Interprétations des relations stratigraphiques et des structures orogéniques

e diagramme 3D (Fig. II.46) illustre les trois principales structures caractérisant l’architecture de ce assif interne de la chaîne.

Des structures syn-schisteuses correspondant à deux phases principales de plissement sont contemporaines de l’exhumation des séries métamorphiques de la marge arabe. Cette

NE (Miller et al., 2002 ; Miller et al., 1999).

axe NS déversés L

m

-exhumation s’opère au cours d’une intense déformation cisaillante orientée vers le

- Une large bande de cisaillement matérialisée par un niveau de micaschiste localise la progression de l’étirement qui entraîne une individualisation structurale entre l’unité inférieure de Hulw et l’unité supérieure.

- Des structures tardives reprennent l’ensemble du dispositif, dont des plis d’

vers l’E, et deux axes de bombements tardifs orientés N120 et N30. Des failles normales recoupent également l’édifice des nappes allochtones.

II.5.5.1 – Zone de cisaillement

Les observations précédentes et les commentaires qui suivent sont illustrés par les coupes interp

ent homogène et de teinte rougeâtre et incluant une charge carbonatée représ

reconnue entre le Wadi Aday et le flanc

ais les principaux ensembles lithol

ologique, peut être apparenté à la fois à la succession de micaschiste de la base de l’unité supérieure (Sq1V) et de la base

e l’unité inférieure (base de la succession Hw1).

Ce niveau, de part sa situation à la base de la formation Saiq ou de ses équivalents dans l’unité férieure, aurait localisé le décollement de la couverture permienne dans les stades précoces de la ctogenèse à vergence N à NE (Fig. II.49). La naissance de cette zone de cisaillement peut être ssociée à une localisation de la déformation dans ces lithologies peu compétentes, mais également à es hétérogénéités paléogéographiques qui auraient localisé le renversement des séries supérieures de aiq.

rétatives de la Fig. II.48, qui englobent l’unité supérieure et l’unité inférieure de Hulw. Une carte géologique simplifiée leur est associée (Fig. II.47).

L’unité supérieure et l’unité de Hulw sont séparées par une bande continue d’environ 50 m de micaschistes quartzeux (Fig. II.14-II.47). Dans la partie centrale du Wadi Mayh, ces schistes forment une succession relativem

entée par des fines lamines dilacérées par le cisaillement (Fig. II.37). Ils sont localement recouverts par des alternances de micaschistes blancs, feldspathiques et quartzeux, et de niveaux de micaschistes verts et rosés qui incluent fréquemment des bancs ou blocs de dolomie rousse bioclastique et siliceuse. Ces schistes sont largement représentés dans les sections du Wadi Hulw (Fig. II.39-II.40) et dans la partie sud du Wadi Mayh où ils surplombent le niveau de schistes détritiques rougeâtres.

Ces schistes bariolés à dolomie rousse sont observés à la fois à la base de la succession Hw1 (Fig. II.33) et forment la succession typique du membre Sq1V,

inverse de l’extrémité sud du Wadi Mayh (Fig. II.35). Structuralement, cette bande de micaschiste trouve donc son origine dans l’extrême base de l’unité de Hulw (Hw1) et de l’unité supérieure (Sq1V).

En revanche, les micaschistes quartzeux de teinte rougeâtre sont clairement en continuité structurale et de lithologie similaire à ceux qui forment le flanc renversé de la charnière synclinale du Jabal Al Khufayqi (Fig. II.44).

Vers le N et toujours le long du Wadi Mayh, les volcanites HwV son très amincies mais marquent régulièrement le contact entre les calcschistes et les micaschistes Hw1 (Fig. II.14). Les ondulations EW et NS de ce contact entraînent localement leur incorporation au sein des calcschistes (Fig. II.14). Ainsi, entre la charnière du Jabal Al Khufayqi et la partie centrale du Wadi Mayh, le flanc inverse du grand synclinal de Hulw est fortement étiré et aminci, m

ogiques et leurs relations stratigraphiques sont préservés.

Dans la partie sud du Wadi Mayh et le long des bras E et W du Wadi Hulw, ce sont donc les schistes bariolés et à dolomie rousse qui sont engagés dans la zone de cisaillement où l’étirement du sommet de l’unité inférieure et de la base de l’unité supérieure se localise.

