Ophiolites du nord-ouest syrien et evolution de la croute oceanique tethysienne au cours du mesozoique

Tec~onop~ysi~s, 41(1977) 251-268 @ Elsevier Scientific Publishing Company, Amsterdam - Printed in The Netherlands

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OPHIOLITES DU NORD-OUEST SYRIEN ET EVOLUTION DE LA CROUTE OCEANIQUE TETHYSIENNE AU COURS DU MESOZOIQUE

JEAN-FRAN~OIS

PARROT

Laboratoire de Giologie, SSC ORSTOM, 93140 Bandy (France) (Mis pour publication le 31 mai 1976; version revisee accept&e le 5 novembre 1976)

ABSTRACT Parrot, J.-F., 1977. Ophiotites du nord-ouest syrien et evolution de la croute oceanique tethysienne au tours du Mesozoique (Northwestern Syrian ophiolites and evolution of Tethyan oceanic crust during the Mesozoic). Tectonophysics, 41: 251-268. The Baer-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 to the north, in Turkey. The Baer-Bassit area could thus correspond to the southern margin of the northern part of the abducted 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, Baer-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 same 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 Baer-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 unmetamorphosed volcano-sedimentary series would have been folded and thrust towards the abducted 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 region ophiolitique du Bair-Bassit (nord-ouest de la Syrie) comprend tous les termes d’un assemblage ophiolitique et une serie volcano-sedimentaire d’age triasicojurassique, voire cretace; cette region correspondrait au front d’un ensemble de nappes charrie au Maestrichtien sur le pourtour de la plateforme arabique et dont l’enracinement se ferait plus au nord, en Turquie; elle representerait dorm la bordure sud du secteur septentrional obducte de la crotte oceanique tethysienne qui se formerait dans cette region a partir du Trias superieur, voire du Jurassique inferieur ou moyen. La subduction du secteur meridional de la croute tethysienne sous le secteur nord, await entrain6 une modification du processus magmatique responsable de la formation sur le bord sud du secteur septentrional d’un niveau superieur de laves en coussins i caracteres bien particuliers, laves en coussins que l’on retrouve dans quelques uns des massifs ophiolitiques les plus meridionaux: Chypre et I’Oman. Cette modification du processus magmatique n’affectant par definition qu’une zone relativement Btroite, ceci pourrait expliquer les quelques differences observees au niveau des laves entre ces trois massifs et les massifs ophiolitiques plus internes de Turquie qui, tout en appartenant a la meme crofite oceanique, correspondraient a des pPriodes differentes de son histoire. De plus, Ies series volcano-sedimentaires associees aux ophiolites se seraient formees, au& bien dans le Baer-Bassit qu’a Chypre, dans le secteur Tethysien meridional et sur sa bordure. Une partie d’entre elles auraient et6 entrainees par la subduction provoquant leur metamorphisme; une partie des amphibolites ainsi form&es auraient et& arrachees ii cette zone lors de la phase terminale du charriage sur la plateforme arabo-africaine; les series volcano~s~d~mentaires non metamorphisees auraient 6th plissees et poussees i l’avant de la crofite oceanique obductee lors de cette mdme phase. Mais, alors qu’en Syrie le volcane-sedimentaire d’origine meridional est simplement pousse et chevauche par les termes de l’assemblage ophiolitique, celui-ci, dans le secteur chypriote, est amen6 a passeren se deversant du sud vers le nord par dessus le Troodos. RAPPEL

DES GRANDS TRAITS

REGIONAUX

L’assemblage ophiolitique du Baer-Bassit (nord-ouest syrien) et les formations volc~o”s~diment~res qui lui sont associees sont compris entre un ensemble de calcaires de plateforme d’age jurassique $ cretace superieur formant au nord du secteur dtudie la chaine du Djebel Aqraa, et les termes d’une transgression calcaro-marneuse situ& au sud (Dubertret, 1953). L’bge maestrichtien inferieur des termes sommitaux des calcaires sur lesquels l’assemblage ophiolitique et le volc~o-s~d~ent~re ont 6tk char& et 1’Gge maestrichtien supdrieur 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 region ophiolit~que proprement dite, les relations entre les differentes unites charrides sur le Djebel Aqraa sont les suivantes: une grande masse de peridotites et gabbros forme l’arriere-pays; il s’agit de l’unite du Baer qui renferme les niveaux ultramafiques les plus profonds; cette unite repose vers le sud-ouest, par l’intermediaire d’une semelle de roches meta06 se developpe une morphiques, sur un ensembk volcano-~dimentaire

