Ophiolites du Nord-Ouest syrien et évolution de la croûte océanique

Tectonophysics, 41 (1977) 251-268
6Elsevier Scientific Publishing Company, Amsterdam
- Printed
in The Netherlands
251
OPHIOLITES DU NORD-OUEST SYRIEN ET EVOLUTION
DE LA CROUTE OCEANIQUE TETHYSIENNE
AU COURS DU MESOZOIQUE
JEAN-FRANçOIS PARROT
Laboratoire de Géologie, SSC ORSTOM, 93140 Bondy (France)
(Mis pour publication le 31 mai 1976; version revisée acceptée le 5 novembre 1976)
ABSTRACT
Parrot, J.-F., 1977. Ophiolites du nord-ouesf; syrien et évolution de la croute océanique
téthysienne au cours du Mésozoïque (Northwestern Syrian ophiolites and evolution of
Tethyan oceanic crust during the Mesozoic). Tectonophysics, 41 : 251-268.
T
The Baër-Bassit area of northwestern Syria is composed of an ophiolite suite and a
Triassic to Lower Cretaceous volcano-sedimentary formation. This area is believed to
represent the front of sheets overthrust in the Maestrichtian on the Arabian Platform. The
roots of the sheets are found t o the north, in Turkey. The Baër-Bassit area could thus
correspond to the southern margin of the northern part of the obducted Tethyan oceanic
crust. Formation of the ocean started in the Late Triassic or at the beginning of the
Jurassic.
The subduction of Tethyan crust under the northern oceanic margin would have led to
a change in the magmatic processes which would have produced the upper levels of hypertholeiitic pillow lavas on the southern rim of the northern district. In fact, those lavas
are present all around the Arabian Platform, in the most ‘meridional’ ophiolitic complexes: Cyprus, Baër-Bassit and Oman.
The change in magmatism would by definition occur in a relatively narrow zone; this
would explain the differences observed when comparing the lavas and the sheeted
intrusive complex on both the ‘meridional’ ophiolites and the more ‘internal’ Turkish
massifs. Although belonging to the saine oceanic crust, the differences in the ophiolitic
assemblages would correspond to a different stage of its formation; the Turkish one
would probably be a portion of oceanic crust formed at’an earlier stage.
Moreover, the volcano-sedimentary series associated with the ophiolites of Cyprus and
Baër-Bassit would have been formed at the southern margin of the Tethyan region. A part
of the volcano-sedimentary sequence has been subducted and metamorphosed.
Amphibolites formed in this way would have been extracted from the subduction zone
during the last movements when oceanic crust overthrust the Arabian-African Platform.
The uninetamorphosed volcano-sedimentary series would have been folded and thrust
towards the obducted oceanic crust during the same period. However, whereas the
volcano-sedimentary formation of Syria is tectonically overthrust by the ophiolite,
it is possible that the similar formation in Cyprus has been deposited from the south over
the Troodos Massif.
252
RESUME
La région ophiolitique du Baër-Bassit (nord-ouest de la Syrie) comprend tous les
termes d’un assemblage ophiolitique et une série volcano-sédimentaire d’âge triasicojurassique, voire crétacé; cette région correspondrait au front d’un ensemble de nappes
charrié au Maestrichtien sur le pourtour de la plateforme arabique et dont l’enracinement
se ferait plus au nord, en Turquie; elle représenterait donc la bordure sud du secteur septentrional obducté de la croûte océanique téthysienne qui se formerait dans cette région à
partir du Trias supérieur, voire du Jurassique inférieur ou moyen.
La subduction du secteur méridional de la croûte téthysienne sous le secteur nord,
aurait entraîné une modification du processus magmatique responsable de la formation
sur le bord sud du secteur septentrional d’un niveau supérieur de laves en coussins 5 caract k e s bien particuliers, laves en coussins que l’on retrouve dans quelques uns des massifs
ophiolitiques les plus méridionaux: Chypre et l’Oman.
Cette modification du processus magmatique n’affectant par définition qu’une zone
relativement étroite, ceci pourrait expliquer les quelques différences observées au niveau
des laves entre ces trois massifs et les massifs ophiolitiques plus internes de Turquie qui,
tout en appartenant à la même croûte océanique, correspondraient à des périodes différentes de son histoire.
