OMAN: ορογένεση αντίθετης επώθησης (obduction)

OMAN: ορογένεση αντίθετης επώθησης (obduction).

(Απαιτούνται γνώσεις: Ιζηματολογίας, Τεκτονικής Γεωλογίας- τεκτονοστρωματογραφικών πεδίων.)

Στα συγκλίνοντα περιθώρια ωκεάνιας / ηπειρωτικής λιθοσφαιρικής πλάκας δύο βασικά συστήματα μπορούν να αναπτυχθούν:

-1. Η ωκεάνια λιθόσφαιρα βυθίζεται κάτω από την ηπειρωτική αναπτύσσοντας μία ζώνη Benioff-Wadati και ένα σύστημα υποβύθισης, το οποίο είναι σταθερό και διαρκεί όσο υπάρχει ωκεάνια λιθόσφαιρα να αναλωθεί (καταβυθισθεί).

-2. Η ωκεάνια λιθοσφαιρική πλάκα εφιππεύει την ηπειρωτική: αντίθετη επώθηση (obduction) όπου, λόγω της υπέρθεσης του ωκεάνιου περιθωρίου στο ηπειρωτικό, μηχανισμοί προσαύξησης προκαλούν πύκνωση της ηπειρωτικής λιθόσφαιρας. Τα μεταφερόμενα πετρώματα είναι οφιόλιθοι. Η περίπτωση της obduction αποτυπώνεται καθαρά στο Ομάν όπου η σύγκλιση μεταξύ της Αραβικής και Ευρασιατικής πλάκας, κατά το Άνω Κρητιδικό, έγινε ως επώθηση της ωκεάνιας πλάκας της Τηθύος πάνω στο ηπειρωτικό περιθώριο της Αραβικής πλάκας.

 Οροσειρά του Ομάν

Καταλαμβάνει την βορειοανατολική γωνία της Αραβικής Χερσονήσου, στη ζώνη σύγκλισης μεταξύ των πλακών Αραβίας και Ευρασίας.

Σχηματίζει μια τοξοειδή αλυσίδα ΒΔ – ΝΑ κατεύθυνσης μήκους περίπου 700χλμ. και πλάτους 40-120χλμ. επεκτεινόμενη στα βορειοδυτικά από τα Στενά του Χορμούζ έως στα νοτιοανατολικά στην Αραβική Θάλασσα.

Η Αραβική ηπειρωτική λιθοσφαιρική πλάκα περικλείεται από:

- Την Ερυθρά Θάλασσα και τον Κόλπο του Άντεν νοτιοδυτικά και νότια.

- Το ρήγμα μετασχηματισμού ή Ζώνη Διαρρήξεων Owen (Owen Fracture Zone- OFZ) στην Αραβική Θάλασσα κατά μήκος της νοτιοανατολικής ακτής.

- Το αριστερόστροφο ρήγμα μετασχηματισμού Levant (ή Νεκράς Θάλασσας) στα δυτικά.

- Την μείζονα Τήθυαν ζώνη συρραφής (Bitlis-Zagros-Makran) η οποία διασχίζει, κατά μήκος των βορειοανατολικών περιθωρίων, την Τουρκία και το Ιράν.

- Στα βόρεια, ο βυθός του Κόλπου του Ομάν με Κρητιδικό ωκεάνιο φλοιό, ο οποίος συνεχίζει να βυθίζεται κάτω από το ενεργό ηπειρωτικό περιθώριο Makran της Ευρασιατικής ηπειρωτικής λιθόσφαιρας.

Η πρώτη ουσιαστική μελέτη της Οροσειράς του Ομάν παρουσιάστηκε από τον Glennie et al. (1973, 1974) ο οποίος αναγνώρισε πέντε κύριες τεκτονικές ενότητες. Από κάτω προς τα πάνω:

1. Αυτόχθονο Α: (πτυχωμένα πετρώματα Πρωτεροζωικού – Παλαιοζωικό) και Β: (Πέρμιο – Κρητιδικό ανθρακικά και πελαγικά ιζήματα) τα οποία αντιπροσωπεύουν τα πλέον βαθιά τεκτονικά στρώματα.

2. Καλύμματα Sumeini: χαρακτηρίζονται από αποθέσεις κλιτύος της ΝεοΤηθύος ηλικίας Περμίου – Κρητιδικού.

3. Καλύμματα Hawasina, υποδιαιρούμενα σε ενότητες που περιλαμβάνουν Πέρμιου Κρητιδικού ιζήματα λεκανών.

4. Οφιόλιθοι Samail (Sumail ή Semail): ακολουθίες του Κρητιδικού ωκεάνιου πυθμένα.

5. Νεοαυτόχθονη ιζηματογενή πλατφόρμα κυμαινόμενης ηλικίας από Άνω Κρητιδικό εως Μειόκαινο η οποία υπέρκειται ασυνεχώς σε όλα τα άλλα στρώματα.

Γεωλογικά δεδομένα

Η οροσειρά του Ομάν αποτελεί την καλύτερη περίπτωση εμφανούς παραμορφωμένου παθητικού περιθώριου, ιδανικό για την μελέτη βασικών διαδικασιών όπως η διάνοιξη ρηξιτάφρου/ρηξικοιλαδάς (rifting), δημιουργία παθητικού περιθωρίου, ύστερο-επώθηση κλπ. Η οροσειρά καθορίζει μια ζώνη σύγκρουσης μεταξύ ηπειρωτικής - ωκεάνιας λιθόσφαιρας, κατά το Άνω Κρητιδικό, η οποία κατά την διάρκεια του Τεταρτογενούς υπέστη περαιτέρω επίδραση από μικρότερες συμπιέσεις και ανυψώσεις. Σε αντίθεση με το υπόλοιπο συγκρουσιακό σύστημα Άλπεων - Ιμαλαῒων, στην ορογένεση του  Ομάν δεν συντελέστηκε σύγκρουση (ηπείρου – ηπείρου) αλλά αντίθετη επώθηση (obduction).

Η οροσειρά του Ομάν περιλαμβάνει τρείς κύριες τεκτονοστρωματογραφικές ενότητες  (από τη βάση στην οροφή):

1. Το Προ-Πέρμιο υπόβαθρο το οποίο επικαλύφτηκε ασυνεχώς από την Γκουαδαλούπιαν (265 Μa) –Κενομάνια (100 Μa) ανθρακική πλατφόρμα.

2. Τα πετρώματά Πέρμιου – Κενομάνιου συνθέτουν τις σχετικές αυτόχθονες και αλλόχθονες ενότητες.

3. Η ενότητα οροφής η οποία αποτελεί ένα νεο-αυτόχθονο ιζηματογενές κάλυμμα Καμπάνιου - Τεταρτογενούς.

(Σχήμα “O”:ΑΒ)

Αυτόχθονες και παραυτόχθονες ενότητες.

Αυτές οι ενότητες περιλαμβάνουν:

- Υπολείμματα του Προ-Πέρμιου (300 Ma) υπόβαθρου (Αραβικός κράτονας) τα οποία εμφανίζονται ως παράθυρα (Saih Hatat γλαυκοφανείς) και ακόμη νοτιότερα σε αυτόχθονο υπόβαθρο.

- Υπολείμματα ηπειρωτικής ανθρακικής τράπεζας, Πέρμιου / Γκουαδαλούπιαν – Κενομάνιου, του πρότερου Αραβικού περιθωρίου (ενότητα Al Hayar).

- Το κύριο άκρο του ηπειρωτικού περιθώριου βυθίστηκε σε βάθη μεταμορφισμού εκλογιτικής φάσης (παράθυρο Saih Hatat).

Αλλόχθονες ενότητες.

Τρείς κύριοι τύποι αλλόχθονων ενοτήτων επωθήθηκαν στη Αραβική πλάκα:

- Υπολείμματα του ηπειρωτικού φλοιού: τα καλύμματα Sumeini τα οποία περιλαμβάνουν Περμοκρητιδικά ανθρακικά ιζήματα κλιτύος.

- Υπολείμματα ιζημάτων της ωκεάνιας λεκάνης: τα συγκροτήματα Hawasina και Haybi αποτελεί ένα πολύπλοκο σύνολο καλυμματικών επωθήσεων βαθιάς θάλασσας με ιζήματα Περμίου – Κατώτερου Κρητιδικού, ηφαιστειακές και mélange (τεκτονικά μείγματα) ενότητες οι οποίες υπόκεινται των οφιολοθικών καλυμμάτων. Τα mélange Hawasina είναι ιδιαιτέρως γνωστά για τα εξωτικά τεμάχη που περιέχουν.

- Υπολείμματα  ωκεάνιας λιθόσφαιρας: Οι οφιόλιθοι Samail είναι τα παγκοσμίως μεγαλύτερα αναδυόμενα τμήματα ωκεάνιας λιθόσφαιρας και αποτελούν τις υψηλότερες επωθήσεις του εναπομένοντος ωκεανού της Τηθύος (Landsat εικόνα: Σχηματισμοί οφιόλιθων (κόκκινο) σε ζώνες επώθησης κάτω από πολύ θερμή ωκεάνια λιθόσφαιρα οι οποίοι τοποθετήθηκαν στα παθητικά ηπειρωτικά περιθώρια). 

Ο Αφρο-Αραβικός κράτονας.

Η ενότητες των κατώτερων ορόφων αντιπροσωπεύουν το ηπειρωτικό αυτόχθονο.

Οι Προκάμβριες ενότητες περιλαμβάνουν μετα-ιζήματα πρασινοσχιστολιθικών εως αμφιβολιτικών φάσεων, στα οποία έχουν εισχωρήσει δολερίτες και μεγάλοι όγκοι ασβεσταλκαλικών γρανοδιορίτων και γρανίτων. Στοιχεία γεωχρονολόγησης επιβεβαιώνουν ότι τα πετρώματα έχουν ηλικία του Νέο-Πρωτεροζωικού (850-600 Ma) και επομένως είναι παρόμοια με τα Παν-Αφρικανικά πετρώματα του Αφρο-Αραβικού κράτονα και πρέπει να αντιπροσωπεύουν σχηματισμούς νησιωτικών τόξων και μικροηπείρους της Πρώιμης Γκοντβάνας.

Τα πλέον παλαιά μη-μεταμορφωμένα πετρώματα (Huqf-Haushi, στο νότιο Ομάν) είναι ηλικίας Ενδιακάριας με Τερρενεούβιαν (στο όριο Κάμβριου – Προκάμβριου ~540Ma). Ταυτοποιούνται ακόμη δυο παγετώδεις περίοδοι. Η πρώτη έλαβε χώρα μεταξύ 725 - 715 Ma (Τόνιο – Κρυογένιο) και η δεύτερη μεταξύ 660 - 635 Ma (Κρυογένιο – Ενδιακάριο). Παγετωγενή ιζήματα, εναλλασσόμενα με νηριτικά κλαστικά αποτιθέμενα σε τάφρους και ημίταφρους και υποκείμενα ενός ανθρακικού καλύμματος, σηματοδοτούν την απότομη διακοπή της παγετώδους εποχής.

