles et avec celles
des régions voisines notamment le Haushi Huqf et l'Oman
intérieur, et d'y individualiser deux cycles orogéniques, le
cycle pan-africain et le cycle hercynien.
Le socle cristallin et cristallophyllien n'affleure que peu
dans les montagnes d'Oman, et uniquement à l'extrême
sud-est (Jabal Ja'alan et région de Qalhat) où il est recouvert directement par les formations transgressives tertiaires
du néo-autochtone ou par les dépôts superficiels plioquaternaires. Ce socle est constitué de paragneiss migmatiques et d'amphibolites, recoupés par des dykes doléritiques
et rhyolitiques et par des intrusions granitiques datées
[Glennie et al., 1974] à 845 ± 15 Ma (Rb/Sr sur biotite et
roche totale) et à 872 ± 17 Ma (K/ Ar sur biotite). Ces âges
impliquent pour le socle cristallin et cristallophyllien des
montagnes d'Oman, d'ailleurs semblable à celui du Dhofar
et des îles Kuria Muria [Lees, 1928; Morton, 1959;
Dubertret, 1968], une évolution sensiblement différente des
séries cristallophylliennes d'Arabie et du Yemen du Nord
[Delfour, 1979, 1980; Krôner, 1979]. Eloigné des zones de
suture du bouclier arabo-nubien, le socle des montagnes
d'Oman n'a pas enregistré la totalité des événements
tectono-métamorphiques pan-africains, particulièrement
ceux qui ont accompagné la collision des blocs continentaux entre 670 et 640 Ma [Calvez et al., 1983; Stacey et al.,
1984].
1) Le cycle orogénique pan-africain terminal.
Au Protérozoïque supérieur, vraisemblablement aux
environs de 650 Ma (par comparaison avec l'Arabie), le
socle cristallin et cristallophyilien alors pénéplané, est
affecté par une phase de distension et de rifting. Cet
épisode distensif est particulièrement marqué dans le Saih
Hatat [Le Métour, 1987] où il entraîne l'individualisation
de horsts et de grabens actifs soulignés par les variations
rapides et nombreuses des différents faciès volcano-clastiques, et induit un important magmatisme (Fm. de Hatat)
[Le Métour et al., 1986a; Villey et al., 1986a]. Celui-ci se
traduit essentiellement par un volcanisme explosif de
composition intermédiaire à acide et accessoirement par un
volcanisme effusif sous-marin de composition basique. Le
chimisme des laves, tho1éiitique et alcalin à transitionnel
caractérise une distension intra-plaque continentale.
Dans le Jabal Akhdar (Fm. de Mistal), cette phase de
distension et de rifting apparaît moins intense. Le magmatisme [Rabu et al., 1986; Rabu, 1987] se limite à de rares
épisodes de volcanisme effusif, de composition basique et
intermédiaire à caractère alcalin, et les produits volcanogènes remaniés viennent essentiellement de la région voisine
du Saih Hatat ainsi que le montrent les gradients d'héritage
décroissant vers l'ouest.
Cette phase de distension et de rifting, avorte rapide-
II. - L'AUTOCHTONE «A» : LES CYCLES OROGÉNIQUES
FINI-PAN-AFRICAIN ET HERCYNIEN.
Dans les montagnes d'Oman, l'autochtone « A » affleure
largement dans les fenêtres du Jabal Akhdar et du Saih
TABL.
TABL.
II. II. -
Principales caractéristiques lithologiques des formations de l'autochtone A dans le Jabal Akhdar et le Saih Hatat.
Main lithological features of the formations of autochthonous unit A in Jabal Akhdar and Saih Hatat.
JABAL AKHDAR
Permien sup.
SAIH HATAT
1
Saiq f<'m.
Saiq Fm.
Fara Fm. : cherty-tuffite noire, ignimbrite, brèche, grès
grossier, siltite, tuf, wacke feldspathique. 0,,; P"; 380 m
l',
Amdeh Fm. : grès quartzeux et sub-feldspathique,
siltstone quartzeux et micacé, argilite, conglomérats
P,,;3400 m
l'
Mu'aydin Fm. siltite et argilile, rares grès quartzeux.
0,,;P,,;900 m
"
----
Protézozoïq ue
supérieur
~--------------------------------------------Mistal Fm. : conglomérat à galet de granite, wackes,
siltstone et grès remaniant des clastes terrigènes et
volcanogènes, rares niveaux volcaniques, rares dolomies.
P"; \000 m
~----------1~--------------------------
supérieur à
plus ancien?
Bull. Soc. géol. Fr., 1989, nO 2
Cambrien
sup. ?
\
Hajir Fm.. calcaire el dolomie noire fétide. 0,,; P"; 100 m
Protérozoïq~e Socle cristallin et cristallophyllien (non affieurunt)
Ordovicien
sup ?
Ordovicien
inférieur el
moyen
Kharus f<'m. : calcaire gris, dolomie, siltite argileuse et
carbonatée. 0";P,,;250 m
~---------------------------------------------
Permien sup.
~--------------------------F============9
F============9~--------------------------
Cambrien
inférieur à
moyen
et al.
~--------------------------f===========~
Hiyam Fm. : dolomie et calcaire dolomitique,
conglomérat et microconglomérat carbonaté.
0";P";400m
+----------------------------------------------Hatat Fm. : série volcanoclastique et volcanique
essentiellement acide à intermédiaire - rares dolomies.
P,,;1500m
Cambrien inf.
Protérozoïque
supérieur
~--------------------------~---------~
Socle cristallin et cristallophyllien (non affieurant)
Protérozoïq ue
supérieur à
plus ancien?
LES MONTAG
ment, ce qui se traduit par une diminution de l'activité
volcanique et une raréfaction des clastes volcanogènes.
Progressivement les grabens individualisés se comblent, la
sédimentation clastique terrigène devient de plus en plus
fine, et finalement les morphostructures héritées de cette
phase distensive sont scellées par une sédimentation carbonatée de plate-forme (Fms. de Hajir et de Hiyam). Ce type
de sédimentation tranquille va se poursuivre, au moins dans
le Jabal Akhdar (dépôts érodés dans le Saih Hatat), durant
le Vendien (Fm. de Mu'aydin). Le retour à une plate-forme
carbonatée (Fm. de Kharus) s'effectue progressivement
entre le Vendien et le Cambrien inférieur.
Au Cambrien inférieur-Cambrien moyen une certaine
activité tectonique réapparaît. Elle se traduit par une
tendance à l'émersion, par l'individualisation de horsts et
de grabens, et par un volcanisme sub-aérien de composition
acide, relativement important (Fm. Fara) [Beurrier et al.,
1986a; Rabu, 1987]. Cette activité tectonique correspond
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Fas. post-ordoviciennes
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171
ES D'OMA
vraisemblablement aux dernières manifestations de l'épirogenèse pan-africaine.
A l'échelle de l'Oman il apparaît que durant ce cycle, la
région du Saih Hatat est partie intégrante d'un domaine
médian axé NNE-SSW (fig. 2), caractérisé au Protérozoïque
supérieur par une distension crustale maximale qui se suit
jusque dans le Sud-Oman. Le Jabal Akhdar au contraire,
s'intègre dans un domaine latéral occidental plus stable,
dont le symétrique oriental se situe dans le Haushi Huqf.
Les limites entre ces domaines sont marquées par de grands
accidents, dont l'un, situé dans le couloir de «Samail
gap », aura un rôle déterminant à plusieurs reprises au
cours des périodes ultérieures.
2) Le cycle orogénique hercynien.
Au Cambrien supérieur-Ordovicien inférieur, après une
intense phase d'érosion continentale dont l'empreinte s'observe surtout dans le Saih Hatat, où toutes les séries
postérieures à la Fm. de Hiyam ont été érodées, le cycle
orogénique hercynien débute par une grande transgression.
Celle-ci se développe sur un vaste territoire cratonisé et
établit un régime de sédimentation clastique terrigène
durable. Le Saih Hatat et la zone médiane reconnue au
cours du cycle précédent (fig.2) sont particulièrement
subsidentes. Les formations de Amdeh et de Mahatta
Humaid qui se déposent entre le Cambrien supérieur (?) et
l'Ordovicien moyen à supérieur [Glennie et al., 1974;
Lovelock et al., 1981; Le Métour, 1987] sont représentées
par une importante série de grès et shales pouvant dépasser
les 7 000 mètres [Morton, 1979; Glennie, 1977; Gorin et al.,
1982].
A la suite de Tschopp [1967], Glennie et al., [1974] puis
Michard [1982] ont reconnu une structuration syn-schisteuse à travers ces séries; Michard [1982] propose d'y voir
les effets d'une orogenèse hercynienne s.l. En fait, il nous
apparaît [Le Métour, 1987; Rabu, 1987] que les effets de la
tectogenèse hercynienne sont relativement faibles en Oman.
L'événement compressif, postérieur du Dévonien, qui
affecte l'ensemble des séries pré-permiennes, ne développe
que des plis ouverts sans schistosité, des ondulations et des
jeux de blocs le long d'accidents cassants. La schistosité qui
recoupe ces ensembles sédimentaires est aussi reconnue
dans les formations permo-crétacées [Le Métour et al.,
1987]. A la suite de ces mouvements, un vaste domaine
continental s'installe durant le Paléozoïque supérieur avec
une forte empreinte glaciaire, bien connu dans le Haushi
Huqf [Braakman et al., 1982].
III. - L'AUTOCHTONE « B » LES NAPPES HAWASINA, LES
OPHIOLITES DE SEMAIL: DU RIFTING A LA TECTOGENÈSE ÉOALPINE.
L'étude des formations de l'autochtone « B » (tabl. III),'
des nappes Hawasina (tabl. IV) et des ophiolites de Semail,
ainsi que les métamorphismes et déformations affectant ces
ensembles, permettent de reconstituer l'évolution de cette
- portion de la bordure sud de la Téthys. Elle débute au
Murghabien avec le rifting de la plaque arabo-iranienne et
FIG. 2. Paléogéographie des formations du Protérozoïque supérieurl'ouverture de la Néotéthys; elle couvre l'évolution tectoniCambrien inférieur en Oman [modifié de Gorin et al., 1982).
que et sédimentaire de l'ensemble marge passive omaFIG. 2. - PaJaeogeography of the Jate Proterozoic-earJy Cambrian deposits
naise-océan, et s'achève au Campanien au cours d'une
in Oman [modified from Gorin et al., 1982}.
o
100 km
Bull. Soc. géoJ. Fr., 1989, nO 2
172
F. BÉCHEN
EC
et al.
TABL.
Ill. -
Principales caractéristiques lithologiques des formations de l'autochtone B des montagnes d'Oman (parties centrale et orientale).
TABL.
III.
Main lithological featl/res of the forma lions of al/lOchlhonOl/s IInil B in the cenlral and eastem pans of the Oman mOl/l1fains.
AGE
FOKMATION
GKOUPE
LITHOLOGIE
Muti
Siltite argileu~c carbonatec il passees conglomeratiques, brechiques et mega-bréchiqucs - horizons de gres il cimcnt
carbunate - chen il radiulaires
Turonien
Fitri
Calcaire nuir rétide il roramil1lrères planctoniques et accumulation~de lamellibranches.
Cenumanien
Natih
Calcaire
Nahr Umr
:vtarne~ il urbitoline~; charge
Shams
Calcaire biocla~tique il rudi~te et roraminirère~benthique~ - Con~truction~ récirale~ à rudiste~.
Santonien
{
biocla~tique il débri~ de
rudiste, préalvéolines
{
Albien inr.
à
Aptien
Barrémien
à
Ilauterivien
Hirkat
terrigène il la
ba~e
Conglomérat il élément~ de calcaire - micrite argileuse en petits bancs rormant des séquences répétitives à rare~
organogènes, radiolaires, ~ili~pongiaire~.conslruction~ récirale~ il rudi~te~.
debri~
Valanginien
~1~~~o_n_i9~:~~~_
Portlandien inr.
l'lien~bachien
{
Awabi
:Vlicrite
supérieur
Calcaire oolithique il rares roraminirères benthiques, nombreuses accumulation~de lamellibranches.
inrérieur
grès quartzcux,
Mahil
Dolumie rubanée pauvre en
Saiq
Calcaire et dolomie il Fusulines, horizons sub-évaporitiques
'l'ur. lunite, ba~alte, tranchy-andesite, rhyudacite, intru~iun~ (dulérite, micru-granite).
Cunglomérat et ~iltite argileu~e lenticulaire~
~ilificiée
il
calpionelle~ (raciès
grè~
calcareux,
:\laiolica).
oolilhe~ rerrugineu~e~,calcaire biocla~tique.
TI{IAS
!)oraschamien?
Djulfien
il
'\1urghabien
débri~ organogènes
{
tectogenèse éo-alpine, caractérisée par une subduction
suivie d'une obduction qui conduisent à la fermeture de la
N éotéthys méridionale.
1) Le Permien supérieur - Transgression de la « Mer à
fusulines ». Installation de la plate-forme carbonatée d'Oman
et de celle de Baid. Distension et rifting sur la bordure nord
du Gondwana : individualisation du bassin Hamrat Duru.
Dès le Murghabien, une large transgression marine
couvre le socle pénéplané de la partie nord-orientale du
Gondwana, en deux étapes successives. Au cours de la
première, le dépôt de conglomérats fluviatiles à marins très
littoral (grès et siltites de la base de la Fm. de Saïq) efface
les irrégularités topographiques du socle recouvert. Au
cours de la seconde, au Murghabien supérieur, les faciès
carbonatés de plate-forme se généralisent tant dans le Jabal
Akhdar [Rabu, 1987] que dans le Saih Hatat [Le Métour,
1987] vers le nord-ouest dans le Musandam [Glennie et al..
1974; Ricateau et Riché, 1980] et sur la plate-forme de Baid,
[Fm. de Baid, Béchennec, 1987] (fig. 3 et 4).
