SVTR

site touristique mais il y a des cartes :

http://www.angelfire.com/falcon/geotourist/aims.html

http://www.dstu.univ-montp2.fr/omanophiolite/pages/1_sommaire/1_sommaire.htm

Une ophiolite, c'est un morceau de plancher océanique venu
s'échouer sur un continent lors de la fermeture d'un océan, que l'on
peut ainsi étudier à pied sec par les moyens de la géologie classique
... En Oman, cet "échantillon" fait plus de 500 kilomètres de
long, 50 kilomètres de large en moyenne, et jusqu'à 15 kilomètres
d'épaisseur... témoin d'une dorsale rapide analogue à la dorsale Est
Pacifique. L'ensemble de l'ophiolite d'Oman s'étend sur 400 km environ.
Différents blocs la constituent qui ont pu jouer plus ou moins
indépendamment les uns des autres bien qu'on observe une bonne
continuité lithologique entre les différents massifs.

La position des différentes formations lithologiques rencontrées sur le terrain permet en premier lieu d'établir un "log", colonne stratigraphique qui montre la superposition des différentes lithologies et leurs rapports géométriques.

L'apport important et continu de magma à l'axe d'une dorsale rapide (10 à 14 cm par an : type Pacifique) induit la présence d'une chambre magmatique permanente qui se traduit par une couche continue de gabbros (en bleu) au dessus du Moho. Cette couche de gabbros est surmontée d'un complexe filonien formant lui aussi une couche continue. A l'inverse, au niveau d'une dorsale lente (1 à 2 cm par an : type Atlantique) l'apport de magma n'est pas suffisant pour entretenir une chambre magmatique continue. Les gabbros forment des masses discontinues, de même que le complexe filonien et les laves sous marines.

En s'éloignant progressivement de la dorsale, la lithosphère se refroidit et s'épaissit, elle peut atteindre jusqu'à 100 km d'épaisseur. Sa lente dérive peut durer jusqu'à 200 millions d'années. Lorsqu'elle atteint cet âge, la plaque alors très épaisse et alourdie s'enfonce spontanément au sein du manteau où elle sera recyclée en quelques centaines de millions d'années.

Soumise à une compression, la lithosphère océanique peut alors se rompre à proximité de la dorsale, là où elle est encore mince et donc fragile. Un grand chevauchement intra-océanique est ainsi induit qui fait passer un compartiment sur son voisin. La flèche de tels chevauchements peut atteindre plusieurs centaines de kilomètres pour une épaisseur d'une quinzaine de kilomètres. Le cas échéant, une telle nappe peut émerger en venant chevaucher un continent : C'est une ophiolite.

En Oman, l'ancien océan - la Téthys - n'est pas encore fermé et de ce fait, l'ophiolite n'est pas déformée.
L'"échantillon" de lithosphère océanique qu'elle constitue a donc pu conserver intactes les structures créées par le fonctionnement de la dorsale ainsi que l'empreinte du charriage intra-océanique le long du plan de décollement (marqué par la "semelle métamorphique"). Son étude va nous permettre à la fois de décrire une lithosphère "rapide" et le fonctionnement de la dorsale qui lui donne naissance.

Lorsqu'au Crétacé la Téthys commence à se refermer, la plaque océanique se trouve impliquée dans un grand chevauchement. Avant d'atteindre le continent, cette dernière va chevaucher les bassins sédimentaires de la marge qui sont donc eux mêmes impliqués dans la tectonique tangentielle de l'obduction. Sur la plaque continentale (gris) viennent successivement se mettre en place :
• les sédiments océaniques : nappes d'Hawasina (vert),
• l'ophiolite glissant sur sa semelle "métamorphique" (vert / bleu).

Après l'obduction, la sédimentation tertiaire vient cacheter les chevauchements (jaune).

-100 millions d'années : une dorsale rapide & un plancher océanique.

Au crétacé supérieur (100 Ma), un océan - la "Néotethys" - sépare la plaque Eurasie au Nord de la Plaque Arabie au Sud. La dorsale active
est une dorsale rapide. Le plancher océanique est constitué de coulées de laves intercalées avec des sédiments siliceux, les radiolarites.