De plus, les séries volcano-sédimentaires associées aux ophiolites se seraient formées,
aussi bien dans le Baër-Bassit qu’à Chypre, dans le secteur Téthysien méridional et sur sa
bordure. Une partie d’entre elles auraient été entraînées par la subduction provoquant
leur métamorphisme; une partie des amphibolites ainsi formées auraient été arrachées 2
cette zone lors de la phase terminale du charriage sur la plateforme arabo-africaine; les
séries volcano-sédimentaires non métamorphisées auraient été plissées et poussées i l’avant
de la croûte océanique obductée lors de cette même phase. Mais, alors qu’en Syrie le volcano-sédimentaire d’origine méridional est simplement poussé et chevauché par les termes
de I’assemblage ophiolitique, cehi-ci, dans le secteur chypriote, est amené d passer en se
déversant du sud vers le nord par dessus le Troodos.
RAPPEL DES GRANDS TRAITS REGIONAUX
L’assemblage ophiolitique du Baër-Bassit (nord-ouest syrien) et les formations volcano-sédimentaires qui lui sont associées sont compris entre un
ensemble de calcaires de plateforme d’âge jurassique crétacé supérieur formant au nord du secteur étudié la chaîne du Djebel Aqraa, et les termes
d’une transgression calcaro-marneuse situés au sud (Dubertret, 1953). L’âge
maestrichtien inférieur des termes sommitaux des calcaires sur lesquels
l’assemblage ophiolitique et le volcano-sédimentaire ont été charriés et l’âge
maestrichtien supérieur des premiers termes de la transgression post-nappe,
permettent de dater comme intra-maestrichtienne la mise en place de ces
nappes (cf. fig. 1).
Dans la région ophiolitique proprement dite, les relations entre les différentes unités charriées sur le Djebel Aqraa sont les suivantes: une grande
masse de péridotites et gabbros forme l’arrière-pays; il s’agit de l’unité du
Baër qui renferme les niveaux ultramafiques les plus profonds; cette unité
repose vers le sud-ouest, par l’intermédiaire d’une semelle de roches métamorphiques, sur un ensem6lc volcano-sédimentaire o Ù se développe une
r
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J
253
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1
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structure en écailles résultant du laminage de _grandsplis couchés et faillés;
au sein de cet ensemble disloqué percent çà et là de nombreuses écailles
péridotito-gabbroïques et quelques lambeaux de volcanisme ophiolitique. La
concordance qui existe entre les pendages mesurés dans le volcano-sédimentaire et celui des plans chevauchants 5 toute échelle est remarquable. Enfin,
l’ensemble volcano-sédimentaire repose apparemment 6 son tour sur l’unité
mafique-ultramafique du Bassit située au sud-ouest en bordure de la mer; les
termes supérieurs de l’assemblage ophiolitique sont surtout représentés dans
cette unité occidentale.
L’assemblage ophiolitique est constitué par un ensemble péridotitique
comprenant des tectonites et des cumulats, des gabbros lit& parfois entièrement recristallisés à la base (Parrot, 1976a), un complexe filonien et deux
niveaux de laves en coussins (Parrot, 1974a); la présence de ces deux niveaux
de laves en coussins (un niveau inférieur tholéiitique en relation directe avec
le complexe filonien, un niveau supérieur hypertholéiitique) a permis d’établir
une analogie entre la région du Baër-Bassit, le massif du Troodos, Chypre et
l’Oman (Smewing et al., 1976).
Aux laves en coussins supérieures sont associées des terres d’ombre (Parrot
et Delaune-Mayere, 1974) tout fait comparables aux termes similaires du
Troodos (Robertson, 1975).
Enfin on trouve E base des plus importantes écailles péridotito-gabbroïques, celle de l’unité du Baër par exemple, une semelle de roches métamorphiques (amphibolites et schistes verts) rappelant celles qui ont été décrites
6 Chypre (Lapierre, 1975) et en Oman (Glennie et al., 1974), et qui
proviennent presqu’exclusivement du métamorphisme des termes de la série
volcano-sédimentaire (Whitechurch et Parrot, 1974).