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rckultant du laminage de-grands plis couch& et faillhs; disloqu6 percent ~2 et 11 de nombreuses 6caiks p~~dotitogabbro~ques et quelques lambeaux de volcanisme ophiolitique. La concordance qui existe entre les pendages mesurk dans le volcano-sddimentaire et celui des plans chevauchants 1 toute khelle est remarquable. Enfin, l’ensemble volcano-s6dimentaire repose apparemment 6 son tour sur l’unith mafique-ultrarnafique du Bassit sit&e au sud-ouest en bordure de la mer; les termes supkrieurs de l’assemblage ophioljtique sont surtout reprkentks dans cette unit6 occidentale. L’assemblage ophiolitique est constitu& par un ensemble pkridotitique comprenant des tectonites et des cumulats, des gabbros lit& parfois entikement recristallids ii la base (Parrot, 1976a), un complexe filonien et deux niveaux de laves en coussins (Parrot, 1974a); la prkence de ces deux niveaux de laves en coussins (un niveau inf&ieur tholhiitique en relation directe avec le complexe filonien, un niveau sup6rieur hypertholbiitique) a permis d’htablir une analogie entre la &gion du BakBassit, le massif du Troodos, Chypre et 1’Oman (Smewing et al., 1976). Aux laves en coussins supkieures sont associees des tenes d’ombre (Parrot et Delaune-Mayere, 1974) tout i fait comparables aux termes similaires du Troodos (Robertson, 1975). Enfin on trouve ri la base des plus importantes kailles pkridotito-gabbrorques, celle de l’unitk du Ba& par exemple, une semelle de roches mktamorphiques (amphibolites et schistes verts) rappefant celles qui ont 4th d&rites ri Chypre (Lapierre, 1975) et en Oman (Glennie et al., 1974), et qui proviennent presqu’exelusivement du m&rnorphisme des termes de la skrie volcano-kdimentaire (Whi~church et Parrot, 1974). Au cows de leur charriage nord-sud, les ophiolites ont entrain6 en la plissant et l’krasant la s&ie volc~o-s~d~entaire; celle-ci est i &dime&ation essentiellement siliceuse et dkbute au Trias sup&ieur par des formations de g&s 2 plantes et de calcaires & Halobies. Le volcano-sbdimentaire dCbute par des termes comparables dans les r&ions voisines de Chypre (Lapierre, 1975) et des Taurides occidentales (Dumont et al., 1972), et Lapierre et Parrot (1972) ont montrk l’analogie existant entre eette s&e et celle que l’on retrouve i Chypre, dans les nappes de Mamonia. Le volcano-skdimentaire renferme deux niveaux distincts de formations effusives: I’un, triasique, est tholkiitique, l’autre, fini-jurassique dCbut c&tack, est peralcalin (Parrot, 1974a et b; Parrot et Vatin-Per&non, 1974). La sbdimentation se poursuivrait au moins jusqu’au CXnomanien devenant plus grkeuse et calcaire i partir de 1’Aptien; quant aux apports, ils se feraient, pour la quasi-totalit des dkpG,ts, du sud vers le nord (M. Delaune-Mayere, comm. orale). La sedimentation se ferait Cgalement du sud vers le nord dans le Djebel Aqraa, notamment pour les termes maestrichtiens sur lesquels repose& Ies nappes (A.H.F. Robertson, comm. orale). Or, ces termes ne contiennent aucun &ment de roches vertes. Ceci laisse supposer que l’ensemble ophiolistructure