Laves V1 emballées dans des sédiments (radiolarites) métallifères. Wadi Jizzi. Le toit de l'ophiolite est constitué de laves qui, à l'origine, se sont
épanchées au fond de l'océan. On y retrouve donc des niveaux de laves
en coussins caractéristiques des laves émises sous l'eau ainsi que
d'épaisses coulées. Elles ont été le siège d'une intense activité
hydrothermale liée à la circulation de l'eau de mer et responsable de
concentrations métalliques. Les radiolarites (rouges) intercalées dans les laves en coussins en sont contemporaines, et donc permettent de dater la création de l'ophiolite. Les radiolarites sont issues de la diagénèse de boues siliceuseschargées d'organismes planctoniques à test siliceux : les radiolaires. Les radiolaires, trés nombreuses, trés évolutives (notamment au Crétacé) constituent d'excellents microfossiles stratigraphiques. (barre = 50 microns)

-100 à -85 Ma : le plancher océanique se rompt, l'écaillage commence.

Le rapprochement des plaques (Eurasie au Nord et Arabie au sud) entraine le chevauchement intraocéanique de la plaque Nord sur la plaque Sud. Le plan de chevauchement se situe à la limite mécanique lithosphère - asthénosphère. Chevauchés par la base de la lithosphère à plus de 1000°C, les basaltes et les sédiments vont être métamorphisés, et des lambeaux se plaquent sous le plan de chevauchement. Ils constituent la semelle métamorphique. Lorsque l'ophiolite s'est détachée, elle a chevauché et métamorphisé des terrains à la manière d'un fer à repasser constituant la semelle métamorphique

Sur cet affleurement, les déformations extrèmes
enregistrées dans les métabasaltes sont l'expression du chevauchement
des péridotites à haute température sur le plancher océanique. Les amphibolites de la semelle sont les anciens basaltes océaniques métamorphisés. L'âge radiogénique des amphiboles (environ 98 millions d'années) est celui de l'écaillage intra-océanique. L'écaillage survient à 98 Ma, alors que l'âge de la lithosphère n'est que de 100 Ma. C'est une lithosphère jeune (maximum 2 Ma). Cette lithosphère a donc été "prélevée" pratiquement à la dorsale (entre 0 et 200 Km).

Sur le terrain, on reconnaît deux séries de laves superposées dites
respectivement "V1" & "V2", la plus récente -V2- représentant la
fin de l'activité de la dorsale et peut être le début du chevauchement sous-marin
qui a suivi la rupture. Les laves V1 et V2 ne sont séparées que par
quelques mètres de sédiments siliceux, les "terres d'ombre".  Dans ces
niveaux se sont produites d'importantes concentrations de
cuivre liées à des circulations chaudes de type fumeur noir (circuit Wadi Jizzi). Ces
quelques mètres de sédiments enregistrent le décalage d'environ 1
million d'années qui sépare l'émission des laves V1 et V2. Et pourtant,
le paléomagnétisme (technique d'étude de l'orientation
magnétique ancienne des roches qui permet, entre autres, de
reconstituer le mouvement des différents blocs au cours des temps
géologiques par l'étude des variations du champs magnétique terrestre
au cours du temps) nous apprend qu'entre l'émission du V1 et du V2
la toute jeune lithosphère a tourné dans le sens horaire de 30°. Une
telle vitesse de rotation dans les océans actuels n'est connue que dans
les microplaques, du type de celles qui jalonnent la dorsale Est
Pacifique dans la région équatoriale, là où elle est la plus rapide. On
a donc tenté d'interpréter l'ophiolite d'Oman comme issue d'une
microplaque, la microplaque de Pâques,
dont la dimension comparable fournit une analogie plausible à cette
hypothèse Toutefois, on ne sait à l'heure actuelle que peu de choses
sur la forme et l'histoire de cette possible "microplaque omanaise".

-95 à -80 millions d'années : le transport

On n'a pas de certitudes quant à la distance parcourue par la nappe ophiolitique avant de s'échouer sur le continent : centaines de kilomètres au moins. Au fond de la mer, la nappe vient chevaucher des bassins sédimentaires qu'elle plisse, qu'elle écaille et qu'elle entraîne dans son mouvement. Ces formations se retrouvent en écailles au front de l'ophiolite et sous la nappe ophiolitique elle même, formant une unité structurale : la nappe d'Hawasina.