Au cours de leur charriage n o r d s u d , les ophiolites ont entraîné en la
plissant et l’&rasant la série volcano-sédimentaire; celle-ci est 6 sédimentation essentiellement siliceuse et débute au Trias supérieur par des formations de grès h plantes et de calcaires à Halobies. Le volcano-sédimentaire
débute par des termes comparables dans les régions voisines de Chypre
(Lapierre, 1975) et des Taurides occidentales (Dumont et al., 1972)’ et
Lapierre et Parrot (1972) ont montré l’analogie existant entre cette série et
celle que l’on retrouve Chypre, dans les nappes de Mamonia.
Le volcano-sédimentaire renferme deux niveaux distincts de formations
effusives: l’un, triasique, est tholéiitique, l’autre, fini-jurassique début crétacé,
est péralcalin (Parrot, 1974a et b; Parrot et Vatin-Perignon, 1974).
La sédimentation se poursuivrait au moins jusqu’au Cénomanien devenant
plus gréseuse et calcaire à partir de 1’Aptien; quant aux apports, ils se feraient,
pour la quasi-totalité des dépôts, du sud vers le nord (M. Delaune-Mayere,
comm. orale).
La sédimentation se ferait également du sud vers le nord dans le Djebel
Aqraa, notamment pour les termes maestrichtiens sur lesquels reposent les
nappes, (A.H.F. Robertson, comm. orale). Or, ces termes ne contiennent
aucun élément de roches vertes. Ceci laisse supposer que l’ensemble ophioli-
254
U
Fig. 1. Carte géologique schématique de la région ophiolitique du nord-ouest syrien.
Légende: 1 = soubassement des nappes ophiolitiques; calcaires de plateforme arabo-
255
Y
Y
d
tique et le volcano-sédimentaire se trouvaient primitivement au nord du
Djebel Aqraa avant leur charriage. Le Djebel Aqraa présente de plus des
caractères de plateforme arabo-africaine; il appartiendrait à cette plateforme,
comme les nombreux autres massifs calcaires de même type situés plus au
nord et interprétés par Ricou (1975) et par Ricou et al. (1976) comme
autant de fenêtres sous une même nappe ophiolitique. En tout cas, quelle
que soit l’ampleur du phénomène, il semble bien que le massif ophiolitique
du Kizil Dag, Hatay, situé au nord du Djebel Aqraa, appartienne à la même
unité que celui du Ba&-Bassit. La région du Baër-Bassit correspondrait au
front de la nappe ophiolitique, comme semble l’accréditer les énormes
formations bréchiques à éléments d’ophiolite situées au sud du secteur étudié
(Parrot, 197Gb).
La séparation de la nappe ophiolitique en deux ensembles présent distincts serait due aux mouvements de surrection qui affecte le massif du
Djebel Aqraa à partir du Miocène.
Je vais à présent essayer d’intégrer les observations qui ont 6th faites dans
la région du Baër-Bassit au cadre géotectonique beaucoup plus vaste de la
Mésogée orientale.
Pour ce faire, j ’envisagerai donc l’évolution de l’assemblage ophiolitique et
des formations qui lui sont associées, depuis le début du processus d’océanisation jusqu’h la mise en place tectonique de tout cet ensemble sur la
bordure septentrionale de la plateforme arabo-africaine. Une suite de coupes
schématiques (cf. fig. 2 10) illustrera mon propos.
I
africaine d’âge jurassique et crétacé, affleurant dans le massif du Djebel Aqraa, 2 = semelle
métamorphique infrapéridotique, 3 = roches de l’assemblage ophiolitique, 4 = ,volcanoséd%entaire, 5 = formations transgressives débutant au Maestrichtien supérieur, A =
contact anormal des ophiolites sur les calcaires maestrichtiens du Djebel Aqraa, B = contacts anormaux entre assemblage ophiolitique et volcano-sédimentaire, C = failles postnappe.
Y
*d
Fig. 1. Geological sketch map of north western Syria.
Legend: 1 = basement of the ophiolitic sheets; Arabian-African platform limestones of
Jurassic to Upper Cretaceous age, 2 = metamorphic sole, 3 = ophiolitic suite, 4 = volcanosedimentary formation, 5 = Upper Maestrichtian transgressive formations, A = thrusting
contact of the ophiolitic assemblage on the Lower and Middle Maestrichtian limestones,
B = sheet contact between ophiolitic suite and volcano-sedimentary formation, C = postnappe faults.