Στάδιο εφελκυσμού (ρηξικοιλαδάς/ρηξιτάφρου) και ανοίγματος του ωκεανού.

Μεγάλα εξωτικά τεμάχη περιέχουν πετρώματα που αντιπροσωπεύουν διαφορετικές παλαιογραφικές ενότητες, οι οποίες ερμηνεύονται ως επανακαλυπτόμενα tilted blocks* του ηπειρωτικού περιθωρίου του Ομάν στο βόρειο άκρο της Αραβικής πλάκας. Η ιζηματολογική ιστορία του παθητικού περιθωρίου του Ομάν είναι συγκρίσιμη με τα σημερινά παθητικά του Ατλαντικού. Σ’ ένα ασύμμετρο εφελκυστικό σύστημα, το Ομάν θα αναλογούσε στο όριο του υπερκείμενου τεμάχους καθώς χαρακτηρίζει τον ηπειρωτικό διαχωρισμό της Πανγαίας. Το άνοιγμα του Ωκεανού Hawasina (Νέο-Τηθύς) ήταν σε εξέλιξη κατά το Πέρμιο / Λοπιγκίνιο. (259 -254 Ma). Παλμικές ρηγματώσεις παρουσιάζονται στον Αραβικό κράτονα κατά τη διάρκεια του Πέρμιου, τις οποίες ακολούθησε, κατά το Μέσο – Άνω Τριαδικό, διάνοιξη του πυθμένα ως Ωκεανού της Νέο-Τηθύος. Θερμική υποχώρηση του παθητικού περιθωρίου συνεχίστηκε μαζί με την  ωκεάνια διάνοιξη κατ’ όλη τη διάρκεια του Ιουρασικού μέχρι το Τουρόνιο.

[*tilted blocks:τεμάχη φλοιού τα οποία περιστρέφονται κατά μήκος κανονικών ρηγμάτων και τείνουν να οριζοντιωθούν, χαρακτηριστικό παθητικών περιθωρίων στο στάδιο της ρηξικοιλάδας (rifting)]  

Τα γεωλογικά δεδομένα δείχνουν ότι:

1) Πέρμιο / Κισουράλιο: επικρατεί μη-ηφαιστειακός εφελκυσμός ρηξιτάφρου με ρηγματώσεις.

2) Πέρμιο / Λοπιγκίνιο: η ανάπτυξη της ρηξιτάφρου συνοδεύεται από ηφαιστειακή δραστηριότητα. Η δημιουργία της ανθρακικής πλατφόρμας ξεκινά κατά μήκος του περιθωρίου ανάπτυξης της Τηθύος.

3) Μέσο Τριαδικό έως Κάτω Ιουρασικό: αλκαλική ηφαιστειότητα οριοθετεί το τέλος της ηπειρωτικής θραύσης.

4) Κρητιδικό (Άλμπιο – Κονιάσιο): καταγράφονται θερμικές υποχωρήσεις και  ανάπτυξη της ανθρακικής πλατφόρμας στο εγγύς ηπειρωτικό περιθώριο καθώς επίσης σχηματίζεται μία βαθιά θαλάσσια λεκάνη στο άπω παθητικό περιθώριο.

5) Στο Άνω Κρητιδικό (Καμπάνιο – Μαϊστρίχιο): δημιουργείται λεκάνη προ-χώρας.

Ρηξικοιλάδα (rifting)

Το παθητικό περιθώριο του βόρειου Ομάν αναπτύχθηκε πλήρως στο Πέρμιο. Η πλημμύρα της Αραβικής πλατφόρμας συντελέστηκε σε ένα σχεδόν μη-ρηγματωειδές υπόστρωμα. Ασύμμετρη διάνοιξη ρηξικοιλάδας χαρακτηρίζεται από μικρής γωνίας κλίσης κανονικών ρηγμάτων συσχετιζόμενα με tilted blocks:

Λιθανθρακοφόρο / Πεννσυλβάνιο με Πέρμιο: λέπτυνση των βόρειων ηπειρωτικών κλαστικών δεικνύει αναθόλωση μίας περιοχής η οποία σχεδόν επίκειται της οροσειράς του Ομάν.

Πέρμιο / Κισουράλιο: Αλλούβια και νηριτικές αποθέσεις με ψαμμιτικές ενδιαστρώσεις από βιο-ταραγμένους ασβεστόλιθους και πηλιτικούς στρωματόλιθους. Τα ιζήματα. αυτά, είχαν παγετώδη συγγένεια και χρονική αντιστοίχηση με τις παγετωγενείς αποθέσεις της ενότητας Dwyka (Νότιας Αφρικής), τα οποία είναι συν-ρηξιγενή και συνδέονται, τοπικά, με διττή (bimodal) υποαλκαλική ηφαιστειότητα (βασαλτικοί και ρυολιθικοί τόφφοι). Αυτό συνάδει με την άποψη ότι το περιθώριο εγκαταστάθηκε στα άκρα του ηπειρωτικού φλοιού και τώρα διακρίνεται στα αυτόχθονα τμήματα του Ομάν.

Πέρμιο / Λοπιγκίνιο: Βορείως του Ομάν ξεκινά πελαγική ιζηματογένεση τουρβιδιτικών ροών με αποθέσεις αμμωνίτων σε υπόστρωμα από θολεϊτικές μαξιλαροειδείς λάβες οι οποίες αντιπροσωπεύουν τον παλαιότερο ωκεάνιο φλοιό της περιοχής (πυθμένας της Νέο-Τηθύος).

Πλατφόρμα και κατωφέρεια.

Δημιουργείται μία τεραστίων διατάσεων, σταθερή ανθρακική πλατφόρμα σε όλη την βορειοανατολική Αραβική πλάκα, καταλαμβάνοντας τις  περιοχές των οροσειρών του  Ζάγκρος και του Ομάν και η οποία διατηρήθηκε, πάνω από 160Ma, μέχρι το Κενομάνιο. Οι περιοχές, Sumeini, Haybi και Hawasina ήταν ισόχρονες, ηπειρωτική ανύψωση, ηπειρωτική κατωφέρεια και εγγύς ωκεάνια λεκάνη αντίστοιχα.

Πέρμιο / Λοπιγκίνιο: Οι αυτόχθονες περιοχές  και οι παρυφές της ρηξιτάφρου καλύφτηκαν από νιριτικά  ανθρακικά ιζήματα και ασβεστόλιθους. Σημειώνεται κλιματική αλλαγή από παγετώδη σε τροπική με ευστατική άνοδο της στάθμης της θάλασσας η οποία και ενισχύεται από την κατάρρευση της ρηξιγενούς ζώνης. Αυτή η παλαιοκλιματολογική αλλαγή, από το Λιθανθρακοφόρο / Πεννσυλβάνιο έως το Πέρμιο / Λοπιγκίνιο, αποδίδεται στην μετακίνηση της Αραβικής Χερσονήσου από το 50⁰ στο 30⁰ περίπου γεωγραφικό πλάτος.

Τριαδικό – Κάτω Ιουρασικό: Η ιζηματογενής ακολουθία των περιθωρίων του Ομάν καταγράφει θερμική υποχώρηση τόσο στη λεπτή ηπειρωτική λιθόσφαιρα όσο και στη νέα επικολληθείσα ωκεάνια. Κατά την διάρκεια της ιζηματογένεσης της ανθρακικής αραβικής πλατφόρμας, στο υποχωρούν εγγύς περιθώριο (Jebel Akhdar), τουρβιδίτες αποτίθενται στη λεκάνη της Hawasina (Τηθύς). Μεταβολές στις τουρβιδιτικές φάσεις αντιστοιχούν σε διακυμάνσεις του ωκεάνιου περιβάλλοντος (στο Μέσο Τριαδικό κερατόλιθοι ραδιολαρίτων κάτω από το CCD*) καθώς και σε  επικλύσεις / αποσύρσεις όπου πυριτιοκλαστικοί τουρβιδίτες, κάτω από τη στάθμη της θάλασσας, συμμετείχαν στον σχηματισμό των Guwayza** ψαμμίτων κατά το Τριαδικό / Άνω / Ραέτιο – Κάτω Ιουρασικό. Στο άπω περιθώριο, της λεκάνης Hawasina, αναπτύσσεται, στο Άνω Τριαδικό, η πλατφόρμα Mishaf του συμπλέγματος Haybi πάνω σε υποθαλάσσιο ηφαιστειογενές όρος, σχηματίζοντας ατόλες οι οποίες αποτέλεσαν την πηγή αδρόκοκκων λατύπων παρένθετους σε πελαγικά ιζήματα της λεκάνης κατά την διάρκεια σχεδόν όλου του Μεσοζωικού. Το υποθαλάσσιο όρος Haybi μετατράπηκε σε Guyot, στο Κάτω Ιουρασικό, όπου ένα hard ground*** διαχωρίζει τη βυθισμένη ανθρακική πλατφόρμα από τα υπερκείμενα, Μέσου Ιουρασικού εως Κενομάνιου, πελαγικά ιζήματα.

*Calcite Compensation Depth: Ασβεστιτικό Αντισταθμιστικό Βάθος (3,5 – 5 χλμ.) είναι το κρίσιμο βάθος νερού όπου ο ρυθμός καθίζησης των ανθρακικών είναι ίσος με το ρυθμό διάλυσής τους.

** Σχηματισμός Guwayza: αναπτύχθηκε στην περιοχή Hamrat Duru, η οποία αποτελείται από μια ενότητα υποβάθρου, με μεσόκοκκους ψαμμίτες σε παράλληλες και διασταυρούμενες ελασματώσεις, με αμμώδεις ασβεσταρενίτες και επικαλύπτεται από μία ακολουθία φακοειδών πηλοειδών ασβεσταρενίτων.

***hardground: είναι επιφάνειες ή ορίζοντες με συν-ιζηματογενή τσιμεντοποίηση ανθρακικών στρωμάτων και αποτελεί χαρακτηριστικό υποθαλάσσιας ανάπτυξης στον πυθμένα. Η επιφάνεια είναι επιστρωμένη από άμισχους βενθικούς οργανισμούς δηλ. οργανισμοί (ασπόνδυλα) που ζουν προσκολλημένοι στον πυθμένα. Το ίζημα επικάθεται άμεσα κάτω από τέτοιες επιφάνειες οι οποίες υπόκεινται σε διάτρηση από οργανισμούς που ανοίγουν τούνελ μέσα σ’ αυτό (βιοδιάβρωση) με αποτέλεσμα να ορυκτοποιούνται από φωσφορικό ασβέστιο  και οξείδια του σιδήρου.

