IRAN (géologie)

IRAN (géologie)

La structure géologique de l’Iran et son évolution au cours des ères ne se comprennent bien que si l’on examine le pays dans son cadre général. Les chaînes montagneuses qui occupent la majeure partie du territoire appartiennent à un ensemble s’étendant de la Turquie à l’Afghanistan et au Pakistan. Cet ensemble est pris en tenaille entre les grandes masses continentales suivantes («plaques» au sens large du terme): au nord, l’Eurasie (Caucase et plaine du Touran); au sud-ouest, l’Arabie; au sud-est, le continent indien. Au sud, un hiatus entre les blocs de l’Arabie et de l’Inde est représenté par la mer d’Oman et l’océan Indien.

Toute l’évolution géologique de l’Iran est commandée par les mouvements relatifs de ces plaques: convergence Arabie-Eurasie, qui est à l’origine des chaînes des parties ouest (Zagros) et nord (Elbourz); convergence Inde-Eurasie, dont le poinçonnement au niveau du Pamir induit, par l’intermédiaire des montagnes d’Afghanistan et du Pakistan, les chaînes orientales de direction nord-sud (Sist n), les rotations de blocs (bloc du Lut) et, indirectement, l’arc du Makr n-Baloutchistan, face à la mer d’Oman.

1. Morphologie et grandes unités

Le territoire iranien épouse assez bien les formes des principales unités géologiques.

La partie nord est représentée par la chaîne de l’Elbourz et son appendice oriental, le Kopet-Dag. En dépit de ses sinuosités, cette chaîne est globalement de direction est-ouest et culmine au niveau d’un volcan récent, le Dem vend (5 760 m). Au pied nord de celle-ci s’étend la dépression caspienne et la plaine du Touran, au sud, la grande dépression intramontagneuse désertique du Dacht-e Kavir.

Toute la partie ouest et sud-ouest est occupée par un ensemble montagneux de direction nord-ouest - sud-est, de plus de 1 500 kilomètres de longueur, allant de la Turquie orientale jusqu’au niveau du détroit d’Ormuz. Ces chaînes, appelées globalement Zagros, s’élèvent jusqu’à 4 550 mètres au Zard Kuh. Comme toutes les chaînes orogéniques, elles sont bordées par une dépression frontale, localisée ici au sud-ouest: la plaine de Mésopotamie et le golfe Persique. Elles sont limitées au nord-est par un grand alignement volcanique qui va du Sahand, au nord-ouest, jusqu’au Basm n, au sud-est. Accolé à l’Elbourz au niveau de l’Azerbaïdjan, l’ensemble montagneux du Zagros s’en écarte en direction du sud-est, laissant place à la dépression du Dacht-e Kavir et aux blocs de l’Iran central et du Lut.

La partie sud-est du pays, plus complexe, est formée de chaînes qui moulent le bloc du Lut: l’arc du Makra 讀, de direction est-ouest, qui borde le golfe d’Oman; les chaînes du Baloutchistan et du Sist n, de direction nord-sud, qui s’allongent aux frontières de l’Afghanistan et du Pakistan.

Au cœur de ce dispositif quasi triangulaire s’étalent des massifs montagneux (de directions nord-sud dans la région de Kerm n, et nord-ouest - sud-est dans la région de Birdjand) enfermant la dépression désertique du Lut. Ces ensembles peuvent être considérés comme des «blocs médians» par rapport aux chaînes qui les encadrent: ce sont l’Iran central et le Lut.

2. Les principaux domaines structuraux (fig. 1)

Comme l’a proposé Jovan Stöcklin, auteur de plusieurs synthèses sur la géologie de l’Iran (1968; 1977), l’analyse géologique doit s’appuyer essentiellement sur les caractéristiques majeures des unités rencontrées (quelle que soit l’importance de leur extension géographique), à savoir:

– la nature et l’âge du soubassement crustal (d’origine continentale ou océanique);

– les conditions paléogéographiques de dépôt des sédiments de couverture;

– la géodynamique (présence et nature d’un volcanisme), l’âge et le style des déformations.

Comme toutes les chaînes du Moyen-Orient, celles de l’Iran sont exemplaires du fait de la présence, en leur sein, de zones à ophiolites, ensembles de roches particulièrement intéressantes car elles représentent d’anciennes croûtes océaniques (océans, mers marginales ou rifts). Bien entendu, ces domaines océaniques ont été refermés par les rapprochements des continents adjacents (par exemple, Arabie-Eurasie), et ils apparaissent comme des cicatrices, encore appelées sutures. Malgré leur étroitesse relative, ces sutures sont du plus grand intérêt pour retracer l’histoire géologique de ces régions.