Si le Musandam et la majeure partie du Jabal Akhdar
constituent un domaine stable, le Saih Hatat et la terminaison NE du Jabal Akhdar apparaissent instables. Cette
instabilité se traduit [Le Métour, 1987; Rabu, 1987] par des
variations lithologiques rapides et nombreuses dans les
termes inférieurs de la formation de Saïq, par l'individualisation de horsts et de grabens limités par des failles actives,
par l'existence de discordance syn-sédimentaire et par
Bull. Soc. géol. Fr., 1989, nO 2
l'interstratification dans les horizons à fusulines de la
formation de Saïq, de rhyolites et tufs rhyolitiques et de
basaltes et trachy-andésites à caractère transitionnel, caractéristiques d'une distension intraplaque continentale [Le
Métour, 1987].
Une telle instabilité se développe aussi sur la plate-forme
de Baid où elle se marque par la présence de brèches et de
volcanites basiques à intermédiaires à chimisme alcalin
[Béchennec, 1987].
A partir du Djulfien une tendance régressive importante
s'observe sur la plate-forme avec l'épaisseur de faciès très
confinés et un fort appauvrissement de la microfaune. Cet
épisode régressif reconnu dans toutes les montagnes
d'Oman jusqu'au Musandam [Glennie et al., 1974; Ricateau
et Riché, 1980] se poursuit durant le Trias inférieur et
moyen (Fm de Mahil).
Le bassin Hamrat Duru.
L'instabilité observée dans le Saih Hatat et sur la
bordure de la plate-forme de Baid [Béchennec, 1987]
correspond à une importante phase de distension et de
rifting qui aboutit à l'individualisation, dans la partie
nord-est du Gondwana, d'un vaste bassin intra-continental,
le bassin Hamrat Duru (fig. 4). Celui-ci, au niveau' de
l'Oman sépare alors la plate-forme omanaise de la plateforme de Baid (fig. 5) et a, d'après les constructions
rétro-tectoniques, une largeur de l'ordre de 220 km [Béchennec, 1987]. Cette distension s'accompagne d'un impor-
LES MONTAGNES D'OMAN
mmmrn
lillillJlllJ
Bassin Hamrat Dur
Hamrat Ouru
~ :~~;~~~/~~~c~~rQ.
~
t-iaushi Iluqf
Jabal Akhdar
Masqat
lA~~~n~orme carb.
Masirah
Musandam
Ncyriz
Oman intérieur
Qatar
Saih Hatat
PERMIEN SUPERIEUR
173
tant magmatisme (membre inférieur de la Fm. de Al Ji1 _
tabl. IV) avec de puissantes séquences de vo1canites essentiellement basiques, localement intermédiaires à acides,
dont le chimisme est généralement alcalin, mais présente
parfois des affinités avec des tholéiites océaniques. Ce type
de magmatisme est caractéristique d'une distension intraplaque continentale, mais la présence des tholéiites océaniques marque un phénomène d'amincissement crustal prononcé, même s'il n'aboutit pas à une océanisation véritable
[Béchennec, 1987].
.
Cette phase de rifting entraîne la formation de talus
continentaux, en bordure des plates-formes, sur lesquels se
déposent des brèches et des mégabrèches : membre B et C
de la Fm. de Maqam, Gp. de Sumeini [Watts et Garrison,
1986; Glennie et al., 1974] et membre inférieur de la Fm de
Al Jil. Cette phase induit aussi le dépôt des premières
radiolarites et de turbidites essentiellement carbonatées
parfois gréseuses, qui remanient en milieu bathyal des
clastes issus des deux plates-formes bordières. Les radiolarites, qui reposent sur la puissante séquence volcanique
basale, ont été datées du Permien supérieur [De Wever et
al., 1988; Béchennec, 1987]. Cette datation ainsi que la
reconnaissance et la caractérisation d'un important magma-
FIG. 3. - Carte paléogéographique de la bordure NE de la plate-forme
arabique au Permien supérieur.
3. - Palaeogeographic map of the northeastern Arabian platform
during the late Permian.
FIG.
'
"
"
/
BA
Au
"
ill!IllIIIlIl
T'thy,
[J]J]]
Plat~-fo,.u:
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extension au Perlien supérieur
(
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\
J
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•
•
•• "
rraglentation
'-"J-.
VolcaniSl1! intraplaque
~Grabencontinental
Carboni(ht-Pu·.ien
•
••
du
Sud-Gondwana
Otpôl 91aC iaire de Gondwana
~·--...Catotte91aci"i"edtGondwana
r - r i ' en Inde et en Oun
FIG.
FIG.
4. 4. -
Esquisse paléogéographique du domaine de transition Sud-Gondwana-Téthys au Permien.
Diagrammatic palaeogeography of the South Gondwana-Tethys transition zone during the Permian.
Bull. Soc. géol. Fr., 1989, nO 2
tl::i
~
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~
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Cl
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~,
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~~
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00
TABL.
.\0
TABL.
;j
o
IV.
IV.
Lithostratigraphie des nappes Hawasina.
Lithostratigraphy of the Hawasina nappes.
IV
HAMRAT DURU GROUP
AGE
UMAR GROUP
KAWRGROUP
AL ARIDH GROUP
Late Turon.-early Sen.
Nayid Fm. Na (carbonate turbiditeJ
Safil Fm. Sf(micritic clayey limestone)
Musallah Fm.
Late Cenomanian
_
Si 2C (silici1ied limcstone)
Si 2 (carbonate turbidite)
Barremian
-
ArR
ofplatform carbonate)
Ar4 V(olistolith
(andesite-granophyre)
~!i~~~~~~~~~~~0!~
__
J~~~~~~~~~~~~~I---- ------
_
Ar4L (carbonate turbidite)'
Sid'rFm.
AI Ghafat Fm.
Sil (silicified limestone)
Si 1L - Sil LC (silici1ied limestone-micrite)
Ar3 (radiolarite-megabreccia)
ArR (olistolith ofplatform carbonate)
Tithonian-Berr.
--~i~~i:;:::;::;':'::;::~::i
Dogger-Malm
Mb 2C-Mb 2LC (radioJarite-carbonate turbidite)
Mb 2Sl (siltstone-shale-sandstone turbidite)
Mb 2 (sandslOne turbidite)
Mb 2L (calcareous sandstone turbiditeJ
Lias
MatbatFm.
Late-rnid. Triassic
"8
Nadan Fm.
Nd (micritic limestone,
majolica)
tn
~
l::l
Sayfam Fm.
MbR (olistolith of platform carbonate)
Mb l (carbonate turbidite>
Arl (breccia-carbonate turbiditeradiolarite)
Mb l V (basalt-hyaloclastite)
Arl V (basaIt)
Mf(platform carbonate)
Misfah Fm.
-----------------.1
Sinni Fm.
MfV (andesite-basalt)
Um V 1 2 (basalt-andesiteJ
UmV3 (trachyte-granophyre>
i':arly Triassic?
calcaires de type Hallstatt
Aj] V (basalt-andesite-keratophyre)
Bd (platform carbonate)
Late Permian
t-- UmR (olistolith ofplatform carbonate) -
Mffi(reeflimestone)
AhS (sandstone >
Ajl (carbonate turbiditel
AhSh (megabreccia-radiolariteJ
tn'
()
::r::
tn
Z
Z
()
Aj2C (radiolarite-shale)
AIJiIFm.
~
t:x:l
Baid Fm.
BdV (basait)
r-
175
LES MONTAGNES D'OMAN
TRIAS
P F.
ARABE
SW
_ _ _ _ _ BASSIN
BASSIN
HAMRAT
li .4 .~~_u
.......::.:.: ..
SOCLE
SUPERIEUR
HAWASINA
HORST SILLON
de
de
BAID
AL ARIDH
DU RU
45Dkm~
__
HORST
de
MISFAH
_
BASSIN
UMAR
u~
TETHYS
NE
~_
C8&ti§:-~f3('''~~---~CARBON. LITTORAUX
SEDIMENTS BATHYAUX
DRadiolarites
grrias
lHlpermien sup.
[Z:JBrèches
§Turbidites
FIG.
5. -
Le bassin Hawasina au Trias supérieur.
FIG.
5. -
The Hawasina basin during the Upper Triassic.
tisme effusif permet de définir cette phase précoce de
distension et de rifting. Cette phase est d'âge permien
supérieur contrairement aux hypothèses émises jusqu'à
présent par de nombreux auteurs [Glennie et al., 1974;
Searle et al., 1980; Watts et Garrison, 1986; Robertson,
1986; Cooper, 1987; Bernoulli et Weissert, 1987] qui
considèrent que la première phase de rifting est d'âge trias
moyen à supérieur.
2) Le Trias - La plate-forme omanaise: poursuite de
l'épisode régressif. Le bassin Hawasina : distension et rifting,
individualisation du sillon Al Aridh, de la plate-forme de
Misfah, et du bassin Umar.
a) La plate-forme omanaise.
L'épisode régressif qui débute au Djulfien avec les
dolomites de la Fm. de Saiq se poursuit durant le Trias avec
le dépôt des dolomites de la Fm. de Mahil. Ces dolomites,
pauvres en débris organogènes, fréquemment remaniées in
situ, avec des traces d'exondations temporaires, sont caractéristiques d'un environnement médio à supralittoral.
Au Norien-Rhétien [Villey et al., 1986 a; Le Métour,
1987], le retour de dépôts détritiques terrigènes (dans le
Saih-Hatat) marque la reprise de phénomènes d'érosion des
zones continentales en climat humide. A la fin du Trias, le
Jabal Akhdar et le Saih Hatat forment un domaine littoral
marin très étendu, ayec de larges zones de type sabkha, qui
arrive à l'émersion. Vers le nord-ouest, dans le Musandam,
la séquence régressive n'aboutit pas à une émersion prolongée puisque le Norien-Rhétien [Fm. de Milahah, Ricateau
et Riché, 1980] est recouvert en concordance dès le Lias
inférieur [formation de Galilah, Ricateau et Riché, 1980].
b) Le bassin Hawasina.
La seule donnée objective connue dans l'Hawasina
concernant le Trias inférieur, est constituée par des calcaires de type Hallstatt, identifiés très localement dans la
région de Baid, au toit des carbonates infralittoraux d'âge
djulfien de la Fm. de Baid (Calon, communication orale,
Congrès d'Edinbourgh, mars 1988). Ces faciès condensés
~Lithosphère ocèanique
~volcanites
montrent que l'effondrement de la plate-forme de Baid
débute dès le Trias inférieur. Il apparaît cependant que c'est
au Trias moyen et supérieur que se développe le paroxysme
de la deuxième phase de rifting et distension. En effet, c'est
au Ladinien dans la partie orientale et au Carnien dans la
partie centrale des montagnes d'Oman, que se développent
les puissantes séquences volcaniques triasiques, d'après
l'âge des radiolarites qui sont soit interstratifiées à leur toit
soit qui les recouvrent [Béchennec, 1987]. Cette deuxième
phase de distension et de rifting affecte essentiellement la
plate-forme de Baid; cette dernière est démantelée, mais
des reliques, bien qu'effondrées, forment néanmoins toujours un horst sur la bordure interne du bassin Hamrat
Duru (fig. 5). Cette phase aboutit à l'individualisation du
sillon Al Aridh, du horst de Misfah, et du bassin Umar, qui
avec le bassin Hamrat Duru situé en position plus externe,
constituent le bassin Hawasina (fig. 5) [Béchennec, 1987].
Dans ces nouvelles structures se développe un important
volcanisme. Celui-ci partiellement identifié par les études
antérieures [Glennie et al., 1974; Searle et al., 1980;
Robertson, 1986] est particulièrement développé dans le
bassin Umar (Fm. Sinni) mais est aussi relativement important sur le horst de Misfah (Fm. Misfah) et dans le sillon
Al Aridh (Fm. Sayfam, cf. tabl. IV). De composition essentiellement basique, parfois intermédiaire, il a très généralement un caractère alcalin [Béchennec, 1987]. Cependant
on note dans la Fm. Sinni, une évolution vers des termes
transitionnels et parfois tholéiitiques MORB [Béchennec,
1987]. Ceci traduit un phénomène d'amincissement crustal
prononcé dans la zone la plus interne du bassin Hawasina
et il apparaît probable que la partie la plus distale du bassin
Umar soit franchement océanique le tout étant relié à
l'accrétion de la Néotéthys qui se développe aussi à cette
période [Whitechurch et al., 1984; Dercourt et al., 1986].
La sédimentation, dans ces morphostructures, est essentiellement pélagique, sauf sur le horst de Misfah où
s'installe une plate-forme carbonatée qui va alimenter
périodiquement les bassins bordiers, sillon Al Aridh et
bassin Umar, en clastes et blocs de carbonates infralittoraux.
Bull. Soc. géol. Fr., 1989, nO 2
176
F. BÉCHENNEC
Dans le bassin Hamrat Duru, déjà individualisé depuis
le Permien supérieur, cette phase de distension et de rifting
va principalement se traduire par une généralisation des
faciès siliceux, essentiellement radiolaritiques (membre
supérieur de la Fm de Al Jit), au Ladinien et au Carnien.
Ce brusque changement de sédimentation s'explique par un
affaissement global de ce bassin sous la CCD et aussi par
une raréfaction des apports clastiques issus de la plateforme omanaise, alors sous régime semi-évaporitiqüe. Par
la suite, au Norien [Bernoulli et Weissert, 1987] une
sédimentation carbonatée hémi-pélagique (membre inférieur de la Fm. de Matbat (tabl. IV)) s'installe progressivement, bien que l'activité tectonique persiste encore (volcanisme effusif dans les parties les plus internes du bassin
Hamrat Duru, et intrusions de teschénite). Sur la pente
continentale, en bordure de la plate-forme omanaise, les
mégabrèches et radiolarites [Gp. de Sumeini - Watts et
Garrison, 1986] sont les témoins de cette phase.