Άνω Ιουρασικό – Κενομάνιο: Κατά το Τιθώνιο – Βερριάσιο (150 – 130 Ma), επίκλυση στο βορείου περιθωρίου, όπου ραδιολαριτικοί κερατόλιθοι επικάλυψαν πελαγικά ιζήματα της πλατφόρμας κάτω από τη στάθμη της θάλασσας καθώς και με την αναθόλωση των εσωτερικών ζωνών της πλατφόρμας, συνδέονται με tilted blocks του Αραβικού περιθωρίου. Αυτό το καμπτικό επεισόδιο επιβεβαιώνεται από την ανάπτυξη κανονικών ρηγμάτων και από την εμφανή Ιουρασική ασυνέχεια της νηριτικής ανθρακικής πλατφόρμας. Το ίδιο συνέβη (tilting) στο διάστημα Άλβιου – Τουρόνιου (110 - 90 Ma). Μεταγενέστερα, στο Κενομάνιο, αυξάνεται ο ρυθμός υποχώρησης του περιθωρίου που οφείλεται στην έναρξη της αντίθετης επώθησης.

Από το τέλος του Τουρόνιου και μετά σημειώνεται το ξεκίνημα της ορογένεσης του Ομάν. Οι αποθέσεις στην πλατφόρμα τερματίζονται απότομα κατά το τέλος του Κενομάνιου (90 Ma) και ο σχηματισμός της ορογένεσης με υποβύθιση – αντίθετη επώθηση (subduction - obduction) ολοκληρώνεται στο τέλος του Καμπάνιου (70 Ma).

Οφιόλιθοι

Οι οφιόλιθοι Samail δημιουργήθηκαν κατά το Κενομάνιο (85 -95 Ma), με πλαγιογρανίτες, γάββρους και  τροντχεμίτες (trondhjemites*). Θεωρούνται ως η πλέον πλήρης, στην επιφάνεια της Γης, οφιολιθική ακολουθία καλυμμάτων ωκεάνιου φλοιού και ανώτερου μανδύα, με διαστάσεις μήκους 550χλμ, πλάτους 50-100χλμ και πάχους > 10χλμ και η οποία διαχωρίστηκε από μετα-obduction τεκτονικά επεισόδια σε δώδεκα σχετικά ανέπαφους ορεινούς όγκους.

Η πετρολογία, η τεκτονική δόμηση και η γεωχημεία δείχνουν σχηματισμό μία γρήγορης διάνοιξης τάφρου της οποίας τα τεκτονικά δεδομένα ομοιάζουν της μεσο-ωκεάνιας ράχης. Τμήματα παλαιο-τάφρου έχουν αναγνωριστεί από τα τεκτονικά και πετρολογικά χαρακτηριστικά των καλυμμένων dykes (περιγράφονται παρακάτω), των γάββρων και των υποκείμενων περιδοτίτων. Πλουτώνια και ηφαιστειακά πετρώματα με ασβεσταλκαλική γεωχημεία αποδίδονται σε ανερχόμενο μαγματισμό νησιωτικού τόξου που διείσδυσε στους οφιόλιθους Samail όταν ήταν στη φάση της υπεράνω ενδοωκέανιας ζώνης υποβύθισης (SSZ-supra-subduction zone).

(*τροντχεμίτης: λευκοκρατικό γρανιτοειδές πυριγενές πέτρωμα της ομάδας του Τοναλίτη όπου τα πλαγιόκλαστα αποτελούνται σχεδόν μόνο από ολιγόκλαστο. Είναι ηλικίας Κατώτερου Ορδοβίσιου, απαντάται κυρίως σε μορφή dykes εντός οφιόλιθων. Μαζί με Τοναλίτη και (G)Γρανιοδιορίτη αποτελούν τα ΤΤG πετρώματα διείσδυσης. Η ονομασία του προέρχεται από τη Νορβηγική πόλη Trondheim).

Ιζήματα

Το ανώτερο ιζηματογενές επίπεδο αποτελείται από πελαγικά ιζήματα, όπως. κερατολιθικά ραδιολάρια, ασβεστοπηλίτες, ερυθροί αργιλλίτες και μικρό ποσοστό ηφαιστειοκλαστικού υλικού.

Λάβες

Η υποκείμενη ενότητα λάβας αποτελείται κυρίως από μαξιλαροειδείς και συμπαγείς MORB – βασάλτες με παρεμβαλόμενο παλαγονίτη* (palagonite, κίτρινο πέτρωμα Εικόνα 2) και/ή πελαγικά ιζήματα, dykes, φλέβες, κοίτες και συμπαγείς ροές. Υδροθερμικά υγρά, συχνά, με διάχυση μετατρέπουν την μεταμόρφωση των βασάλτων στη πρασινοσχιστολιθική φάση.

[*παλαγονίτης: είναι προϊόν μετατροπής, αντίδρασης νερού με ηφαιστειακή ύαλο, ίδιας χημικής σύστασης με τον βασάλτη.]

Η οροφή των ενοτήτων της λάβας περιλαμβάνει ηφαιστείτες τύπου νησιώτικου τόξου και συγκεκριμένα μπονινίτες (boninites*) οι οποίοι καλύπτουν τον άνω οφιολιθικό φλοιό λάβας – ιζημάτων. Η σποραδική τους εμφάνιση αποκαλύπτει αρχόμενο και σχετικά μικρής διάρκειας (μεταξύ περίπου 97 and 92 Ma) μαγματισμό τόξου τοποθετούμενο πλησίον στη πρώην ανοιγόμενη τάφρο στην υπερκείμενη πλάκα της ενδο-ωκεάνιας υποβύθισης.

[*μπονινίτης: είναι μαφικό ηφαιστειακό πέτρωμα διείσδυσης (σύνθεσης περίπου: SiO₂ 54%, Al₂O₃ 13%, MgO 11%) το οποίο σχηματίζεται σε περιβάλλοντα εμπροσθότοξου, συνήθως στα πρώτα στάδια της υποβύθισης. Η ονομασία του ανάγεται στο τόξο Izu-Bonin νότια της Ιαπωνίας.]

Καλυμμένα συμπλέγματα dykes. (Sheeted dyke complex)

Εμφανίζονται στο άνω περιθώριο εντός της ενότητας της λάβας. Κατά μήκος της βάσης του συμπλέγματος  τα εν λόγω dykes είτε διεισδύουν ή διεισδύονται σε/από γάββρους και δευτερευόντως από πλαγιογρανίτες με συνεχή μαγματική δραστηριότητα. Τοπικά dykes δολερίτη με μικρή συμμετοχή γάββρων, αλβίτη και ροντιγκίτη έχουν διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ, η οποία υποτίθεται ότι είναι ο σημερινός προσανατολισμός του άξονα της παλαιο-τάφρου.

Γάββροι

Το άνω τμήμα της γαββροειδούς ακολουθίας (< 1 χλμ. πάχος) αποτελείται κυρίως από συμπαγείς χαλαζιογάββρους, γάββρους και τροκτολίτη με μικρή συμμετοχή διορίτη, χαλαζιοδιορίτη, τροντχεμίτη, πλαγιογρανίτη και γρανοφύρη. Η φύλλωση στην κορυφή είναι παράλληλη προς την διεύθυνση του συμπλέγματος των dykes. Στη βάση, ο κατώτερος φλοιός της γαββροειδούς ακολουθίας, το πάχος του αυξάνεται (1-4 χλμ.), χαρακτηρίζεται από ρυθμική στρωμάτωση κλίμακας από 0,5εκ. εως 2μ., παράλληλη με το υπόβαθρο των υπερβασικών μανδυακών πετρωμάτων. Τα περισσότερα στρώματα είναι ομοιογενή μεταξύ των ορίων οροφής και βάσης. Οι στρωματώδεις γάββροι υπέστησαν διείσδυση από βερλίτες ασβεσταλκαλικής προέλευσης. Η ασυνέχεια Moho κυμαίνεται σε πάχος από μερικά εως εκατοντάδες μέτρα. Οι φακοειδείς γάββροι είναι πλούσιοι σε δουνίτη, πλαγιόκλαστο, κλινοπυροξενικό δουνίτη και ελλιπείς σε χαρζβουργίτη.

Μανδυακά πετρώματα

Οι περισσότερες μανδυακές ακολουθίες αποτελούνται από χονδρόκοκκο χαρζβουργίτη με δουνίτη και “στρώματα” πυροξενίτη. Υψηλής θερμοκρασίας ορθοπυροξενικοί ιστοί θεωρούνται ως υποδείγματα μανδυακής ροής. Τα υπολείμματα ορθοπυρόξενων δεικνύουν ότι οι δουνίτες είναι αποτέλεσμα διάλυσης πυροξενικού χαρζβουργίτη σε τήγματα τα οποία οδεύουν προς τον φλοιό στη φάση σχηματισμού οφιόλιθων.

Η επικρατούσα μανδυακή ροή  είναι ορθογώνια ως προς τον άξονα διάνοιξης και  υποπαράλληλη ως προς το κατώτερο όριο της στρωμάτωσης των γάββρων, πχ. η πετρολογική Moho δεικνύει σταθερή κατάσταση ωκεάνιας συσσώρευσης. Η γεωμετρία αυτή της κανονικής ροής διαταράσσεται από διαπειρισμό 10-15 χλμ. γύρω από τον οποίο η οροφή της μανδυακής ροής αποκλίνει. Αυτός ο διαπειρισμός αποτελεί αγωγό δια του οποίου τηγμένο υλικό διοδεύεται ανοδικά μέχρι κάτω από τη τάφρο. Κατά παράταξη παραλλαγές τόσο στη γεωμετρία της ασθενοσφαιρικής ροής όσο και στα καλυμμένα συμπλέγματα dykes, δείχνουν ότι η τάφρος τεμαχίστηκε σε κλίμακα 50-100χλμ.

Η ύπαρξη  περιδοτιτών στον μανδύα συνεπάγεται δύο διαδοχικές πλαστικές παραμορφώσεις:

Η πρώτη σχηματίζει διάχυτη χονδρόκοκκη πορφυροκλαστική φύλλωση που σχετίζεται με HP/LT ασθενοσφαιρική ροή.

