L'influence de l'Eurasie cénozoïque

Sep 23, 2023

Rapports scientifiques volume 13, Numéro d'article : 4387 (2023) Citer cet article

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La succession cénozoïque de l'anticlinal de Jabal Hafeet donne l'expression de surface la plus complète de la déformation qui a affecté le bassin de l'avant-pays sud-arabe (SEAFB). Les roches carbonatées de la formation Eocène Rus comprennent le noyau de l'anticlinal Jabal Hafeet et abritent un réseau de fractures et de veines carbonatées associées à des événements dynamiques d'ouverture et de scellement de fractures. Ces réseaux de fractures se sont développés lors de la propagation des contraintes de compression des ceintures plissées et poussées du Makran et du Zagros dans leur système de bassin d'avant-pays (le SEAFB) et sont associés à la convergence Arabie-Eurasie. Les veines de calcite syn-cinématiques associées aux événements de plissement cénozoïque dans le SEAFB ont été datées par la géochronologie des carbonates U – Pb LA-ICP-MS et caractérisées davantage par la géochimie des inclusions fluides Raman. Les données U – Pb montrent que la compression cénozoïque liée à la propagation de la ceinture plissée et poussée de Makran dans le SEAFB a eu lieu à partir de c. 20 Ma (début du Miocène) à c. 2 Ma (Pléistocène moyen). Les données d'inclusion de fluide Raman révèlent la présence d'hydrocarbures complexes dans les fluides carbonatés parents, reflétant une voie de transport de fluide entre les roches du Cénozoïque supérieur et les séquences mésozoïques plus profondes contenant des hydrocarbures. Des ensembles de données isotopiques et géochimiques combinés montrent que l'histoire de la déformation du SEAFB est probablement liée à la réactivation de structures profondes héritées dans la séquence stratigraphique du Cénozoïque supérieur en raison de la propagation des contraintes en champ lointain de la ceinture de Makran dans la péninsule arabique, plutôt que la propagation d'une architecture de déformation à peau mince.

L'analyse de reconstruction des paléocontraintes est d'une importance croissante car elle peut être appliquée à une gamme variée de domaines, y compris l'exploration et l'exploitation durables des ressources et les études sur le potentiel des réservoirs et des sites de stockage (par exemple, le stockage du CO2 et les dépôts de déchets nucléaires). Une bonne compréhension de la géologie du sous-sol, de l'historique des contraintes et des réseaux de fractures et de failles associés est essentielle pour l'analyse des paléocontraintes. De plus, la compréhension du moment et de la nature de l'histoire de la déformation dans les bassins d'avant-pays est d'une importance cruciale pour les reconstructions géodynamiques des orogènes convergents1. Les veines carbonatées syn- et post-tectoniques qui se forment dans les ceintures d'avant-pays représentent un indicateur fiable pour obtenir de telles données, l'âge U-Pb des ciments carbonatés et la composition géochimique des inclusions fluides fournissant des informations sur le moment de la déformation-minéralisation. événement ainsi que la composition des fluides parents.

La convergence des plaques arabique et eurasienne a conduit à la fermeture de l'océan Néotéthys à la fin de l'Éocène2, et a entraîné la propagation des contraintes des ceintures de pli et de chevauchement de Zagros et de Makran dans leur système de bassin d'avant-pays - le bassin d'avant-pays sud-est arabe (ou SEAFB, figure 1). Ces deux ceintures plissées et chevauchées se sont développées l'une à côté de l'autre sur le continent eurasien et sont séparées par la zone de faille transcourante de Zendan, à l'est de la péninsule arabique (Fig. 1a).

(a) Modèle numérique d'élévation (basé sur des images satellites SRTM, créées dans ArcMAP 10.6.1, ESRI Spatial Analyst) de la zone entre l'Iran, Oman et les Émirats arabes unis avec une représentation schématique des principaux linéaments tectoniques (adapté de2,3) et domaines géologiques (adapté de2,16) dans la région. Les étoiles jaunes indiquent la localisation des âges carbonate U–Pb de 6,7. (b) Carte géologique schématique des unités cénozoïques affleurant dans l'anticlinal de Jabal Hafeet près de la ville d'Al Ain, montrant l'emplacement des stations de mesure structurelle et des sites de prélèvement d'échantillons. La carte de base consiste en une photo satellite Landsat 8 de la zone utilisant le datum géodésique WGS84.

La convergence des plaques arabique et eurasienne a conduit au développement de deux principaux domaines tectoniques dans la péninsule arabique du sud-est : le domaine permo-mésozoïque de la marge passive arabe dans les montagnes du nord d'Oman et un domaine structurellement plus élevé représenté par le talus continental/les sédiments du bassin et Semail Ophiolites des montagnes centrales d'Oman au sud (Fig. 1a). Ces deux domaines tectoniques sont séparés par la zone de cisaillement NE-SW de Dibba, parallèle à la syntaxe du détroit d'Ormuz4, et semble s'être développée dans le prolongement d'une zone de faille de transformation continent-océan. La zone de cisaillement de Dibba est liée à un certain nombre de failles à travers le golfe d'Oman qui séparent le Zagros des ceintures de collision de Makran (par exemple la zone de cisaillement de Zandan sur la Fig. 1a) 4. Des auteurs précédents4,5 ont postulé que la zone de cisaillement de Dibba progression tectonique de la syntaxis entre les ceintures plissées du Zagros et du Makran ; cependant, aucune preuve directe n'a encore été trouvée.