256
ORIGINE ET EVOLUTION DE LA CROUTE OCEANIQUE TETHYSIENNE
Tout processus d’océanisation débute par une fracturation de la croûte
continentale 5 laquelle font suite les premiers épanchements volcaniques; on
peut raisonnablement penser que les termes volcaniques les plus anciens rencontrés dans le volcano-sédimentaire correspondent grosso modo à cette
première phase; toutefois, si la fracturation intervient au Trias comme l’a
postulé Dercourt en 1970 pour le secteur téthysien occidental et moyen, elle
ne débute peut-être pas seulement au Carnien-Norien (Trias supérieur) des
venues volcaniques d’âge anisoladinien (Trias moyen) ayant été signalées,
dans un contexte comparable, en dehors de la région Qtudiée (Brunn et al.,
1970; Glennie et al., 1973).
Mais avant même d’en arriver au mécanisme proprement dit de la fracturation, des phénomènes volcaniques qui 1’accompagnent et de l’océanisation
qui lui fait suite, il convient de savoir dans quelle région se produit l’ouverture.d’une telle zone océanique.
Pour Lapierre et Rocci (1976), un rift primitif d’axe sensiblement estouest se formerait au dépens de la bordure septentrionale du continent
arabo-africain, parallèlement 6 l’axe d’un vieil océan téthysien déjà présent
au Paléozoïque (Dietz et Holden, 1970; Dewey et al., 1973)’et ce phénomène
expliquerait’d’une part les différences que ces deux auteurs relèvent entre
les assemblages ophiolitiques externes et internes de la Méditerranée orientale (formation de mer marginale avec manifestations volcaniques d’arc
insulaire dans le premier cas, océan ouvert et manifestations volcaniques de
ride dans le second cas), et leur permet d’autre part d’attribuer aux formations volcano-sédimentaires qui jouxtent le massif du Troodos une origine
septentrionale se faisant au dépens d’un fragment arabo-africain rejeté au
nord de la mer marginale par suite du processus d’expansion.
Une telle interprétation soulève de nombreuses objections: tout d’abord,
la distinction entre les ophiolites qui seraient issues d’un océan téthysien au
sens strict et celles qui proviendraient d’une mer marginale située au sud de
cet océan, repose pour l’instant sur des differences qui s’expriment seulement au niveau des laves; or, ces différences ne sont peut-être que localisées
à ce qiveau ,et ne proviennent pas nécessairement de deux zones génétiques
différentes; deuxièmement, le fait d’attribuer aux nappes de Mamonia une
origine et une mise en place septentrionales n’est pas d’une nécessité absolue
et A.H.F. Robertson et N.H. Woodcock (comm. orale, Cambridge, 1976)
envisagent d’ailléurs au contraire pour ces mêmes formations une origine et
une mise en place méridionales. J’ai de mon côté signalé plus haut que si le
sens du charriage des ophiolites et roches connexes du Baër-Bassit se fait du
nord vers let sud comme cela est le cas pour l’ensemble des massifs basiqueultrabasiques du crois’ssant ophiolitique péri-arabe (Ricou, 1971), tout
indique en revanche que la sédimentation du volcano-sédimentaire et des calcaires de plateforme du Maestrichtien moyen sur lesquels se mettent en place
les ophiolites, se fait du sud vers le nord.
Par ailleurs, Argyriadis (1975) a montré qu’aucun hiatus h fond océanique
y
s.
i:
251
,L
1
d
ne sépare 6 la fin du Paléozoïque l’Afrique de l’Europe, les deux blocs étant
soudés depuis le choc hercynien; les deux continents sont toutefois séparés
par une mer épi-continentale présentant du nord vers le sud à cette époque,
trois zones distinctes: un sillon péri-hercynien qui jouera jusqu’a la fin du
Permien le rôle d’un “piège en creux” pour les sédiments grossiers et mal
triés provenant de 1’6rosion du domaine hercynien; un haut-fond séparant
pendant toute cette période le sillon péri-hercynien du domaine africain; un
domaine africain, méridional, 5 sédimentation essentiellement calcaire, mais
dont les sédiments détritiques bien classés sont d’origine typiquement africaine. La cassure téthysienne se produirait au début du Mésozoïque, et serait
oblique par rapport aux directions antérieures, recoupant 2 l’ouest la chaîne
hercynienne et le sillon périhercynien, le haut fond au niveau des Hellénides,
et, dans le secteur qui nous intéresse, la plateforme arabo-africaine proprement dite.