Η δεύτερη σχηματίζει μία λεπτόκοκκη μυλωνιτική φύλλωση στα τελευταία 150-2000μ του περιδοτίτη. Σχετίζεται με χαμηλής θερμοκρασίας και υψηλής τάσης ενδο-ωκεανικής επώθησης, ξεκινώντας τα αρχικά στάδια της αντίθετης επώθησης (obduction). Παρεμφερείς διατμητικές ζώνες παράλληλες με την παλαιοτάφρο, όπως καθορίζονται από τον προσανατολισμό των dykes, βρίσκονται σε δομική συνέχεια με το υποκείμενο μεταμορφωτικό πέλμα.

Μεταμορφωτικό πέλμα *(metamorphic sole) (*σύμφωνα με το γλωσσάριο της Ελληνικής Γεωλογικής Εταιρείας)

Το υπόβαθρο των Samail οφιόλιθων (Εικόνα 1) είναι μία υψηλής θερμοκρασίας (800⁰-1000⁰) μεταμορφωτική διατμητική ζώνη η οποία χαρακτηρίζεται ως μεταμορφικό πέλμα. Έχει πάχος μερικές εκατοντάδες μέτρα και περιλαμβάνει περιδοτικούς μυλωνίτες υπερκείμενους σε αμφιβολιτικούς μεταβασάλτες, μάρμαρα, σχιστόλιθους και μετακερατόλιθους οι οποίοι αποτελούν θραύσματα της υποβυθιζόμενης πλάκας. Αυτά τα πετρώματα τροποποιήθηκαν από πρασινοσχιστολιθικές φάσεις. Διαφέρουν γεωχημικά από τους υπερκείμενους οφιόλιθους και αντιπροσωπεύουν ωκεάνιο φλοιό παλαιότερης ηλικίας (Τριαδικό ή Ιουρασικό) από αυτούς. Επώθηση μεγάλης έντασης διαχωρίζει το μεταμορφωτικό πέλμα από την υποκείμενη χαμηλού βαθμού ιζηματογένεση και από τα ηφαιστειακά πετρώματα. Το πέλμα είναι συμβατό με τη μετακίνηση σε ΒΑ-ΝΔ κατεύθυνση.

Αντίθετη επώθηση (Obduction)

Η σύγκληση ξεκίνησε στο Κάτω Κρητιδικό/ Άπτιο – Άλβιο (110-120 Ma). Συσχετίζεται με μία αλλαγή στην εκτόπισης της Αφρικής ως προς τη Ευρασία (και το ισόχρονο άνοιγμα του Νότιου Ατλαντικού Ωκεανού), η οποία, σε συνέχεια, ενεργοποιήθηκε από ένα επεισόδιο έντονης ηφαιστειακής εισχώρησης.

Τα γεωλογικά δεδομένα μας επιτρέπουν να διακρίνουμε δύο στάδια:

1. Την επώθησης της ωκεάνιας λιθόσφαιρας αμέσως μετά της δημιουργίας της επί του παρακείμενου ωκεάνιου φλοιού χωρίς εξώθηση. Η Μεσοζωική Τήθυαν ωκεάνια λιθόσφαιρα με τις ιζηματογενείς αποθέσεις ήταν η πρώτη που καταναλώθηκε στη ΒΑ βύθιση  της ενδοωκέανιας ζώνης υποβύθισης.

2. Την επώθησης της ωκεάνιας λιθόσφαιρας επί του ηπειρωτικού περιθωρίου με εξώθηση. Καθώς το ηπειρωτικό περιθώριο της Αραβικής Πλάκας πλησίαζε στην τάφρο, η πλάκα (slab) τραβήχτηκε προς τα κάτω σε υποβύθιση.

Ενδοωκεάνια υποβύθιση.

Έχουν διατυπωθεί τρείς ανεξάρτητες υποθέσεις για την πρώιμη ενδοωκεάνια υποβύθιση:

α) Στους οφιόλιθους εντοπίστηκε μετάβαση σε ασβεσταλκαλική ηφαιστειότητα που συνεπάγεται συγχώνευση μίας ενυδατωμένης λεπτής μανδυακής σφήνας σε μερική τήξη υψηλής θερμοκρασίας, (άρα η υποβύθιση μεταφέρει ένυδρα υλικά κάτω από την εν λόγω σφήνα).

β) Αρνητικές τιμές γεωχρονολόγησης των εND* και U-Pd**  από ενυδατωμένα μανδυακά dykes δεικνύουν ότι η ενδο-ωκεάνια επώθηση έλαβε χώρα εντός 0,25-0,5 Ma μετά τον σχηματισμό του οφιολιθικού φλοιού.

[*Η παραπάνω μέθοδος γεωχρονολόγησης είναι θέμα της ισοτοπικής γεωχημείας και συγκεκριμένα του συστήματος Sm (Σαμάριο) – Nd (Νεοδύμιο): Με δεδομένο ότι οι σχετικές συγκεντρώσεις Σπάνιων Γαιών στους χονδρίτες (μετεωρίτες) είναι ομοειδείς με αυτές της nebula από την οποία σχηματίστηκε το ηλιακό σύστημα, η ύπαρξη αφθονίας σε χονδρίτες θεωρείται ένα χρήσιμο σημείο αναφοράς. Μια περαιτέρω, ευρέως διαδεδομένη, παραδοχή είναι ότι η Γη έχει την ίδια σχετική αφθονία Σπανίων Γαιών. Βασιζόμενοι σ’ αυτή την υπόθεση μπορούμε να υπολογίσουμε τον λόγο ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd της Γης ως 0,1967, ο οποίος αντιστοιχεί σε Sm/Nd=0,32. Υποθέτοντας ότι το ηλιακό σύστημα ήταν αρχικά ισοτοπικά ομοιογενές μπορούμε επιπλέον να συμπεράνουμε ότι ο αρχικός λόγος ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd της Γης πρέπει να είναι ταυτόσημος με αυτόν των χονδρίτων. Έτσι, αν ο αρχικός λόγος ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd και ο Sm/Nd της Γης είναι ίδιοι με τους χονδρίτες, τότε και οι σημερινοί πρέπει να είναι ίδιοι με των σημερινών των χονδρίτων. Αυτές οι παρατηρήσεις και οι υποθέσεις οδήγησαν σε ένα χρήσιμο ισοτοπικό λόγο για το Nd, το εNd το οποίο είναι η σχετική απόκλιση από τη τιμή των χονδρίτων. Ο εNd ορίζεται ως ακολούθως:

εNd=[(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_sample – (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_CHUR ].[(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_CHUR)]^-1.10000

όπου: (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_CHUR      είναι η τιμή του λόγου στους χονδρίτες.

Για να υπολογίσουμε το εNd για οποιαδήποτε περίοδο αρκεί να γνωρίζουμε την τιμή των χονδρίτων της συγκεκριμένης περιόδου.       Cornell University, Earth and Atmospheric Sciences, Pr. Bill White]

**Νέα υψηλής ακρίβειας μέθοδο γεωχρονολόγησης μονού κόκκου U-Pb ζιρκονίου καθώς και το παραπάνω ισότοπο Nd, μας παρέχουν δεδομένα της εσωτερικής μαγματικής και τεκτονικής ανάπτυξης των οφιόλιθων Samail. Τα προς ανάλυση πετρώματα μπορούν να διαιρεθούν σε δύο ομάδες ως προς την δομικής τους θέση, την ηλικία και την ισοτοπική σύνθεση: i) μια παλιότερη ομάδα συσχετιζόμενη  με τον άξονα μαγματισμού και ii) μία νεότερη των dykes της μετα-τάφρου, κοιτών και σορών.

Γάββροι, τοναλίτες και τροντχεμίτες έδωσαν, με Th-διορθωμένο ²⁰⁶Pb/²³⁸U, ηλικίες Κενομάνιου από 96,441 ± 0,062 έως 95.478 ± 0.056 Ma. Αυτές οι χρονολογήσεις συνδυαζόμενες με αυτές των Rioux et al. (2012), συμπεραίνεται ότι ο κύριος όγκος του φλοιού των οφιόλιθων σχηματίστηκε σ’ ένα ωκεάνιο κέντρο διάνοιξης σε <1 Ma. Οι μετα-τάφρου εισχωρήσεις προήλθαν από τα  βάθη του ανώτερου μανδύα και του μεταμορφωτικού πέλματος, που σ’ αυτή την περίπτωση οι γάββροι, τοναλίτες και τροντχεμίτες χρονολογήθηκαν με την ίδια μέθοδο μεταξύ 95.405 ± 0.062 και 95.077 ± 0.062 Ma, καθώς και μία “φλούδα” τροντχεμίτη βρέθηκε νεώτερη, μεταξύ 94.90 ± 0.38 και 94.69 ± 0.12 Ma. Αντίστοιχα τα ισοτοπικά δεδομένα μάγματος της μετα-τάφρου, δίνουν τιμές φλοιού: eNd(96 Ma) = +6.90 ± 0.12 εως +7.88 ± 0.16 για γάββρους και τοναλίτες, ενώ για τροντχεμίτες του άνω μανδύα και του μεταμορφικού πέλματος:  eNd(96 Ma) = -7.77 ± 0.08 and -7.01 ± 0.16. (οι αρνητικές τιμές που αναφέρονται στο κείμενο). Αυτή η διττή σύνθεση του μάγματος αποδίδεται σε ταυτόχρονη αποσυμπίεση ή/και ροή τήγματος του μανδύα, αφυδάτωση ή αφομοίωση των ιζημάτων στη κατερχόμενη πλάκα.:Rioux, M., S. Bowring, P. Kelemen, S. Gordon, R. Miller, and F. Duda´s (2013), Tectonic development of the Samail ophiolite: High-precision U-Pb zircon geochronology and Sm-Nd isotopic constraints on crustal growth and emplacement, J. Geophys. Res. Solid Earth, 118, 2085–2101.]

γ) Η χρονολόγηση  με τη μέθοδο  ⁴⁰Ar-³⁹Ar* σε κεροστίλβη, διαχωρίζει από το μεταμορφωτικό πέλμα μία περίοδο 96 to 91 Ma, η οποία οφείλεται σε ταχεία ψύξη λίγο αργότερα από την έναρξη της ενδοωκέανιας επώθησης. Η σύντομη χρονική διάρκεια μεταξύ της κρυσταλλοποίησης του ωκεάνιου φλοιού και της ψύξης του μεταμορφωτικού πέλματος ενισχύει την υπόθεση του υποβυθιζόμενου ψυχρού υλικού κάτω από ένα ενεργό κέντρο διάνοιξης, δηλ. υποβύθιση πλησίον της τάφρου.

