L’obduction au Crétacé et les événements tertiaires

Le fragment de lithosphère océanique correspondant à la nappe ophiolitique du Semail se forme au cours du Cénomanien (Tilton et al., 1981 ; Tippit et al., 1981). La semelle métamorphique sous-ophiolitique de faciès amphibolite est datée par différents thermochronomètres (refroidissement entre le Cénomanien et le Turonien) qui indiquent que l’initiation du chevauchement intra-océanique est contemporain ou légèrement plus récent que la formation de la croûte océanique du Semail (Hacker et al., 1996).

Parallèlement, la marge continentale subit une surrection et une profonde érosion des séquences pré-turoniennes (Wasia-Aruma break de Glennie et al., 1974, Fig. I.7). Ces mouvements verticaux marqueraient la flexure de la plaque arabe lors de sa subduction vers le NE sous la nappe du Semail (Pearce et al., 1981 ; Rabu et al., 1990).

La subsidence de la marge permet aux séquences discordantes de se déposer dans le bassin formé à l’avant du chevauchement. Il s’agit des successions détritiques proximales, souvent mégabréchiques de la formation Muti (fin Turonien-début Santonien, Rabu et al., 1990) et des marnes distales de la formation Fiqa (fin Coniacien-fin Campanien, Warburton et al., 1990) qui enregistrent l’avancée progressive des nappes allochtones vers le SW (Fig. I.7).

A partir du Santonien-Campanien, le bassin d’Hawasina est progressivement inversé et les parties les plus internes du bassin de Muti sont chevauchées par les nappes allochtones (Béchennec, 1987 ; Rabu et al., 1990). Le Métour et al. (1995) considèrent que l’ophiolite ne rencontre pas la marge continentale arabe avant 85 Ma. La progression des nappes vers le SW perdure jusqu’aux premiers dépôts de la séquence flyschoïde de la formation Juweiza qui reçoit les produits de l’érosion de la nappe ophiolitique dès la fin Campanien (Glennie et al., 1974).

Le nouveau cycle sédimentaire néo-autochtone débute par les conglomérats détritiques de la formation Qahlah datée de la fin Campanien au début du Maastrichtien (Nolan et al., 1990). Elle se dépose en discordance autour des reliefs de la chaîne fini-crétacée. A la base, la formation détritique est dominée par les débris de nature ophiolitique et par les éléments des nappes d’Hawasina. En remontant dans la série, les débris carbonatés mésozoïques apparaissent et au sommet, Nolan et al. (1990) reconnaissent les débris des quartzites ordoviciennes du socle du Saih Hatat (Fm. Amdeh, le long du flanc occidental du Saih Hatat). Ces dépôts maastrichtiens témoignent donc de l’érosion progressive de l’anticlinal du Saih Hatat. Les sédiments peu profonds des formations post-nappes fin Paléocène à Eocène de Jafnayn et de Rusayl se déposent sur les terrains métamorphiques HP-BT du cœur du Saih Hatat (Nolan et al., 1990 ; Le Métour et al., 1992).

Les successions carbonatées peu profondes de la fin Maastrichtien au début du Miocène atteignent plusieurs kilomètres d’épaisseur le long de la côte de Batinah et dans le bassin de Sohar, dans la plaine de Batain (Le Métour et al., 1992 ; Carbon, 1996). Ils incluent une discordance érosive fin Maastrichtien-Paléocène, associée à un épisode compressif NE-SW (Carbon, 1996) et à un accroissement progressif du détritisme entre la fin Eocène et le début Miocène. Finalement la phase de déformation alpine s.s. va entraîner le développement des structures et morphologies actuelles des montagnes d’Oman, au cours d’une phase de compression post Miocène inférieur (Nolan et al., 1990, Hanna, 1990 ; Carbon, 1996).