A ce propos, on retrouve ici en partie le schéma proposé par Lapierre et
Rocci (1976), la bordure nord de la cassure téthysienne correspondant également à un morceau de plateforme africaine; dans ces conditions, il est
évidemment fort possible que des apports détritiques proviennent de ce fragment africain; cet éventuel apport qui pourrait être typiquement africain, se
ferait sur le flanc téthysien septentrional du nord vers le sud. Mais, comme
nous le verrons plus loin, il ne participe pas à mon avis à la mise en place des
ophiolites et roches connexes, aussi bien à Chypre que dans le Nord-ouest
syrien. D’ailleurs, à moins d’admettre comme le font Lapierre et Rocci (op.
cit.), l’existence d’un océan séparant la zone eurasienne d’une mer marginale
et de son fragment africain septentrional, les apports détritiques de la
bordure nord téthysienne qui pourraient évidemment être en partie africains,
devraient cependant être différents en raison de la possibilité d’apports
venant de la zone hercynienne par suite de la disparition à la fin du Paléozoïque du haut-fond décrit plus haut. Nous voyons en tout cas, qu’il
convient de toujours définer ce que l’on entend par origine en prenant bien
soin de préciser s’il s’agit du sens des apports ou du sens du déplacement tectonique, ce que je ferai dans la suite de cet exposé.
La figure 2 montre les premiers stades de la fracturation; elle affecte la
bordure nord de la plateforme africaine et s’accompagne de volcanisme et
d’apports détritiques importants (par exemple, grès triasique de Chypre); on
assiste 5 l’établissement de récifs soit pendant les périodes de relachement de
l’érosion, soit à l’avant de la zone à dépôts détritiques; une structure en horst
et graben est retenue, car elle rend bien compte des types de relation
observés sur le terrain entre calcaires & Daonelles ou Halobies, grès, phlites et
volcanisme.
Dans le Baër-Bassit, le volcanisme tholeiitique associé aux sédiments triasiques présente une légère tendance alcaline (Parrot et Vatin-Perignon, 1974);
ce caractère est confirmé par la distribution des teneurs en terres rares
ramenées aux chondrites (Parrot, 1976b). A Chypre (Lapierre, 1975;
Lapierre et Rocci, op. cit.) et à Antalya, Turquie (Juteau et Marcoux, 1973;
258
N
S
F;
\
volcanisme triasique
I
grès africains
,F
b
u
Fig. 2. Fracturation triasique de la bordure’septentrionale de la plateforme arabo-africaine
(Trias moyen ou supérieur).
Fig. 2. Rift system of Late Triassic age occurring on the northern margin of the African
platform.
Juteau, 1974)’ le volcanisme associé aux mêmes sédiments triasiques est
nettement plus alcalin. Si les marges continentales actuelles, correspondant
aux premiers stades du développement des bassins océaniques contemporains
(Vine et Hess, 1971; Scrutton, 1973), sont essentiellement composées de
basaltes tholkiitiques (Compston et al., 1968)’ on connait en revanche dans
la Mer Rouge, une zone d’océanisation dont les roches volcaniques présentent
un caractère transitionnel entre le domaine tholéiitique et alcalin (Treuil et
Varet, 1974). Hynes (1974) attribue aux premiers stades de l’océanisation
dans I’Othris, qui renferme des termes comparables h ceux de Chypre, un
volcanisme de ce type.