Επομένως οι οφιόλιθοι Samail επωθήθηκαν ενώ ήταν υψηλής θερμοκρασίας και νεοσχηματισμένοι. Αυτή η διαπίστωση θέτει το ερώτημα του ποία ήταν η ηλικία της νεώτερης υποβυθιζόμενης ωκεάνιας λιθόσφαιρας.

[* αναλυτική περιγραφή της Ar μεθόδου χρονολόγησης παρουσιάζεται: Bachmann, O., B. Schoene, C. Schnyder, and R. Spikings (2010), The ⁴⁰Ar/³⁹Ar and U/Pb dating of young rhyolites in the Kos‐Nisyros volcanic complex, Eastern Aegean Arc, Greece: Age discordance due to excess ⁴⁰Ar in biotite, Geochem. Geophys. Geosyst. 11, Q0AA08].

Ισοστατικές συνθήκες

Η λιθοσφαιρική πλευστότητα* (buoyancy) είναι ο παράγοντας που καθορίζει την ικανότητα μία πλάκας να υποβυθίζεται. Η πυκνότητα της ωκεάνιας λιθόσφαιρας αυξάνει με την ψύξη, μετα τον σχηματισμό των τάφρων διάνοιξης, καθώς επίσης και σε βάθος, ευθέως ανάλογα με την απόσταση από τον άξονα της διάνοιξης της τάφρου. Έτσι η ερώτηση, σε σχέση με τις τιμές της  πυκνότητας, είναι: σε ποια τιμή βάθους η λιθόσφαιρα είναι αρκετά κρύα και πυκνή ώστε να είναι πιο πιθανή η υποβύθιση από την αντίθετη επώθηση?

 (*η διαφορά της πυκνότητας ενός υγρού ή «πακέτου» υγρών από την πυκνότητα του περιβάλλοντος αυτών υγρού:).

Προσεγγιστικά θεώρησαν ότι η τοπική ισοστασία δεικνύει ότι, κατά μέσο όρο, η ωκεάνια λιθόσφαιρα αποκτά αρνητική πλευστότητα σε ηλικία 5-10 Ma και πάχους 15-20χλμ. Αυτή η ηλικία είναι δύσκολο να ερμηνεύσει την περίπτωση της γρήγορης διάνοιξης (φλοιός των 10Ma βρίσκεται σε απόσταση 500χλμ. από την τάφρο με ρυθμό διάνοιξης 5εκ/έτος). Αφού η βαρυτική αστάθεια δεν ήταν αρκετή να προκαλέσει υποβύθιση στο Ομάν, τότε ένα τεκτονικό επεισόδιο (μία αλλαγή στις κινήσεις της πλάκας) θα πρέπει να είναι υπεύθυνο για την παύση της διάνοιξης και την πλήρωση της τάφρου ώστε να προκαλέσει βράχυνση.

Αυτές οι εκτιμήσεις οδηγούν στα παρακάτω γενικά συμπεράσματα σχετικά με την αντίθετη επώθηση (obduction):

1) Οι οφιόλιθοι είναι ηλικίας μόνο 0-10 Ma στην ωκεάνια λιθόσφαιρα κατά το χρόνο της αντίθετης επώθησης.

2). Μηχανικές εκτιμήσεις απαιτούν, η μέγιστη θερμοκρασία να μην είναι μεγαλύτερη από 1000⁰ για την “αποσύνδεση” της ζώνης υποβύθισης.

Επώθηση της ωκεάνιας λιθόσφαιρας.

Προοδευτική επώθηση με ενδεχόμενη επικάλυψη από οφιόλιθους των ηπειρωτικών πετρωμάτων οδηγεί στην ανάπτυξη περιθωριακού υβώματος και λεκάνη προ-χώρας. Αυτή η επιδερμική τεκτονική δεσπόζει σε όλο το βόρειο ηπειρωτικό περιθώριο του Ομάν με κύρια και βασική αποκόλληση από Προ-Πέρμιο υπόβαθρο.

HP/LT μεταμορφισμός στο υπόβαθρο και στις αποθέσεις της υφαλοκρηπίδας του ηπειρωτικού περιθωρίου (παράθυρο Saih Hatat) υποδηλώνει την υποβύθιση του κυρίου άκρου του. Αυτό το επεισόδιο είναι υπεύθυνο για πετρώματα με Fe/Mg-καρπόλιθο  ± λωσονίτη (6–10 kbar), κυανοσχιστόλιθους (12–15 kbar) και εκλογίτες (20 kbar). Ar-Ar γεωχρονολόγηση καταλήγει σε ηλικία ψύξης σε λευκοκρατικές μαρμαρυγίες (130-82 Ma) οι οποίες είναι παλαιότερες από την απόθεση των καλυμμάτων (75-70 Ma).

Τεκτονικά/Ιζηματογενή δεδομένα της πρώιμης αντίθετης επώθησης:

- Συσσώρευση πυριτικών ιζημάτων και επανατοποθετήσεις ανθρακικών κλαστών σε εξωτερική θαλάσσια (foredeep) λεκάνη στο Τουρόνιο (92 Ma)

- Σχηματισμός mélange (τεκτονικά μίγματα) στα βορειοανατολικά, με απροσδιόριστες μη-στρωματογραφικές επαφές σε τεκτονικά πενιχρή θεμελιώδη μάζα (matrix)  ο οποίος οφείλεται, μάλλον, σε βαρυτική ολίσθηση, καθώς επίσης Περμο-Τριαδικά συμπλέγματα ασβεστόλιθων συσχετίζομενα συχνά με βασάλτες.

Τα παραπάνω χαρακτηριστικά είναι σημαντικά για τις παρακάτω ερμηνείες:

1.Αρχική λεπίωση, βαθέων υδάτων, σε ακολουθίες επωθήσεων με διάταξη piggyback (η μια δίπλα στην άλλη - διαδοχικές), μακριά από το ηπειρωτικό περιθώριο, κατεύθυνσης προς την προ-χώρα, οι οποίες διαδίδονται εντός του υποκείμενου τεμάχους. Η ολική τεκτονική δομή είναι απλή καθώς είναι διατηρημένα όλα τα στρωματογραφικά επίπεδα και επομένως η ανασύσταση είναι δυνατή.

2 Επικαλύψεις Άνω Κρητιδικού (Κονιάσιο – Καμπάνιο).

Μεταμορφωτικά δεδομένα

Διακρίνονται δύο τύποι Κρητιδικής μεταμόρφωσης για την δύο-σταδίων αντίθετη επώθηση:

1) Υψηλή θερμοκρασία στη βάση των Samail οφιόλιθων.

2) Μεταμορφωτικές φάσεις κυανοσχιστόλιθων – εκλογιτών στα πετρώματα του αραβικού ηπειρωτικού περιθωρίου τα οποία ανήλθαν στην επιφάνειά από το τεκτονικό παραθύρου του Saih Hatat.

(Σχήμα “O”:ΓΔ)

Μεταμορφωτικό πέλμα υψηλής θερμοκρασίας 

Οι υψηλές θερμοκρασίες υποδομής των οφιόλιθων των μεταμορφωτικών πελμάτων, δημιουργούνται από κατερχόμενη θερμότητα η οποία μεταφέρεται από καυτή νέα ωκεάνια λιθόσφαιρα πάνω σε ψυχρότερη. Αυτή η διαδικασία εξηγείται από ανάδρομο μεταμορφισμό, ο οποίος στο Ομάν μειώνεται απότομα από τους 1000⁰C σε μυλωνιτικούς περιδοτίτες, διαμέσου υπερκείμενων λεπτών στρωμάτων φάσης γρανουλίτη – αμφιβολίτη (T=750⁰ – 900⁰C και P=5-14 kb σε βάθος 15-50χλμ.) και πρασινοσχιστόλιθων (~500⁰), βασικών πετρωμάτων, επάνω σε μη μεταμορφωμένο υλικό. Οι υψηλής θερμοκρασίας συνθήκες μεταμόρφωσης του μερικώς τηγμένου γρανουλίτη που βρίσκεται κάτω από αμφιβολιτικές φάσεις (< 500m πάχους) συνάδουν με την αναστροφή της ράχης και την επώθηση των περιδοτιτών σε υπο-λιθοσφαιρικές θερμοκρασίες.

Η ψύξη του μεταμορφωτικού πέλματος χρονολογείται σε περίπου στα 95Ma (με Ar-Ar μέθοδο χρονολόγησης της κεροστίλβης με σύνοδα ζιρκόνια σε λευκοσώματα). Κάποιες χρονολογήσεις, υψηλής θερμοκρασίας, για μεταμορφικό πέλμα και για οφιολιθικούς τροντχεμίτες, ερμηνεύονται ως ενδοωκεάνια επώθηση μίας πολύ νέας λιθόσφαιρας (πχ. πλησίον της τάφρου).

Επιπτώσεις Υψηλής Πίεσης

Και η τάση και ο βαθμός μεταμόρφωσης αυξάνουν προς τα βορειοανατολικά με διαδοχικές εμφανίσεις πουμπελλυῒτη, επίδοτου και αμφιβολιτικούς κυανοσχιστόλιθους στις αυτόχθονες και παρα-αυτόχθονες ενότητες. Η ολική αυτή ζώνωση είναι συμβατή με βορειοανατολικής κατεύθυνσης υποβύθιση αλλά παρουσιάζονται δύο κατηγορίες επιπέδων δόμησης:

1) Τα επίπεδα μεγάλου βάθους σε παράθυρο εντός του παραθύρου Saih Hatat, απαρτίζονται από εκλογίτες ελάχιστης πίεσης των20 kbar, οι οποίοι δεικνύουν ότι το βόρειο περιθώριο του Αραβικού ηπειρωτικού φλοιού υποβυθίστηκε σε βάθος τουλάχιστον 60χλμ.. Οι γλαυκοφανείς δεικνύον ότι οι εκλογίτες επανακρυσταλλώθηκαν σε 10-12 kbar και 500⁰-580⁰C. U-Pb χρονολόγηση σε ζιρκόνια εξαγόμενα από εκλογίτες περιόρισε το ηλικιακό εύρος του μεταμορφισμού μεταξύ 110±11 (Άλμπιο) και 79±0,3 Ma (Καμπάνιο). Χρονολογήσεις οφιόλιθων μεγαλύτερες από 95 Ma δεικνύουν υποβύθιση σχετιζόμενη με μεταμορφισμό. Το εύρος χρονολόγησης ψύξης (μέθοδος Ar-Ar) αυτού του μεταμορφισμού υπολογίζεται μεταξύ 90 και 70 Ma.