Ainsi, dès le Trias supérieur, le bassin Hawasina a acquis
ses principaux traits morphostructuraux qui vont conditionner toute la sédimentation au Jurassique et au Crétacé.
Le contraste est remarquable, durant toute cette période de
tectonique active, entre la plate-forme omanaise qui passe
en domaine continental et le bassin Hawasina qui passe en
domaine bathyal.
et al.
8 A
TRIAS SUPERIEUR
-
LIAS INFERIEUR
Oandnr Ab bas
OH
Dhofar
HH
J A
MA
MS
Hau5hi Iluqf'
Jabal Akhdar
Hasqat
Masirah
MU
Husandam
NE
Ncyriz
OMI
Oman intérieur
Qatar
Saih Hatat
QA
SH
Bassin Ilamrat Ouru
Talus continental
Plate-forme carbonatée
interne
Plate-forme évapori tique
Domaine émergé
3) Le Jurassique -
Une période de quiescence.
a) La plate-forme omanaise.
A la suite de l'émersion fini-triasique, liée au moins en
partie à une variation mondiale du niveau marin [Vail et al.,
1978], la plate-forme omanaise reste pour une grande part
en domaine continental durant le Lias inférieur (fig. 6).
Durant cette période, des altérites continentales se forment;
elles sont aujourd'hui préservées dans le Saih Hatat à la
base du groupe de Sathan [Le Métour et al., 1986]. Des
mouvements tectoniques sont enregistrés dans le Jabal
Akhdar [Glennie et al., 1974] et une profonde érosion
entame le substratum permo-triasique dans le Haushi-Huqf
[Morton, 1959; Glennie, 1977].
Vers le NNE, dans le Musandam, cette phase continentale et les phénomènes qui lui sont associés dans le reste
de l'Oman, ne se développent pas, puisque la séquence
jurassique transgressive repose en concordance et sans
hiatus sur les séries du Norien-Rhétien [Ricateau et Riché,
1980]. La transgression jurassique apparaît largement diachrone à travers l'Oman puisque les faciès clastiques
siliceux qui la jalonnent sont datés du Lias inférieur dans
le Musandam [Ricateau et Riché, 1980], Pliensbachien dans
le Jabal Akhdar [Rabu, 1987] et Bathonien probable sur
l'axe du Huqf [Murris, 1981]. Une plate-forme carbonatée
à oolithes s'installe à la suite et persiste jusqu'au Tithonique
inférieur pour constituer la formation supérieure du groupe
de Sathan dans le Jabal Akhdar et le Saih Hatat [Le
Métour, 1987; Rabu, 1~87].
b) Le bassin Hawasina.
Sur le talus continental et dans le bassin Hamrat Duru
la sédimentation jurassique est le fidèle reflet de celle de
la plate-forme omanaise. En effet, elle comprend une
séquence inférieure essentiellement terrigène - grès de la
Fm. de Maqam (Gp. de Sumeini) [Watts et Garrison, 1986]
e~ grès du membre supérieur de la Fm. de Matbat (tab. IV)
Bull. Soc. géol. Fr., 1989, nO 2
250 KM
~--~
FIG. 6. - Carte paléogéographique de la bordure NE de la plate-forme
arabique au Trias supérieur-Lias inférieur.
FIG. 6. Palaeogeographic map of the northeastern Arabian platform
during the late Triassic-Lower Lias.
(Gp. de Hamrat Duru) - qui se développe jusqu'au Lias
supérieur-Dogger inférieur, et une séquence supérieure
carbonatée (turbidites oolithiques de la Fm. de Mayhah,
Gp. Sumeini, et de la Fm. Guwayza, Gp. de Hamrat Duru)
qui va du Dogger au Tithonique. Cependant, la partie
centre-orientale du bassin Hamrat Duru se singularise à
partir du Dogger, avec l'apparition de niveaux de radiolarite et une silicification plus ou moins intense des turbidites
oolithiques (Fm. de Wahrah) [Glennie et al., 1974]. Ce
phénomène est probablement en liaison avec l'arrivée de
courants de fond issus de la zone orientale du bassin, où
dès cette époque débute l'ouverture de ce qui va devenir
l'océan Indien.
Dans le sillon Al Aridh et le bassin Umar (fig. 5) une
sédimentation essentiellement pélagique se poursuit avec
des radiolarites et des micrites, au sein desquelles sont
interstratifiés des niveaux de brèches remaniant des carbonates de plate-forme d'âge permien supérieur et trias
supérieur, issus des deux horsts bordiers de Baid et de
Misfah.
La plate-forme de Misfah durant cette période est
sub-émergée.
LES MONTAGNES D'OMAN
177
4) Le Tithonique supérieur-Berriasien - Effondrement de
la marge continentale omanaise.
bassin qui s'affaisse, paraît identique à celui déjà noté au
Trias moyen-supérieur.
a) La plate-forme omanaise.
Au cours du Tithonique, une nouvelle phase de tectonique distensive se développe sur l'ensemble de la marge
continentale omanaise. La plate-forme carbonatée jurassique est alors découpée en blocs, par des failles listriques
NW-SE et des accidents orthogonaux, qui entraînent son
effondrement et provoquent un recul de la pente continentale d'environ 250 km vers l'ouest. Au cours de cet
effondrement, les différents compartiments subissent une
érosion différentielle en contexte marin ouvert, ainsi que le
montre, d'une part la surface durcie et la thanatocénose à
bélemnites et à dents de sélaciens qui jalonnent le toit du
Gp. de Sahtan [Rabu et al., 1986] et d'autre part la
discordance angulaire régionale entre ce dernier et la Fm.
Awabi (Gp. de Kahmah) [Rabu, 1987].
Un tel affaissement se produit également dans la Dibba
zone [Searle et al., 1983], dans le Musandam [Ricateau et
Riché, 1980], plus au nord dans la région de Neyriz [Ricou,
1974], mais aussi en Oman intérieur dans la région de
Fahud [Glennie et al., 1974]. A l'ouest, en arrière du
nouveau talus continental, un soulèvement généralisé de la
plate-forme arabique jusqu'au Lurestan [Murris, 1980],
conduit au dépôt d'évaporites (fig. 7). Ce contraste de
comportement, entre la plate-forme qui se soulève et le
b) Le bassin Hawasina.
La phase de tectonique distensive du Tithonique supérieur-Berriasien ne modifie guère les principales morphostructures du bassin Hawasina, bien qu'elle provoque leur
affaissement global. Le développement de brèches très
grossières, remaniant des carbonates de plate-forme, au toit
de la Fm. de Guwayza, dans les faciès les plus proximaux
par rapport à la plate-forme omanaise, souligne l'effondrement de cette dernière. En bordure des horsts de Baid et
de Misfah, un même type de dépôt s'observe'(faciès distaux
de la Fm. de Guwayza et Fm. de Buwaydah) [Béchennec,
1987].
De plus, dans le sillon Al Aridh, cette phase distensive
s'accompagne localement du développement d'un volcanisme de composition basique à intermédiaire, à caractère
franchement alcalin (Fm. de Buwaydah).
BA
TITHOtlIQUE SUPERIEUR -
nF:RRIASIEN
Dandar Ab bOl:::
OH
Dhofar
HH
Haushi HuqC
J A
MA
Jabal Akhdar
Hasqat
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Masirah
MU
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Oman intérieur
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Saih Hatat
Bassin Hamrat Duru
Faciès Maroliea
Sillon turbidi tique
Talus continental
Plate-forme carbonatée
interne
Plate-forme évapori tique
Domaine émergé
250 KM
~--~
7. - Carte paléogéographique de la bordure NE de la plate-forme
arabique au Tithonique supérieur-Berriasien.
FIG. 7. Palaeogeographic map of the northeastern Arabian platform
during the late Tithonian-Berriasian.
FIG.
5) Le Crétacé inférieur - La plate-forme omanaise: de
l'effondrement à la reconquête par les faciès carbonatés de
plate-forme. Le bassin Hawasina : une mega-séquence régressive.
a) La plate-forme omanaise.
A la suite de l'effondrement fini-jurassique de la
plate-forme carbonatée omanaise, le recul du talus continental vers l'ouest entraîne la généralisation des sédiments
circalittoraux à bathyaux sur l'ensemble de la zone [Glennie
et al., 1974; Ricateau et Riché, 1980; Searle et al., 1983].
Cependant à cette époque des évolutions différentielles
peuvent se remarquer entre des portions stables, dont le
Jabal Akhdar est un exemple [Rabu, 1987] et des portions
instables représentées par le Saih Hatat [Le Métour, 1987]
et la terminaison nord orientale du Jabal Akhdar [Rabu,
1987].
Dans le Jaba1 Akhdar, la tectonique fini-jurassique est
scellée par les premiers dépôts d'une méga-séquence régressive (Gp. de Kahmah) qui voit se succéder des sédiments
pélagiques, des sédiments de plate-forme externe et des
sédiments de plate-forme interne. Cette mégaséquence
illustre la reconquête de la marge effondrée par les faciès
progradants d'une plate-forme carbonatée. Les premiers
dépôts [Fm d'Awabi, Rabu, 1987] sont contemporains d'une
légère instabilité du substrat et d'une érosion active ainsi
qu'en témoignent la présence de 1ithoclastes d'âge triasjurassique dans les horizons microbréchiques, et la présence
de conglomérats intraformationnels strictement localisés
[nez du jabal Akhdar, Rabu, 1987]. Bien que la distension
tithonique supérieur-berriasien ne s'accompagne apparemment pas de magmatisme, de rares horizons volcanosédimentaires sont à signaler dans le Jabal Akhdar [Wadi
Mu'aydin, Rabu et al., 1986]. La stabilisation complète de
la région s'accompagne de la généralisation des micrites à
calpionelles et radiolaires (faciès Maiolica) dont le dépôt
se poursuit jusqu'au Valanginien inférieur. A cette période
débute une phase de comblement qui se développe jusqu'à
l'Hauterivien-Barrémien et se caractérise par le dépôt de
séquences répétitives de micrite argileuse (contourite ou
turbidite très fine de la Fm. de Birkat). A l'HauterivienBarrémien apparaissent les premiers témoins de l'installation d'une plate-forme carbonatée différenciée (calcaire
Bull. Soc, géol, Fr., 1989, nO 2
178
F. BÉCHENNEC
bioclastique du sommet de la Fm. de Birkat) qui se
pérennise au Barrémien-Aptien (Fm. de Shams) avec de
plus, l'installation d'un domaine de barrière (haut-fond
oolithique et haut-fond à rudistes) sur la partie NE du jabal
Akhdar Gabal Nakhl). Au-delà de ce haut-fond, vers le NE,
un domaine de mer ouverte (plate-forme externe) persiste
(fig. 8).
Bass i n
Hamra t [luru
Haut-fond 001 i thiQue ou
harrière réci fale
Plate-formr. carb.
Domaine émc:r{!.é
FIG. 8. - Carte paléogéographique de la bordure NE de la plate-forme
arabique au Barrémien.
FIG. 8. Palaeogeographic map of the northeastern Arabian platform
during the Barremian.
En effet, la mégaséquence régressive s'achève dès la base
de l'Albien inférieur et la transgression albienne conduit à
la disparition de la barrière et à l'installation sur l'ensemble
du domaine étudié, d'une plate-forme indifférenciée à
influence de mer ouverte (sommet de la Fm. de Shams).
Alors que cette transgression d'importance mondiale [Vail
et al., 1977] se poursuit sans interruption jusqu'au Cénomanien sur la plate-forme arabique [Harris et al., 1985], elle
est brutalement stoppée à l'Albien inférieur terminal-Albi en
moyen par un soulèvement du jabal Akhdar, auquel est
associée la surface durcie qui jalonne le toit de la Fm., de
Shams [Rabu, 1987] et une possible érosion du substratum
[Olennie et al., 1974]. Un nouvel épisode transgressif débute
à l'Albien moyen et se poursuit jusqu'au Cénomanien
supérieur (Op. de Wasia). Les sédiments, essentiellement
carbonatés, comportent au départ, une proportion élevée de
clastes terrigènes et une forte charge argileuse (marnes de
la Fm. de Nahr Umr), puis la phase carbonatée devient
rapidement prépondérante, et de l'A1bien supérieur au
Cénomanien supérieur se développent les calcaires à
orbitolines, à préalvéolines et à rudistes (Fm. de Natih), qui
marquent la réinstallation d'une plate-forme carbonatée
stable.
Dans le Saih Hatat [Le Métour, 1987] et sur la terminaison NE du Jabal Akhdar [Rabu, 1987] à la suite de la
tectonique distensive fini-jurassique, un sillon turbiditique
Bull. Soc. géol. Fr., 1989, nO 2
et al.
s'installe sur la partie occidentale de la région. Ce sillon de
type «deep sea fan» est alimenté, au moins jusqu'au
Valanginien, en détritiques carbonatés et terrigènes fins, par
l'érosion de larges régions de l'avant pays méridional, et
oriental: l'axe du Haushi Huqf et l'arc du golfe d'Aden.
Vers l'est, le sillon turbiditique est bordé par un large bassin
à sédimentation pélagique ou hémi-pélagique (faciès
Maïolica). A partir du Valanginien moyen, une phase de
comblement s'amorce; dans le bassin oriental, les sédiments hémi-pélagiques deviennent prépondérants et des
constructions récifales à rudistes apparaissent dès le Barrémien (Fm. de Birkat) et progradent vers le nord; dans le
sillon turbiditique la sédimentation est alors caractérisée
par des séquences d'accrétion, formées de calcaires de
plate-forme externe. Au Barrémien, un nouvel effondrement du domaine instable, interrompt la progradation de
la plate-forme et des turbidites carbonatées (sommet de la
Fm. de Birkat). Cette seconde phase de comblement
s'achève par la réinstallation de la plate-forme carbonatée
à rudistes (Fm. de Shams) au Barrémien supérieur-Aptien
inférieur.