La datation U–Pb récente des veines de calcite syncinématiques6 a montré que les carbonates du Mésozoïque tardif des montagnes du nord d'Oman au nord-ouest de la zone de cisaillement de Dibba ont subi une évolution tectonique polyphasée, qui impliquait un chevauchement de haut en bas à c. 70 et 60 Ma et réactivation de charriages au Miocène (vers 13 Ma). En revanche, les âges U – Pb des veines de carbonate des montagnes centrales d'Oman au SE de la zone de cisaillement de Dibba indiquent une déformation liée au raccourcissement à c. 64, 40, 33, 22, 16, 7 et 2 Ma7. Ce diachronisme apparent entre l'histoire de la déformation des montagnes du nord et du centre d'Oman est probablement dû aux différents régimes de contraintes des fronts du Zagros et du sud du Makran se propageant dans la péninsule arabique et par conséquent dans le SEAFB, et soulève des questions sur le moment et l'origine de la forces motrices qui ont conduit à la déformation du SEAFB8,9.

Nos ensembles de données combinés LA-ICP-MS et Raman des veines de carbonate de l'anticlinal de Jabal Hafeet (adjacent à la ville d'Al Ain dans l'émirat d'Abu Dhabi, Fig. 1b) fournissent des contraintes sur l'origine des fluides qui ont conduit à la minéralisation carbonatée. au début de l'Éocène (vers 56 à 48 Ma8) Formation de Rus, et sur le moment de la déformation au sein du SEAFB au Cénozoïque. Au-delà de cela, cette étude de cas sur les veines carbonatées cénozoïques du sud-est de la péninsule arabique met en évidence le potentiel de cette approche conceptuelle et méthodologique pour démêler les histoires tectoniques multiphases des avant-pays orogéniques (dominés par les carbonates).

Plusieurs mécanismes tectoniques ont été mis en avant pour expliquer les forces motrices qui conduisent à la formation des bassins d'avant-pays, soit par la charge de surface devant les prismes d'accrétion (c'est-à-dire topographiques), soit par la charge souterraine (c'est-à-dire enterrée) (par exemple l'obduction d'ophiolites10). Des études antérieures11,12,13,14 ont suggéré que le SEAFB s'est développé en raison de la charge de flexion de la marge continentale riftée sous-jacente par l'obduction de la croûte océanique néo-téthysienne à la fin du Crétacé15. La séquence stratigraphique SEAFB est c. 4 km d'épaisseur13,16 et formé au bord d'attaque des unités allochtones obductées sur la marge passive arabique (Fig. 1a). La séquence stratigraphique SEAFB a commencé avec le dépôt de mudstones carbonatés de la fin du Crétacé sur des rudstones des formations de Fiqa, Juwaiza et Simsima après la mise en place de Semail Ophiolite à c. 95,5 ± 0,5 Ma17, et s'est terminée par le dépôt des formations cénozoïques Rus, Dammam, Asmari et Fars12,18,19.

L'anticlinal de Jabal Hafeet (Fig. 1b) s'est développé dans le SEAFB le plus à l'est et est un pli périclinal à double plongement à vergence vers l'est, avec un axe de pli plongeant c. 40°/250°, tendance NNW–SSE pendant plus d'env. 20 kilomètres. Il est disposé en un réseau en échelon à droite avec l'anticlinal mineur d'Al-Ain (Fig. 1b)8. Le champ de contraintes de compression a conduit au plissement et au soulèvement de la structure de Jabal Hafeet et a entraîné l'exhumation d'une séquence complexe d'unités carbonatées de la plus ancienne formation éocène de Rus dans le noyau à la plus jeune formation miocène de Fars sur le limbe oriental faillé20. La séquence sédimentaire cénozoïque exposée qui constitue la structure de Jabal Hafeet repose sur les formations paléogènes précoces d'Umm Er Radhuma et de Muthaymima, qui se sont développées au-dessus de la surface d'érosion du Maastrichtien Aruma21. Cette surface d'érosion du Crétacé supérieur s'est développée en raison de la progression vers l'ouest (orientation actuelle) du renflement avant de flexion au cours des premières étapes de l'obduction de l'ophiolite de Semail11, et couvre les carbonates sous-jacents du plateau continental du Permien au Crétacé (supergroupe Hajar).

Le moment de la déformation dans la structure de Jabal Hafeet a été contesté, les premiers stades de compression étant considérés comme synchrones avec la sédimentation de la Formation de Rus au milieu de l'Éocène22, ou les premières déformations interprétées comme le résultat de la compression post-Miocène13,20.

À l'échelle régionale, l'histoire structurale des roches de l'Éocène inférieur à la fin du Miocène au sein du SEAFB a été divisée en quatre étapes principales de paléocontraintes23,24. Ces historiques de contraintes sont caractérisés par l'installation de régimes de contraintes de compression précoces avec SHMAX migrant progressivement d'une orientation E–W précoce à une orientation N–S tardive suivie d'une phase d'extension finale orientée NE-SW23,24. Ces événements tectoniques ont été associés au développement de zones de cisaillement dont les orientations sont compatibles avec les zones de failles conjuguées systématiques N75W et N45E qui contrôlent l'écoulement des fluides dans le socle SEAFB25. Ces zones de cisaillement héritées sont probablement liées au système de failles Ediacaran Najd qui s'est développé comme un ensemble de failles transformantes continentales en réponse à un épisode majeur d'extension du Précambrien tardif et de formation de croûte continentale dans l'extrême nord de l'Afro-Arabie26.

La genèse et le moment de la minéralisation carbonatée observés dans l'ophiolite des montagnes centrales d'Oman ont été intensivement étudiés au cours des dernières décennies27. Cependant, l'origine des fluides qui ont conduit à la cristallisation des veines de carbonate au sein du SEAFB n'a pas attiré la même attention. Des études récentes sur les isotopes de Sr sur la minéralisation carbonatée syn-cinématique du Cénozoïque au sein du SEAFB ont donné des valeurs de 87Sr/86Sr de c. 0,7076–0,708324, qui sont légèrement plus radiogéniques que la signature 87Sr/86Sr de l'eau de mer du Cénozoïque et du Crétacé (c. 0,7072–0,707428). Les mêmes veines de carbonate donnent des valeurs d'isotopes d'oxygène et de carbone compatibles avec une histoire géodynamique d'enfouissement-uplift24, ce qui implique l'implication possible de fluides continentaux affectant le SEAFB lors de l'enfouissement à l'Éocène. Cependant, l'origine des fluides, ainsi que le moment et l'évolution géodynamique du SEAFB sont encore un sujet de débat.