I.6.2.

e de la marge a été subduite au cours du Crétacé (Michard et al., 1983 ; Lippard, 1983

du SW vers l ù les roches atteignent le faciès schiste u e

1990 ; Searle

Le dom alors que la m front d’appari

(zone à pump trémité NE du Jabal Akhdar et toute la moitié N du Saih Hatat (Fig. I.11b). Ce front de schistosité est décalé par l’accident longeant le Semail Gap. Rapid

couché vers le NE (Figs. I.11a, Bailey, 1981 ; Le Métour, 1987 ; Miller et al., 2002 ; Gray et al., 2

zone interne du Saih Hatat, les deux phases de déformation développent de grandes charn

e et la vergence des déformations qui leur sont associées ne font pas consensus (Le Méto

Structures et métamorphisme dans l’autochtone

La découverte des assemblages métamorphiques de HP-BT dans les séries autochtones du Saih Hatat implique que cette parti

; Searle, 1985). Les faciès métamorphiques et l’intensité de la déformation augmentent e NE entre le Jabal Akhdar et le NE du Saih Hatat o

ble t éclogite (Le Métour, 1987 ; Rabu, 1987 ; Goffé et al., 1988 ; El-Shazly & Coleman, et al.,1994, 2004).

aine SW de l’autochtone a enregistré le développement d’une seule fabrique tectonique oitié NE du Saih Hatat montre une déformation polyphasée et beaucoup plus intense. Le tion de la première schistosité, qui s’accompagne d’une recristallisation métamorphique ellyite, Le Métour, 1987), englobe l’ex

ement vers le N et le NE, l’apparition d’une deuxième schistosité métamorphique définit l’entrée dans la zone interne de la chaîne (Le Métour, 1987 ; Rabu, 1987 ; Le Métour et al., 1990 ; Fig. I.11b – zone 2, Breton et al., 2004).

Ces différentes schistosités se développent au cours d’une déformation vers le NE qui s’accompagne dans le domaine interne du déversement des séries autochtones le long d’un grand pli régional,

005c ; Breton et al., 2004). Les roches les plus métamorphiques de la chaîne affleurent structuralement sous ce grand pli. Il s’agit des schistes bleus de la région de Hulw et des éclogites de la région d’As Sifah (Fig. I.11b).

Dans la

ières isoclinales et des plis en fourreau (Le Métour et al., 1990 ; Miller et al., 2002). Cette déformation non coaxiale se concentre le long de zones de cisaillement localisées au sommet de l’unité de Hulw, ainsi qu’entre l’unité de Hulw et l’unité d’As Sifah (Searle et al., 1994, 2004 ; Miller et al., 2002 ; Breton et al., 2004, Fig. I.11a).

Ces zones de cisaillement auraient permis un amincissement important de la pile métamorphique (Goffé et al., 1988 ; El Shazly & Coleman, 1990 ; Michard et al., 1994 ; Jolivet et al., 1998). Du fait de la complexité structurale de la région, l’empilement des différents domaines métamorphiques a donné lieu à des représentations cartographiques très variées des accidents délimitant ces domaines (voir Warren & Miller, 2007). Leur rôle dans l’amincissement observé de la pile métamorphique ainsi que la chronologi

ur et al., 1990 ; Michard et al., 1994 ; Mattauer & Ritz, 1996 ; Miller et al., 2002 ; Searle et al., 1994, 2004).

Les isogrades actuels s’organisent avec un fort gradient métamorphique de type HP-BT, qui indique une augmentation des conditions P-T vers l’E (Fig. I.11, Lippard, 1983; Goffé et al., 1988; El-Shazly & Coleman, 1990; Le Métour, 1987). L’assemblage de plus haut grade de chaque unité métamorphique correspond :

- aux calcaires à carpholite et aux métabasites à lawsonite des unités structurales supérieures : 325-440°, 6-9.5 kbar (El-Shazly, 1995) ;

- aux méta-volcanites et micaschistes à glaucophane de la région de Hulw : faciès schiste bleu à 380-420°C , 7-8 kbar (Goffé et al., 1988) ;

- et aux boudins éclogitiques des méta-volcanites de la région de As Sifah (Goffé et al., 1988). Ces derniers affichent un pique des conditions P-T estimées entre 15-22 kbar et 500–580°C (Wendt et al., 1993 ; Searle et al., 1994) qui suggèreraient que la croûte continentale arabe ait atteint une profondeur de 60 à 80 km contrairement aux 40 km estimés par Le Métour et al. (1990).