Nous proposons que les flèches plurikilométriques des grands plis régionaux renversent la succession de la plate-forme omanaise sur cette large zone de cisaillement (Fig. II.48-II.49). Celle-ci correspond à un niveau stratigraphique qui, d’un point de vue structural et lith

d in te a d S

II.5.5.2 – Evolution tectonique de la plate-forme du Saih Hatat et contraintes apportées par l’âge des assemblages métamorphiques

Les déformations vers le NE sont reflétées par le développement de plis isoclinaux et en fourreau à la base de l’unité supérieure, et par le développement de grands plis secondaires dont les axes, WNW-ESE dans l’unité supérieure, s’alignent dans la direction de l’étirement à proximité de la zone de cisaillement.

Dans les deux unités étudiées, la schistosité principale est synchrone de la formation des grands plis renversés vers le NE, et elle transpose les foliations métamorphiques antérieures (Michard et al., 1984, 1994 ; Le Métour et al., 1990; Miller et al., 1998, 1999 ; Breton et al., 2004). L’âge des cristallisations de micas blancs qui définissent la linéation d’étirement dans l’unité supérieure est daté entre 70 et 76 Ma (El Shazly & Lanphere, 1992 ; Miller et al., 1999). Ces âges correspondent notamment aux fabriques développées juste au dessus de la zone de cisaillement séparant l’unité supérieure de l’unité de Hulw (Miller et al., 1999).

Ainsi, le fonctionnement de la zone de cisaillement entre le deux unités étudiées post-date les premières foliations métamorphiques qui sont également développées lors d’un cisaillement de vergence NE (Fig. II.49.2). La deuxième déformation ductile développe une schistosité régionale qui se forme dans le faciès schiste vert (Michard et al., 1984, 1994 ; Miller et al., 1999, 2002). Cette

déformation se concentre le long de la zone de cisaillement localisée entre l’unité supérieure et l’unité e Hulw (Searle et al., 1994, 2004 ; Miller et al., 2002 ; Breton et al., 2004).

L’ensemble de la zone interne se présente comme un dôme de foliation où les structures composites mais systématiquement à vergence NE, sont successivement pentées vers le S puis vers le N (Fig. II.48 et II.49-7).

La morphologie en croissant des grands plis de l’unité supérieure, le cisaillement en jeu normal le long de la zone de cisaillement et les replis asym triques vers le NE de la zone de cisaillement (Fig. II.40c) suggèrent que la déformation vers le NE perdure après la mise en place des grands plis de l’unité supérieure.

La déformation ultérieure de vergence E développe des axes de plis sub-méridiens dans l’unité inférieure et participent à l’alignement NS des charnières régionales développées dans les dolomies de Hiyam. Elle est également responsable de l’inversi (Fig. II.20) et de l’interférence entre rds NW du Jabal

uraywah (Fig. II.14).

L’ensemble de la pile structurale subit finale ent un doming tardif le long d’axes N120 et N20-30 qui implique également les séries post-nappes du Maastrichtien et du Tertiaire (Le Métour, 1987 ; abu, 1987 ; Carbon, 1996 ; Searle et al., 2004)

II.5.5.3. Implications sur les relations stratigraphiques entre les unités supérieure et férieure.

La lithologie des différents membres de la formation Saiq, leur positionnement dans l’édifice tructural ainsi que les relations stratigraphiques généralement préservées de part et d’autre de la zone e cisaillement suggèrent l’existence de relations stratigraphiques différentes de celles proposées dans

littérature, entre l’unité de Hulw et l’unité supérieure (Fig. II.50).

- Tout d’abord les schistes détritiques de la base de l’unité de Hulw et de l’unité supérieure sont terprétés comme appartenant au même membre stratigraphique (Sq1V) car présentant des faciès édimentaires similaires, comprenant des coulées volcaniques, des niveaux de micaschistes détritiques t tuffacés incluant dans les deux cas de nombreux niveaux de dolomie rousse. Cette corrélation est en ccord avec les interprétations de Le Métour et al., (1986), Rabu et al. (1990) et Pillevuit (1993). illevuit (1993) décrit les mêmes faciès détritiques à microconglomérats rouges et bruns, micaschistes ariolés (jaunes verts et roses) et siltite violacée (tuffites), à la base de la formation Saiq (Sq1V) de la artie orientale du Saih Hatat (le long de la route menant de Mascat à Quryat). Cette équivalence tratigraphique de la base des deux unités structurales implique que l’ensemble de la succession de ulw soit corrélable aux séries de Saiq de l’unité supérieure, contrairement au modèle proposé par regory et al. (1998) et Miller et al. (2002).