L'Albo-Cénomanien (Op. de Wasia) n'est pas représenté
dans le Saih Hatat [Le Métour et al., 1986a]; il a été
totalement érodé avant le dépôt de la Fm. de Muti au
Turonien. Cette érosion a aussi affecté la partie nord-est du
Jabal Akhdar où les séries du Op. de Wasia sont absentes
ou incomplètes [Olennie et al., 1974; Rabu et al., 1986]. Le
Musandam appartient au domaine stable et une évolution
semblable à celle du jabal Akhdar y est décrite [Ricateau
et Riché, 1980].
En Oman intérieur (région de Fahud), une méga-séquence transgressive débute à l'Albien et se poursuit sans
interruption jusqu'au Cénomanien inférieur [Harris et al.,
1985].
Au Barrémien, l'effondrement identifié dans la partie
instable s'intègre quant à lui, dans une phase de tectonique
distensive qui affecte un vaste domaine, depuis le Saih
Hatat jusqu'au Dhofar et aboutit à l'immersion de zones
jusqu'alors émergées, l'axe du Huqf et l'arc du golfe
d'Aden.
b) Le bassin Hawasina.
A la suite de l'affaissement global du bassin Hawasina
et du recul de la pente continentale, la zone de l'ancien
talus continental et le bassin Hamrat Duru, sont d'une part
privés des apports clastiques issus de la plate-forme omanaise et se retrouvent d'autre part globalement sous la
CCD. Aussi, durant le Néocomien, la sédimentation y
est-elle généralement pélagique et assez fréquemment siliceuse ou silicifiée (membre B de la Fm. de Mayhah) [Watts .
et Oarrison, 1986] et membre inférieur de la Fm. de Sid'r
[Béchennec, 1987]. Le retour à une sédimentation essentiellement turbiditique se fait seulement au Barrémien et
correspond à la fin de la reconquête de la plate-forme
omanaise effondrée (membre médian de la Fm. de Sid'r).
Ce type de sédimentation se poursuit jusqu'à l'Albo-Cénomanien, période à laquelle un retour à des dépôts siliceux
ou silicifiés (membre supérieur de la Fm. de Sid'r) [Béchennec, 1987] est noté.
Dans le sillon Al Aridh se poursuit une sédimentation
essentiellement pélagique avec des intercalations de niveaux de brèches carbonatées remaniant des carbonates de
plate-forme, d'âge permien supérieur et trias supérieur,
LES MONTAGNES D'OMAN
issus des horsts bordiers Baid et Misfah (Fm. de Buwaydah
et d'Al Ohafat). Cependant durant le Néocomien une
sédimentation carbonatée turbiditique (membre inférieur de
la Fm. de Musallah) se développe localement [Béchennec,
1987].
La plate-forme de Misfah, sub-émergée ou émergée à la
fin du Jurassique, s'affaisse et passe en milieu bathyal. Les
carbonates microkarstifiés de la plate-forme triasique (Fm.
de Misfah) sont alors recouverts par une microbrèche
carbonatée à nombreux rostres de bélemnites et débris de
Saccocomidae, à laquelle succèdent des micrites à calpionelles (faciès Maiolica de la Fm. de N adan) [Olennie et al.,
1974].
L'âge tithonique proposé pour l'effondrement de la
plate-forme de Misfah est basé sur les grandes accumulations de Saccocomidae, observées dans les calcaires lithoclastiques rouges de la base de la Fm. Nadan, faciès
classique au Tithonique sur la plate-forme omanaise [Rabu,
1987]. Cependant d'autres auteurs [Bernoulli et Weissert,
1987] proposent un âge jurassique moyen pour cet affaissement en se basant sur des foraminifères pélagiques non
déterminables proche des protoglobigérines [Olennie et al.,
1974].
Par la suite, une lacune de sédimentation s'étend du
Valanginien à la base du Cénomanien moyen, période à
laquelle se déposent à nouveau des calcaires micritiques
argileux à radiolaires (Fm. Safil) [Beurrier et al., 1986;
Béchennec, 1988].
Dans le bassin Umar, une sédimentation essentiellement
pélagique se poursuit.
6) Le Crétacé supérieur - Formation d'une chaîne éoalpine sur la bordure NE de la plate-forme arabique.
a) Le bassin de Semail.
L'histoire du bassin de Semail [Beurrier, 1987; Beurrier
et al., 1989] s'inscrit dans le cadre plus général de celle de
la Néotéhys orientale, dont l'individualisation commence
au moins dès le Trias. Cette histoire débute par l'édification
d'une lithosphère océanique, à l'aplomb d'une dorsale
d'accrétion. La partie sommitale de la croûte océanique
datant de cet épisode est caractérisée par la mise en place
d'un complexe filonien, surmonté par une pile volcanique
(Sv l ) au toit de laquelle des radiolarites (Su}) d'âge albien
supérieur à cénomanien inférieur ont été reconnues. Les
caractéristiques géochimiques des laves et des filons rapportés à cette phase d'accrétion, montrent qu'ils représentent des liquides ayant des affinités avec les MûRB « N »
appauvris, mais néanmoins différents de ceux des dorsales
d'accrétion actuelles des grands océans. Les rapports
Th/Ta (de l'ordre 1,4) ainsi que les teneurs en divers
éléments hygromagmaphiles des laves et filons montrent
que cette croûte océanique s'est formée dans un contexte
géodynamique de bassin marginal. L'ouverture du bassin
de Semail paraît liée au mouvement coulissant existant
entre les plaques continentales arabo-africaine et eurasienne [Livermore et Smith, 1984] pendant la période
albo-cénomanienne. Les ophiolites de l'île de Masirah où
un âge tithonique supérieur à hauterivien a été obtenu dans
les sédiments supra-volcaniques, pourraient représenter un
témoin de la plaque néotéthysienne ancienne.
Cette croûte océanique jeune est ensuite recoupée par les
produits d'un magmatisme (Sv 2) qui se développe en deux
179
épisodes post-accrétion de Semail; ils sont datés Cénomanien à Turonien moyen par les sédiments interstratifiés
dans les laves ou sus-jacents. Les caractères géochimiques
de ces magmas sont ceux des magmas avant-arc; il s'agit
en effet de tholéiites d'arc primitives ou de magmas à
affinités boninitiques. Ces deux épisodes sont rattachés au
fonctionnement d'une subduction intra-océanique plongeant vers le NE, qui s'établit au niveau de la zone
d'affrontement entre la croûte océanique jeune de Semail
et la croûte néotéthysienne ancienne (Trias-Jurassique)
rattachée à la plaque arabique. Cette dynamique subductive
est induite par l'établissement à partir dè 95 Ma d'un
régime compressif NNE-SSW entre l'Afrique et l'Eurasie
[Livermore et Smith, 1984].
Par la suite, au cours du Turonien, un détachement
intra-océanique démarre en arrière de la zone de subduction. L'individualisation de cette unité tectonique intraocéanique de par la température élevée (l 000 OC) de sa
partie basale mantellaire, induit un métamorphisme à la
partie sommitale de l'unité chevauchée. Cette dernière est
constituée, au début du charriage, par une portion de croûte
océanique (ancienne) appartenant à la Néotéthys, et qui se
transforme en amphibolites (partie sommitale de la semelle
infra-ophiolitique). Les caractères géochimiques de ces
amphibolites [Rabu, 1987] sont ceux des tholéiites MûRB.
A partir du Santonien-Campanien, l'unité chevauchante
atteint le domaine à croûte continentale, l'obduction est
alors entamée, et les sédiments de la partie la plus interne
du bassin Hawasina (Fm. de Aqil, Op. de Umar) sont
métamorphisés dans le faciès schiste vert.
La nappe des ophiolites de Semail est ainsi formée et son
charriage sur la marge continentale passive sud-téthysienne
va se poursuivre jusqu'à sa mise en place sur la plate-forme
omanaise au Campanien-Maastrichtien inférieur. Il faut de
plus préciser, que la nappe de Semail demeure en milieu
bathyal au cours de son avancée, au moins jusqu'au
Santonien-Campanien, âge le plus jeune obtenu pour les
radiolarites du toit des sédiments supra-volcanites (Su 2).
b) Le bassin Hawasina.
Au Crétacé supérieur, la sédimentation essentiellement
pélagique continue de se développer dans les parties
internes du bassin Hawasina. Ainsi, des sédiments carbonatés bathyaux se déposent à partir du Cénomanien moyen
jusqu'au Turonien moyen (Fm. de Safil, Op. de Kawr), et
peut-être même au-delà (de formation tectoniquement
tronquée à son toit) sur le horst effondré de Misfah
[Beurrier et al., 1986 a; Béchennec, 1987]. De même, dans
le sillon Al Aridh, les séquences radiolaritiques associées
aux brèches carbonatées, se poursuivent au moins jusqu'au
Turonien-Sénonien inférieur (partie sommitale de la Fm. de
Musallah, Op. d'Al Aridh) [Béchennec, 1987].
Dans le bassin Hamrat Duru, après un court épisode
siliceux (membre supérieur de la Fm. de Sid'r) de
l'Albo-Cénomanien, la sédimentation carbonatée turbiditique reprend (Fm. de Nayid) dès le Cénomanien supérieurTuronien inférieur et se poursuit au moins jusqu'au Turonien supérieur-Sénonien inférieur [Béchennec et al., 1986b;
Béchennec, 1987]. Ces turbidites sont généralement assez
fines et remanient essentiellement des clastes issus de la
plate-forme omanaise. Cependant, localement en bordure
de cette plate-forme, une tectonique active provoque des
effondrements et permet la formation de brèches et de
Bull. Soc. géol. Fr., 1989, nO 2
180
F. BÉCHENNEC
mégabrèches ravinantes, tant sur la pente continentale
(membre D de la Fm. de Mayhah, Gp. Sumeini) [Glennie
et al., 1974; Watts et Garrison, 1986] que dans les zones
externes du bassin Hamrat Duru (Fm. de Nayid dans
l'Hawasina window).
L'étude structurale des nappes Hawasina montre que
leur charriage sur la plate-forme omanaise se fait en trois
épisodes principaux.
- Le premier correspond à une phase compressive
éo-obductive qui se traduit par des plis déver~és, des
écaillages à vergence sud, et une organisation interne des
principales unités tectoniques en duplex [Boyer et Elliott,
1982] compatible avec une séquence en « piggy bach ».
Cette tectonique compressive a de plus vraisemblablement
induit le décollement de l'Hawasina par rapport à son socle
[Béchennec, 1987]. Elle n'est cependant en rien responsable
du métamorphisme schiste vert présent à la base des unités
Hamrat Duru dans l'Hawasina window [Bernoulli et
Weissert, 1987]. En effet, ce métamorphisme apparaît
associé à des plis à vergence nord et nord-est synchrones
du dernier épisode de rétrocharriage [Béchennec, 1987].
- Le deuxième épisode correspond au grands déplacements (de l'ordre de 500 km pour les unités les plus
internes) des principales unités tectoniques qui s'empilent
alors sur la plate-forme omanaise en un ordre immuable:
les plus externes sont à la base (unités tectoniques Hamrat
Duru HD1, HD2, HD3, HD4) et les plus internes au toit
(unités tectoniques Al Aridh, Misfah et Umar). Cette
tectonique obductive induit une géométrie finale de l'agen-
et al.
cement des principales unités, compatible avec une séquence « out-of sequence» [Searle, 1985; Béchennec, 1987].
- Le troisième épisode correspond à une tectonique
tardi-obductive. Cette dernière se développe après l'arrivée
des nappes sur la plate-forme omanaise. Elle se traduit
essentiellement par des plis déversés vers le NNE qui
reprennent les contacts tangentiels inter-unités. De plus,
localement, notamment dans « l'Hawasina window», elle
induit le développement d'une schistosité de plan axial
associée aux plis qui dans les niveaux structuraux inférieurs
est synchrone d'un métamorphisme schiste-vert.
L'arrivée des nappes sur la plate-forme omanaise ne se
fait pas avant le Campanien supérieur - Maastrichtien,
période à laquelle apparaissent les premiers débris issus de
leur démantèlement, dans la Fm. luweiza [Glennie et al.,
1974].
c) La plate-forme omanaise.
La nouvelle plate-forme carbonatée omanaise, installée
de l'Albien supérieur au Cénomanien supérieur (Fm. de
Natih), subit dès le Cénomanien supérieur - Turonien
inférieur les effets d'une nouvelle phase tectonique. A cette
période correspondent les dépôts du groupe d'Aruma
[Glennie et al., 1974] réputés discordants dans l'ensemble
des montagnes d'Oman sur le substratum carbonaté
permo-crétacé (break Wasia - Aruma) [Glennie et al.,
1974; Murris, 1980; Searle et al., 1983; Robertson, 1986].
En fait, les données nouvelles obtenues lors de la cartographie régulière des parties centrale et orientale des monta-
CI{]
~
g
~
MASQlyT-MUS
--
/--+-
____
AND AM
Form.
inférieure
z
Form. supérieure
~
CIl
form. d'Awabi et
de Birkat
~
form. de Shams
~
~ ~~r~~ ~:t~~hr
Umr
~
:.
Limi te dl extension
de la form. de fitri
Bas de la pente
Bordure du Hors t de
Masqa t-Musandam
FIG.
FIG.
9. 9. -
Carte schématique du substratum de la formation de Muti et grands traits du bassin Muti au Turonien moyen.
Diagrammatic map of the floor of the Muti Formation in the middle Turonian.