L'analyse structurale dans cette étude de l'anticlinal de Jabal Hafeet utilise c. 500 mesures effectuées sur les fractures et les plans de cisaillement (Fig. 2) dans toute la Formation Eocène de Rus (Fig. 1b). Ces mesures ont été entreprises pour contraindre l'orientation générale des principaux axes de paléocontrainte, et pour résoudre ainsi l'éventuelle histoire de paléocontrainte qui a affecté les unités cénozoïques SEAFB. Trois ciments représentatifs de calcite et de dolomie remplissant respectivement des plans de cisaillement compressifs (échantillon JH-1), transtensifs (échantillon JH-2) et extensifs (échantillon JH-3) ont été collectés pour des études Raman d'inclusion de fluide et une datation U – Pb (Fig. 1b ; coordonnées dans le matériel supplémentaire).

( a ) Projection stéréonet à surface égale de l'hémisphère inférieur des plans de cisaillement avec plus de 1 mm de remplissage de ciment carbonate (N = 166, lignes noires). Les grands cercles en pointillés rouges représentent un modèle schématique de type Riedel construit à partir des principales tendances structurelles identifiées par la projection stéréographique de ces plans de cisaillement. Les flèches noires et vertes indiquent l'orientation possible des contraintes horizontales paléo-maximales (σ1) et minimales (σ3). Le grand cercle jaune indique l'orientation probable des principaux plans de cisaillement de décrochement en fonction de l'orientation des principaux linéaments de drainage de l'anticlinal de Jabal Hafeer, les grands cercles verts représentent l'orientation des veines où les échantillons ont été prélevés. (b) Imagerie d'ombrage de Jabal Hafeet basée sur le modèle d'élévation numérique SRTM de la zone montrant l'orientation du schéma de drainage (linéaments jaunes). ( c ) Diagramme en rose de l'orientation des modèles de drainage montrant l'orientation probable des principales structures de décrochement dans l'anticlinal de Jabal Hafeet.

L'échantillon JH-1 a été prélevé à partir d'une veine carbonatée d'un centimètre d'épaisseur dans un plan de cisaillement avec une orientation de 85°/252° (Dip/Dip Direction) rempli de ciment dolomitique en selle dans la dolomie hôte (Fig. 3), qui a été observé dans le champ pour représenter l'un des premiers événements structuraux. Le plan de cisaillement compressif rempli par les ciments de dolomite en selle dans l'échantillon JH-1 est postdaté par plusieurs événements de remplissage de veines, qui comprennent des ciments de calcite en blocs, de calcite fibreuse, de calcite à dents de chien et de calcite drusy. L'échantillon JH-2 a été prélevé dans une veine ouverte transtensive orientée 78°/138°, et se caractérise par la présence de ciments de calcite en blocs prismatiques/calcite centimétrique en dents de chien. L'échantillon JH-3 a été prélevé sur l'un des derniers événements de cisaillement d'extension qui s'est développé lors du soulèvement de la structure8. Il est orienté 62°/177° et est constitué d'une couche millimétrique de calcite fibreuse de bœuf (Fig. 3).

Photomicrographies en coupe mince transmises (lumière polarisée dans le plan) des échantillons JH-1, JH2 et JH-3. Calcite CAL, dolomie de roche hôte DOLOST, dolomie DOL, résine RES, FIBR. BEEF CAL calcite fibreuse de boeuf.

Des ensembles de fractures régionales ont été identifiés sur la base des tendances d'orientation partagées de c. 500 fractures mesurées en cinq localités distinctes au sein de la Formation de Rus (Fig. 1b, coordonnées dans le matériel supplémentaire), et sur c. 100 failles avec des indicateurs cinématiques relatifs mesurés dans toute la Formation de Rus (projection de cisaillement dans un matériau supplémentaire). Un grand nombre de veines d'une épaisseur supérieure à 1 mm (Fig. 2) ont été identifiées comme des plans de cisaillement29,30, et la projection de ces plans de cisaillement semble converger vers la même tendance régionale après avoir isolé les données par orientation et supprimé le pendage du lit par stéréographie. rotation autour de l'axe anticlinal de Jabal Hafeet. L'événement de déformation compressive est composé de quatre ensembles de caractéristiques de cisaillement transpressionnelles et compressives orientées c. 80°/160°, 85°/280°, 85°/250°, 80°/220°. Ces premiers ensembles de plans de cisaillement ont été suivis par un essaim envahissant plus jeune de c. Coupure EW en cisaillement extensionnel conjugué8 (projection de failles dans un matériau supplémentaire).

Une analyse Raman a été effectuée sur des inclusions fluides (Fig. 4a) dans les cristaux de dolomite equant compressifs précoces (échantillon JH-1) et les cristaux de calcite transparents à dents de chien transtensifs tardifs (échantillon JH-2). L'acquisition de la diffusion inélastique à partir des inclusions fluides a révélé un signal fort dans la région de la bande Raman de 2800–2950 cm−1, qui est corrélé aux modes d'étirement C – H dans les fluides actifs Raman à ces fréquences (Fig. 4b).

(a) Image d'inclusions fluides à une (gaz) et deux phases (gaz + liquide) dans l'échantillon JH-2. (b) Spectres Raman montrant la présence d'hydrocarbures dans les échantillons JH-1 et JH-2.