Des alternances de sédiments siliceux appartenant aux formations d'Hawasina ont été déformées lors du transport de l'ophiolite vers la marge continentale.

-80 millions d'années : l'échouage sur la la marge arabe

L'obduction sur la marge arabe est suivie d'une importante transgression. Au fond d'une mer épicontinentale, des carbonates Turoniens (80 Ma) sédimentent en discordance à la fois sur les terrains allochtones (nappe d'Hawasina et ophiolite) et sur le substratum autochtone de la plaque arabique.

Calcaires Tertiaires subhorizontaux clairs discordants sur les gabbros (sombres) de l'ophiolite (région d'Ibra).

-80 millions d'années à aujourd'hui : quelques réajustements

Au niveau du djebel Akhdar, le socle est affecté d'un grand pli anticlinal. Une érosion active fait apparaître en fenêtre le socle qu'elle érode trés profondément. A coté d'Al Bustan (route de Qantab), le Tertiaire discordant à la fois sur la plateforme arabe (bleu) et la nappe ophiolitique (vert) est plissé (synclinal rouge) et raboté (jaune) par les mouvements de surrection de la plateforme. Des réajustements importants interviennent : surrection du socle de la plateforme arabe dans le Djebel Akhdar, où l'autochtone culmine à plus de 3000 m, ainsi que le Saih Hatat qui exhume des éclogites à As Sifah. La couverture tertiaire qui a scellé l'obduction est, bien entendu, impliquée dans ces mouvements tardifs.

une collision dans 2 millions d'années

On peut se projeter dans un futur lointain... La plaque Europe et la plaque Arabie se rapprochent inexorablement. Il est donc possible d'envisager une collision de type alpin et la création future des "alpes Omano-Iraniennes" dans lesquelle l'actuelle ophiolite ne subsistera que dans la zone de suture. Si l'on projette dans l'avenir les mouvements actuels, l'ophiolite d'Oman dans deux millions d'années sera réduite à des lambeaux soulignant une suture océanique entre Arabie et Eurasie et ressemblera aux ophiolites alpines, celle du Chenaillet par exemple...

Diapir salifère : Les roches évaporitiques (sel gemme, gypse) sont facilement déformables sous une pression modérée et sont peu denses par rapport aux autres roches sédimentaires (calcaire, argile). Elles ont donc tendance à monter vers la surface en formant des diapirs, colonnes en forme de champignon ou de dôme.
Diapir granitique : Les magmas en fusion sont peu denses par rapport aux autres roches encaissantes et forment également des colonnes granitiques se terminant par un renflement.
Diapir asthénosphérique : remontée de l'asthénosphère sous les zones en extension par l'effet de l'amincissement.
Diapir mantellique : autre nom des panaches.

http://www.cnrs.fr/cw/dossiers/dosgeol/glossaire/devellop.html

http://www.ens-lyon.fr/Planet-Terre/Infosciences/Geodynamique/Energie-convection/Articles/geotherme.htm#sismologie

http://www.ens-lyon.fr/Planet-Terre/Infosciences/Geodynamique/Energie-convection/Articles/convection.html#saut

Nous n'avons aucune information directe sur la température à la base du manteau. Pas de mesures de temperature évidemment et pas d'échantillons non plus; il faut donc reposer sur des données indirectes.

Les études de propagation des ondes sismiques à l'intérieur du globe montrent que le manteau est totalement solide ; il doit donc régner des températures qui permettent aux roches mantelliques soumises à des pressions de l'ordre de 130 GigaPascal de ne pas fondre.... Dans ces conditions, ces températures doivent être
inférieures à 4 000 °C.

Les études sismiques montrent également que le noyau externe, lui, est liquide et dans les conditions de pression auxquels il est soumis, sa température doit être supérieure à 3 800°C.