Bull. Soc. géol. Fr., 1989, no 2
LES MONTAGNES D'OMAN
gnes d'Oman [Béchennec et al., 1986; Beurrier et al., 1986;
Rabu, 1987] montrent une disposition paléogéographique
plus complexe, avec une zone positive active vers le NE
(axe Masqat-Musandam) (fig. 9) et un bassin subsident vers
le SW (bassin Muti). Les âges obtenus dans les formations
à la base du bassin subsident (Fm. de Fitri) et dans les
cherts à radiolaires immédiatement sus-jacents de la Fm. de
Muti, indiquent une continuité de sédimentation entre les
groupes de Wasia et d'Aruma sur cette partie du dispositif
paléogéographique. A l'aplomb de l'axe Masqat-Musandam, la discordance du groupe d'Aruma est patente
puisque le Turonien repose sur les formations du Jurassique. Le bassin subsident et l'axe Masqat-Musandam sont
séparés par un domaine de pente très raide modelé par les
accidents subverticaux orientés NNW-SSE, à fort rejet
vertical, qui, dès le Turonien moyen, amènent à l'érosion
des formations récifales permiennes (mégabrèches
d'Awabi), [Rabu et al., 1986; Rabu, 1987]. Ces mégabrèches
sont semblables à celles identifiées du côté bassin Hamrat-Duru dans les formations para-autochtones (mb
D - Fm. de Mayah) [Watts et Garrisson, 1986] et dans les
parties proximales du bassin lui-même (Fm. de Nayid dans
l'Hawasina window) [Béchennec, 1987].
Dans la zone de flexure initiale, entre la zone subsidente
(au SW) et la zone positive (au NE) se forment des oolithes
ferrugineuses (niveau repère dans la Fm. Muti) [Glennie et
al., 1974; Rabu et al., 1986]. Cependant, celles-ci sont très
rapidement entamées par des dépôts de pente à forte
énergie et exclusivement alimentées par l'érosion de la
plate-forme.
La disparition des différentes formations composant le
groupe d'Aruma et leur relation avec le substrat nous
permettent donc de distinguer deux domaines.
- Dans la partie sud-occidentale du Jabal Akhdar et
dans une partie de l'Oman intérieur, apparaissent, dès le
Turonien inférieur, en concordance sur la Fm. Natih, des
dépôts carbonatés de plate-forme externe envasée (Fm. de
Fitri) [Béchennec et al., 1986b; Rabu, 1987], caractéristiques
d'un bassin intra-shelf. A partir du Turonien moyen leur
succèdent en continu, des dépôts essentiellement détritiques, carbonatés et terrigènes (Fm. de Muti) de milieu
circalittoral à bathyal, et qui vont se poursuivre au moins
jusqu'au Santonien inférieur. Ces dépôts sont principalement des siltites-argilites carbonatées et accessoirement des
radiolarites. Cette sédimentation de milieu relativement
calme, est perturbée périodiquement par des arrivées de
détritiques dont les éléments proviennent de l'érosion
progressive de la plate-forme permo-cénomanienne, qui au
même moment, constitue, du fait du bombement, une zone
positive au nord de ce bassin (axe Masqat-Musandam fig. 9).
- Dans la moitié nord orientale du Jabal Akhdar et
dans le Saih Hatat, la Fm. de Fitri est absente et la Fm. de
Muti repose alors en discordance sur des séries de plus en
plus anciennes vers le NE (Gp. de Wasia, Gp. de Kahmah,
Gp. de Sahtan). Cette discordance, qui s'observe aussi dans
le Musandam marque l'importante érosion différentielle
qu'ont subi, au Cénomanien supérieur - Turonien inférieur, différents compartiments de la plate-forme permocénomanienne à la suite du bombement de la bordure NE
de la plate-forme omanaise. Ainsi que l'avaient noté
Glennie et al., [1974] le détritisme de la Fm. de Muti n'est
181
jamais alimenté par l'érosion des nappes ophiolitiques ou
de l'Hawasina, mais exclusivement par le démantèlement
de la plate-forme. La Fm. de Muti ne peut donc être
interprétée comme une formation syn-orogénique [Searle et
al., 1983] et c'est abusivement que le terme de flysch lui est
parfois appliqué [Kazmin et al., 1986] même si la réorganisation de la bordure NE de la plate-forme arabique
s'inscrit dans le cadre plus large d'une tectonique globale
qui permettra au Turonien moyen le détachement intra
océanique et le début du charriage de la nappe ophiolitique
de Semail [Beurrier, 1987].
L'axe Masqat-Musandam est bien identifié par la répartition géographique de la discordance Muti-substrat, par
la polarité des séries détritiques à partir du Turonien moyen
[Le Métour, 1987; Rabu, 1987]. Il est aussi reconnu dans
le Musandam par la présence de surfaces de discontinuité
et une importante discordance de la Fm. de Muti sur le
substratum jurassique et permien ayant subi une évolution
aérienne [Ricateau et Riché, 1980]. Cet axe est un trait
morphologique majeur dans la réorganisation de la bordure
NE de la plate-forme arabique. Il sépare le bassin Muti au
SW du bassin Hamrat Duru qui s'étend au NE. L'érosion
des assises permo-crétacées qui le forment, alimente symétriquement ces deux bassins.
la déformation et le métamorphisme éo-alpins commencent à affecter la bordure nord-est de la plate-forme
omanaise, notamment au niveau du Saih Hatat, après le
Turonien moyen (Fm. de Muti impliquée). Il s'agit d'une
déformation ductile, tangentielle et cisaillante du SSW vers
le NNE, développée dans un gradient de métamorphisme
HP IHT croissant dans la même direction.
La zonéographie structurale établie pour cet épisode
tectonique éo-alpin précoce comprend depuis le Jabal
Akhdar au SSW jusqu'au Saih Hatat au NNE (fig. 10) : une
zone sans schistosité, le front de schistosité de fracture, le
front de schistosité de flux, et enfin la zone à foliation
métamorphique composite [Le Métour et al., 1986b; Le
Métour, 1987; Rabu, 1987]. De plus on distingue un
domaine externe monostructuré, couvrant les zones à
schistosité de fracture puis de flux, à plis déjetés ou
déversés vers le NE, et un domaine interne polystructuré,
correspondant à la zone à foliation composite, à grands plis
couchés à vergence N ou NE dominante et à longueur
d'onde variant de 1 à 10 km.
La zonéographie métamorphique régionale correspondante, établie à partir des métabasites, comprend du SSW
vers le NNE (fig. 10) : la zone 1 des schistes a pumpellyitechlorite, la zone 2 des schistes bleus à glaucophanelcrossite-épidote, la zone 3 des schistes bleus à glaucophanegrenat et enfin la zone 4 des éclogites à glaucophane; pour
ces dernières les conditions physiques de métamorphisme
sont estimées à P > 12 kb pour T environ SOO-S30°C [Le
Métour et al., 1986b; Le Métour, 1987].
Localement dans la fenêtre du Saih Hatat, des schistes
bleus étaient connus, d'abord près de Masqat [Boudier et
Michard, 1981; Michard et al., 1982; Michard, 1983;
Ouazzani-Touhami, 1986], puis immédiatement à l'ouest
d'As Sifah [Lippard, 1983]. Les premiers, localisés dans les
«nappes métamorphiques de Mascate », seraient métamorphisés (HP IBT) et charriés vers le SW sur la plateforme au cours de l'obduction [Michard, 1983; Michard et
al., 1984]. Les seconds se seraient formés dans une zone de
Bull. Soc. géo/. Fr., 1989, nO 2
182
F. BÉCHENNEC
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GARNET BLUESCHIST ZONE
·Omp/l~
@
ECLOGITE ZONE
25km
a
A
B
b
N NAPPES
cp MAJOR
THRUST FAULî
K CRETACEOUS
J JURASSIC
Tr TRIASSIC
P UPPER PERMIAN
o ORDOVICIAN
Pc PRECAMBRIAN-CAMBRIAN
SO STRATIFICATJON
s, CLEAVAGE
c
5.5\01
Jabal As .... ad
o
N.NE
'Wadl Sarln........... --
JabaL Abu Oa'ud
As Sifah
2000
5km
FIG. 10 - Tectonique liée à la subduction, dans l'autochtone des montagnes d'Oman. - a : zonéographie structurale et métamorphique. - b : coupes
géologiques, voir localisation en (a).
FIG. 10. - Subduction tectonics in the Oman mountains autochthon. - a : structural and metamorphic zoning. - b : geological sections, see location on (a)
subduction avant d'être charriés sur la plate-forme lors de
l'obduction [Lippard, 1983; Lippard et al., 1986].
Cependant le métamorphisme HP/BT et les structures
associées doivent être considérées comme antérieures au
charriage des nappes Hawasina et à l'obduction. En effet,
les éléments structuraux et les zonéographies structurales
et métamorphiques, reconnus à travers les deux fenêtres
d'autochtone (cf. supra), sont scellés et recoupés à l'emporte-pièce par le contact chevauchant basal des nappes.
En outre, des chevauchements intra-autochtones de faible
ampleur, dont certains impliquent des écailles de serpentinite provenant des ophiolites de Semail, sont synchrones de
la mise en place des nappes et déforment les structures
précoces contemporaines du métamorphisme HP/BT;
d'ailleurs les vergences des deux phases de structures
superposées sont opposées: du SSW vers le NNE pour les
précoces, NNE vers le SSW pour les secondes, conformément au sens de déplacement des nappes. Enfin, les nappes,
Hawasina et de Semail ne sont jamais affectées ni par le
Bull. Soc. géol. Fr., 1989, nO 2
métamorphisme HP/BT, ni par la tectonique éo-alpine
précoce connus seulement dans les deux fenêtres d'autochtone.
L'interprétation de l'épisode tectonique éo-alpin précoce
peut être envisagée dans le cadre plus général de la
subduction sud-téthysienne d'âge cénomano-turonien. Son
plan se suit sur toute la bordure sud de la Néotéthys et
s'infléchit régulièrement depuis la Turquie jusqu'à l'Oman
[Dercourt et al., 1986] pour adopter une direction
NNW-SSE oblique par rapport aux zones isopiques de la
marge passive omanaise (fig. Il a). Ce dispositif de convergence permet d'envisager l'amorce d'une subduction du
promontoire NE de la plate-forme, à l'aplomb du Saih
Hatat, sous un coin de lithosphère océanique de la
Néotéthys (fig. Il b), l'entraînement partiel du promontoire
omanais dans la zone de subduction étant rendu possible
par l'amincissement crustal subi par cette portion de marge
au cours des phases permo-mésozoïques de distension et de
rifting. A la suite du détachement intra-océanique de
Semail produit en arrière de la zone de subduction, la
183
LES MONTAGNES D'OMAN
1 : Sa B
2:..J>- p--
3:~
4: NT
Sa: U m B
?
Sb: MH
Sc: H D B
Om an:
6a: MM H
c
1
1111111111
6b: J A
6c: SH
250 km
7:0
c
1
A
Ô
1\
a
b
6
Sc
0
B
cours du Campanien. Cette progression développe alors
une schistosité mylonitique à l'interface autochtone nappes Hawasina. Cependant, la remontée isostatique du
bâti métamorphique se poursuivant, ce dernier forme des
rampes dont les principales conséquences vont être, la
formation de plis à vergence sud avec schistosité associée,
le développement d'imbrications inter-unités, et l'apparition de chevauchements soustractifs dans l'autochtone.
L'empilement des différentes unités tectoniques sur la
plate-forme omanaise étant terminé, une dernière phase
plicative achève la structuration de la chaîne éo-alpine des
montagnes d'Oman. Elle donne naissance à des structures
plicatives souples, accompagnées d'une schistosité de fracture dans les horizons incompétents, leur direction axiale
Nü3ü-Nü6ü est fortement oblique sur les structures antérieures. Enfin, les dépôts maastrichtien moyen-supérieur
scellent définitivement cette orogenèse éo-alpine.
En conclusion, il apparaît que l'évolution géodynamique
de la marge omanaise et du bassin de Semail, au Crétacé
supérieur, s'inscrit dans le cadre plus général de la confrontation des plaques Afrique et Eurasie :
- l'individualisation du bassin de Semail se ferait dans
le cadre d'un mouvement compressif et coulissant entre
l'Afrique et l'Eurasie qui favoriserait l'individualisation de
bassins marginaux;
- le mouvement de ces deux plaques, qui devient
compressif N-S au niveau de l'Arabie à partir de 95 Ma,
induirait la subduction d'âge cénomanien-turonien. Le
blocage de la subduction entraîne au cours du Turonien le
détachement intra-océanique de la nappe de Semail, puis
au cours du Campanien l'obduction de celle-ci et le
charriage des nappes Hawasina sur le continent omanais.
IV. -
FIG. II. - Organisation géodynamique de la marge sud de la Néothéthys
entre l'Oman et le Zagros, au Turonien supérieur-Coniacien.
a : carte paléogéographique. - 1 : bassin océanique de Semail: 2 :
détachement intra-océanique; 3: subduction; 4: Néothéthys, Trias à
Jurassique; S : bassin Hawasina; Sa : bassin Umar; Sb : horst de Misfah;
Sc : bassin Hamrat Duru; 6 : plate-forme arabe et bassin intrashelf Muti;
6a: horst Masqat-Musandam; 6b : jabal Akhdar; 6c: Saih Hatat; 7 :
mouvement relatif Afrique-Eurasie.
b: coupes schématiques illustrant la subduction océan-océan, et
continent-océan (voir localisation en a).