en kailles

au seh de cet ensemble

255

tique et le volcano-sedimentaire se trouvaient primitivement au nord du Djebel Aqraa avant leur charriage. Le Djebel Aqraa presente de plus des car-act&es de plateforme arabo-africaine; il appartiendrait a cette plateforme, comme les nombreux autres massifs calcaires de meme type situ& plus au nord et interpret6 par Ricou (1975) et par Ricou et al. (1976) comme autant de fengtres sous une mGme nappe ophiolitique. En tout cas, quelle que soit l’ampleur du phenomen P, il semble bien que le massif ophiolitique du Kizil Dag, Hatay, sit& au nord du Djebel Aqraa, appartienne i la mGme unite que celui du Baer-Bassit. La region du Baer-Bassit correspondrait au front de la nappe ophiolitique, comme semble l’accrediter les enormes formations brechiques a elements d’ophiolite sit&es au sud du secteur etudie (Parrot, 1976b). La separation de la nappe ophiolitique en deux ensembles i present distincts serait due aux mouvements de surrection qui affecte le massif du Djebel Aqraa i partir du Miocene. Je vais a present essayer d’integrer les observations qui ont 6th faites dans la region du Baer-Bassit au cadre geotectonique beaucoup plus vaste de la MesogCe orientale. Pour ce faire, j’envisagerai done l’evolution de l’assemblage ophiolitique et des formations qui lui sont associees, depuis le debut du processus d’oceanisation jusqu’a la mise en place tectonique de tout cet ensemble sur la bordure septentrionale de la plateforme arabo-africaine. Une suite de coupes schematiques (cf. fig. 2 a 10) illustrera mon propos.

africaine d’bge jurassique et c&ace, affleurant dans le massif du Djebel Aqraa, 2 = semelle metamorphique infraperidotique, 3 = roches de l’assemblage ophiolitique, 4 = volcanoddimentaire, 5 = formations transgressives debutant au Maestrichtien suptieur, A = contact anormal des ophiolites sur les calcaires maestrichtiens du Djebel Aqraa, B = contacts anormaux entre assemblage ophiolitique et volcano-sedimentahe, C = failles postnappe. 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, I3 = sheet contact between ophiolitic suite and volcano-sedimentary formation, C = postnappe faults.

ORIGINE ET EVOLUTION

DE LA CROUTE OCEANIQUE

TETHYSIENNE

Tout processus d’oceanisation debute par une fracturation de la crofite continentale a laquelle font suite les premiers epanchements volcaniques; on peut raisonnablement penser que les termes volcaniques les plus anciens rencontres dans le volcano-sedimentaire correspondent gross0 modo a cette premiere phase; toutefois, si la fracturation intervient au Trias comme l’a postule Dercourt en 1970 pour le secteur tethysien occidental et moyen, elle ne debute peut-etre pas seulement au Carnien-Norien (Trias superieur), des venues volcaniques d’age anisoladinien (Trias moyen) ayant et& signalees, dans un contexte comparable, en dehors de la region Qtudiee (Brunn et al., 1970; Glennie et al., 1973). Mais avant meme d’en arriver au mecanisme proprement dit de la fracturation, des phenomenes volcaniques qui l’accompagnent et de l’oceanisation qui lui fait suite, ii convient de savoir dans quelle region se produit l’ouverture d’une telle zone oceanique. Pour Lapierre et Rocci (1976), un rift primitif d’axe sensiblement estouest se formerait au depens de la bordure septentrionale du continent arabo-africain, parallelement a l’axe d’un vieil ocean tethysien deja present au Paleozo’ique (Dietz et Holden, 1970; Dewey et al., 1973), et ce phenomene expliquerait d’une part les differences que ces deux auteurs relevent entre les assemblages ophiolitiques externes et intemes de la Mediterranee orientale (formation de mer marginale avec manifestations volcaniques d’art insulaire dans le premier cas, ocean ouvert et manifestations volcaniques de ride dans le second cas), et leur permet d’autre part d’attribuer aux formations volcano-sedimentaires qui jouxtent le massif du Troodos une origine septentrionale se faisant au depens d’un fragment arabo-africain rejete au nord de la mer marginale par suite du processus d’expansion. Une telle interpretation souleve de nombreuses objections: tout d’abord, la distinction entre les ophiolites qui seraient issues d’un ocean tethysien au sens strict et celles qui proviendraient d’une mer marginale sit&e au sud de cet ocean, repose pour l’instant sur des differences qui s’expriment seulement au niveau des laves; or, ces differences ne sont peut-etre que localisees a ce niveau et ne proviennent pas necessairement de deux zones genetiques differentes; deuxiemement, le fait d’attribuer aux nappes de Mamonia une origine et une mise en place septentrionales n’est pas d’une necessite absolue et A.H.F. Robertson et N.H. Woodcock (comm. orale, Cambridge, 1976) envisagent d’ailleurs au contraire pour ces memes formations une origine et une mise en place meridionales. J’ai de mon c6te signale plus haut que si le sens du charriage des ophiolites et roches connexes du Baer-Bassit se fait du nord vers le sud comme cela est le cas pour l’ensemble des massifs basiqueultrabasiques du croisssant ophiolitique p&i-arabe (Ricou, 1971), tout indique en revanche que la sedimentation du volcano-sedimentaire 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 montrd qu’aucun hiatus a fond oceanique