2) Υψηλότερα τεκτονικά επίπεδα, στο νότιο τμήμα του παραθύρου Saih Hatat και στο βορειοανατολικό παράθυρο Jebel Akhdar, είναι υψηλών πιέσεων πρασινοσχιστολιθικής φάσης με καρφόλιθους, λωσονίτες και νατριούχους αμφιβολίτες. Καρφολιθικοί καολινίτες κρυσταλλοποιήθηκαν σε 180⁰-250⁰C και 8-10 kbar καθώς και καρφολιθικοί πυροφυλλίτες σε 250⁰ -350⁰C και 6-8 kbar, των οποίων η πετρολογία δεν επαρκεί για τον καθορισμό της διαδρομής Ρ–Τ. Ar-Ar χρονολόγηση μαρμαρυγιών, σε χαμηλής πίεσης σχηματισμούς, προσδιορίστηκε περίπου στα 80 Ma.

Υψηλής πίεσης πετρώματα μεταφέρθηκαν στην επιφάνεια στο Μααστρίχιο/Δάνιο (πριν 65 Ma) και παρέμειναν μέχρι σήμερα θεωρητικά αδιατάραχτα. Ο ρυθμός ανάδυσης (exhumation = εκταφή) των κυανοσχιστόλιθων και εκλογιτών υπολογίστηκε σε 3-5χιλ/χρόνο.

Τεκτονικές μελέτες έδειξαν ότι μερική ανάδυση των παραπάνω πετρωμάτων έγινε κατά την διάρκεια της, βορειοανατολικής κατεύθυνσης, διάτμησης (αναλύεται παρακάτω), ενώ υψηλής πίεσης μεταμορφισμός βρίσκονταν ακόμη σε εξέλιξη, γεγονός που επεξηγείται με την ανάπτυξη περιβάλλοντος χαμηλής συμπίεσης κατά την υποβύθιση:

α) Αστοχία του φλοιού κοντά στη βάση της εφιππεύουσας, ωκεάνιας, πλάκας (περίπου 60χλμ. βάθος).

β) Ταχεία, λόγω πλευστότητας, ανάδυση (κανονικά ρήγματα) του υποβυθιζόμενου φλοιού, ο οποίος θρυμματίζει (γδέρνει) και ωθεί προς τα επάνω ιζήματα  τα οποία είχαν συμπαρασυρθεί εντός της ζώνης επαφής των πλακών κατά την διάρκεια προηγούμενων σταδίων ωκεάνιας – ηπειρωτικής υποβύθισης

γ) Θραύση της εφιππεύουσας σφήνας και σχηματισμό ψυχρού τεκτονικού παραθύρου μεταμορφωτικού πυρήνα. Τέλος της ταχείας τεκτονικής ανάδυσης του υποβυθιζόμενου φλοιού και διακοπή (σπάσιμο) του πυκνού υποβυθιζόμενου μανδυακού στρώματος σε τμήμα του μεταμορφωμένου κατώτερου φλοιού σε περιβάλλον πυκνότητας μεγαλύτερης της ασθενόσφαιρας.

Το καθεστώς της χαμηλής συμπίεσης δημιουργείται από την διαφορά της ενδο-λιθοσφαιρικής πίεσης Pn, η οποία ασκείται από την υποβυθιζόμενη πλάκα στην εφιππεύουσα. Η εν λόγω πίεση, “ελέγχεται” από τη δύναμη έλξης (F_PL), και είναι αντιστρόφως ανάλογη της διαφοράς των πυκνοτήτων ρ_a-ρ_l (ρa: πυκνότητα ασθενόσφαιρας, ρl: πυκνότητα υποβυθιζόμενης λιθόσφαιρας).

Υψηλή Pn προκαλεί υψηλές συμπιεστικές τάσεις εντός του φλοιού και μπροστά από τη ζώνη υποβύθισης (δηλ. η πίεση και η πλευστότητα προβάλλουν αντίσταση στην υποβύθιση του φλοιού), με αποτέλεσμα την αστοχία του φλοιού μπροστά από τη ζώνη υποβύθισης. Μείωση των συμπιεστικών τάσεων μετατοπίζουν το σημείο αστοχίας βαθύτερα κοντά στη βάση της εφιππεύουσας πλάκας. Έτσι, η χαμηλή πίεση μεταξύ των πλακών, επιτρέπει στον υποβυθιζόμενο φλοιό να διεισδύσει στη ζώνη επαφής.

Κινηματική και τεκτονικές δομές

Καθώς οι Samail οφιόλιθοι συγκλίνουν με την Αραβία, το ηπειρωτικό περιθώριο προσεγγίζει τη ζώνη υποβύθισης και επιδερμικές επωθήσεις απολεπιώνουν τα ιζήματα της λεκάνης πάνω στο περιθώριο. Η παραμόρφωση αυξάνει από το νοτιοδυτικό άκρο του Jebel Akhdar στο παράθυρο του Saih Hatat,η οποία χαρακτηρίζεται από έντονη μετάθεση της φύλλωσης. Οι συσχετιζόμενες διευθύνσεις είναι ΒΒΑ-ΝΝΔ και η φορά της διάτμησης δεικνύει νότιο-νοτιοδυτική επώθηση (Σχήμα “O”:EZ) και η εν λόγω παραμόρφωση είναι αποτέλεσμα της υποβύθισης του Αραβικού ηπειρωτικού περιθωρίου.

Αναδιαταγμένες (overprinting) κυματοειδείς ζώνες, εκτατικά δίδυμα (duplexes) και ισοκλινείς πτυχές συσχετίζονται με τη διάτμηση βορειοανατολικής κατεύθυνσης. Αυτή η αντίθετη διατμητική φορά αποδίδεται στην ανάδυση βυθισμένου υλικού.

Επιδερμικός τεκτονισμός: Οι οφιόλιθοι Samail σχημάτισαν ένα ορογενετικό κάλυμμα το οποίο συμπεριφέρθηκε όπως τα καλύμματα των Ανατολικών Άλπεων (s.s.) ως “traîneau écraseur.” (έλκηθρο σύνθλιψης*). Οι επωθούμενοι οφιόλιθοι σχημάτισαν piggyback (η μια δίπλα στην άλλη - διαδοχικές) επικαλύψεις περιλαμβανομένου του Πέρμιου – Μεσοζωικού ωκεάνιου πυθμένα και των ηπειρωτικών ιζημάτων (ακολουθία Hawasina), τα οποία με τη σειρά τους επικάθησαν ως ανθρακικές φάσεις στη κατωφέρεια και στην υφαλοκρηπίδα (ενότητες Sumeini και Haybi). Οι ακολουθίες Hawasina, Sumeini και Haybi αντιπροσωπεύουν ιζηματογενή καλύμματα τα οποία έχουν διαχωριστεί από το αρχικό τους υπόβαθρο.

 *[Ο όρος αποδίδεται στον Ternier (1903 p.762) και σχετίζεται με δύο μεγάλα καλύμματα των Άλπεων, τα οποία δημιουργήθηκαν από τη συνεχόμενη βράχυνση: Οφιόλιθοι με πελαγικά ιζήματα σχημάτισαν το κάλυμμα Rhaetic, ενώ νηριτικά του νότιου μέρους σχημάτισαν το κάλυμμα Austroalpine, το οποίο εφίππευσε το Rhaetic και κυριολεκτικά το συνέθλιψε. Έτσι αποκάλεσε το Austroalpine “traîneau écraseur”.]

Καλύμματα Hawasina

Ένα τμήμα της ακολουθίας Hawasina παραμορφώθηκε και μεταμορφώθηκε έντονα κάτω από τα οφιολιθικά καλύμματα. Το τμήμα αυτό αποσχίστηκε στο παράθυρο Hawasina, και θεωρείται ανάλογο με τα ιζηματογενή καλύμματα των περιοχών Valais and Grisons των Άλπεων. Ένα άλλο τμήμα ωθήθηκε προς την προ-χώρα από τους οφιόλιθους Samail και σχημάτισε μια τυπική ζώνη πτυχών και επωθήσεων στη οροσειρά Hamrat Duru, ανάλογη με τα προ-Αλπικά καλύμματα πτυχών των Άλπεων. Οι επωθήσεις μετατόπισαν πρώτα τα νεότερα Ιουρασικού - Κρητιδικού ιζήματα της λεκάνης Hawasinaτα, τα οποία επικάθησαν στις παλαιότερες Τριαδικές ακολουθίες.

Η μείζων μετακίνηση της σφήνας συσσώρευσης της Hawasina πραγματοποιήθηκε κατά το Κονιάσιο – Καμπάνιο (90-72 Ma). Αυτό το επεισόδιο επώθησης χαρακτηρίστηκε από δομικές υπεραναπτύξεις. Αναδύεται στα Νότια επωθητικό πέλμα επέκτασης, καθώς επίσης σωροί (τεμάχη πετρωμάτων με σχεδόν κάθετες πλευρές) αναπτύσσονται σ’ ένα χαρακτηριστικό τοξοειδές σχήμα υποπαράλληλο στην Οροσειρά του Ομάν. Το πλήρες ταξίδι των ιζημάτων της Hawasina υπολογίζεται γύρω στα 400χλμ.

Το τέλος της διεργασίας των επικαλύψεων σηματοδοτείται από την πρώτη εμφάνιση των πυριγενών detritus (μεταφερόμενο υλικό αποσάθρωσης, τριβής ή/και διάβρωσης) στο Αραβικό κράτονα στο μέσο προς άνω Καμπάνιο (78-72 Ma). Παλινόρθωση των επωθητικών καλυμμάτων δεικνύουν ότι οι οφιόλιθοι ταξίδευσαν 250-300χλμ. πάνω από τις αποθέσεις της λεκάνης της κατωφέρειας και της υφαλοκρηπίδας και ακόμη 150χλμ. πάνω από την ήπειρο μετα την ενδοωκεάνια επώθηση (~95 Ma) κατά μήκος του μεταμορφωτικού πέλματος και πριν την άφιξη των οφιόλιθων στην ήπειρο στα ~75 Ma.

Διάτμηση βορειοανατολικής κατεύθυνσης

Το βόρειο περιθώριο του παραθύρου Saih Hatat αποκαλύπτει μία μεγάλη επιφάνεια αποκόλλησης η οποία διαχωρίζει υψηλής πίεσης φάσεις κυανοσχιστόλιθων και εκλογιτών από λιγότερα μεταμορφωμένα πετρώματα. Και οι δύο πλευρές της αποκόλλησης προέρχονται από ιζήματα Περμίου. Μία σημαντική διαφορά πίεσης μεταμόρφωσης (πάνω από 6 kbar) εντοπίζεται κατά μήκος της βόρειας ρηχής βύθισης της διατμητικής ζώνης. Αυτό το μεταμορφωτικό κενό συνεπάγεται μεγάλη μετατόπιση του επικρεμάμενου τεμάχους το οποίο παρουσιάζει μία έντονη, μη ομοαξονικής διάτμηση βορειοανατολικής κατεύθυνσης. Ο σχετιζόμενος ρυθμός ανάδυσης (exhumation) υπολογίζεται σε 3-5μμ/έτος μεταξύ 80 και70 Ma. Η διάτμηση βορειανατολικής κατεύθυνσης είναι υπεύθυνη για περιφερειακές φυλλώσεις καθώς και για οιονεί δίδυμες λεπιώσεις στα ιζήματα της Περμιο-Κρητιδικής πλατφόρμας της περιοχής του Jebel Akhdar.