FIG. Il. Geodynamic setting of the southern Neo-Tethyan margin
between Oman and the Zagros during the late Turonian-Coniacian.
a : palaeogeographical map. - 1 : Samail oceanic basin; 2: intraoceanic detachment; 3 : subduction; 4 : Neo-Tethys Triassic to lurassic; S :
Hawasina basin; Sa: Umar basin; Sb : Misfah horst; Sc : Hamrat Duru
basin; 6: Arabian platform and intrashelf Muti basin; 6a: MasqatMusandam horst; 6b : label Akhdar; 6c : Saih Hatat; 7 : African-Eurasian
plate convergence.
b: schema tic cross-sections illustrating intraoceanic subduction, and
continent-ocean subduction (see location on a).
relaxation des contraintes régionales au niveau de cette
dernière autorise la remontée rapide du bâti autochtone
entré en subduction, le libérant ainsi de la surcharge de
lithosphère océanique. Cette surcharge, supprimée sans
doute par glissement le long de l'ancien plan de subduction
est rapidement remplacée par les unités allochtones (nappes
Hawasina et ophiolites de Semail) qui atteignent et avancent sur la plate-forme omanaise, vraisemblablement au
LE CYCLE OROGÉNIQUE ALPIN.
La surrection de la chaîne éo-alpine du Nord-Oman, à
la fin du Crétacé supérieur, a créé une vaste ride qui se suit
depuis le Saih Hatat au SE, jusqu'au Musandam au NW.
Durant le Maastrichtien moyen-supérieur et le Tertiaire,
l'histoire de cette ride va être rythmée par une succession
de « uplifts» et d'effondrements, de transgressions et de
régressions, avant que ne s'individualise, après le Burdigalien, la chaîne alpine actuelle.
Dès la fin de l'édification de la chaîne éo-alpine au
Maastrichtien moyen- supérieur, une première transgression marine se développe et permet le dépôt de sédiments
de plate-forme externe (Fm. de Simsima) sur son flanc sud
[Glennie et al., 1974]. Ces sédiments qui reposent localement en concordance sur certaines formations autochtones
(Fm. de luweiza et Fm. de Qahlah du bassin d'âge campanien supérieur-maastrichtien inférieur et post-Muti) sont
discordants sur les nappes et scellent les dernières structures éo-alpines [Glennie et al., 1974; Villey et al., 1986a].
L'absence de dépôts d'âge paléocène inférieur marque
vraisemblablement un épisode de «uplift» de cette ride
toujours tectoniquement active, et qui va induire l'exondaison de la frange méridionale, précédemment immergée.
Au Paléocène supérieur se développe une nouvelle
transgression, dont l'empreinte s'observe tant sur le flanc
sud que dans la partie nord-est du flanc nord [Le Métour
et al., 1986a, 1986b; Villey et al., 1986] des montagnes
d'Oman. L'activité tectonique demeure importante et se
Bull. Soc. géol. Fr., 1989, nO 2
184
F. BÉCHENNEC
marque par des évolutions rapides des faciès, essentiellement carbonatés, des oscillations locales du niveau marin,
des déformations synsédimentaires, et parfois par de grands
accidents décrochants axés NilO et N 140. Les dépôts, au
cours du Paléocène supérieur et de l'Eocène inférieur,
montrent une évolution depuis des séries de plate-forme
externe jusqu'à des séries de plate-forme interne. La tendance régressive de cette méga-séquence atteint sa plénitude à l'Ilerdien et l'absence de sédiments reconnus, d'âge
cuisien, peut correspondre à une émersion [Villey et al.,
1986a et b].
Au Lutétien inférieur une nouvelle transgression marine
se manifeste. Elle se développe non seulement sur le flanc
sud et la partie nord-est du flanc nord de la ride, mais aussi
sur la partie nord-ouest (région de As Suwayq) qu'elle
atteint pour la première fois. Elle se traduit essentiellement
par une sédimentation carbonatée organogène, de milieu
largement ouvert sur le domaine marin. Cependant, dès le
Lutétien supérieur, un épisode régressif se manifeste par
l'apparition d'apports détritiques fréquents, il aboutit à une
émersion. Cette nouvelle phase tectonique se traduit essentiellement par un «uplift» généralisé de la ride, qui
induit des rejeux différentiels de blocs, des plis amples axés
E-W et des flexures. Elle est suivie par une érosion importante qui localement pourra entamer profondément les
séries sous-jacentes [Montenat et al., 1977; Villey et aL,
1986c].
Au Priabonien, localement, et plus généralement à
l'Oligocène inférieur, débute une nouvelle transgression.
Elle se traduit par le dépôt, souvent en discordance sur les
séries d'âge lutétien ou éocène inférieur ou paléocène, de
faciès d'abord détritiques terrigènes, puis carbonatés; cette
sédimentation carbonatée parfois récifale, va se développer
localement jusqu'au Burdigalien.
Postérieurement au Burdigalien, une nouvelle phase
tectonique se manifeste. Elle va donner ses principaux traits
morphologiques à la chaîne alpine du Nord-Oman. Cette
surrection dont la phase paroxysmale se développe entre
le Miocène moyen-supérieur et le Pliocène, provoque une
remontée plus prononcée des zones sans surcharge (Jabal
Akhdar - Saih Hatat) par rapport aux blocs à forte
surcharge (nappes), et certaines structures antérieures (plis
E-W et N020 du Jabal Akhdar, linéament du «Samail
gap») vont être accentuées et resserrées. Cette surrection
va entraîner une érosion intense de la nouvelle chaîne,
alimentant la puissante série plio-quaternaire, dans la
plaine côtière de la Batinah et dans le golfe d'Oman (2 000
à 4000 m d'ép'aisseur).
Le ré-équilIbrage isostatique se poursuit de nos jours, et
se reconnaît, d'une part par la jeunesse des reliefs actuels
et d'autre part par une activité néotectonique.
L'évolution tertiaire et quaternaire des montagnes
d'Oman s'intègre dans le cadre plus général de l'évolution
de la plaque arabique, où se retrouve les empreintes des
mêmes événements tectosédimentaires. Il apparaît cependant que la distension oligocène est nettement plus marquée dans le Dhofar [Roger et al., 1989; Platel et al., 1989];
elle va aboutir à l'ouverture du golfe d'Aden où de la croûte
océanique apparaît dès le Burdigalien moyen. De même, la
tectonique compressive post-burdigalienne est beaucoup
plus intense au niveau du Zagros [Adamia, et al., 1980] où
se développe une tectonique tangentielle généralisée, liée à
la collision de la plaque arabique et de l'Eurasie.
Bull. Soc. géol. Fr., 1989, nO 2
et al.
V. -
DISCUSSION.
Concernant le bassin Hawasina les principaux points de
discussion se rapportent à l'âge de son individualisation, à
la nature de son substratum et à sa paléogéographie. Divers
auteurs [Glennie et al., 1974; Searle et Graham, 1982;
Bernoulli et Weissert, 1987; Cooper, 1987] ont émis l'hypothèse d'une ouverture du bassin Hawasina au Trias moyensupérieur. En effet, ces auteurs avaient identifié des séquences volcaniques et des séries bathyales triasiques au
sein des nappes Hawasina. Nos propres études ont
confirmé l'existence de ces puissantes séquences volcaniques triasiques, tout en les replaçant stratigraphiquement
au sein de différents ensembles paléogéographiques internes (Al Aridh, Kawr, Umar, cf. tabl. IV) et en précisant
leurs caractéristiques géochimiques. Nos travaux sur le
groupe Hamrat Duru ont permis de préciser sa lithostratigraphie (par rapport à celle de Glennie et al., [1974]) et sa
biostratigraphie et de reconnaître ainsi l'équivalence entre
les Fm. ZulIa, Guwayza gréseuse, et Al Ayn (telle que
définies par Glennie et al., [1974]) et entre la Fm. Dhera et
le groupe Hamrat Duru [Béchennec et al., 1986b, Béchennec, 1987]. Ils ont également permis de reconnaître d'importantes séquences volcaniques associées à des radiolarites
datées du Permien supérieur [Béchennec, 1987; De Wever
et al., 1988] et aux premières turbidites carbonatées de la
base du groupe Hamrat Duru. Ceci implique l'existence
d'une phase précoce de distension et de rifting au Permien
supérieur, phase qui affecte la partie nord du Gondwana
et aboutit à l'individualisation d'un vaste bassin intracontinental, le bassin Hamrat Duru. Ce dernier est limité sur son
flanc sud par la plate-forme omanaise et sur son flanc nord
par la plate-forme de Baid, sur les bords desquelles se
développe aussi un magmatisme assez important au Permien supérieur [Fm. de Saïq, Le Métour, 1988; Fm. de
Baid, Béchennec, 1987].
Les caractères géochimiques des laves d'âge permien
supérieur (Fm. Al Jil, cf. tabl. IV) du bassin Hamrat Duru
sont généralement typiques d'une distension continentale
intraplaque. Cependant, la présence, à l'ouest de la partie
centrale des montagnes d'Oman, de puissantes séquences
de basalte tholéiitiques de type MORB [Béchennec, 1987]
peut traduire un début d'océanisation localement, océanisation qui va cependant avorter.
La seconde phase de distension et de rifting qui débute
dès le Ladinien [Béchennec, 1988] n'affecte guère la
plate-forme omanaise, et le bassin Hamrat Duru qui
s'affaisse. En effet, elle affecte essentiellement les blocs
gondwaniens situés au NE du bassin Hamrat Duru notamment la plate-forme de Baid. Cette dernière est alors '
démantelée, il n'en subsistera qu'un horst relique effondré,
et à sa place s'individualiseront de nouvelles structures en
horst et bassins (sillon Al Aridh, horst de Misfah, bassin
Umar) où se développe l'essentiel du très important
magmatisme triasique identifié par les auteurs précédents
et nous-mêmes. L'adjonction de ces nouvelles structures
au-delà des parties internes du bassin Hamrat Duru achève
l'individualisation du bassin Hawasina. La géochimie de ce
magmatisme triasique [Béchennec, 1987] nous permet de
confirmer la nature continentale du substratum des parties
internes du bassin Hawasina; elle montre cependant un
amincissement crustal prononcé de la croûte continentale
en fin d'évolution, dans la partie la plus interne (le bassin
LES MONTAGNES D'OMAN
Umar) et il est probable que celui-ci passe en continu à la ,
Néotéthys.
La plupart des auteurs [Glennie et al., 1974; Searle et
Graham, 1982; Bernoulli et Weissert, 1987] proposent dans
leur reconstruction palinspastique du bassin Hawasina, un
vaste bassin bordé du côté sud par la plate-forme omanaise,
et du côté nord par des sea-mounts triasiques. Ce bassin
qu'ils considèrent individualisé en une seule étape au Trias
comporte sur une coupe transversale en bordure de la
plate-forme omanaise, les faciès clastiques du groupe
Hamrat Duru, puis le faciès silicifié de la Fm. Nehrah, les
faciès siliceux de la Fm. Haliw et dans la partie la plus
interne en bordure des seamounts, les faciès du groupe Al
Aridh caractérisé, notamment par ses brèches. Plusieurs
faits nous ont amené à revoir ce modèle:
- les seuls sédiments Hawasina constituant le protolithe
d'une partie des métamorphites de la semelle infra-ophiolitique sont les radiolarites, shales et carbonates pélagiques
avec parfois des blocs remaniés de carbonates infralittoraux, du groupe Umar (qui correspond en partie à la Fm.
Haliw de Glennie et al., [1974]). Ceci implique que les faciès
pélagiques de ce groupe se développent en bordure de
plate-forme, mais en position plus interne;
- le groupe Al Aridh se développe du Trias au
Turonien-Sénonien [Béchennec, 1987]. Il est caractérisé
essentiellement par de nombreux niveaux de brèches et de
mégabrèches qui sont interstratifiés au sein de faciès
pélagiques, et qui remanient des blocs et des mégablocs de
carbonates de plate-forme d'âge permien supérieur et trias
supérieur. Ceci implique, en accord avec les auteurs
précédents, une position paléogéographique de ce groupe
en bordure des plates-formes internes. Ceci est également
confirmé par la position structurale de ce groupe dans
l'édifice de nappes Hawasina [Béchennec, 1987]. Cependant, il faut de plus noter que les séquences sédimentaires
de ce groupe ne correspondent jamais à celles observées
tant dans le bassin Hamrat Duru que sur la plate-forme
omanaise; il faut noter aussi que ces faciès remanient,
contrairement à ceux du groupe Umar, de nombreux blocs
de carbonates de plate-forme permiens. Aussi apparaît-il
vraisemblable que ce sillon Al Aridh est protégé de tout
apport terrigène issu de la plate-forme arabe après transition par le bassin Hamrat Duru, par une barrière qui est
sans doute un horst relique effondré de l'ancienne plateforme de Baid. Celui-ci tout en jouant son rôle de barrière,
alimente tout au long du Mésozoïque les bassins bordiers
en clastes et blocs de carbonates de plate-forme d'âge
permien supérieur. Ces clastes et blocs s'observent ainsi
dans les faciès du groupe Al Aridh, mais aussi dans les
faciès les plus internes du groupe Hamrat Duru [Béchennec, 1987].
Une hypothèse différente basée essentiellement sur
l'étude des directions de courant, a été proposée [Blendinger, 1987; Blendinger, communication orale, congrès
d'Edinbourgh, Mars 1988]. Pour cet auteur, tous les
« exotics » (suivant la terminologie de Glennie et al. [1974])
qu'ils soient d'âge permien ou trias seraient issus de la
bordure effondrée de la plate-forme omanaise. De même,
le groupe Al Aridh correspondrait à des faciès de pente en
bordure de la plate-forme omanaise. Cette hypothèse outre
qu'elle rend difficile toute explication rationnelle de la
géométrie de l'édifice structural des nappes Hawasina,
185
apparaît peu probable si l'on intègre les données magmatiques et lithologiques. En effet, le magmatisme permien de
la plate-forme omanaise (Fm. Saiq) est essentiellement
acide, alors que celui de la Fm. de Baid, qui serait alors
partie intégrante de cette plate-forme omanaise est essentiellement basique. De même au Trias, le magmatisme est
inexistant sur la plate-forme omanaise et rare et ponctuel
dans le bassin Hamrat Duru. Il faudrait alors expliquer
pourquoi il serait particulièrement développé dans la partie
postérieurement effondrée. Il est également particulièrement difficile d'expliquer alors la différence entre les
séquences sédimentaires du groupe Al Aridh et celles tant
de la plate-forme omanaise que celles de la pente continentale (Gp. Sumeini) et celles du bassin Hamrat Duru, ces
deux dernières étant un fidèle reflet de celles de la
plate-forme. Enfin dans le cadre de cette hypothèse, il reste
à expliquer la présence de blocs et mégablocs de carbonates
de plate-forme remaniés d'âge permien supérieur dans les
faciès les plus internes du groupe Hamrat Duru, et d'âge
trias dans les faciès bathyaux du groupe Umar (Haliw) et
dans les métamorphites de la semelle métamorphique
infra-ophiolitique.