Trois échantillons de veines de carbonate de la Formation de Rus dans le noyau de l'anticlinal de Jabal Hafeet produisent suffisamment d'U et de Pb radiogénique pour déterminer les datations U–Pb. L'échantillon JH-1 est une veine de dolomie prélevée dans la zone endommagée à l'intérieur de l'éponte inférieure de l'un des premiers plans de cisaillement transpressifs à fort pendage. L'échantillon JH-1 donne une date U–Pb de 21,4 ± 2,3/2,4 Ma (MSWD = 1,20), tandis qu'une analyse répétée sur une plus grande surface de la même veine donne une date de 20,6 ± 1,2/1,3 Ma (MSWD = 1,18) (Fig. 5). L'échantillon JH-2 est une veine remplie de cristaux de calcite en dents de chien prélevés dans la zone endommagée d'un plan de cisaillement décrochant à fort pendage réactivé en tant que joint de fracture ouvert. Le ciment de calcite donne une date de 8,88 ± 0,44/0,51 Ma (MSWD = 1,19) avec une analyse répétée donnant une date de 8,45 ± 0,61/0,65 Ma (MSWD = 1,6) (Fig. 5). L'échantillon JH-3 a été prélevé d'une veine dans la zone endommagée d'un plan de cisaillement normal qui a enregistré plusieurs événements de cisaillement/ouverture. Le deuxième épisode de réactivation par cisaillement enregistré dans la faille normale comprend une couche de cristaux bruns de calcite fibreuse de boeuf. L'analyse de cette couche de calcite donne une datation U–Pb de 1,912 ± 0,075/0,095 Ma (MSWD = 1,21) avec une analyse répétée de 1,961 ± 0,086/0,11 Ma (MSWD = 1,6) (Fig. 5).

Courbes d'âge 208Pb/206Pb vs 238U/206Pb (espace 86-TW) des échantillons JH-1, JH-2 et JH-3. Les cartes de concentration élémentaire (ppm de strontium et d'uranium) sont superposées aux images de ciment filonien et dénotent les zones datées par LA-ICP-MS.

L'approche de datation LA-ICP-MS U – Pb dans cette étude utilise une technique de cartographie qui permet l'acquisition simultanée de données sur les éléments majeurs et traces. Les principaux éléments majeurs et oligo-éléments sensibles à la composition originale du fluide, les composants détritiques (par exemple Rb, Ga, V, Zn), la pénétration de fluide post-formation, les changements minéralogiques ou la surimpression diagénétique (Drost et al., 2018) ont également été acquis. . Le ciment dolomitique JH-1 donne une faible concentration caractéristique de baryum (< environ 0,5 ppm), de zinc (< environ 1 ppm) et de vanadium (< environ 3 ppm) (Fig. 6). En revanche, les ciments filoniens de calcite des échantillons JH-2 et JH-3 sont caractérisés par de grandes sections de cristaux donnant des concentrations très variables de ces métaux avec du baryum jusqu'à > 100 ppm dans JH-3, et du zinc jusqu'à 1000 ppm et vanadium jusqu'à 10 ppm dans JH-2 (Fig. 6; matériel supplémentaire).

Images montrant la concentration élémentaire (ppm) de baryum, de zinc et de vanadium dans les échantillons JH-1, JH-2 et JH-3. L'emplacement des cartes de concentration élémentaire est indiqué par les cases en pointillés noirs sur la figure 5.

Des études récentes de modélisation numérique indiquent que les stylolites sont l'une des principales sources de fluides et des voies de migration des fluides dans les carbonates31. La Formation Eocène de Rus présente peu ou pas de preuves d'enfouissement ou de stylolites tectoniques8, ce qui soulève la question de l'origine des fluides carbonatés entraînant la surpression dans les zones de cisaillement de la Formation de Rus. Des investigations pétrographiques et isotopiques antérieures sur les ciments syn-cinématiques carbonatés dans l'ensemble de l'anticlinal de Jabal Hafeet24 ont révélé une possible histoire paragénétique de la minéralisation carbonatée qui a commencé par la cristallisation des ciments dolomitiques dans une phase d'altération diagénétique enfouissante, qui a ensuite été suivie d'une cristallisation tardive de calcites fibreuses et en dents de chien24. Cette séquence diagénétique implique une origine enfouissante pour les ciments dolomitiques du Miocène inférieur (cristaux de dolomite en selle comme dans l'échantillon JH-1) (δ18OVPDB −12‰, δ13CVPDB −1‰ ), et une origine météorique pour les ciments du Miocène supérieur et du Pléistocène (ciments prismatiques cristaux de calcite en dents de chien et fibreux comme dans les échantillons JH-2 et JH-3) (δ13CVPDB -12‰).

Les compositions en 87Sr/86Sr des roches carbonatées et des ciments dans toutes les unités cénozoïques de l'anticlinal de Jabal Hafeet présentent des valeurs comprises entre 0,70766 et 0,7083224, les premières veines de dolomite produisant les valeurs de δ13C les plus positives et les valeurs de Sr les moins radiogéniques de c. 0,70775. La composition moyenne en 87Sr/86Sr des ciments carbonatés cénozoïques issus des veines recoupant la structure de Jabal Hafeet est légèrement plus radiogénique (environ 0,708) que l'eau de mer du Crétacé et du Cénozoïque (iec 0,7072–0,707428), et beaucoup plus radiogénique que les fluides issus d'un source mafique comme l'ophiolite de Semail (c. 0,70332). Cependant, l'origine des fluides qui ont conduit à la minéralisation carbonatée du Miocène précoce au sein de la Formation de Rus est encore un sujet de débat.