Le Zagros externe, sa suture ophiolitique et le Main Zagros Thrust

La péninsule arabique, qui s’avance juqu’au golfe Persique, est constituée par un socle complexe de terrains cristallins précambriens. La couverture sédimentaire débute à l’Infracambrien avec des niveaux d’évaporites (sel) et se poursuit sans perturbation tectonique jusqu’à la période actuelle; les sédiments, restés sub-horizontaux, y sont épicontinentaux, entrecoupés de lacunes.

Les mêmes caractéristiques se retrouvent dans le Zagros externe, mais avec les trois différences suivantes: les sédiments secondaires y sont beaucoup plus épais (marnes et calcaires), le Tertiaire de la Mésopotamie y est épais et détritique (molasses et conglomérats), les séries y sont affectées de plis spectaculaires percés par des dômes de sel. Ainsi, le Zagros externe doit être considéré comme la marge stable de la plate-forme arabe (zone de passage entre un continent – l’Arabie – et un bassin situé vers le nord-est). Il a été déformé modérément (plis bordiers) à la fin du Tertiaire, lors de l’orogenèse alpine tardive. C’est le domaine des grands champs pétroliers iraniens.

Cette région de 100 à 200 kilomètres de largeur est bordée vers le nord-est, sur toute la longueur de la chaîne, par une zone relativement étroite très tectonisée, que certains chercheurs ont appelé Crushed Zone . Il s’agit d’une limite fondamentale qui correspond à une suture. En effet, on y rencontre des ophiolites et des séries sédimentaires associées, à caractère pélagique affirmé (abondance de sédiments siliceux tels que les radiolarites), allant du Trias jusqu’au Crétacé supérieur. Il s’y ajoute par endroits des formations calcaires de même âge, à faciès de plate-forme (calcaires de Bisitoun). Ces unités (qui se poursuivent en Oman) se présentent sous forme de nappes, déplacées du nord-est vers le sud-ouest et mises en place pendant le Maastrichtien.

Les ophiolites sont apparues au Trias et indiquent qu’à cette période un rifting s’opérait entre l’Arabie actuelle et ses prolongements que l’on devrait retrouver maintenant sur la bordure nord-est de la suture (cf. infra ). Selon les reconstitutions établies par les paléomagnéticiens, ce domaine océanique devait être assez large, son expansion s’étant prolongée au cours du Jurassique. Les séries à radiolarites et l’évolution sédimentaire de la marge de l’Arabie (séries du Zagros externe) corroborent ce phénomène. Dans ces conditions, on comprend que cette suture soit considérée comme une zone d’accident majeure, limitée par le Main Zagros Thrust.

Le Makr n et le Baloutchistan posent toutefois un problème. Vers le sud-est, on pourrait être tenté de prolonger cette suture à travers le Makr n et le Baloutchistan, car on y trouve encore des ophiolites. Mais ces dernières y apparaissent mélangées à des formations sédimentaires et volcaniques (d’où le terme de coloured melanges ) et sont recouvertes par des flyschs tertiaires. Or de tels mélanges existent aussi au sein du domaine central (cf. infra ) et leur âge est discuté (Crétacé ou plus ancien?). Objectivement, on peut considérer les ophiolites du Makr n comme différentes et indépendantes de celles du Zagros (et les rattacher aux sutures du domaine central); mais on peut aussi les rapporter à celles du Zagros en justifiant les différences évoquées par des modalités différentes de fermeture (cicatrisation): charriage simple et précoce dans les cas des ophiolites du Zagros et de l’Oman; écaillages, réouverture et fermeture plus tardive en transpression (affrontement en oblique) dans le cas du Makr n. Le problème reste donc ouvert tant que l’on ne dispose pas d’études de détail de ces fameux mélanges du Makr n.

Le domaine central

Bien qu’hétérogène, ce domaine central (au sens de J. Stöcklin) regroupe tous les éléments qui, à l’origine (avant le Trias), étaient attenants à l’Arabie et appartenaient au grand continent du Gondwana (Inde comprise). Leur socle précambrien et leur couverture paléozoïque non déformée à l’Hercynien sont, de ce fait, analogues à ceux de l’Arabie (à quelques différences mineures près: séries complètes ou séries à lacunes). Il s’agit des unités suivantes: le domaine interne et métamorphique du Zagros (zone de Sanendadj-Sirjan), l’Iran central et le bloc du Lut, l’Elbourz. Chacune de ces chaînes ne va acquérir son individualité qu’au cours du Secondaire; elles seront souvent séparées par des zones de coloured melanges , et leurs directions structurales dépendront de l’âge et du contexte géodynamique des déformations qu’elles vont subir. Toutefois, elles ont des points communs qui les opposent au Zagros externe:

– elles sont affectées par des phases orogéniques précoces (début et milieu du Secondaire; début du Tertiaire);

– elles ont subi une faible influence de la tectogenèse plio-quaternaire (celle du Zagros externe);

– elles présentent des granitisations multiples et un puissant volcanisme tertiaire et quaternaire.