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ne &pare a la fin du Paleozoi’que 1’Afrique de l’Europe, les deux blocs &ant soudes depuis le choc hercynien; les deux continents sont toutefois &pares par une mer &pi-continentale presentant du nord vers le sud a cette Qpoque, trois zones distinctes: un sillon p&i-hercynien qui jouera jusqu’a la fin du Per-mien le role d’un “piege en creux” pour les sediments grossiers et ma1 tries provenant de l’erosion du domaine hercynien; un haut-fond separant pendant toute cette periode le sillon p&i-hercynien du domaine africain; un domaine africain, meridional, a sedimentation essentiellement calcaire, mais dont les sediments detritiques bien classes sont d’origine typiquement afriCaine. La cassure tethysienne se produirait au debut du Mesozoi’que, et serait oblique par rapport aux directions anterieures, recoupant a l’ouest la chaine hercynienne et le sillon p&i-hercynien, le haut fond au niveau des Helldnides, et, dans le secteur qui nous interesse, la plateforme arabo-africaine proprement dite. A ce propos, on retrouve ici en partie le schema propose par Lapierre et Rocci (1976), la bordure nord de la cassure tethysienne correspondant &galement i un morceau de plateforme africaine; dans ces conditions, il est evidemment fort possible que des apports detritiques proviennent de ce fragment africain; cet eventuel apport qui pourrait etre typiquement africain, se ferait sur le flanc tethysien septentrional du nord vers le sud. Mais, comme nous le verrons plus loin, il ne participe pas i mon avis a la mise en place des ophiolites et roches connexes, aussi bien i Chypre que dans le Nord-ouest syrien. D’ailleurs, a moins d’admettre comme le font Lapierre et Rocci (op. cit.), I’existence d’un octkn separant la zone eurasienne d’une mer marginale et de son fragment africain septentrional, les apports detritiques de la bordure nord tethysienne qui pourraient Cvidemment dtre en partie africains, devraient cependant etre differents en raison de la possibilitk d’apports venant de la zone hercynienne par suite de la disparition a la fin du Paleozoi’que du haut-fond decrit plus haut. Nous voyons en tout cas, qu’il convient de toujours definer ce que l’on entend par origine en prenant bien soin de preciser s’il s’agit du sens des apports ou du sens du ddplacement tectonique, ce que je ferai dans la suite de cet expose. 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 detritiques importants (par exemple, gres triasique de Chypre); on assiste a l’etablissement de r&ifs soit pendant les p&odes de relachement de l’erosion, soit 1 l’avant de la zone i depots detritiques; une structure en horst et graben est retenue, car elle rend bien compte des types de relation observes sur le terrain entre calcaires i Daonelles ou Halobies, gres, pdlites et volcanisme. Dans le Baer-Bassit, le volcanisme tholeiitique associe aux sediments triasiques presente une leg&e tendance alcaline (Parrot et Vatin-Per&non, 1974); ce caractere est confirme par la distribution des teneurs en terres rares ramenees aux chondrites (Parrot, 197613). A Chypre (Lapierre, 1975; Lapierre et Rocci, op. cit.) et a Antalya, Turquie (Juteau et Marcoux, 1973;

258 N

S

F; \

volcanlsme \

Fig. 2. Fracturation triasique (Trias moyen ou supkieur). Fig. 2. Rift system platform.