Les paramètres mécaniques (par exemple, forme moléculaire, débit et concentration en métal) et physicochimiques (par exemple, force ionique, Eh et pH) sont les principaux facteurs contrôlant la solubilité et le transport des ions de métaux lourds33. Le ciment de calcite à dents de chien dans l'échantillon JH-2 est caractérisé par des concentrations d'éléments sensibles à l'oxydo-réduction tels que V et Zn allant jusqu'à c. 10 et 1000 ppm respectivement, alors que les ciments de dolomie et de calcite fibreuse de bœuf des échantillons JH-1 et JH-3 donnent des concentrations inférieures à c. 1 ppm pour les deux métaux lourds (Fig. 6). Ces différences de concentration témoignent soit de conditions Eh-pH différentes au moment de la cristallisation, soit de compositions chimiques différentes dans les fluides parents qui ont conduit à la cristallisation des différentes générations de filons de carbonate. Cependant, l'échantillon JH-3 est également caractérisé par des concentrations de Ba > c. 100 ppm, alors que Ba est < c. 0,1 ppm dans l'échantillon de dolomie JH-1. Des études antérieures ont observé que la solubilité du Ba contraste avec celle des métaux de transition tels que V et Zn, et augmente dans les environnements réduits34. Ces données ne résolvent pas les conditions redox lors de la cristallisation de la dolomite JH-1, mais impliquent que des conditions de faible Eh étaient probables lors de la cristallisation de la calcite de bœuf fibreuse JH-3. Étant donné que l'altération par les silicates et les sulfates est le principal contrôle/source probable des concentrations d'ions de métaux lourds dans les solutions fluides35, il est probable que la dolomie JH-1 ait cristallisé à partir de fluides qui n'ont ni pris naissance ni subi d'échange d'ions avec des roches contenant des silicates ou des sulfates.

En plus des pics majeurs de calcite et de dolomite autour du c. 1080 et 1100 cm−1 Bandes Raman, le spectre Raman des inclusions fluides du c. Les phases de ciment de 20 et 8 Ma dans la Formation de Rus sont caractérisées par des pics mineurs dans un intervalle spectral étroit entre les bandes Raman de 2800–2950 cm−1. Cela indique la présence de méthane et d'hydrocarbures complexes dans le fluide d'origine qui a conduit à la cristallisation d'au moins les ciments tectoniques du Miocène précoce et tardif dans la Formation de Rus36. Des études antérieures37 ont montré que les bandes spectrales Raman sont affectées par la structure moléculaire des hydrocarbures et les groupes de base plutôt que par la concentration en carbone, et les spectres Raman des inclusions fluides dans les premiers systèmes de veines de carbonate sont similaires au signal des hydrocarbures saturés CnH2n+2. Ainsi, les spectres Raman des inclusions confirment la présence d'hydrocarbures complexes en plus du méthane lors de l'épisode d'écoulement de fluide du Miocène précoce.

L'absence de transfert de masse diffusif (c'est-à-dire les coutures de stylolite) dans la formation Eocène Rus, la présence d'hydrocarbures complexes dans les inclusions fluides et les compositions élémentaires et isotopiques de Sr des premières veines de carbonate (par exemple JH-1) corroborent une source de fluide parent des unités carbonatées du Crétacé sous-jacentes. Les observations pétrographiques et les données d'éléments LA-ICP-MS de l'échantillon JH-1 ont révélé la présence de dolomie primaire presque stoechiométrique dans l'ensemble de veines du Miocène précoce (Fig. 7). Ces cristaux de dolomite sont caractérisés par un rapport Mg/Ca constant de c. 0,45, confirmant les modèles antérieurs d'approvisionnement en Mg des fluides bassins chauds (> 4500 m et environ 120°C24). Combinées, la présence d'hydrocarbures et la composition radiogénique 87Sr/86Sr des ciments carbonatés syn-cinématiques excluent une voie fluide entre le SEAFB et l'ophiolite obduite dans les montagnes centrales d'Oman via un détachement à faible angle2 (Fig. 8).

( a - c ) Images en coupe mince de lumière transmise (polarisée dans le plan) de l'échantillon JH-1 coloré avec du rouge-alizarine. ( d ) Rapport calcium / magnésium de l'échantillon de dolomite JH-1.

(a) Transect sismique orienté SW-NE à travers la structure de Jabal Hafeet (modifié à partir de 13, position de la ligne sismique donnée sur la Fig. 1b). Lignes rouges pleines et pointillées montrant la position des zones de cisaillement transpressives (interprétation de 13). Les lignes vertes indiquent les horizons stratigraphiques entre la plate-forme mésozoïque sous-jacente (Formation de Fiqa du Crétacé supérieur) et les unités cénozoïques sus-jacentes (interprétation de 13). (b) modèle schématique de la déformation cénozoïque dans l'anticlinal de Jabal Hafeet causée par un plissement peu profond lié à des failles inverses profondes à angle élevé coupant du Crétacé dans les unités cénozoïques. F. Fm. Formation Fars, A. Fm. Formation d'Asmari, D. Fm. Formation de Dammam, R. Fm. Formation russe. Plans rouges ombragés montrant l'emplacement possible des failles transpressives qui agissent comme des voies pour les fluides riches en carbonate (flèches noires en pointillés) qui remplissent les plans de cisaillement dans la Formation de Rus. Les flèches rouges montrent la cinématique interprétée des failles transpressives.

Les valeurs négatives de δ13C des ciments remplissant les derniers plans de cisaillement24, les faibles concentrations de V, Zn et élevées de Ba dans l'échantillon JH-3, et les fortes concentrations de métaux lourds dans l'échantillon JH-2 soutiennent un scénario, puisqu'au moins la fin du Miocène , des conditions redox variables et de l'influence des fluides météoriques transportant des ions métalliques. Il est possible que les fluides de la source aient subi un échange d'ions avec des matériaux de silicate et de sulfate altérés provenant des ophiolites obduites voisines, qui ont été soulevées à c. 30 Ma38 et étaient probablement déjà érodés au-dessus du SEAFB39 avant la cristallisation de la calcite de la veine JH-2 à c. 8 Ma (Fig. 8).