Le domaine interne et métamorphique du Zagros

Parallèle à la suture du Zagros, et la chevauchant (phase plio-quaternaire), ce domaine représente la marge active de l’océan téthysien, avec, du Trias au Jurassique, des séries contrastées (schistes ou calcaires ou séries volcaniques). Deux phases de déformations y sont reconnues: une première, d’âge fini-jurassique (néocimmérienne), et une seconde, au Crétacé terminal (laramienne). Elles sont accompagnées de granitisations. Crétacé et Éocène y sont de ce fait discordants. La majeure partie du volcanisme, en particulier celui de la grande chaîne volcanique Sahand-Basm n, y est interprétée comme le résultat de la subduction du domaine océanique téthysien au Paléogène.

L’Iran central et le bloc du Lut

Ceinturé par les bandes de coloured melanges de Sabzev r-Torbat-e Heydariyè au nord-ouest, de N ‘in-B ft au sud-ouest et du Sist n à l’est, cet ensemble Iran central et bloc du Lut, malgré sa grande hétérogénéité, représente le noyau du domaine central, interposé entre le Zagros et l’Elbourz.

Une fois encore, l’origine gondwanienne de ces éléments est attestée par le socle précambrien et sa couverture sédimentaire paléozoïque aux faciès de plate-forme. L’ensemble a un aspect de mosaïque découpée par de grands accidents de direction prédominante nord-sud qui délimitent des compartiments aux directions structurales diverses et aux séries mésozoïques très variables. Cette situation est interprétée comme le résultat d’une activité tectonique en horst et graben au cours du Secondaire. Le Jurassique, par exemple, argilo-détritique, atteint 6 000 mètres à Nay Band, alors qu’il est surtout carbonaté (1 500 m seulement) dans les Chotori Ranges.

L’histoire de ce domaine est coupée de phases tectoniques suivies de périodes calmes où s’installe un régime de plate-forme: phase cimmérienne suivie de la discordance du Toarcien (dans les Chotori Ranges), phase jurassico-crétacée suivie de la transgression des calcaires à Orbitolinidés (à Yazd), phase fini-crétacée. Ces manifestations tectoniques sont accompagnées d’intrusions granitiques. Enfin, la majeure partie du domaine (particulièrement le Lut) est submergée par des formations volcaniques éocènes.

La complexité structurale de cet ensemble et son isolement par une ceinture de coloured melanges posent un problème. Pour certains chercheurs, ces directions structurales sont héritées de structures anciennes du socle, réactivées à de multiples reprises. Pour d’autres, elles résultent de mouvements de rotation importants, dans le sens anti-horaire, qu’auraient subis ces blocs au cours de leurs déplacements et de leurs collisions entre eux. Quant aux coloured melanges , ils peuvent correspondre à des déchirures accompagnant ces rotations au cours du Crétacé supérieur-Paléogène. Mais on ne peut pas non plus exclure une origine plus ancienne (Trias? ), contemporaine du détachement de ces blocs du continent gondwanien. La vérité est peut-être dans une combinaison des deux phénomènes.

L’Elbourz

Bien que son contenu lithologique ne diffère pas fondamentalement de celui du domaine précédent, l’Elbourz constitue une chaîne aux structures est-ouest bien marquées avec un double déversement: au nord sur le flanc nord, au sud sur le flanc sud. Elle représente une sorte d’antiforme est-ouest à la bordure septentrionale du domaine médian. On y observe aussi la discordance du Lias sur les terrains plus anciens, Lias qui a un faciès noir et charbonneux caractéristique (formation de Shemshak); mais, dans la suite de l’évolution, il faut noter une relative stabilité (série carbonatée assez régulière sans discordance entre le Jurassique et le Crétacé). Le versant sud de la chaîne est surtout constitué d’une épaisse série volcanique (de 4 000 à 5 000 m) d’âge éocène (formation de Karadj) qui s’apparente à celles du domaine médian, mais qui disparaît sur le flanc nord de l’Elbourz.