Les unités autochtones.
L'évolution tectono-métamorphique des unités autochtones a donné lieu à plusieurs interprétations, les principaux points de discussion se rapportant à l'importance de
la tectonique d'âge hercynien et surtout aux modalités de
la tectonique éo-alpine.
Dans la fenêtre du Saih Hatat, un métamorphisme d'âge
hercynien a été suggéré par Glennie et al. [1974]. Cependant, selon des indications récentes [Glennie, 1986, communication orale], l'âge K-Ar de 327 ± 16 Ma a été obtenu
sur des métabasites précambriennes provenant de la région
sud du Saih Hatat; or il s'agit de schistes bleus à glaucophan el crossite-épidote que l'on peut raisonnablement rapporter à la zonéographie métamorphique éo-alpine. L'âge
hercynien obtenu serait apparent, dû à la présence d'argon
hérité dans les minéraux néoformés à l'éo-alpin.
Michard [1982] décrit à travers le Jabal Akhdar et le Saih
Hatat une orogenèse d'âge paléozoïque (hercynien s.l.) qui
se traduit par un plissement syn-schisteux en climat
métamorphique schiste vert. Or nous avons pu montrer que
la schistosité mentionnée par cet auteur n'est pas de plan
axial pour les plis hercyniens et se développe en fait dans
les terrains autochtones pré-permiens et permo-crétacés. En
conséquence, nous lui attribuons un âge éo-alpin [Le
Métour, 1987; Rabu, 1987].
Dans les fenêtres du Jabal Akhdar et du Saih Hatat
l'évolution tectonique et métamorphique éo-alpine (au
Crétacé supérieur) est considérée par plusieurs auteurs
comme globalement monophasée et parfaitement synchrone de l'obduction [Boudier et Michard, 1981; Michard,
1983; Lippard, 1983; Michard et al., 1984; Lippart et al.,
1986; Hanna, 1986]. Les faits allant à l'encontre de cette
interprétation ont été exposés dans les paragraphes précédents, nous les rappelons brièvement:
- le métamorphisme BP/BT n'est connu que dans les
unités autochtones, il n'affecte pas les nappes Hawasina
pourtant situées sous les ophiolites lors de l'obduction sur
la plate-forme omanaise;
Bull. Soc. géo/. Fr., 1989, nO 2
186
F. BÉCHENNEC
- la formation des éclogites du Saih Hatat requiert une
profondeur d'enfouissement de l'ordre de 35 à 40 km,
incompatible avec l'épaisseur cumulée des nappes Hawasina et des ophiolites de Semail qui n'atteindrait que 20 km;
- les structures éo-alpines précoces à vergence NNE et
associées au métamorphisme HP/BT, sont déformées par
des écaillages intra-autochtones à vergence SSW qui sont
clairement synchrones de l'obduction.
Ces observations faites autour des terrains autochtones,
sont plutôt compatibles avec la succession de deux phases
tectoniques à l'éo-alpin, la première liée à la subduction
partielle de la marge omanaise, la seconde liée à l'obduction de Semail.
VI. -
CONCLUSION.
Les grandes étapes et les événements marquants de
l'évolution géologique des parties centrale et sud-orientale
des montagnes d'Oman.
1) Les cycles orogéniques pan-africains et hercynien:
Protérozoïque supérieur à Permien supérieur. Au cours de
cette longue période (environ 600 Ma) l'évolution géodynamique du soubassement des montagnes d'Oman s'inscrit
dans un contexte intracontinental; elle est rythmée par
quatre événements majeurs :
- une orogenèse pan-africaine ancienne, à environ
850 Ma;
- une phase de distension crustale et de rifting avorté
au Protérozoïque terminal;
- une épirogenèse cambrienne rapportée au pan-africain terminal;
- une tectonique compressive en domaine structural
superficiel, d'âge hercynien.
2) Le cycle orogénique éo-alpin: Permien supeneur à
Crétacé supérieur. Il comporte deux périodes: une première allant du Permien supérieur au Crétacé inférieur
(170 Ma) durant laquelle s'individualise la marge continentale passive omanaise ouverte sur la Néotéthys en voie
d'expansion; une seconde, couvrant le Crétacé supérieur
(soit environ 25 Ma), durant laquelle s'édifie la chaîne
éo-alpine des montagnes d'Oman en réponse au processus
de fermeture de la bordure sud de la Néotéthys.
Trois événements majeurs marquent la première période:
- une première phase de distension crustale et de rifting
du craton arabo-iranien provoque dès le Murghabien la
formation d'un vaste bassin intra-continental, le bassin
Hamrat Duru;
- une deuxième phase de distension crustale et de
rifting permet dès le Ladinien, l'individualisation sur la
bordure nord du Gondwana, d'une marge continentale
passive composée de la plate-forme carbonatée omanaise
et du bassin Hawasina ouvert sur la Néotéthys;
- une troisième phase de distension crustale au Tithonique supérieur - Berriasien, provoque l'extension et
l'effondrement de la plate-forme omanaise et l'affaissement
du bassin Hawasina; la reconquête de la plate-forme par
une mégaséquence régressive s'achève au Barrémien; l'accrétion océanique de la N éotéthys à cette époque est
Bull. Soc. géol. Fr., 1989, nO 2
et al.
représentée en Oman par le témoin des ophiolites de
Masirah obductées seulement au Crétacé supérieur.
Trois faits marquants s'enchaînent durant la seconde
période:
- une première subduction, intra-océanique à plongement sud sous la lithosphère océanique de la plaque
Afrique-Arabie, entraîne en contexte d'arrière-arc la formation du bassin de Semail dont la croûte océanique date de
l'Albien-Cénomanien inférieur;
- une seconde subduction, en grande partie intraocéanique et à plongement nord sous le bassin de Semail,
provoque la déformation de la marge passive omanaise en
deux temps: d'abord, au Turonien inférieur, bombement
de la bordure NE de la plate-forme et subsidence concommitante d'un vaste bassin intrashelf, puis, postérieurement
au Turonien moyen, entraînement dans la zone de subduction du promontoire NE de la plate-forme à l'aplomb
du Saih Hatat. Il s'agit là des principaux faits de la
tectonique subductive particulièrement bien imprimée dans
les terrains autochtones de la ceinture des schistes bleus et
éclogites du Saih Hatat;
- un détachement intra-océanique d'un fragment de
lithosphère du bassin de Semail et l'amorce de son transport vers la marge omanaise interviennent au Turonien
terminal - Coniacien (90-85 Ma), en arrière de la seconde
zone de subduction maintenant bloquée par le refus de
plonger de la plaque continentale Afrique-Arabie; ce
blocage provoque la remontée rapide des schistes bleus et
éclogites de la marge omanaise;
- une obduction, ou charriage des ophiolites de Semail
sur la marge passive omanaise, provoque la délamination
et la mise en nappes de la couverture sédimentaire et
volcanique Hawasina, les nappes Hawasina d'abord poussées, puis partiellement chevauchées par la nappe ophiolitique de Semail, se mettent en place sur la plate-forme
omanaise, vraisemblablement au cours du Campanien. Ces
phénomènes de tectonique obductive précédent immédiatement la surrection de la chaîne éo-alpine dont le démantèlement débute au Maastrichtien moyen-supérieur.
3) Le cycle orogénique alpin: Maastrichtien moyen-supérieur à Miocène moyen-Pliocène. Il comporte:
- une première période de sédimentation de dépôts
détritiques terrigènes et carbonatés maastrichtiens qui
scellent sur son flanc sud l'orogenèse éo-alpine :
- une seconde période de sédimentation carbonatée,
rythmée par plusieurs uplifts et effondrements partiels de
la ride héritée de la chaîne éo-alpine; elle s'établit du
Paléocène supérieur au Burdigalien;
- une phase paroxysmale de surrection qui, après le
Burdigalien et jusque pendant le Pliocène, individualise la
chaîne alpine des montagnes d'Oman.
Remerciements. - Ce travail est issu du programme de
valorisation de la cartographie des montagnes d'Oman
réalisé par le BRGM, dans le cadre d'un contrat passé avec
le « Ministry of Petroleum and Minerais» d'Oman pour la
réalisation de cartes géologiques. Les auteurs remercient
vivement M. Mohammed H. Kassim, pour l'appui qu'il leur
a apporté au cours de la réalisation de ce travail, et pour
nous avoir autorisé à publier ces résultats.
1
LES MONTAGNES D'OMAN
187
Références
ADAMIA
s.,
BERGOUGNAN H., FOURQUIN c., HAGHIPOUR A, LORDKIPANIDZE M., OZGÜL N., RICOU L.-E & ZARARIADZE G. (1980). The Alpine Middle East between the Aegean and the Oman
traverses - 26th. Intern. Geological Congress, Paris, C5,
pp. 122-136.
ALLEMANN F. & PETERS T. (1972). - The ophiolite-radiolarite belt of the
North Oman mountains. Eclogae Geol. helv., Bâle, 65,
pp. 657-697.
BECHENNEC F. (1987). - Géologie des nappes Hawasina dans les parties
orientale et centrale des montagnes d'Oman. - Thèse d'Etat,
Univ. P. et M. Curie, Paris VI, 412 p. - Doc. BRGM, Orléans,
1988, n° 127, 474 p.
BECHENNEC F., BEURRIER M., RABU D. & HUTIN G. (1986a). - Geological
map of Barka. - Sheet NF 40-3B. Scale 1/100000. Explanatory
notes. - Directorate General of MineraIs, Oman Ministry of
Petroleum and Minerais, 33 p.
BECHENNEC F., BEURRIER M., RABU D. & HUTIN G. (1986b). - Geo10gical
map of Bahia. - Sheet NF 40-7A Scale 11 100 000. Explanatory
notes. - Directorate General of Minerais, Oman Ministry of
Petroleum and Minerais, 44 p.
BECHENNEC F., LE METOUR J., RABU D., VILLEY M. & BEURRIER M. (1988).
- The Hawasina basin: a fragment of starved passive continental margin thrust over the Arabian platform during obduction
of the Samail nappe. Tectonophysics, Amsterdam, 151,
pp. 323-343.
BERNOULLI D. & WEISSERT H. (1987). - The upper Hawasina nappes in
the central Oman mountains : stratigraphy, palinspastics and
sequence of nappe emplacement. - Geodynamica Acta, Paris,
1, pp. 47-58.
BOYER S.E. & ELLIOTT D. (1982). - Thrust systems. - AAPG Bull., Tulsa,
66, 9, pp. 1196-1230.
BEURRIER M. (1987). - Géologie de la nappe ophiolitique de Semail dans
les parties orientale et centrale des montagnes d'Oman. - Thèse
d'Etat. Université P. et M. Curie, Paris VI. - Doc. BRGM,
Orléans, 1988, n° 128, 412 p.
BEURRIER M., BECHENNEC F., RABU D. & HUTIN G. (1986a). - Geo10gical
map of Rustaq. - Sheet NF 40-3D. Scale 1/100000. Explanatory notes. - Directorate General of Minerais, Oman Ministry
of Petroleum and MineraIs, 69 p.
BEURRIER M., BECHENNEC F., RABU D. & HUTIN G. (1986b). - Geological
map of As Suwayq. - Sheet NF 40-3A Scale 1/100000.
Explanatory notes. - Directorate General of MineraIs, Oman
Ministry of Petro1eum and Minerais, 42 p.
BEURRIER M., OHNENSTETTER M., CABANIS B., LESCUYER J.-L., TEGYEY M.
& LE METOUR J. (1989). - Géochimie des filons do1éritiques
et des roches volcaniques ophiolitiques de la nappe de Semail :
contrainte sur leur origine géotectonique au Crétacé supérieur.
- Bull. Soc. Géol. Fr., Paris, (8), V, 2, pp. 205-219.
BLENDINGER W. (1987). - The Permo-Mesozoic Arabian continental
margin in the eastern and central Oman mountains. Heidelherger geowlas., Heidelberg, 8, pp. 21-22.
BOUDIER F. & MI CHARD A (1981).
Oman ophiolites, the quiet
obduction of oceanic crust. - Terra Cognita, Strasbourg, l,
pp. 109-118.
BRAAKMAN J.H., LEVELL B.K., MARTIN J.H., POTTER T.L. & van VLIET
(1982). - Late Paleozoic Gondwana glaciation in Oman.
Nature, 299, pp. 48-50.
CALVEZ J.Y., ALSAC c., DELFOUR J., KEMP J. & PELLATON C. (1983).
Geologie evolution of western, central and eastern parts of the
northern Precambrian shield, Kingdom of Saudi Arabia. Saudi Arabian Deputy Ministry for Min. Res. - BRGM, Open
File report 17, 57 p.
COOPER DJ.W. (1987). - Hamrat Duru Group: revised stratigraphy of
a Mesozoic deep-water passive margin in the Oman mountains.
- Geol. Mag., Londres, 124, pp. 157-164.
DELFOUR J. (1979). - L'orogène pan-africaine dans la partie nord du
bouclier arabe (Royaume d'Arabie Saoudite). - Bull. Soc. Géol.
Fr., Paris, (7), XXI, 4, pp. 449-456.
