Tectonique du Bouclier Arabe

Le travail présenté ici débuté en septembre 1997 et s'est terminé en mai 1999. Son objectif était de définir le cadre tectonique d'un programme à vocation métallogénique du bouclier arabe. Pour une meilleure compréhension des minéralisations du bouclier, il est en effet nécessaire d'en déterminer les différentes générations et les différents types structuraux calés par rapport à la succession des événements tectono-sédimentaires.

Dans ce but, une synthèse des données géologiques anciennement acquises a été réalisée. Une amélioration de ces connaissances a ensuite été pratiquée par des travaux complémentaires de terrain et de laboratoire, basés sur des méthodes modernes d'investigation.

Le bouclier arabe est traditionnellement considéré comme le résultat de l'accrétion de diverses terranes. Ces microplaques sont constituées par une croûte continentale formée dans des systèmes d'arcs volcaniques insulaires produits par des subductions océaniques. La persistance de la convergence des plaques a induit la formation d'une chaîne de montagne appelée Nabitah Belt et associée à un réseau de failles décrochantes, les failles Najd. Ce cycle orogénique se termine par la formation des bassins Jibalah le long de ces failles, au cours de rejeux tardifs.

Dans cette histoire géologique ainsi pré-définie, diverses problématiques ont plus particulièrement été abordées. Il s'agit d'une part, des modalités de l'édification de la chaîne Nabitah et des diverses générations de bassins sédimentaires liés aux phases orogéniques.

D'autre part, le bouclier arabe présente d'importants réseaux de dykes tardifs qui ont fait l'objet d'une analyse particulière et ont ainsi révélé les modalités de phases de déformation postérieures à l'édification de la chaîne. Des relations simples ont été établies entre la mise en place des minéralisations tardives et les événements tectoniques soulignés par ces dykes. Cette démarche a abouti à l'individualisation de deux grands événements métallifères qui se positionnent dans le temps avant et après la phase de déformation Nabitah.

2. Methodologie

Pour une bonne compréhension de chaque phase tectonique, les événements géologiques ont été étudiés, du plus récent au plus ancien, afin d'enlever l'effet respectif de la déformation des phases les unes sur les autres. Les cartes géologiques à 1/250 000 ont servi de main courante à cette étude. Elles ont été utilisées pour délimiter l'ampleur régionale des phénomènes géologiques étudiés et pour connaître la nature géologique et la structuration des formations qui n'ont pas pu faire l'objet d'une visite de terrain.

Cette étude a été réalisée à diverses échelles qui vont de la lame mince à la vision générale de l'ensemble du bouclier. Un aller-retour permanent entre ces différents aspects du problème a permis une bonne intégration des résultats issus de chaque méthode d'analyse.

2.1. Sources des données

Pour cette étude, diverses sources documentaires ont été utilisées :

-Le bouclier arabe bénéficie d'une couverture géologique complète constituée de 53 cartes à 1/250 000 et de diverses cartes de synthèse géologiques et métallogéniques (Johnson, 1983 ; Johnson, 1997 ; Béziat et Bache, 1995) ;

-Les images satellite (Landsat) ainsi que les traditionnelles photos aériennes ont servi de support à cette étude pour individualiser les grandes structures à étudier ;

-Trente ans de prospection minière ont permis la rédaction de rapports détaillés sur de nombreux prospects. Ces données ont été précieuses dans notre étude pour la compréhension locale de phénomènes étudiés et pour l'intégration des minéralisations dans leur cadre tectonique. Ils constituent autant d'exemples qui permettront ultérieurement une exploitation plus complète de nos résultats ;

-De nombreuses notes scientifiques ont été publiées sur la géologie des terrains protérozoïques du bouclier et leur déformation. Leurs conclusions ont été comparées à nos résultats ;

-Au cours de notre étude, de nouvelles publications ont été présentées dans diverses revues et congrès. Il s'agit en particulier des travaux de Blasband et Brooijmans (Blasband, 1999 ; Brooijmans, 1999) qui permettent de corréler les modèles géologiques élaborés en Arabie avec les régions voisines du Sinaï et de l'Afrique de l'est ;

-Pour une datation "absolue" des événements géologiques, nos chronologies relatives ont été confrontées aux données de la géochronologie, données anciennes réactualisées (Johnson et al., 1993 ; Johnson, 1996) ou données nouvelles. Un travail plus particulier a été réalisé sur le bassin Ablah (datation à 641 + 1 Ma) pour une meilleure compréhension de la chaîne Nabitah dans le sud du bouclier. Cette étude fait l'objet d'un projet de publication ;

-La carte aéromagnétique du bouclier (Asfirane et al., 1999), élaborée en cours de programme, a également été utilisée et a permis de repérer les grandes structures du bouclier qui font l'objet de cette étude. Elle a en particulier permis de visualiser la continuité et l'importance régionale des structures et servi à les hiérarchiser.