triasique grks africains

de la bordure

of Late Triassic

,F

septentrionale

age occurring

de la plateforme

on the northern

margin

arabo-africaine

of the African

Juteau, 1974), le volcanisme associh aux mCmes sediments triasiques est nettement plus alcalin. Si les marges continentales actuelles, correspondant aux premiers stades du d&eloppement des bassins ocitaniques contemporains (Vine et Hess, 1971; Scrutton, 1973), sont essentiellement composies de basaltes thol~~tiques (Compston et al., 1968), on connait en revanche dans la Mer Rouge, une zone d’ockanisation dont les roches volcaniques presentent un cat-act&e transitionnel entre le domaine tholkiitique et alcalin (Treuil et Varet, 1974). Hynes (1974) attribue aux premiers stades de l’ocknisation dans I’Othris, qui renferme des termes cornparables a ceux de Chypre, un volcanisme de ce type. La figure 3 illustre le dCpart du processus d’oc&misation. L’oceanisation d&bum 5 la fin du Trias ou au debut du Jurassique, voire, au plus tard, au debut du Jurassique moyen, le volcanisme alcalin intraplaque se produisant au Jurassique superieur. Pendant que sur les bords de l’ocean nouvellement cre&, et faisant suite aux depots greseux, se forment des calcaires et des mamocalcaires de plateforme, on passe progressivement par l’intern&diaire de formations pelitiques renfermant encore quelques petits niveaux volcaniques, aux radiolarites du domaine pelagique. 11 se forme a cette Qpoque une carapace doleritique sous laquelle s’organise la chambre magmatique oti se formeront les cumulats; fes bordures fig&es de la chambre correspondent IatCralement aux zones d’alimentation des manifestations voleaniques de la phase d’ouverture, zones qui doivent encore jouer sporadiquement, comme l’atteste la prdsence de venues effusives dans les niveaux supkieurs des fo~ations pklitiques.

259

S volcanisme calcaire

triasiaue

rkifal

Fig. 3. Depart du processus d’ockanisation (fin du Trias). Fig. 3. Beginning of the oceanization process (Late Triassic or Early Jurassic).

La figure 4 rend compte du ‘regime de croisiere’ de l’oceanisation selon un modele fonctionnant en continu (Greenbaum, 1972; Allegre et al., 1973; Parrot et Ricou, 1976), laissant de cot& au stade de ce schema, la possibilite d’une succession d’intrusions emboitees (Smewing et al., 1975). Pendant que sur les bords de la plateforme africaine (dans la suite de l’expose, je ne prendrai en compte que ce qui se passe au sud de la ride tethysienne, tout d’abord parce que ce qui se passe au nord doit Qtre I peu p&s symetrique, ensuite parce que, nous le verrons, seuls les sediments m&idionaux joueront un role dans le schema propose, au niveau du secteur etudie) se deposent au Jurassique des calcaires de plateforme, une sedimentation de pdlites et cherts se produit au depart des zones pelagiques, passant progressivement, comme precedemment, a des jaspes et radiolaires dans les zones les plus pelagiques, c’est a dire lorsque I’on se rapproche de la ride. A la fin du Jurassique et au debut du C&ace (cf. fig. 5), par suite de fracturations dans la croiite ockanique et accessoirement sur la plateforme (formations volcaniques oxfordiennes du Djebel Alaouite ou Djebel Ansarieh), apparait un volcanisme intraplaque fortement alcalin, tout i fait semblable i celui qui a par exemple ete decrit pas Strong (1974) et Strong et Harris ‘(1974) ii Terre-Neuve. La compression qui affecte l’ensemble du systeme 1 la fin du Cretad, provoque la rupture de la crotite oceanique. On peut r~sonnablement penser que celle-ci a cede plus facilement a l’endroit oti elle ittait le moins homogene, soit prkcisement la oti se situait la chambre magmatique qui venait de cesser d’ctre alimentie, mais n’avait pas encore acheve sa cristallisation. Une intense

260

in

\

starting

Fig. 7. Subduction

starting

/

(Late Cretaceous),

(Cri?tacB supdrieur).

/

/

(CrBtacB supkieur).

(Late Cretaceous).

Fig. 7. DBbut de la subduction

Fig. 6. Contraction

Fig. 6. DBbut de la contraction

/

/

/

laws en coussins hyperthokiiteques

du niveau sup&ieur

alcalin

\

(upper

du volcano-Mimentaire

volcanisme

sediments

pillow-lavas)