Βαρυτικές πτυχές εντοπίζονται και στις δύο πλευρές των αναθολώσεων, με σχετικές μετακινήσεις και προς νότια και προς βόρεια. Εφελκυστικές δομές αποδίδονται σε βαρυτική ολίσθηση στις πλευρές των συσσωρεύσεων και την διάρκεια της αντίθετης επώθησης, η κατάρρευση των οποίων ποικίλει χρονικά.

Τεκτονική Καινοζωικού

Ξαναρχίζει, στο Μααστρίχιο, νηριτική ανθρακική ιζηματογένεση, η οποία είναι σχεδόν συνεχής μέχρι και το Ολιγόκαινο,  πάνω στις υποβυθιζόμενες δομές που δημιουργήθηκαν από την αντίθετη επώθηση. Τοπικές γωνιώδεις ασυμφωνίες προκαλούν μικρής έκτασης ρηγματώσεις οι οποίες αποδίδονται στην διαφορά της εξώθηση κατά μήκος της διαβρωμένης ορεινής ζώνης και των διακυμάνσεων της επιφάνειας της θάλασσας σε ένα μάλλον παθητικό ηπειρωτικό περιθώριο.

Η σημερινή μορφολογία της οροσειράς του Ομάν οφείλεται στην προ-χώρα των πτυχών και επωθήσεων του Ολιγόκαινου. Νεοεμφανιζόμενη συμπίεση επαναδραστηριοποίησε ανάστροφα ρήγματα του Άνω Κρητιδικού δημιουργώντας πτυχές επέκτασης ρήγματος (fault-propagation folds) παράλληλες στην τοξοειδή οροσειρά. Σχετιζόμενες βραχύνσεις φαίνεται να αυξάνονται, βόρεια, με επιδερμική τεκτονική γύρω από το ορεινό τόξο, οι οποίες οφείλονται στη αυξανόμενη εγγύτητα της ζώνης σύγκρουσης, του Καινοζωικού, ηπείρου – ηπείρου (Αραβία – Ευρασία) στην Οροσειρά του Ζάγκρος.

Στοιχεία παρακολούθησης έδειξαν μια μετα-obduction δύο σταδίων διαδικασία ψύχρανσης: γρήγορη στα 45–35 Ma (Ηώκαινο/ Λουτέτιο – Μπαρτόνιο) ακολουθούμενη από αργή από τα 25 Ma (Ολιγόκαινο / Χάττιο) μέχρι σήμερα. Το πρώτο στάδιο συνεπάγεται μία πρώιμη φάση σύγκρουσης του Ζάγκρος, στα βορειοδυτικά, με ισόχρονη διαβρωτική ανάδυση η οποία οδήγησε στην απόθεση μίας παχιάς ιζηματογένους ακολουθίας στη λεκάνη της προ-χώρας. 

Τεκτονισμός βαρύτητας επικρατεί κατά το Μειόκαινο (Σερραβάλλιο – Μεσσήνιο).

Αποθέσεις στην πλατφόρμα μετά την επωθητική επικάλυψη

Κατά το άνω Μααστρίχιο (68–65 Ma) παραλιακές αποθέσεις ρουδιστών υπέρκεινται ασύμφωνα όλων των αλλόχθονων ενοτήτων και ιδιαιτέρως των οφιόλιθων Samail. Αυτή η ασυμφωνία δεικνύει ότι η οροσειρά του Ομάν αναδύθηκε στο κάτω Μααστρίχιο (72-69 Ma) με απόδειξη την διάβρωση από την άνοδο της στάθμης της θάλασσας και τις επικαλύψεις.

Νηριτική με απολιθώματα ανθρακική ιζηματογένεση επαναλήφθηκε κατά μήκος της βόρεια πλευράς των ορέων από το Παλαιόκαινο / Θανέτιο εως το Ηώκαινο / Λουτέτιο (58–42Ma) ενώ τα βόρεια όρη του Ομάν παρέμειναν σε υψηλή δόμηση.

Συνεχής σταθερή νηριτική ανθρακική ιζηματογένεση διήρκεσε 20-25Ma από Παλαιόκαινο / Σελάντιο (60Ma) εως το Ηώκαινο / Πριαμπόνιο (35Ma) πριν την απόσυρση. Θαλάσσια ανθρακικά Ολιγόκαινου αποτέθηκαν και στη βόρεια και στη νότια πλευρά της Οροσειράς. Αυτό το κάλυμμα, με ακολουθίες υφαλοκρηπίδας που πτυχώθηκαν κατά το Μειόκαινο, συνδέεται με φάση παραμόρφωσης με την μεγαλύτερη ανύψωση της Οροσειράς του Ομάν. 

Παλαιομαγνητικά δεδομένα

Τα παλαιομαγνητικά δεδομένα δεικνύουν μεγάλες δεξιόστροφες περιστροφές των οφιόλιθων κατά την διάρκεια της ενδοωκέανιας επώθησης και της ηπειρωτικής αντίθετης επώθησης (continental obduction). Μεταλλοφόρα ιζήματα ενδιαστρώθηκαν εντός ηφαιστειακών καθώς και οι οφιόλιθοι (κατά το Άλμπιο – Κενομάνιο: 95Ma) χρονολογούν επαρκώς τον παλαιο–ορίζοντα. Χαμηλές κλίσεις επιβεβαιώνουν ότι οι οφιόλιθοι Samail σχηματίστηκαν και επωθήθηκαν (Καμπάνιο 75Ma) σε ισημερινά γεωγραφικά πλάτη.

Παλαιομαγνητικές αποκλίσεις κυμαίνονται από ΑΒΑ – ΔΝΔ σε ΒΔ – ΝΑ διευθύνσεις, αλλά περιστροφές μεμονωμένων ορεινών όγκων δεν φαίνονται ως πιθανές καθώς τα ενσωματωμένα σ’ αυτούς dykes είναι σχεδόν παράλληλα και προς τις δύο παραπάνω διευθύνσεις. Επιπρόσθετα η σερπαντινίωση και άλλες υδροθερμικές διεργασίες παίζουν σημαντικό ρόλο για αυτές τις πολλαπλές φάσεις μαγνητισμού.

Συστηματική δειγματοληψία σε συνεχόμενα τμήματα οφιόλιθων δεικνύουν ότι ο ΑΒΑ μαγνητισμός στη οροφή του κατώτερου φλοιού, άλλαξε προς ΒΒΔ σε φυλλώδεις και στρωματώδεις γάββρους, γεγονός που αποκαλύπτει επαναμαγνητισμό από τη βάση και προς τα πάνω, αντικαθιστώντας παλαιές παραμένουσες μαγνητίσεις σε γάββρους στον κατώτερο φλοιό, αλλά διατηρεί τον αρχικό ΑΒΑ μαγνητισμό στα υψηλότερα επίπεδα.

Σεισμικά δεδομένα.

Δομές κλίμακας φλοιού.

Σεισμικές κατατομές και βαρυμετρικά δεδομένα για την αναζήτηση πετρελαίου περιέγραψαν καλώς τη δομή των πρώτων 5χλμ. του φλοιού. Το βάθος και το σχήμα της Moho είναι πολύ καλά καθορισμένο. Πάντως αυτά τα δεδομένα έδωσαν πληροφορίες για ένα βάθος 60χλμ. κάτω από τα θολωτού σχήματος παράθυρα.

Ο φλοιός της Αραβικής προ-χώρας έχει πάχος 40-45χλμ. σε συνέχεια με τον παλιό κράτονα. Αντίστροφα, το βάθος της Moho μειώνεται βόρεια σε λιγότερο από 40χλμ κάτω από το επίπεδο της παραλίας, το οποίο συνάδη με τη την περιοχή που αντιπροσώπευε το πρώην παθητικό περιθώριο. Ακόμη βορειότερα η Moho είναι σα βάθος 25-30χλμ κάτω από τον πυθμένα του Ομάν. Η αλλόχθονη καταγωγή των οφιόλιθων επιβεβαιώνεται οι οποίοι έχουν πάχος περίπου 5χλμ. προς τα βόρεια.

Μανδύας

Σε τομογραφία (παρατίθεται) διακρίνεται ότι η Αραβία έχει ένα κρύο λιθοσφαιρικό μανδύα, όπως αναμένεται, κάτω από ένα παλαιό κράτονα. Σε μεγαλύτερη κλίμακα η Ευρασία υπόκειται σε ένα καυτό μανδύα, με την λιθοσφαιρική συρραφή Αραβίας – Ευρασίας να ακολουθεί περίπου τη συρραφή επιφάνειας κατά μήκος της βορειοανατολικής πλευράς της οροσειράς του Ζάγκρος. Η λιθοσφαιρική συρραφή φαίνεται να είναι το αποτύπωμα του περιθωρίου Ζάγκρος – Μακράν (Zagros-Makran) από όπου η λιθόσφαιρα της Αραβίας συμπεραίνεται ότι επεκτείνεται βόρεια κάτω από το Κεντρικό Ιράν.

Συμπεράσματα – Τεκτονική εξέλιξη της Οροσειράς του Ομάν  (συμμάζεμα)

- Το Ομάν και το Κεντρικό Ιράν αποτελούσαν ενιαίο τμήμα της Γκοντβάνας από το Προκάμβριο εως το Παλαιοζωικό.

- Ένα επεισόδιο εξώθησης στο Λιθανθρακοφόρο / Πεννσυλβάνιο συσχετίζεται με έντονη ηφαιστειότητα, η οποία, πιθανώς, είναι τα πρώτα σημάδια του σταδίου της ρηξιτάφρου και του διαχωρισμού των δύο παραπάνω ηπειρωτικών ενοτήτων.