L’interprétation des multiples analyses radiochronologiques effectuées sur les assemblages de plus haute pression fait encore aujourd’hui l’objet de vifs débats, ces âges s’étalant entre 130 et 76 Ma (Montigny et al., 1988 ; El Shazly & Lanphere, 1992 ; Searle et al., 1994 ; El Shazly et al., 2001 ; Miller et al., 1999 ; Gray et al., 2004a). Les différentes interprétations opposent les modèles selon lesquelles les roches du NE du Saih Hatat subissent un ou deux pics de métamorphisme et si ce dernier est associé ou non à la surcharge provoquée par la lithosphère océanique chevauchante de la nappe du Semail.

En revanche, Miller et al. (1999) datent les premières fabriques rétrogrades des unités de très haute pression d’As Sifah entre 82 et 79 Ma. Dans les unités moins métamorphiques, l’âge des recristallisations de micas blancs qui définissent la linéation d’étirement régionale développée au cours de la déformation vers le NE est daté entre 70 et 76 Ma (Fig. I.7, El Shazly & Lanphere, 1992 ; Miller et al., 1999).

Les principaux stades de l’exhumation des roches de HP sont donc bien associés à une déformation polyphasée à vergence NE qui débute dès 80 Ma (Campanien). Ces âges s’accordent avec les âges traces de fission (70 à 66 Ma) obtenus sur les zircons des unités métamorphiques du Saih Hatat (Saddiqui et al., 1995 ; 2006, voir Fig. I.7).

De nombreux modèles d’évolution tectono-métamorphique de la marge omanaise ont été proposés. Ils expriment parfaitement les principales controverses qui reposent sur la vergence de la subduction continentale et sur le processus associé à l’exhumation des roches métamorphiques (Figs. 17-19 ; Lippard et al., 1986 ; Goffé et al., 1988 ; Montigny et al., 1988; Le Métour et al., 1990 ; El Shazly & Lamphere, 1992 ; Michard et al., 1994 ; Chemenda et al., 1996 ; El Shazly et al., 2001, Searle et al., 1994, 2004 ; Grégory et al., 1998 ; Gray et al., 2004a-b, Gray & Gregory, 2004 ; Breton et al., 2004).

Le Métour et al. (1990) considèrent que le métamorphisme HP-BT et les déformations associées sont antérieurs au charriage des nappes allochtones sur la plate-forme. Une phase précoce à vergence NNE serait liée, selon ces auteurs, à l’amorce d’une subduction de la marge omanaise sous un panneau de lithosphère océanique. Les déformations syn-obduction seraient marquées par une déformation mylonitique vers le S à la base des nappes et par un écaillage obductif superficiel et la formation de rampes crustales dans l’autochtone.

Michard et al. (1994) introduisent une deuxième écaille océanique ainsi qu’une imbrication d’écaille crustale afin d’expliquer les 60 km d’enfouissement nécessaire au métamorphisme éclogitique des unités d’As Sifah (Fig. I.12). L’exhumation des roches de HP est permise par un mécanisme d’extension tardi-orogénique avec une remontée de la lithosphère continentale subduite par rebond isostatique (Fig. I.12). Dans ce contexte, les déformations initiales top S au cours de l’obduction sont reprises par des détachements ou failles normales ductiles, qui fonctionnent en cisaillement normal vers le N.

Mattauer & Ritz (1996) proposent un mécanisme d’exhumation inspiré des expériences analogiques de hemenda et al. (1995, Fig. I .13). Selon ces auteurs, l’exhumation des roches métamorphiques

bduite sous la lithosphère océanique se produit au cours de l’obduction, par remontée d’un panneau ustal sous l’effet d’un accroissement de sa flotabilité. La déformation observée dans le Saih Hatat est pliquée par un mécanisme de cisaillement vers le N, développé au toit du panneau crustal et associé développement de grandes failles normales ductiles. Dans ce modèle, le cisaillement normal vers le de la couverture sédimentaire autochtone est syn-orogénique (Fig. I.13).

C su cr ex au N

Principalement sur la base de la remise en cause des datations du métamorphisme HP-BT, regory et al. (1998) proposent que la déformation vers le NE synchrone de l’exhumation des roches étamorphiques HP se fasse dans un contexte de subduction intracontinentale à vergence S (Fig. 14). Celle-ci se développerait au cours du Crétacé inférieur et donc bien avant le début de obduction de la nappe du Semail.

G m I. l’