volcanisme \

jurassicoa&ads

tnasique

calceires de plateforme

S

262

fracturation devrait alors se produire (cf. fig. 6), chassant brutalement une par-tie des produits non cristallises. A ce phenomene se joint peut-etre &galemen& par suite de l’emboutissement du au demarrage de la subduction de la ievre africaine (cf. fig. ‘7), un echauffement rapide des niveaux ou se produisait la fusion partielle qui alimentait anterieurement la chambre magmatique. L’un ou l’autre de ces phenomenes ou bien l’action conjugee des deux entraineraient la ponction profonde et l’evacuation acceleree d’un magma peu evolue. Et ce magma serait i l’origine des venues hyperthol~~itiques forn-rant fes niveaux volcaniques sommitaux de t’assemblage ophiolitique (niveau superieur des laves en coussins du Baer-Bassit, ‘upper pillow-lavas’ du Troodos et de 1’Oman). Une telle interpretation laisse supposer que pendant la venue des derniers termes volcaniques, l’ensemble fonctionne partiellement en arc volcanique; ce type de fonctionnement n’affecterait le systhme qu’i la fin de son existence, et non pendant la majeure partie de sa duree comme l’avance Miyashiro (1973). D’ailleurs si Pearce et Cann (1971) avaient montre que la quasi-totalite des laves du Troodos appartient i une ancienne ride, je rejoins ici l’hypothese avancee par Pearce (1975) qui envisage pour les termes volcaniques sommitaux une evolution 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 Baer-Bassit sont comparables aux premiers termes de la serie des roches pigeonitiques de Kuno (1967), elles ne presentent pas de differentiation, leurs transformations &ant d’une tout autre nature. Un arc volcanique &ant bien entendu limit& par rapport A i’ensemble d’une croQte, ceci pourrait correspondre au fait que seule jusqu’a pfus ample informb, la guirlande des massifs ophiolitiques meridionaux, depuis Chypre jusqu’d 1’Oman (Smewing et al., 1976), renferme ce type de formation volcanique; les differences signalees au niveau des laves entre les ophiolites plus internes de Turquie et cette frange ophiolitique meridionale, ne seraient done dues qu’i l’obse~ation de portions plus ou moins internes d’une meme croute oceanique char&e sur I’ensemble africain qui ressortirait en fenetre au niveau des Tam-ides (Ricou et al., 1976). Pendant que se poursuit la subduction, les formations volcano-sedimentaires primitivement situees au sud de la ride mkdio-tethysienne sont en partie entrainees sous la levre septentrionale, en partie plissees et ecaillees a I’avant de celle-ci (cf. fig. 8). Le volcano-s~d~entaire entrain& par la subduction le long du plan de Benioff est alors soumis a un processus metamorphique dont l’intensite reste longtemps identique comme l’indique la disposition des courbes isothermes dans la partie sommitale de la crohte oceanique subduct&e (Turcotte et Oxburgh, 1968; Toksijz et al., 1971; Sugimura et Uyeda, 1973); la distribution de ces courbes montre que ce sont eSSentiellement les roches du volcano-sedimentaire, qui, si eiies sont effectivement entrain&es, sont le plus affect&s par le metamorphisme, mais qu’une Petite partie du niveau moyen de la portion septentrionale de la crohte ocdanique

263

Fig. 8. Debut de l’obduction Fig. 8. Obduction

(Crhach supkieur).

starting (Late Cretaceous).

est susceptible d’&re Qgalement touchee, ce qui expliquerait que i’on retrouve dans le BaBr-Bassit, sous les grandes Bcailles peridotitiques charriees, des metagabbros au dessus de la drie amphibolitique d’origine volcanosedimentaire (Whitechurch et Parrot, 1974). 11 est bien evident que lorsque le mecanisme de subduction se poursuit, les roches antkrieurement m&amorphisees sont entrainees dans le manteau oti elles disparaissent avec la portion de croQte oceanique qui les supporte. Aussi le m~can~me d&it n’intkresse-t-i1 que les formations volc~o-s~d~en~~s qui viennent tout juste de s’engager sur la partie sup&ewe du plan de Benioff avant que ne se produise l’obduction de la portion “europeenne” de la crofite tethysienne. A ce stade commence le charriage de la croi2.e oceanique sur la plateforme arabo-africaine. L’etude des differents types de relation existant entre volcane-sedimentaire et ensemble ophiolitique montre que ce phenomene s’est produit suivant deux modalit& Ikgerement differentes si I’on compare ce qui s’est passe dans la region du Baer-Bassit 1 ce qui s’est passe 1 Chypre. Ce qui se passe au niveau de l’ensemble Hazy-Nerd-ouest syrien reprkente le cas le plus simple (cf. fig. 9). On assiste i une abduction nord-sud de la croute oceanique sur la plateforme arabo-africaine; la croute oceanique entraine dans son mouvement une partie des roches metamorphiques par I’intermediaire desquelles elle dtait precedemment en contact avec la portion meridionale de crodte subductee; elle entraine Qgalement le volcano-sedimentaire plisse qui n’avait pas encore subi le phenomene de subduction. Ce grand mouvement continu expliquerait toutes les concordances structurales observees entre les ophiolites, les amphibolites et le volcano-sedimentaire (il est d’ailleurs possible qu’il y ait localement au front de la nappe des arrache-