La séquence carbonatée cénozoïque de la structure de Jabal Hafeet n'est effectivement pas métamorphosée et a été déformée à moins de 5 km de la surface8, et donc une contrainte principale doit être verticale40. Notre analyse des plaques de cisaillement qui ont déformé la Formation de Rus satisfait à ces critères. Ils sont également d'accord avec les interprétations structurelles récentes8, qui attribuaient les caractéristiques structurelles de la formation de Rus à une déformation syn-pliante sous un c prolongé. Champ de contraintes de compression ENE-WSW (Fig. 2), contrairement aux interprétations précédentes qui privilégiaient une séquence de différentes paléocontraintes déformant les unités éocènes23,24,41. Notre interprétation est également cohérente avec le raccourcissement horizontal continu dans le SEAFB résultant de la propagation de la compression ENE-WSW à partir des montagnes voisines du centre d'Oman (Fig. 1a). Des modèles récents pour l'évolution tectonique des montagnes centrales d'Oman ont utilisé la thermochronologie à basse température pour contraindre le moment du soulèvement. Quatre phases de soulèvement principales ont été détectées à partir de c. 70 à 20 Ma38, avec l'étage principal de pliage et de bombage / soulèvement dans les montagnes centrales d'Oman limité entre c. 40 et 20 Ma.

Cependant, l'absence de contraintes temporelles absolues sur l'historique de la déformation du SEAFB n'a pas permis d'atteindre un consensus général sur le moment et l'origine de la déformation dans l'avant-pays du sud-est arabe. Les premiers modèles ont proposé que le plissement de l'anticlinal de Jabal Hafeet a commencé au milieu de l'Éocène et s'était terminé au début du Miocène22,23,42,43, tandis que des reconstructions tectoniques plus récentes de la structure de Jabal-Hafeet ont proposé un moment de déformation du Miocène moyen à tardif. dans le SEAFB8. Cependant, la première preuve de déformation dans la séquence stratigraphique cénozoïque consiste en une discordance angulaire (une discordance mineure dans le pendage de la literie d'environ 10 °) entre la formation oligocène Asmari et la formation Miocène Fars sus-jacente en discordance, ce qui implique que le pliage du SEAFB était actif au moins par c. 20 Ma44. Cette discordance angulaire du début du Miocène entre les formations sous-jacentes d'Asmari et les formations sus-jacentes de Fars chevauche l'âge avec la date U – Pb la plus ancienne collectée à partir de l'échantillon JH-1 lors d'un événement de cisaillement compressif syn-cinématique observé dans la formation de Rus à 20,6 ± 1,2 / 1,3 Ma ( échantillon JH-1, figure 5).

L'évolution complexe des plis de la ceinture de Zagros a été interprétée comme s'étant développée dans son arc sud du Fars au cours du Miocène45, qui a été davantage contrainte par la datation au zircon U – Pb du volcanisme post-collisionnel Arabie-Iran qui a commencé à c. 15–13,5 Ma46. Ainsi, l'absence de contraintes stratigraphiques de l'Éocène au Miocène dans les montagnes centrales d'Oman38 ainsi que l'apparition concomitante de collisions au Miocène dans le sud du Zagros45,47 ont conduit à attribuer la déformation SEAFB à la propagation du raccourcissement horizontal à partir du Zagros2,4,13, 18,47,48.

Cependant, des datations U–Pb du Miocène moyen (environ 13 Ma) ont été récemment obtenues à partir de veines de calcite syn-cinématiques (décrochement) dans les montagnes du nord d'Oman6 et qui sont probablement associées à une compression Zagros orientée N–S6,47,48,49 , n'ont pas encore été documentés ni dans les domaines tectoniques du sud des montagnes centrales d'Oman7 ni dans le SEAFB. En revanche, la déformation dans la ceinture de Makran a commencé à c. 23 Ma50, dont l'âge est similaire aux âges carbonates U–Pb de 22 ± 4 et 21,5 ± 0,5 Ma des plans de cisaillement décrochants orientés NE-SW qui se sont développés pendant la phase de plissement principale dans les montagnes centrales d'Oman7. Ces âges sont dans l'incertitude de la date U – Pb de 20,6 ± 1,2 / 1,3 Ma du ciment de veine de calcite transpressionnelle JH-1 dans la formation de Rus, et cette déformation contemporaine permet la corrélation du raccourcissement dans le SEAFB avec la propagation de c. Contrainte horizontale NE-SW de la ceinture de Makran.

Les deux échantillons les plus récents datent des structures de cisaillement générées par des événements de décrochement et de dôme-extension à la fin du Miocène (échantillon JH-2 ; 8,88 ± 0,44/0,51 Ma et 8,45 ± 0,61/0,65 Ma) et du Pléistocène (échantillon JH-3 ; 1,912 ± 0,075/0,095 Ma et 1,961 ± 0,086/0,11 Ma). Ces événements de cisaillement indiquent que le SEAFB a traversé une histoire de pliage épisodique induite par la compression à partir de c. 20 Ma, qui a ensuite été dominée par des failles transpressives abruptes réactivées lors de phases ultérieures de déformation extensionnelle entraînée par la gravité en raison de la progression du plissement et du dôme de la structure de Jabal Hafeet. Cette histoire de déformation dans le SEAFB est similaire à l'évolution tectonique de la ceinture extérieure du Makran et des montagnes centrales d'Oman, tous ces domaines tectoniques ayant subi une compression et un soulèvement orientés NE-SW à 7–8 Ma et 1,5–2 Ma (7,52 , cette étude). Ainsi, nos nouvelles dates U – Pb soutiennent un scénario géodynamique possible dans lequel le SEAFB s'est adapté à la contrainte résiduelle de la convergence Eurasie-Arabie dirigée N – S le long du front oriental du Makran à travers les montagnes centrales d'Oman (Fig. 9).

Modèle schématique de l'évolution géodynamique de la collision Arabie-Eurasie du début au Miocène supérieur. La position des marges continentales, des zones de subduction et des structures tectoniques dans les ceintures du Zagros et du Makran et en Iran est de3,51. Les structures tectoniques des Émirats arabes unis et d'Oman proviennent de6,52,53,62. L'étendue de l'ophiolite de Semail au large n'est pas contrainte. NOM montagnes du nord d'Oman, COM montagnes du centre d'Oman, zone de cisaillement DSZ Dibba, NT Neotethys ; l'étoile rouge indique l'emplacement de la zone d'étude.