DELFOUR J. (1980). - Geologie, tectonic and metallogenic evolution of the
northern part of the Precambrian Arabian shie1d (Kingdom of
Saudi Arabia). - Bull. BRGM, Orléans, 2d série, II, 1-2,
pp. 79-83.
DERCOURT J., ZONENSHAIN L.P., RICOU L.E., KAzMIN V.G., LE PICHON X.,
KNIPPER AL., GRANDJACQUET c., SBORTSHIKOV I.M., GEYSSANT
J., LEPVRIER c., PECHERSKY D.H., BOULIN J., SIBUET J.c.,
SAVOSTIN L.A, SOROKHTIN O., WESTPHAL M., BAZHENOV M.L.,
LAUER J.P. & Buu-DuVAL B. (1986). - Geo10gica1 evolution of
the Téthys belt from the Atlantic to the Pamirs since the Lias.
- Tectonophysics, Amsterdam, 123, pp. 241-315.
DE WEVER P., BOURDILLON-DE-GRISSAC Ch. & BECHENNEC F. (1988). Découverte de radio1arites permiennes au bord sud de la Téthys
(nappes d'Hawasina, Sultanat d'Oman). - C.R. Acad.Sci., Paris
(sous presse).
DUBERTRET L. (1968). - Lexique international de stratigraphie, Asie,
vol. III, fasc. lOb2, 128 p.
GLENNIE K.W. (1977). - Outline of the geo10gy of Oman. - Mém. h.s.
Soc. Géol. Fr., Paris, 8, pp. 25-31.
GLENNIE K.W., BOEUF M.G.A, HUGUES CLARKE M.W., MOODy-STUART
M., PILAAR W.F.H. & REINHARDT B.M. (1974). - Geology of
the Oman mountains. Verh. K. Ned. Geol. Mijnbouwk.
Genoot, the Hague, 31, Part 1-2-3.
GORIN G.E., RAcz L.G. & WALTER M.R. (1982). - Late PrecambrianCambrian sediments of Huqf Group, Sultanate of Oman. AAPG Bull., Tulsa, 66, 12, pp. 2609-2627.
GRAMONT (de) X., LE METOUR J. & VILLEY M. (1986). - Geologica1 map
of Samad. - Sheet NF 40-7C. Scale 11100000. Explanatory
notes. - Directorate General of Minerais, Oman Ministry of
Petroleum and Minerais, 48 p.
HANNA S.S. (1986). - The Alpin (late Cretaceous and Tertiary) tectonic
evolution of the Oman mountains. Thrust tectonic approach. Symposium on the hydrocarbone potential of intens thrust zone.
- OAPEC, Kuweit, 2, pp. 125-174.
HARRIS P.M., FROST S.H., SEIGLIE G.A & SCHNEIDERMANN N. (1985). Regional unconformities and depositional cycles, Cretaceous of
the Arabian Peninsula. In: J.S. SCHLEE Ed., In'terregional
unconformities and hydrocarbon accumulations. AAPG
Mem.36.
HUTIN G., BECHENNEC F., BEURRIER M. & RABU D. (1986). - Geological
map of Birkat al Mawz. - Sheet NF 40-7B. Scale 11100000.
Explanatory notes. - Directorate General of Minerais, Oman
Ministry of Petroleum and Minerais, 61 p.
JANJOU D. & MINOUX L. (1986). - Geological map of Ibri. - Sheet
NF 40-2F. Scale 11100000. Explanatory notes. - Directorate
General of Minerais, Oman Ministry of Petroleum and Minerais. 53 p.
KAZMIN V., RICOU L.E. & SBORTSHIKOV I.M. (1986). - Structure and
evolution of the passive margin of the eastern Tethys. Tectonophysics, Amsterdam, 123, pp. 153-170.
KRONER A (1979). - Pan-African plate tectonics and its repercussions on
the crust of northeast Africa - Geol. Rundschau, Stuttgart,
Band 68, H. 2, pp. 565-583.
LEES G.M. (1928). - The geology and tectonics of Oman and of parts of
southeastern Arabia. - Quart. J. Geol. Soc., London, 84, (4),
pp. 585-670.
LE METouR J. (1987). - Géologie de l'autochtone des montagnes d'Oman:
la fenêtre du Saih Hatat. - Thèse Doc. d'Etat, Université P. et
M. Curie, Paris VI. - Doc. BRGM, Orléans, 1988, n° 129,425 p.
Bull. Soc. géol. Fr., 1989, nO 2
188
F. BÉCHENNEC et al.
LE METOUR J., VILLEY M. & GRAMONT (de) X. (1986a). - Geological map
of Quryat. - Sheet NF 40-40. Scale 1/100000. Explanatory
notes. - Directorate General of Minerais, Oman Ministry of
Petroleum and Minerais, 72 p.
LE METOUR J., VILLEY M. & GRAMONT (de) X. (1986b). - Geological map
of Masqat. - Sheet NF40-4A Scale 11100000. Explanatory
notes. - Directorate general of MineraIs, Oman Ministry of
Petroleum and MineraIs, 45 p.
LE METOUR J., RABU O., TEGYEY M., BECHENNEC F., BEURRIER M. &
VILLEY M. (1987). - Le métamorphisme régional crétacé de
faciès éclogites-schistes bleus sur la bordure omanaise de la
plate-forme arabe: conséquences d'une tectogenèse précoce
anté-obduction. - C.R. Acad. Sei., Paris, 302, II, 4, pp. 905-910.
LIPPARD SJ. (1983). - Cretaceous high pressure metamorphism in NE
Oman and its relationship to subduction and ophiolite nappe
emplacement. - 1. GeaI. Soc. London, 140, 9, pp. 97-104.
LIPPARD S.J. SHELTON AW. & GASS I.G. (1986). - The ophiolite of
northern Oman. - Geai. Soc. London, Mem. Il, 178 p.
LIVERMORE AA & SMITH AG. (1984). - Sorne boundary conditions for
the evolution of the Mediterranean region. Sicily. In: DIXON
J.E. & ROBERTSON AH.F. Eds., The geological evolution of the
eastern Mediterranean. - Blackwell, Londres, Spec. Publ. 17,
pp. 1-74.
LOVELOCK P.E.R., POTTER TL., WALSWORTH E.B., WIEMER W.M. (1981).
- Ordovician rocks in the Oman mountains: the Amdeh
Formation. - GeaI. Minjb., Amsterdam, pp. 487-495.
MICHARD A (1982). - Contribution à la connaissance de la marge nord
du Gondwana, une chaîne plissée paléozoïque, vraisemblablement hercynienne en Oman. C.R. Acad. Sei., Paris, 22.
MICHARD A (1983). - Les nappes de Mascate (Oman), rampe épicontinentale d'obduction à faciès schiste bleu et la dualité
apparente des ophiolites omanaises. - Sei. GéaI. Bull., Strasbourg, 36, pp. 3-16.
MICHARD A, BOUCHEZ J.L. & MISSERI M. (1982). - Les nappes
métamorphiques de Mascate, nouvel élément infra-ophiolitique
en Oman. - lst Europ. Geosci. Meet., Strasbourg. - Terra
Cagnita, Strasbourg, l, p. 19 (abstract).
MICHARD A, BOUCHEZ J.L. & OUAZZANI-ToUHAMI M. (1984). - abduction related planar and linear fabrics in Oman. - J. Struct.
Geai., Oxford, B, pp. 39-50.
MONTENAT C. & BLONDEAU A (1977). - Premier aperçu du Tertiaire
d'Oman (Péninsule arabique orientale). - Bull. Sac. Géai. Fr.,
Paris, (7), XIX, 6, pp. 1285-1295.
MORTON D.M. (1959). - The geology of Oman. - Prac. 5th Warld Pet.
Cong., New York, Sect. l, Paper 14, pp. 227-280.
MURRIS R.J. (1980). - Middle East: stratigraphic evolution and oil
habitat. - AAPG Bull, Tulsa, 64, pp. 597-618.
OUAZZANI-ToUHAMI M. (1986). - Structures et recristallisations associées
dans les zones de cisaillements: nappes de Mascate (Oman), et
nappes de Federico s.l. (rif interne, Maroc). - Thèse Univ.
Louis Pasteur, Strasbourg, 170 p.
PLATEL J.-P. & ROGER J. (1989). - L'évolution géodynamique du Dhofar
(Sultanat d'Oman) durant le Crétacé et le Tertiaire en relation
avec l'ouverture du golfe d'Aden. - Bull. Sac. GéaI. Fr., Paris,
(8), V, 2, pp. 253-263.
RABU O., BECHENNEC F., BEURRIER M. & HUTIN G. (1986). - Geological
map of Nakhl. - Sheet NF 40-3E. Scale 11100000. Explanatory
notes. - Directorate General of MineraIs, Oman Ministry of
Petroleum and MineraIs, 76 p.
RABU D. (1987). - Géologie des montagnes d'Oman: la fenêtre du jabal
Akhdar. La semelle métamorphique de la nappe ophiolitique de
Semail dans les parties centrale et orientale des montagnes
d'Oman: une revue. - Thèse Doc. d'Etat, Univ. P. et M. Curie,
Paris VI, 582 p. - Doc. BRGM, Orléans, 1988, na 130.
Bull. Sac. géal. Fr., 1989, no 2
RICATEAU R. & RICHÉ Ph.·(1980). - Geology of the Musandam peninsula
(Sultanate of Oman) and its surroundings. - J. Pet. GéaI.
Beconsfield, UK., 3, 2, pp. 139-152.
RICOU L.E. (1974). - L'étude géologique de la région de Neyriz (Zagros
iranien) et l'évolution structurale des Zagrides. - Thèse
Doctorat es Science, Univ. Paris Sud-Orsay, na 1269.
ROBERTSON AH.F. (1986). - Geochemical evidence for the origin of late
Triassic melange units in the Oman mountains as a small ocean
basin formed by continental rifting. - Earth Planet. Sei. Lett.,
Amsterdam, 77, pp. 318-332.
ROGER J., PLATEL J.-P., CAVELIER C. & BOURDILLON-de-GRlssAC C. (1989).
- Données nouvelles sur la stratigraphie et l'histoire géologique
du Dhofar (Sultanat d'Oman). - Bull. Sac. Géai. Fr., Paris, (8),
V, 2, pp. 265-277.
SEARLE M.P. (1985). - Sequence of thrusting and origin of culminations
in the northern and central Oman mountains. - J. Struct. GeaI.,
Oxford, 7, 2, pp. 129-143.
SEARLE M.P. & GRAHAM G.M. (1982). - "Oman exotics"; oceanic
carbonate build-ups associated with the early stages of continental rifting. - Geology, Boulder, 10, pp. 43-49.
SEARLE M.P., JAMES N.P., CALON TJ. & SMEWING J.O. (1983). - Sedimentological and structural evolution of the Arabian continental
margin in the Musandam mountains and Dibba zone, united
Arab Emirates. Geai. Sac. Amer. Bull., Boulder, 94,
pp. 1381-1400.
SEARLE M.P., LIPPARDS SJ., SMEWING J.O. & REX D.C. (1980). - Volcanic
rocks beneath the Samail ophiolite nappe in the northern Oman
mountains and their significance in the Mesozoic evolution of
Tethys. - 1. Geai. Sac., London, 137, pp. 589-604.
STACEY J.S., STOESER W.R., GREENWOOD W.R. & FISCHER L.B. (1984). U-Pb zircon geochronology and geological evolution of the
Halaban-AI Amar region of the eastern Arabian shield, Kingdom of Saudi Arabia. J. GeaI. Sac., London, 141,
pp. 1043-1055.
TscHoPp R.H. (1967). - The general geology of Oman. - Prac. 7th Warld
Petra1. Cang. Mexico, 2, pp. 231-242.
VAIL P.R., MITCHUM R.M. & THOMPSON J.R. and S. (1978). - Seismic
stratigraphy and global changes of sea level, Part 4 : Global
cycles of relative changes of sea level. In: PAYTON C.E. Ed.,
Seismic stratigraphy applications to hydrocarbon exploration.
- AAPG Mem., Tulsa, 26, pp. 83-97.
VILLEY M., LE METOUR J. & GRAMONT (de) X. (1986a). - Geological map
of Fanjah. - Sheet NF 40-3F. Scale 11100000. Explanatory
notes. - Directorate General of Minerais, Oman Ministry of
Petroleum and Minerais, 68 p.
VILLEY M., LE METOUR J. & GRAMONT (de) X (1986b). - Geological map
of Sib. - Sheet NF 40-3C. Scale 1/100000. Explanatory notes.
- Directorate General of MineraIs, Oman Ministry of Petroleum and MineraIs, 48 p.
VILLEY M., BECHENNEC F., BEURRIER M., LE METOUR J. & RABU D. (1986c).
Geological map of Yanqul. - Sheet NF 40-2C. Scale
11100000. Explanatory notes. - Directorate General of Minerais, Oman Ministry of Petroleum and Minerais, 59 p.
W AARD (de) D. (1965). - A proposed subdivision of the granulite facies.
- Am. J. Sei., New Haven, 263, pp. 455-461.
WATTS K.F. & GARRISON R.E. (1986). - Sumeini group, Oman. Evolution
of a Mesozoic carbonate slope on a South Tethyan continental
margin. - Sediment. Geai., Amsterdam, 48, pp. 107-168.
WHITECHURCH H., JUTEAU T & MONTIGNY R. (1984). - Role of the
eastern Mediterranean ophiolites (Turkey, Syria, Cyprus) in the
history of the Neo-Tethys. In : J.E. DIXO and AH.F. ROBERTSON eds, The geological evolution of the eastern Mediterranean.
- Geai. Sac. spec. publ. na 17, London, pp. 301-317.
WILSON H.H. (1969). - Late Cretaceous engeosynclinal sedimentation,
gravity tectonics, and ophiolite emplacement in Oman mountains, southeast Arabica. - AAPG Bull., Tulsa, 53, pp. 626-671.