La figure 3 illustre le départ du processus d’océanisation. L’océanisation
débute à la fin du Trias ou au début du Jurassique, voire, au plus tard, au
début du Jurassique moyen, le volcanisme alcalin intraplaque se produisant
au Jurassique supérieur. Pendant que sur les bords de l’océan nouvellement
crééy et faisant suite aux dépôts gréseux, se forment des calcaires et des
mamo-calc@es de plateforme on passe progressivement par l’intermédiaire
de formations pélitiques renfermant encore quelques petits niveaux volcaniques, aux radiolarites du domaine pélagique. I1 se forme à cette époque
une carapace doléritique sous laquelle s’organise la chambre magmatique o Ù
se formeront les cumulats; les bordures figées de la chambre correspondent
latéralement aux zones d’alimentation des manifestations volcaniques de la
phase d’ouverture, zones qui doivent encore jouer sporadiquement, comme
l’atteste la présence de venues effusives dans les niveaux supérieurs des
formations pélitiques.
y
I
k.
,
~
259
m
4-
N
S
a
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volcanisme triasique
*
d
Fig. 3. Départ du processus d’océanisation (fin d u Trias).
Fig. 3. Beginning of the oceanization process (Late Triassic or Early Jurassic).
i
que celle-ci a cédé plus facilement à l’endroit o Ù elle était le moins homogène,
soit précisément 16 o Ù se situait la chambre magmatique qui venait de cesser
d’être alimentée, mais n’avait pas encore achevé sa cristallisation. Une intense
s
N
radiolarites
calcaires de plateforme
Fig. 4.Rythme de croisière (fin du Trias à fin du Jurassique).
Fig. 4. Oceanization process during Jurassic period.
s
N
volcanisme alcalin
Fig. 5. Fin Jurassique début Crétacé.
Fig. 5. “Within-plate”’vo1canism of Late Jurassic age.
is
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rc
*
- , 3
S
N
sédiments du volcano-sédimentaire
Fig. 6. Début de la contraction (Crétacé supérieur).
Fig. 6. Contraction starting (Late Cretaceous).
N
,laves en coussins hypertholéiitiques du niveau supérieur (upper pillow-lavas]
/
/
/
/
Fig. 7. Début de la subductioil (Crétacé supérieur).
Fig. 7. Subduction starting (Late Cretaceous).
S
262
fracturation devrait alors se produire (cf. fig. 6), chassant brutalement une
partie des produits non cristallisés. A ce phénomène se joint peut-être également, par suite de l’emboutissement dû au démarrage de la subduction de la
lèvre africaine (cf. fig. 7), un échauffement rapide des niveaux où se produisait la fusion partielle qui alimentait antérieurement la chambre magmatique. L’un ou l’autre de ces phénomènes ou bien l’action conjugée des deux
entraineraient la ponction profonde et l’évacuation accélérée d’un magma
peu évolué. Et ce magma serait 5 l’origine des venues hypertholkiitiques formant les niveaux volcaniques sommitaux de 1’assemblage ophiolitique
(niveau supérieur des laves en coussins du Baër-Bassit, ‘upper pillow-lavas?du
Troodos et de l’Oman).
Une telle interprétation laisse supposer que pendant la venue des derniers
termes volcaniques, l’ensemble fonctionne partiellement en arc volcanique;
ce type de fonctionnement n’affecterait le système qu’à la fin de son existence, et non pendant la majeure partie de sa durée comme l’avance
Miyashiro (1973). D’ailleurs si Pearce et Cann (1971) avaient montré que la
quasi-totalité des laves du Troodos appartient 6 une ancienne ride, je rejoins
ici l’hypothèse avancée par Pearce (1975) qui envisage pour les termes volcaniques sommitaux une évolution de la ride en arc insulaire; de plus, cet arc
volcanique doit rapidement avorter, car en effet, si les laves en coussins
sommitales de Chypre et du Baër-Bassit sont comparables aux premiers
termes de la série des roches pigeonitiques de Kun0 (1967)’ elles ne présentent pas de différenciation, leurs transformations étant d’une tout autre
nature.
Un arc volcanique étant bien entendu limité par rapport 5 l’ensemble
d’une croûte, ceci pourrait correspondre au fait que seule jusqu’&plus ample
informé, la guirlande des massifs ophiolitiques méridionaux, depuis Chypre
jusqu’h l’Oman (Smewing et al., 1976), renferme ce type -de -formation volcanique;-les différences signalées au niveau des laves entre les ophrolites plus
internes de Turquie et cette frange ophiolitique méridionale, ne seraient
donc dues qu’à l’observation de portions plus ou moins internes d’une même
croûte océanique charriée sur l’ensemble africain qui ressortirait en fenêtre
I
au niveau des Taurides (Ricou et al., 1976).