L'intégration de l'histoire structurale ci-dessus avec les signatures isotopiques et en éléments traces des ciments des veines coupant la Formation de Rus nous permet d'envisager un cadre structural SEAFB avec des plans de cisaillement transpressifs profondément enracinés agissant comme des voies préférentielles d'écoulement des fluides depuis le début du Miocène entre l'Éocène supérieur Formation de Rus et les unités crétacées pétrolifères ci-dessous (Fig. 8). Les nouvelles données U–Pb et géochimiques indiquent que la déformation SEAFB a probablement été induite par la transmission en champ lointain de la contrainte de compression de la ceinture de Makran via les domaines voisins de l'arrière-pays des montagnes centrales d'Oman. Il est donc possible que le manque de preuves de structures induites par la compression de Zagros dans les unités cénozoïques du SEAFB soit dû à la réactivation par décrochement de la zone de cisaillement de Dibba, qui aurait pu s'adapter au champ de contrainte de Zagros orienté N – S en agissant comme zone de fuite latérale6 (Fig. 9).

Les fluides parents de la minéralisation dolomitique syn-cinématique la plus ancienne au sein de la structure de Jabal Hafeet sont caractérisés par la présence d'hydrocarbures complexes qui proviennent probablement de plans de cisaillement profonds qui ont fourni des unités pétrolifères du Crétacé plus profondes et ont été réactivés lors de la déformation cénozoïque de la structure. SEAFB.

La minéralisation dolomitique syncinématique précoce est datée par la méthode U–Pb à 20,6 ± 1,2/1,3 Ma. Cette date de début de déformation dans le SEAFB coïncide en âge avec la discordance développée entre les formations Oligocène Amman et Miocène Fars.

La déformation ultérieure (minéralisation de calcite syn-cinématique) au sein de la formation Eocène Rus est datée de c. 8,5 Ma et 1,9 Ma.

Nos données sur les carbonates U – Pb limitent l'activité tectonique dans le SEAFB de c. 21 av. 2 Ma et sont en étroite corrélation avec l'histoire tectonique similaire des montagnes centrales d'Oman, soutenant un scénario géodynamique dans lequel le SEAFB s'est adapté aux contraintes résiduelles résultant de la convergence N – S Eurasie-Arabie le long du front oriental du Makran.

L'intégration des données géochronologiques, isotopiques et géochimiques implique que l'architecture de déformation du SEAFB était due à la transmission en champ lointain de la contrainte de compression et n'impliquait pas la propagation de la contrainte le long des détachements à faible angle entre le SEAFB et les montagnes centrales d'Oman.

Le manque de preuves de structures induites par la compression de Zagros dans les unités cénozoïques du SEAFB peut impliquer que le champ de contraintes de Zagros compressif orienté N – S du Cénozoïque supérieur a été accommodé par la réactivation senestre du Miocène moyen-tardif par décrochement le long de la zone de cisaillement de Dibba dans le , qui a agi comme une zone d'échappement latérale.

Cette étude démontre l'efficacité de la géochronologie intégrée et de l'analyse géochimique des ciments carbonatés syn-cinématiques basée sur la cartographie des rapports élémentaires et isotopiques par LA-ICP-MS avec des aides à déterminer à la fois la nature de la composition des fluides parents et l'âge de la minéralisation carbonatée associée à des événements de déformation.

La spectrométrie micro-Raman a été réalisée à l'Université de Khalifa avec un système WITEC ALPHA 300 RAS équipé d'une source laser He-Ne. L'analyse a été effectuée en utilisant une lumière verte de 532 nm sur des inclusions fluides à une phase et à deux phases (liquide + vapeur) dans les échantillons JH-1 et JH-2. Le spectromètre utilise deux réseaux commutables manuellement (1 800 et 600 R/mm) et un détecteur CCD (256 × 1 024 pixels) avec refroidissement par circulation d'air Peltier. Un objectif d'air 100 × a été utilisé et le spot laser était d'env. 1 µm de diamètre. La puissance du laser a été soigneusement contrôlée pour éviter tout effet de chauffage sur les décalages Raman, et un réseau de 1800 rainures/mm a été utilisé, ce qui a fourni une résolution spectrale de c. 0,7 cm-1. Les décalages Raman ont été calibrés à l'aide d'un pic centré à 520,7 cm-1 du substrat Si de l'étalon.

Des dalles de roche polies dans des supports époxy de 25 mm de diamètre ont été analysées pour les éléments majeurs et traces caractéristiques et pour les isotopes U et Pb à l'aide d'une stratégie d'imagerie. Les analyses ont été effectuées au département de géologie du Trinity College de Dublin à l'aide d'un système d'ablation au laser excimer ArF 193 nm Analyte Excite de Photon Machines couplé à un ICP-MS quadripolaire Agilent 7900.

La routine générale d'analyse et de traitement des données est décrite dans Drost et al. (2018) tandis que des détails spécifiques sur les systèmes d'ablation laser et ICP-MS sont donnés dans le tableau supplémentaire 1. Le traitement des données a été entrepris dans Iolite 3.654, y compris le module complémentaire Monocle (Petrus et al., 2017). Le NIST614 a été utilisé comme matériau de référence primaire pour normaliser à la fois les compositions élémentaires et les données U–Pb. Les données U–Pb ont ensuite été appariées par matrice à l'aide du matériau de référence de calcite WC-155. L'un de nos échantillons (JH1) est une veine de dolomie sparry, mais en raison de l'absence d'un matériau de référence de dolomite approprié, l'appariement de la matrice a utilisé le matériau de référence de calcite WC-1. Les différences de rendement d'ablation pour la dolomite et la calcite peuvent compromettre la précision du calcul de l'âge56. Cependant, l'application de trames linéaires (au lieu d'ablations ponctuelles statiques) minimise le fractionnement en fond de trou et donc tout décalage d'âge associé. Nous supposons donc que la date U–Pb calculée pour la veine de dolomie est exacte dans les limites de l'incertitude rapportée.