Alors que nous reconnaissons l’existence d’un contact tectonique majeur séparant ces deux nités au niveau du Wadi Mayh et du Wadi Hulw (Miller et al., 2002), le contact stratigraphique xistant entre les séries carbonatées HwDL de l’E du Wadi Hulw, et l’horizon continu de micaschistes ris HwQMs (Fig. II.47) implique que ces carbonates fassent partie de l’unité structurale de Hulw omme le proposent Searle et al. (2004), sur des arguments métamorphiques. La limite structurale ntre l’unité inférieure et l’unité supérieure n’isolerait donc pas complètement la succession de Hulw es séries de Saiq et des séries de l’autochtone A. Ces relations stratigraphiques sont clairement bservées au SW de la succession de Hulw par Le Métour (1987) (contact formation Amdeh et d

é

on du bloc basculé du Wadi Aday la charnière synclinale du Jabal Qirmadhil et les flancs à rega M m N R in s d la in s e a P b p s H G u e g c e d o

calcaires de Saiq sur le flanc sud du Jabal Abu Da’ud, Figs. II.14-II.47) et sont également reconnus par iller et al. (2002). Dans ce contexte l’unité de Hulw ne peut pas correspondre à une fenêtre ctonique comme le propose Gregory et al. (1998) et Miller et al. (2002, Fig. II.32).

L’apparition des séries carbonatées massives de la succession HwDL au sommet des icaschistes HwQMs correspondrait donc à une variation latérale de faciès des calcschistes HwCs

ig. II.50-II.47).

Latéralement, les carbonates HwDL ont été alternativement considérés comme des équivalents es calcaires Sq1L de la formation Saiq (Le Métour, 1987 ; Miller et al., 2002) ou comme des quivalents du membre supérieur Sq2 (Searle et al., 2004). Ces reconstitutions stratigraphiques très ifférentes reflètent les variations latérales de faciès très rapides qui sont observées entre les calcaires wDL et les unités carbonatées fortement déformées que l’on retrouve dans la région de Bandar hayran et de Yenkit (Fig. II.14). Elles remettent également en question le niveau stratigraphique ccupé par les volcanites sous-jacentes HwV.

- Les volcanites HwV ont été différemment interprétées dans la littérature. D’abord considérées omme intrusives (SqDl, Fig. II.31, Le Métour, 1987 ; Le Métour et al., 1986) ; Miller et al. (2002) émontrent qu’il s’agit de coulées de pillow lavas et de niveaux de hyaloclastites. Cependant, ces êmes auteurs considèrent à la manière de Le Métour (1987) que les niveaux volcaniques de la partie entrale du Wadi Mayh, sont des intrusions recoupant les calcaires noirs Sq1L (membre SqDl, Miller t al., 2002 ; Fig. II.32).

Les différentes sections du Wadi Hulw et du Wadi Mayh (Fig. II.36e-II.39) montrent que les ccurrences multiples de schistes volcaniques sont systématiquement observées entre des séries tratigraphiques très différentes. Ils sont systématiquement surmontés de bancs de dolomie rousse et

e marnes dolomitiques et siliceuses. Ces volcanites sont engagées dans les grands plis des dolomies assives Sq2 (Fig. II.36e) dont le dernier était précédemment cartographié comme formé dans les alcaires Sq1L. Les volcanites se biseautent progressivement entre le Wadi Mayh et le Wadi Hulw. lles ne sont plus du tout représentées le long du bras E du Wadi Hulw (Fig. II.40). Ces schistes olcaniques ne montrent donc aucun caractère intrusif et sont interprétés comme un niveau tratigraphique appartenant au membre Sq2V.

Structuralement, les séries marneuses, volcaniques et dolomitiques du membre Sq2V forment un rand flanc inverse étiré à la base de l’unité supérieure (Fig. II.36e-II.48). Un repli anticlinal de ce anc inverse est préservé le long du Wadi Mayh (Fig. II.36b-e). Vers l’E, cette charnière renversée est rogressivement tronquée par la bande de cisaillement. Celle-ci atteint le long du bras E du Wadi

ulw, son niveau stratigraphique le plus haut en longeant la base des dolomies massives Sq2a (Fig. .40). Parallèlement, dans l’unité inférieure, les séries renversées du Wadi Hulw (HwV et HwDMs, ig. II.42) sont mieux préservées par rapport au flanc inverse étiré du Wadi Mayh (comparer les deux oupes de la Figs. II.48). Il semble donc que le niveau structural engagé dans la zone de cisaillement oit de moins en moins profond, de l’W vers l’E (Fig. II.48).