Limite avec l’Eurasie

Au nord de l’Elbourz est creusée la dépression caspienne, zone très subsidente où se sont accumulées d’épaisses séries détritiques mio-pliocènes, et dont le soubassement, d’après les données géophysiques, serait de nature océanique.

À l’est de la mer Caspienne, l’Elbourz est bordé par le Kopet-Dag, chaîne simplement et tardivement plissée (au Plio-Quaternaire), de direction ouest-est à nord-ouest - sud-est, mais où les séries secondaires et tertiaires sont très épaisses et représentent le remplissage d’un bassin fortement subsident à la bordure du continent eurasiatique (bloc du Touran). Au point de vue structural, le Kopet-Dag serait le symétrique du Zagros, en bordure de la plate-forme eurasiatique. Alors, si tout le domaine médian (jusqu’à l’Elbourz) est d’origine gondwanienne et s’en est détaché au Trias (les socles précambriens et leur couverture paléozoïque sont communs) et comme la plate-forme du Touran et le Grand Caucase sont incontestablement eurasiatiques (le Paléozoïque est inclus dans le socle à la suite d’une forte orogenèse hercynienne), le hiatus qui, au Paléozoïque, devait séparer le Gondwana et l’Eurasie (un domaine océanique appelé Paléotéthys ) ne peut plus être qu’une suture qui doit se trouver entre l’Elbourz et la plate-forme du Touran, autrement dit sous la mer Caspienne et le Kopet-Dag. L’existence de cette suture a été reconnue le long de la zone de failles de Her t, au nord de l’Afghanistan. Des ophiolites (serpentines) paléozoïques sont associées à des schistes carbonifères. De part et d’autre, on y retrouve les domaines opposés évoqués ci-dessus: au nord, dans le Paropamisus, un socle hercynien recouvert en discordance par des conglomérats et des grès rouges permo-triasiques; au sud (bloc de Far h), des séries analogues à celle du domaine médian iranien.

En Iran, la zone de suture n’affleure pas, mais des indices permettent de la situer au nord de l’Elbourz à cause de la présence de roches vertes dans la région de Recht et de l’épaississement des séries paléozoïques (limite entre la plate-forme gondwanienne et le bassin paléotéthysien) sur le flanc nord de l’Elbourz et à l’extrémité sud-est du Kopet-Dag (massif de Binalud, région de Machhad).

3. La géologie de l’Iran: un excellent exemple de formation des chaînes de montagnes

La dérive de l’Afrique et de l’Arabie en direction de l’Eurasie est à l’origine des chaînes de montagnes du territoire iranien. Ces dernières se sont édifiées aux dépens des bordures des deux continents concernés, des zones océaniques anciennes qui les séparaient et de celles qui sont apparues au Secondaire, isolant par rifting des fragments continentaux.

Le début de cette histoire remonte au Paléozoïque, où la quasi-totalité de l’Iran appartenait au Gondwana et se trouvait très au sud de sa position actuelle, séparée de la région de la mer Caspienne et du Kopet-Dag par un domaine océanique paléotéthysien.

Un premier événement majeur intervient au cours du Trias: le découpage par rifting de la bordure gondwanienne. Ainsi se séparent tous les blocs du domaine médian (Elbourz, Iran central, Lut, zone de Sanendadj-Sirjan). La Néotéthys est alors en pleine expansion, et ces blocs médians vont aller s’accoler à la bordure européenne, se déformant et écrasant la Paléotéthys. La grande coupure est alors au niveau de la Néotéthys (ophiolites du Zagros).

La fin du Crétacé est la seconde période clef: la Néotéthys se trouve comprimée et se referme (charriage des ophiolites), les blocs se déforment et se réajustent (déchirures le long des zones de coloured melanges ).

À la fin de l’Éocène et à l’Oligocène, on arrive à une situation de collision continentale: les domaines océaniques sont fermés (fig. 2), à l’exception de la mer d’Oman (et de l’océan Indien), qui s’est formée au départ de l’Inde et face à laquelle se trouvent les chaînes du Makr n et du Baloutchistan, en position d’arc insulaire.

Au cours du Néogène et jusqu’à la période actuelle, la constriction se poursuit, amplifiée par l’ouverture de la mer Rouge: ainsi naissent au Plio-Quaternaire des charriages, comme celui du domaine métamorphique du Zagros, le plissement du Zagros et du Kopet-Dag. De grandes fractures à jeu coulissant se développent (grandes failles du Zagros ou du Dacht-e Kavir), accompagnées d’une activité sismique importante qui persiste de nos jours et se continuera aussi longtemps que le rapprochement AfriqueEurasie ne sera pas terminé.

Encyclopédie Universelle. 2012.