264

Fig. 9. Mise en place des nappes dans le Hatay-BaBr-Bassit (Maestrichtien). Fig. 9. Emplacement

(Maestrichtian) of Hatay and Baer Bassit nappes.

ments de la portion de croute oceanique africaine non encore completement subductke, ce qui pourrait en partie expliquer les differences observees entre les deux principales unites basique-ultrabasiques du nord-ouest syrien). Au Maestrichtien, Chypre est soumise a un mouvement de rotation trigonometrique d’environ 90” (Moores et Vine, 1971; Parrot, 1973; d’apres les etudes recentes de Lauer et Barry, 1976, cette rotation serait en fait de 70”); l’kventuelle conjugaison de ce mouvement et de celui qui resulte de l’obduction nordsud de la crofite oceanique pourrait accelerer le plissement du volcano-sedimentaire, en provoquant, dans le secteur des nappes de

/ / / Fig. 10. Mise en place des nappes 1 Chypre. Fig. 10. Emplacement

of Mamonia nappes over Troodos (Maestrichtian).

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Mamonia, son dbversement et son chevauchement du sud vers le nord sur le massif du Troodos (Robertson et Woodcock, 1976). Toutefois, ce d&versement pourrait n’&re pas contemporain du mouvement de rotation, Lauer et Barry (op. cit.), ayant montrh que celui-ci ne semble pas avoir affect6 les upper pillow-lavas. Au diversement des nappes de Mamonia (cf. fig. lo), doivent kvidemment faire suite des mouvements tangentiels nordsud affee-tant la masse ophiolitique; on les observe au coeur du Troodos (Bartolotti et al., 1976); c’est sans doute i la faveur de ces mouvements tectoniques qu’apparaissent au sud de l’ile quelques copaux amphibolitiques. Les mouvements de surrection qui touchent le massif du Troodos au MiocGne, ont un contre-coup dans la region Hatay-BaGr-Bassit; ce sont eux qui sont responsables de la surrection de la plateforme arabique dans le Djebel Aqraa qui scinde, i partir de ce moment Ii, la nappe ophiolitique en deux secteurs: le Hatay au nord et le BaGr-Bassit au sud. CONCLUSIONS

Au niveau du Moyen-Orient, l’odanisation dGbuterait au Trias sup6rieur par une fracturation se produisant au d&pens de la bordure septentrionale de la plateforme arabo-africaine soudke au continent europben depuis le choc hercynien. Cette fracturation s’accompagnerait d%panchements tholeiitiques & I&g&e tendanee alcaline i la hauteur de la Syrie, plus alcalins 1 la hauteur de Chypre; des ddiments gr&eux et quelques niveaux de calcaires i Halobies plus ou moins Gcifaux accompagnent les formations volcaniques. Ces hpanchements pr&deraient ou seraient contemporains de la mise en route du processus d’expansion amenant la formation d’une croiite ockanique pendant tout le Jurassique et la plus grande partie du C&a&. Pendant que sur les bords du bassin ainsi cr&? se formeraient des calcaires de plateforme, dans le bassin lui-m8me se dkposeraient des sCdiments essentiellement siliceux avec des apports dktritiques provenant des continents voisins. J’ai indiqu4 plus haut que seules les formations volc~o-s~diment~res form&es au sud de la ride mGdio-Gthysienne sont entrainCes dans les mouvements tangentiels qui participent 6 la mise en place nord-sud de la croiIite ockanique sur la plateforme arabo-africaine. Les bpanchements volcaniques p&alcalins finijurassique ddbut c&a& que l’on observe dans le volcano-ddimentaire du nord-ouest syrien sont interprCt& comme le r&ultat d’un volcanisme intraplaque qui affecterait Bgalement la plateforme arabique. Le mouvement de contraction qui suit l’expansion am&e le secteur m&idional de la cro%e oc6anique 1 subducter sous le secteur septent~on~. La subduction pourrait dkmarrer au niveau de l’ancienne ride media-ochanique, par suite de l’inhomog&GitQ c&&e dans la croiIite par la pr&ence de l’ancienne chambre magmatique. On observerait alors le debut du fonctionnement d’un arc volcanique responsable de la formation des niveaux sup&ieurs de laves en coussins (upper pillow lavas). Par ailleurs, on peut estimer qu’une partie du volcano-Gdimentaire a pu