L'échantillonnage au laser a utilisé l'ablation de trames linéaires successives qui ont été compilées en cartes d'éléments, de rapports élémentaires et de rapports isotopiques. Pour réduire l'impact du bruit de scintillement et de l'échantillonnage séquentiel de différents sites d'ablation au cours d'un cycle d'intégration (ou balayage de masse), nous faisons la moyenne du signal d'origine sur quatre cycles d'intégration (la plupart des expériences ; à cinq - cycle principal FA2 ; Tableau supplémentaire 1). Cela signifie qu'un pixel de la carte (= une tranche de temps) est représenté par quatre (à cinq) cycles d'intégration d'origine. Il en résulte une largeur de pixel de 60 µm (intégration 4 × 500 ms = 2 s par tranche de temps) (exécution principale FA2 : 45 µm ; 5 × 300 ms = 1,5 s par tranche de temps), tandis que la hauteur de pixel est déterminée par la taille du spot laser de 95 µm.

Les éléments majeurs, mineurs et traces caractéristiques ont été mesurés ainsi que les isotopes U et Pb. Le filtrage des données associées aux pixels dans les cartes a été entrepris en appliquant des critères géochimiques spécifiques pour séparer les pixels de domaines chimiques et texturaux différents. Cependant, la datation U–Pb de très jeunes échantillons de carbonate (ici JH-2 et JH-3) avec un µ relativement élevé (238U/204Pb) par LA-Q-ICP-MS est difficile en raison des faibles concentrations de Pb radiogénique dans ces échantillons, et en raison de la sensibilité quelque peu limitée des systèmes Q-ICP-MS. Par conséquent, la non-détection des isotopes du Pb, en particulier 207Pb et 208Pb, a nécessité l'utilisation de critères de sélection supplémentaires pour filtrer les signaux des isotopes du Pb au-dessus du niveau de fond. Des détails sur les critères de sélection et sur les pixels sélectionnés (en vert) sont fournis avec les tableaux de données.

Les pixels sélectionnés ont ensuite été regroupés dans des « pseudo-analyses » en utilisant une fonction de distribution cumulative empirique (ECDF) d'un canal qui convient pour récupérer la propagation maximale possible des données sur des diagrammes isochrones. Dans cette étude, le rapport 207Pb/235U a été utilisé pour le pooling. Par conséquent, les données de Tera-Wasserburg peuvent inclure des artefacts du regroupement (en raison des faibles taux de comptage sur 207Pb) car aucune correction des valeurs aberrantes n'est appliquée dans Monocle57 et, par conséquent, les dates extraites des régressions 86-TW sont préférées.

La propagation de l'incertitude suit les recommandations de58 avec les modifications suggérées par59 et est indiquée à 2 s (niveau de confiance de 95 %) excès de dispersion. La deuxième incertitude comprend en outre des incertitudes systématiques telles que l'incertitude sur l'âge de référence de WC-1, l'incertitude sur la constante de désintégration de 238U et une reproductibilité à long terme spécifique au laboratoire basée sur les résultats des matériaux QC.

Les protocoles généraux d'analyse et de traitement des données sont décrits dans60, tandis que des détails spécifiques sur la méthode analytique et les conditions opératoires sont donnés dans le tableau supplémentaire 1. Toutes les dates U–Pb sont dérivées de régressions non ancrées du modèle 1 dans l'espace 86-TW61, qui modification (208Pbcommon/206Pbtotal versus 238U/206Pbtotal) de la concordia Tera-Wasserburg.

Les emplacements d'échantillonnage et d'acquisition de données, les tableaux de données U–Pb et géochimiques et la technique analytique sont fournis dans le matériel supplémentaire.

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Cette publication est issue de recherches soutenues par : une subvention de recherche de la Science Foundation Ireland (SFI), de l'Environmental Protection Agency (EPA) et du Geological Survey Ireland (GSI) dans le cadre du programme Investigators Grant Number 15/IA/3024 ; par Khalifa University, projet KU RCII-2019-007 (A. Ceriani et A. Decarlis), projet KU CIRA-2019-203 (T. Steuber, A. Ceriani), projet KU CIRA-2021-048 (A. Ceriani et A. Decarlis).

Département des sciences de la Terre, Université des sciences et technologies de Khalifa, Abu Dhabi, Émirats arabes unis

Francesco Arboit, Alessandro Decarlis, Dominik Hennhoefer & Andrea Ceriani

Centre de recherche et d'innovation sur le CO2 et le H2 (RICH), Université des sciences et technologies de Khalifa, Abu Dhabi, Émirats arabes unis

Francesco Arboit, Alessandro Decarlis & Andrea Ceriani

Département de géologie, École des sciences naturelles, Trinity College Dublin, Dublin 2, Irlande

Kerstin Drost et David Chew

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Conceptualisation du manuscrit par FA et AD ; collecte de données d'échantillons et de terrain par FA, AD et AC ; analyse des données structurelles par FA ; acquisition de données analytiques par KD et FA ; investigation et rédaction des données par FA et KD ; édition, révision et refonte du manuscrit par tous les auteurs.

Correspondance à Francesco Arboit.

Les auteurs ne déclarent aucun intérêt concurrent.

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Réimpressions et autorisations

Arboit, F., Drost, K., Decarlis, A. et al. L'influence de la convergence cénozoïque Eurasie-Arabie sur le bassin de l'avant-pays sud-est arabique : nouvelles contraintes géochronologiques et géochimiques de la minéralisation carbonatée syn-cinématique. Sci Rep 13, 4387 (2023). https://doi.org/10.1038/s41598-023-31611-x

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Reçu : 17 janvier 2023

Accepté : 14 mars 2023

Publié: 16 mars 2023

DOI : https://doi.org/10.1038/s41598-023-31611-x

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