Pendant que se poursuit la subduction, les formations volcano-sédimentaires primitivement situées au sud de la ride médio-téthysienne sont en
partie entrainées sous la lèvre septentrionale, en partie plissées et écaillées à
l’avant de celle-ci (cf. fig. 8). Le volcano-sédimentaire entrainé par la subduction le long du plan de Bénioff est alors soumis à un processus métâmorphique dont l’intensité reste longtemps identique comme l’indique la disposition des courbes isothermes dans la partie sommitale de la croûte océanique
subducthe (Turcotte et Oxburgh, 1968; Toksöz et al., 1971; Sugimura et
Uyeda, 1973); la distribution de ces courbes montre que ce sont essentiellement les roches du volcano-sédimentaire, qui, si elles sont effectivement
entrainées, sont le plus affectées par le métamorphisme, mais qu’une petite
partie du niveau moyen de la portion septentrionale de la croûte océanique
1
263
N
S
zone de métamorphisme de5 roches du volcano-sédimentaire
i
b
/
Fig. 8. Début de I’obduction (CrétacB supérieur).
Fig. 8. Obduction starting (Late Cretaceous).
,*,
J
I
est susceptible d’être également touchée, ce qui expliquerait que l’on
retrouve dans le Baër-Bassit, sous les grandes écailles péridotitiques charriées,
des métagabbros au dessus de la série amphibolitique d’origine volcanosédimentaire (Whitechurch et Parrot, 1974).
I1 est bien évident que lorsque le mécanisme de subduction se poursuit, les
roches antérieurement métamorphisées sont entrainées dans le manteau o Ù
elles disparaissent avec la portion de croûte océanique. qui les supporte. Aussi
le mécanisme décrit n’intéresse-t-il que les formations volcano-sédimentaires
qui viennent tout juste de s’engager sur la partie supérieure du plan de
Bénioff avant que ne, se produise l’obduction de la portion “européenne” de
la croûte téthysienne.
A ce stade commence le charriage de la croûte océanique sur la plateforme
arabo-africaine. L’ktude des différents types de relation existant entre volcano-sédimentaire et ensemble ophiolitique montre que ce phénomène s’est
produit suivant deux modalités légèrement différentes si l’on compare ce
qui s’est passé dans la région du Baër-Bassit h ce qui s’est passé h Chypre.
Ce qui se passe au niveau de l’ensemble Hatay-Nord-ouest syrien représente
le cas le plus simple (cf. fig. 9). On assiste h une obduction nord-sud de la
croûte océanique sur la plateforme arabo-africaine; la croûte océanique
entraine dans son mouvement une partie des roches métamorphiques par
l’intermédiaire desquelles elle était précédemment en contact avec la portion
méridionale de croûte subductée; elle entraine également le volcano-sédimentaire plissé qui n’avait pas encore subi le phénomène de subduction. Ce grand
mouvement continu expliquerait toutes les concordances structurales observées entre les ophiolites, les amphibolites et le volcano-sédimentaire (il est
d’ailleurs possible qu’il y ait localement au front de la nappe des arrache-
264
Hatay
N
__i>
/
Fig. 9. Mise en place des nappes dans le Hatay-Baër-Bassit (Maestrichtien).
Fig. 9. Emplacement (Maestrichtian) of Hatay and Baer Bassit nappes.
ments de la portion de croûte océanique africaine non encore complètement
subductée, ce qui pourrait en partie expliquer les différences observées entre
les deux principales unités basique-ultrabasiques du nord-ouest syrien).
Au Maestrichtien, Chypre est soumise h un mouvement de rotation trigonométrique d'environ 90" (Moores et Vine, 1971; Parrot, 1973; d'après
les études récentes de Lauer et Barry, 1976, cette rotation serait en fait de
70"); l'éventuelle conjugaison de ce mouvement et de celui qui résulte de
l'obduction nord-sud de la croûte océanique pourrait accélérer le plissement du volcano-sédimentaire, en provoquant, dans le secteur des nappes de
,
I .