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etre entrafnee par la subduction, ce qui aurait provoque son metamorphisme; une partie des amphibolites ainsi form&es aurait et6 arrachee h cette zone lors de la phase terminale du charriage de la crotite oceanique sur la plateforme arabo-africaine. Les series volcano-sedimentaires non metamorphisees restant encore sur le seeteur meridional de la croute oceanique, ainsi que les facies de bordure form& lors de f’ouverture, auraient et6 plisses et poussis i l’avant de la crodte ockanique char-r-i&elors de cette mEme phase. En Syrie, le volcano-sedimentaire d’origine meridionale est simplement pousse et chevauche par les termes de l’assemblage ophiolitique. A Chypre, ce mQme volcano-sedimentaire est amen4 i passer du sud vers le nord par dessus le Troodos. BIBLIOGRAPHIE Allegre, C., Montigny, R. et Bottinga, Y., 1973. Cortege ophiolitique et cortege ocianique, geochimie comparee et mode de gem&e. Bull. Sot. Geol. Fr., (7), XV: 461-477. Argyriadis, I., 1975. Mesogee permienne, chaine hercynienne et cassure tethysienne. Bull. Sot. Geol. Fr., (7), XVII: 56-67. Bartolotti, V., Lapierre, H. et Picardo, G., 1976. Tectonique tangentielle dans le complexe plutonique du massif du Troodos (Chypre). 4dme Reunion Ann. Sci. Terre, Paris, p. 66 (resume). Brunn, J.H., Graciansky, P.C., Gutnie, M., Juteau, T., Lefevre, R., Marcoux, J., Monod, 0. et Poisson, A., 1970. Structures majeures et correlations stratigraphiques dans les Taurides occidentales. Bull. Sot. GBol. Fr., (7), XII: 515-556. Compston, W., MC Dougall, I. and Heier, KS., 1968. Geochemieal comparison of the Mesozoic basaltic rocks of Antarctica, South Africa, South America and Tasmania. Geochim. Cosmochim. Acta, 32: 129-149. Dercourt, J., 1970. L’expansion oceanique actuelle et fossile; ses implications geotectoniques. Bull. Sot. Geol. Fr., (7), XII: 261-309. Dewey, J.F., Pitman HI, W.C., Ryan, W.B.F. and Bonnin, J., 1973. Plate tectonics and the evolution of the Alpine System. Geol. Sot. Am. Bull., 84: 3137-3180. Dietz, R.S. and Holden, J.C., 1970. Reconstruction of Pangea: breakup and dispersion of continents from Permian to Present. J. Geophys. Res., 75: 4939-4956. Dubertret, L., 1953. GBoIogie des roches vertes du nord-ouest de la Syrie et du Hatay. Notes Mem. Moy. Orient, 6: 170 p. Dumont, J.F., Gutnic, M., Marcoux, J., Monod, 0. et Poisson, A., 1972. Le Trias des Taurides occidentales (Turquie). Definition du bassin pamphylien: un nouveau domaine a ophiolites 1 la marge externe de la chaine taurique. Z. Dtsch. Geol. Ges., 123: 385-409. Glennie, K.W., Boeuf, M.G.A., Hugues, C.W., Moody, S.M., Pilaar, W.F.H. and Reinhardt, B.M., 1973. Late Cretaceous nappes in Oman mountains and their geologic evolution. Am. Assoc. Pet. Geol. Bull., 51: 5-27. Glennie, K.W., Boeuf, M.G.A., Hugues, C.W., Moody, SM., Pilaar, W.F.H. and Reinhardt, Verh. K. Ned. Geol. Mijnbouwkd. B.M., 1974. Geology of the Oman mountains. Genoot., 31. Greenbaum, D., 1972. Magmatic ;Jrocesses at ocean ridges: Evidence from the Troodos massif, Cyprus. Nature Phys. Sci., 238: 18-21. Juteau, T., 1974. Les ophiolites des nappes d’Antalya (Taurides occidentales, Turquie). Petrologic d’un fragment de l’ancienne cro6te oceanique tethysienne. These Doct. d’Etat Univ. Nancy, 692 p., multigr. Juteau, T. and Marcoux, J., 1973. Un exemple de volcanisme sous-marin au Trias supe-

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