- Στο Πέρμιο (Γκουαδαλούπιαν – Λοπιγκίνιο) ο εφελκυσμός δημιούργησε μια μεγάλη ενδοηπειρωτική λεκάνη στο βορειοανατολικό περιθώριο της Αραβικής πλατφόρμας. Με την εξέλιξη της διάνοιξης της λεκάνης και τον διαχωρισμό του φλοιού κατά μήκος του βορείου περιθωρίου της Αραβίας, κατά το Μέσο έως Άνω Τριαδικό, είχε ως αποτέλεσμα την εισχώρηση του Ωκεανού της Τηθύος. Από το Λοπιγκίνιο έως το Άλμπιο – Κενομάνιο, σχηματίστηκε στο Ομάν μία μεγάλη ανθρακική πλατφόρμα στο παθητικό, νότιο  ηπειρωτικό περιθώριο του Ωκεανού της Τηθύος, στην οποία είχαμε αποθέσεις των πελαγικών ιζημάτων της Hawasina.

- Στο Ιουρασικό εως το Καμπάνιο – Μααστρίχιο επικράτησε αργή πελαγική ιζηματογένεση.

- Ενδοωκεάνια υποβύθιση ξεκίνησε περίπου στα 95 Ma πλησίον της ανενεργού ωκεάνιας ράχης. Ο χρόνος έναρξης της υποβύθισης ταυτίζεται με τη ζώνης σύγκρουσης Τουρκίας – Ομάν. Η ωκεάνια λιθόσφαιρα της Τηθύος καταναλώθηκε μέχρι το Καμπάνιο. Τα ιζηματογενή καλύμματα της Τηθύος σχημάτισαν μία σφήνα προσαύξησης  (Hawasina  και έγχρωμα  mélange) εως τα 73 Ma.

- Καθώς η Αραβική πλάκα κινήθηκε, προοδευτικά, βόρεια, εισήλθε στη ζώνη υποβύθισης κάτω από ένα τμήμα της ωκεάνιας λιθόσφαιρας της Τηθύος το οποίο ανήκε στο υπερκείμενο τέμαχος τη πλάκας του συστήματος υποβύθισης. Η αντίθετη επώθηση (obduction) δηλ. υποβύθιση του Αραβικού ηπειρωτικού περιθωρίου κάτω από την προελαύνουσα ωκεάνια πλάκα, ξεκίνησε περίπου στα 90 Ma όπου 200-600χλμ. της ηπειρωτικής λιθόσφαιρας υποβυθίστηκαν σ΄ αυτή τη ζώνη. Η διαδικασία της επώθησης των οφιόλιθων διήρκεσε 27 Ma, από το Τουρόνιο (95 Ma) εως το Μααστρίχιο (68 Ma), ενώ η οφιολιθική επικάλυψη ήταν περίπου 400χλμ. με ταχύτητα 2εκ/έτος. Κατά τη διάρκεια αυτής της χρονικής περιόδου, τα αλλόχθονα καλύμματα συναθροίστηκαν από την έντονη λεπίωση ωκεάνιων και κατωφέρειας ιζημάτων, τα οποία αρχικά είχαν αναπτυχθεί στο ηπειρωτικό περιθώριο του Ομάν με τον πυθμένα της Τηθύος.

- Η/Ρ πετρώματα μεταφέρθηκαν στην επιφάνεια αμέσως μετά την αντίθετη επώθηση (80-70 Ma).

- Η συνεχιζόμενη σύγκλιση δημιούργησε ακόμη μία τάφρο υποβύθισης (αρχικό στάδιο του Μακράν). Ο προκύπτον φλοιός, στην αρχική υποβύθιση, επέτρεψε την ανάδυση του μισοβυθισμένου ηπειρωτικού περιθωρίου του Ομάν. Οι επωθήσεις των οφιόλιθων διακόπηκαν σημαντικά από βαρυτική επιμήκυνση. Οι μηχανισμοί γρήγορης ανάδυσης κατά την διάρκεια της σύγκλισης των πλακών αποτελούν θέμα συζήτησης. Το ερώτημα είναι πως τα κανονικά ρήγματα με σχετιζόμενη μ’ αυτά γρήγορη ανάδυση Η/Ρ πετρωμάτων συνδυάζεται με ταυτόχρονη επώθηση και σύγκλιση πλακών. Μέχρι το Μααστρίχιο όλα τα καλύμματα είχαν  μερικώς διαβρωθεί και επικαλυφθεί με ρηχών νερών ανθρακικών πετρωμάτων.

Η σφήνα συσσώρευσης του Μακράν από το Μααστρίχιο έως το Ηώκαινο βρίσκεται κάτω ένα οφιολιθικό υπερκείμενο τέμαχος το οποίο οφείλεται στη μετα-Ηώκαινο την ακόμη ενεργή σύγκλισης μεταξύ Ευρασίας και Αραβίας.

Η πτύχωση στο Ζάγκρος ξεκίνησε την ανάπτυξης της στο Πλειόκαινο.

Σύγκρουση ηπείρου / ηπείρου δεν συνέβη μεταξύ Ομάν – Μακράν:

Β. Ανδρώνης

Αναφορές

Burg Jean-Pierre – 2017: Structural Geology and Tectonics, ETH Zürich Geologisches Institut.

Ali Mohammed Y, Cooper David J.W, Searle Michael P. and Al-Lazki Ali : Origin of gypsiferous intrusions in the Hawasina Window, Oman Mountains: Implications from structural and gravity investigations. GeoArabia, 2014, v. 19, no. 2, p. 17-48

Blechschmidt Ingo, Dumitrica Paulian, Matter Albert, Krystyn Leopold and Peters Tjerk: Stratigraphic architecture of the northern Oman continental margin - Mesozoic Hamrat Duru Group, Hawasina complex, Oman. GeoArabia, Vol. 9, No. 2, 2004

Bowring  Samuel A., Schoene Blair, Crowley James L., Ramezani Jahandar, and Condon Daniel : High-precision  U-PB zircon geochronology and the stratigraphic record: Progress and promise. Department of Earth Atmospheric and Planetary Sciences,Massachusetts Institute of Technology.

Boudier F., Bouchez J.L., Nicolas A., Cannat M., Ceuleneer G., Misseri M. & Montigny R. – 1985: Kinematic of Ocean thrusting in the Oman Ophiolite: model of plate convergence. Earth and Planetary Science Letters 75, 215-222.

Boudier F. & Nicolas A. – 1988: The ophiolites of Oman. Tectonophysics, 151.

Breton J.-P., Béchennec F., Le Métou J., Moen-Morel L. & Razin P. – 2004: Eoalpine (Cretaceous) evolution of the Oman Tethyan continental margin: insights from a structural field study in Jabal Akhdar (Oman Mountains). GeoArabia 9 (2), 1-18.

Carbon D. 1996: Tectonique post-obduction des montagnes d’Oman dans le cadre de la convergence

Arabie-Iran, Ph.D. thesis, Univ. Montpellier II.

Chemenda Alexander I., Mattauer Maurice, N. Bokun Alexander: Continental subduction and a mechanism for exhumation of high-pressure metamorphic rocks: new modelling and field data from Oman, Earth and Planetary Science Letters, Elsevier September 1996

Cooper D. J. W., Ali M. Y.and. Searle M. P: Structure of the northern Oman Mountains from the Samail Ophiolite to the Foreland Basin. Geological Society, London, Special Publications, 392,129-153, 13 March 2014.

Cozzi Andrea, Grotzinger John P., Allen Philip A Evolution of a terminal Neoproterozoic carbonate ramp system (Buah Formation, Sultanate of Oman): Effects of basement paleotopography, Geological Society of America Bulletin · November 2004

Cozzi Andrea and Al-Siyabi Hisham A.: Sedimentology and play potential of the late Neoproterozoic Buah Carbonates of Oman, GeoArabia, Vol. 9, No. 4, 2004

Cowan R. J., Searle M. P. &. Waters D. J: Structure of the metamorphic sole to the Oman Ophiolite, Sumeini Window and Wadi Tayyin: implications for ophiolite obduction processes. Department Earth Sciences, Oxford University

Coleman R.G. – 1981: Tectonic setting for ophiolite obduction in Oman. Journal of Geophysical Research 86 B (4), 2497-2508.

Gregory R T, Gray D R and Miller J M, 1998: Tectonics of the Arabian Matrgin associated with formation and exhumation of high-pressure rocks, Sultanate of Oman Tectonics 17:657-670.

Hills E. S. 1972: Elements of Structural Geology.

Immenhauser Adrian, Schreurs Guido, EDWIN Gnos Edwin, HEIKO W. Oterdoom Heiko W., & Hartmann Berhhard - 2000: Late Palaeozoic to Neogene geodynamic evolution of the northeastern Oman margin. Geol. Mag. 137 (1), 2000, pp.1–18. Printed in the United Kingdom Cambridge University Press

Khalid Al Hosani, Roure Francois, Ellison Richard, and Lokier Stephen – 2013: Lithosphere Dynamics and Sedimentary Basins: The Arabian Plate and Analogues. Springer

Kusky T.M.: Precambrian Ophiolites and Related Rocks, Volume 13, Elsevier Science

Lippard S.J., Shelton A.W. & Gass I.G. – 1986: The ophiolite of Northern Oman. Geological Society of London, Memoir 11, 178 p.

Le Metour J, Robu D, Tegrey M, Bechennec F, Beurrier M and Villey M, 1990: “Subduction and obduction: two stages in the Eo-Alpine tectonometamorfic evolution of the Oman Mountains”. In: Robertson A.H.F., Searle M.P. & Ries A.C. - 1990. The geology and tectonics of the Oman region, Geological Society Special Publication, London, 49:327-334

Michard, A., B. Goffé, O. Saddiqi, R Oberhänsli and A.S. Wendt 1994. Late Cretaceous exhumation of the Oman blueschists and eclogites: A two-stage extensional mechanism. Terra Nova, 6, 404-413.

Rioux, Matthew, Samuel Bowring, Peter Kelemen, Stacia Gordon, Robert Miller, and Frank Dudas. “Tectonic Development of the Samail Ophiolite: High-Precision U-Pb Zircon Geochronology and Sm-Nd Isotopic Constraints on Crustal Growth and Emplacement.” Journal of Geophysical Research: Solid Earth 118, no. 5 (May 2013): 2085–2101. American Geophysical Union.

Roberts Nick M.W., Thomas Robert J., Jacobs Joachim- 2015: Geochronological constraints on the metamorphic sole of the Semail ophiolite in the United Arab Emirates. Elsevier Science

Rollinson H.R., Searle M.P., Abbasi I.A., Al-Lazki A. & Al Kindi M.H. - 2014. Tectonic evolution of the Oman Mountains, Geological Society Special Publication, London, 392, 471 p.

Searle Michael P and Ali Mohammed Y.: Structural and tectonic evolution of the Jabal Sumeini –Al Ain – Buraimi region, northern Oman and eastern United Arab Emirates. GeoArabia, vol. 14, no. 1, 2009, p. 115-142.