/
.
r
/-
Fig. 10. Mise en place des nappes d Chypae.
Fig. 10. Emplacement of Mamonia nappes over Troodos (Maestrichtian).
265
Mamonia, son déversement et son chevauchement du sud vers le nord sur le
massif du Troodos (Robertson et Woodcock, 1976). Toutefois, ce déversement pourrait n’être pas contemporain du mouvement de rotation, Lauer et
Barry (op. cit.), ayant montré que celui-ci ne semble pas avoir affecté les
upper pillow-lavas. Au déversement des nappes de Mamonia (cf. fig. I O ) ,
doivent évidemment faire suite des mouvements tangentiels nord-sud affectant la masse ophiolitique; on les observe au coeur du Troodos (Bartolotti
et al., 1976); c’est sans doute à la faveur de ces mouvements tectoniques
qu’apparaissent au sud de l’íle quelques copaux amphibolitiques.
Les mouvements de surrection qui touchent le massif du Troodos au
Miocène, ont un contre-coup dans la région Hatay-Ba,&-Bassit; ce sont eux
qui sont responsables de la surrection de la plateforme arabique dans le
Djebel Aqraa qui scinde, à partir de ce moment là, la nappe ophiolitique en
deux secteurs: le Hatay au nord et le Baër-Bassit au sud.
CONCLUSIONS
Au niveau du Moyen-Orient, l’océanisation débuterait au Trias supérieur
par une fracturation se produisant au dépens de la bordure septentrionale de
la plateforme arabo-africaine soudée au continent européen depÛis le choc
hercynien. Cette fracturation s’accompagnerait d’épanchements tholeiitiques
h légère tendance alcaline à la hauteur de la Syrie, plus alcalins h la hauteur
de Chypre; des sédiments gréseux et quelques niveaux de calcaires à Halobies
plus ou moins récifaux accompagnent les formations volcaniques. Ces
épanchements précéderaient ou seraient contemporains de la mise en route
du processus d’expansion amenant la formation d’une croûte océanique pendant tout le Jurassique et la plus grande partie du Crétacé. Pendant que sur
les bords du bassin ainsi créé se formeraient des calcaires de plateforme, dans
le bassin lui-même se déposeraient des sédiments essentiellement siliceux
avec des apports détritiques provenant des continents voisins. J’ai indiqué
plus haut que seules les formations volcano-sédimentaires formées au sud de
la ride médio-téthysienne sont entrainées dans les mouvements tangentiels
qui participent à la mise en place n o r d s u d de la croûte océanique sur la
plateforme arabo-africaine. Les épanchements volcaniques péralcalins finijurassique début crétacé que l’on observe dans le volcano-sédimentaire du
nord-ouest syrien sont interprétés comme le résultat d’un volcanisme intraplaque qui affecterait également la plateforme arabique.
Le mouvement de contraction qui suit l’expansion amène le secteur méridional de la croûte océanique h subducter sous le secteur septentrional. La
subduction pourrait démarrer au niveau de 1’ancienne ride médio-océanique,
par suite de 1Tnhomogéndité créée dans la croûte par la présence de
l’ancienne chambre magmatique. On observerait alors le début du fonctionnement d’un arc volcanique responsable de la formation des niveaux supérieurs
de laves en coussins (upper pillow lavas).
Par ailleurs, on peut estimer qu’une partie du volcano-sédimentaire a pu
266
être entraînée par la subduction, ce qui aurait provoqué son métamorphisme;
une partie des amphibolites ainsi formées aurait été arrachée h cette zone lors
de la phase terminale du charriage de la croûte océanique sur la plateforme
arabo-africaine. Les séries volcano-sédimentaires non métamorphisées restant
encore sur le secteur méridional de la croûte océanique, ainsi que les faciès
de bordure formés lors de l’ouverture, auraient été plissés et poussés h l’avant
de la croûte océanique charriée lors de cette même phase.
En Syrie, le volcano-sédimentaire d’origine méridionale est simplement
poussé et chevauché par les termes de l’assemblage ophiolitique. A Chypre,
ce même volcano-sédimentaire est amené h passer du sud vers le nord par
dessus le Troodos.
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