Ces observations reportées sur la coupe générale de la région NE du Saih Hatat (Fig. II.48) ontrent que les métabasites de l’unité inférieure (HwV) et de l’unité supérieure (Sq2V) sont isposées de manière parfaitement symétrique de part et d’autre de la zone de cisaillement (Fig. II.48). e membre Sq2V de l’unité supérieure dessine un anticlinal dont le flanc inverse est étiré alors que les olcanites HwV dessinent un synclinal dont le flanc inverse est étiré. Ces volcanites forment un repère M te m (F d é d H K o c d m c e o s d m c E v s g fl p H II F c s m d L v

volcanique continu dont la répartition cartographique dans l’unité inférieure (HwV) est parfaitement omplémentaire de celle dans l’unité supérieure (Sq2V). Les volcanites Sq2V sont donc

ent corrélées aux volcanites HwV (Figs. II.48-II.49-II.50). Nous proposons que les deux niveaux volcaniques représentent un même niveau stratigraphique, contemporain du deuxièm

c

structuralement parfaitem

e événement magmatique enregistré sur la plate-forme et daté du Murghabien (Le Métour, 1987 ; Le Métour et al., 1986).

- Cette corrélation est également fortement suggérée par les similitudes lithologiques des édiments déposés au dessus des deux niveaux volcaniques en question. Dans l’unité supérieure, le niveau

e dolomie rousse, qui se chargent au sommet en interbancs détritiques (Fig. II.50). Cette succession est recouverte par le niveau de mica

embre Sq2V et du membre HwDM

les carbonates siliceux noirs Sq1L, puis sur les métapélites gréso-carbonatées de la partie supérieure du membre Hw1 (Fig. II.50). Une équivalence stratigraphique entre ces deux success

tation carbonatée. Ces variations sont caractérisées par la mise en place de

marnes ayh et le

bras oc e mises e v

Sq1L corres nt à un conglomérat carbonaté et siliceux (Fig. II.32). D s

même de la Hw1 de l’unité de Hulw (Fig. II.50). Ces carbonates sont rattachés au membre q1L par Le Métour et al. (1986) et aux calcaires « Llm et Ldl » du Permien inférieur et supérieur par

ray et al. (2005a) et Miller et al. (2002 ; Figs. II.31-II.32).

natés de la partie médiane de la succession Hw1 oient les témoins, soit des fortes variations latérales de faciès et d’épaisseur qui caractérisent le membre

(1987). Nous les corrélons aux calcschistes de Hulw (HwCs, Fig. II.50) et aux dolomie

rghabien moyen-supérieur au Djulfien qui son

aux dépôts qui surmontent les volcanites Sq2V et que nous considérons comme appartenant au cycle transgressif du membre Sq2.

s

volcanique est surmonté par des bancs de dolomies rousses puis par une succession de marnes dolomitiques et siliceuses. Cette succession sédimentaire est particulièrement proche de la séquence HwDMs de l’unité inférieure qui correspond, à la base, à des alternances d

schistes HwQMs d’origine tuffacée (Le Métour, 1987). Ces dépôts volcano-sédimentaires pourraient représenter un équivalent des volcanites et tuffites de la partie NW du Saih Hatat, qui recouvrent également une succession dolomitique et détritique. Il semble important de noter que des polypiers ont été systématiquement observés dans les dolomies du m

s.

- Dans la nouvelle corrélation stratigraphique proposée, le repère volcanique murghabien repose du SW vers le NE, sur

ions est également proposée :

Dans l’unité supérieure, le sommet du membre Sq1L montre des variations latérales de faciès qui témoignent d’une augmentation de la charge sédimentaire détritique et siliceuse vers l’E ou le NE aux dépends de la sédimen

calcaires et siliceuses ocres qui recouvrent les calcaires noirs foliés entre le Wadi M

cid ntal du Wadi Hulw (Figs. II.39-II.50). Ces variations latérales de faciès sont également n é idence dans la région de Bandar Khayran où Warren et Miller (2007) notent que le membre

pond principaleme

an l’unité inférieure, une succession de calcaires noirs et de dolomie rousse est inclut au cœur succession

S G

Nous proposons que les dépôts gréso-carbo s

Sq1L soit de sont érosion avant le début du volcanisme murghabien.

- Finalement, les calcaires et dolomies Sq2a de la région étudiée sont datés Murghabien moyen à Djulfien par Le Métour

s et calcaires noirs HwDL de l’unité de Hulw. Cette corrélation est cohérente avec les valeurs positives du δ13

C obtenues sur les calcschistes de Hulw et qui sont interprétées du Permien supérieur par Gray et al. (2005a, Fig. II.32).

Nous notons également que les sédiments à faunes du Mu

t prélevés dans les successions déformées du Wadi Mayh et du Wadi Hulw, sont considérés par le Métour et al., (1986, Fig. 30) comme associés au membre Sq1L. Il semble important de rappeler que les modifications cartographiques et stratigraphiques apportées dans l’unité supérieure, impliquent que ces localités fossilifères correspondent systématiquement

II.6. Reconstitution de la plate-forme de la formation Saiq au Permien