Même si on connait les vitesses sismiques du manteau profond, on ne connait pas assez précisément les propriétés des matériaux du manteau en fonction de la pression et de la température, et on a des doutes sur leur nature exacte, si bien qu'il est difficile d'en déduire des températures.

Les scientifiques sont relativement certains des températures en deux points : à 670 km de profondeur (1600°C), et à 5150 km de profondeur (limite noyau-graine) (5 000°K = 4 700°C). Entre ces deux points d'ancrage du géotherme terrestre, il ne peut s'agir que d'estimations.

Une première estimation de gradient à partir des points d'ancrage peut être réalisée. D'après les points d'ancrage, il y a une différence
de température de (4 700 - 1 600) soit 3100°C entre 670 et 5 150 km de profondeur, soit environ 0,7°C par km.

La base de l'estimation est la suivante : tellement de chaleur traverse le noyau externe et le manteau inférieur que l'évacuation de la chaleur par conduction ne suffit plus. Des mouvements de matière se mettent en place pour faciliter ce transfert. Ces enveloppes sont tous les deux en régime dit convectif. (Ceci est indiqué par un nombre de Rayleigh élévé).

Or, les physiciens démontrent que, dans un fluide convectif, les variations de températures ne sont dues qu'à la compression des corps (réchauffement lié à la compression). On parle dans ce cas de gradient de température de type adiabatique. Et un gradient adiabatique, on peut le calculer "facilement".

Dans le cas de roches du manteau, on estime le gradient adiabatique à 0,3 °C par km. Dans le cas du noyau, il est de l'ordre de 0,55°C par km.
Si on se base sur ces estimations, on peut donc extrapoler la température en tout point du manteau,à partir des points d'ancrage. En remontant depuis 5 150 km (5000°K = 4 700°C) dans le noyau liquide, et en descendant depuis 670 km (1 600°C) dans le manteau, on peut alors estimer la température à la limite manteau-noyau (2 900 km).
On arrive ainsi aux valeurs suivants :

• côte manteau : 1 600 + (2 900 - 670) * 0,3, soit 2 200 °C
• côte noyau : 4 700 - (5 150 - 2 900) * 0,55, soit 3 450 °C

Ainsi, le gradient de 0,7°C/km est trop éloigné d'un gradient adiabatique caractéristique de fluides convectifs. Car si on prend ce gradient adiabatique, on arrive à une température de 3 100°C à 2 900 km de profondeur, soit plus de 900 °C de différence côté manteau et plus de 300°C de différence côté noyau.

Quoi qu'on fasse, il faut donc affecter plus de 1 200 °C à des sauts de température. Envisager des "sauts" de température dans certaines parties du géotherme est une nécessité...

Du grec adiabatos (« qui ne peut être traversé ») (1868). Une transformation thermodynamique est dite adiabatique si elle est effectuée sans qu'aucun échange de chaleur n'intervienne entre le système étudié et le milieu extérieur.

La compression et la détente adiabatiques sont des modèles thermodynamiques pour le comportement de fluides, notamment de gaz, soumis à des variations de pression.

Adiabatique signifie qu'il n'y a pas d'échange de chaleur entre le système et son milieu. Ainsi, si la température du système augmente ou diminue, celui-ci ne peut pas se mettre en équilibre thermique avec le milieu extérieur. Cette condition se réalise si :

• le système est isolé du milieu, par une enceinte adiabatique (parfois appelée bombe calorimétrique) ;
• la transformation est suffisamment rapide pour éviter les échanges de chaleur.

En raison du premier principe de la thermodynamique, l'énergie interne du système est conservée ; la variation d'énergie élastique se traduit donc par une variation de la température :

• lors d'une compression, la température augmente ;
• lors d'une détente, la température diminue.

Le gradient thermique adiabatique est, dans l'atmosphère terrestre, la variation (gradient) de température de l'air avec l'altitude qui ne dépend que de la pression atmosphérique, c'est-à-dire

• sans considération d'échange de chaleur avec l'environnement (autres masses d'air, relief)
• sans considération de condensation (formation de nuages) ni de précipitation.

Ce concept a une grande importance en météorologie, ainsi qu'en navigation aérienne et maritime.

http://fr.wikipedia.org/wiki/Compression_adiabatique