2.2. Terrain (microtectonique et observations régionales)

Des travaux de terrain ont été réalisés au cours de trois missions menées à travers le bouclier. Ainsi, les parties centrale, nord et sud du bouclier ont été successivement visitées. Chaque région a apporté un nouvel élément à la compréhension globale du bouclier. La partie centrale a révélé les relations existant entre les bassins Jibalah et leur substratum panafricain, ainsi que les modalités des déformations les plus anciennes sur la zone de suture d'Ad Dafinah. La partie nord du bouclier a permis de comprendre les modalités de formation des dômes panafricains et des bassins Murdama associés. La partie sud du bouclier a permis la mise en évidence des mécanismes tardifs de l'amincissement crustal et la confirmation du fonctionnement des accidents les plus anciens, déjà étudiés dans la zone centrale.

Ces travaux ont permis la réalisation de nombreuses analyses de l'échelle régionales à celle de d'affleurement. Des mesures structurales ont été acquises, assorties de photos et de dessins d'affleurements. La géométrie générale et les cinématiques élémentaires de déformation ont ainsi été établies pour des objets géologiques de dimensions diverses, de l'affleurement à la structure régionale.

2.3. Travaux en laboratoire

Les échantillons prélevés sur le terrain ont subi trois types d'études : des descriptions pétrographiques pour la détermination des conditions métamorphiques des déformations des roches, des analyses géochimiques pour la caractérisation du magmatisme et la datation des phases de déformation et des analyses structurales pour déterminer le style et la cinématique des déformations.

3. Histoire géologique du bouclier

Cette histoire géologique du bouclier est proposée à la suite de notre étude.

La figure 1 résume la succession des grands événements tectono-sédimentaires du bouclier et les principales structures associées au cours du temps. La figure 2 est un schéma structural général.

Figure 2 - Carte structurale du Bouclier Arabe

Bien que des zircons datés à 2 000 Ma et plus soient présents dans les formations protérozoïques du bouclier arabe, l'essentiel des formations sédimentaires et intrusives est compris entre 870 et 540 Ma.

Un découpage en différents blocs crustaux est classiquement admis (Stoesser et Camp, 1985). Les terranes ainsi individualisées correspondent aux unités initiales de l'assemblage précratonique. Ces unités sont définies à partir de la lithologie, les formations sédimentaires et les caractéristiques géologiques propres à chaque terrane. Huit unités sont ainsi individualisées : Midyan, Hijaz, Ha'Il, Afif, Ar Rayn, Ad Dawadimi, Jiddah et Azir composite terrane.

A partir de 870 Ma, des arcs volcaniques définissent des zones de subduction. Des bassins marginaux et des prismes d'accrétion sont associés à ces zones anté-collisionnelles de convergence océanique.

La géométrie détaillée de cette phase précoce n'est pas clairement individualisée. Elle est masquée par les déformations postérieures de la phase panafricaine. Deux grandes périodes de magmatisme caractérisent cet assemblage précratonique. La limite entre ces deux événements majeurs se situe autour de 800 Ma.

La collision des blocs initiaux s'effectue aux alentours de 690 Ma. Les zones de sutures de cet assemblage sont marquées par des déformations intenses et des roches ultrabasiques interprétées en ophiolites. Un faciès métamorphique amphibolite, mis à l'affleurement, caractérise souvent cet événement à l'affleurement actuel.

La phase de déformation panafricaine succède à cette collision (690-600 Ma). Elle est principalement marquée par la formation de dômes de gneiss dans les zones les plus intensément déformées. Il s'agit, au NW du bouclier des dômes Hamadat et Wajiyah, des dômes de Jabal Kirsh et d'Halaban dans la partie centrale et du dôme de Jabal Tin plus au sud. La Nabitah Belt représente la zone axiale de cette chaîne. Un uplift important caractérise les dômes développés en contexte transpressif et favorise l'exhumation de faciès métamorphiques profonds. Les structures majeures produites par cette phase sont des chaînons de direction NW-SE (transpression sénestre) et des chaînons de direction NS à NE-SW (transpression dextre). Des bassins sédimentaires molassiques sont contemporains de cet événement. Le plus important d'entre eux est le bassin d'avant chaîne Murdama qui se trouve à l'est de l'orogène. D'autres bassins moins importants sont associés aux chaînons périphériques. Il s'agit des bassins Thalbah, Hadiyah, Furayh-Ghamr, Lasasah, Junaynah et Ablah. Un volcanisme important caractérise la base du remplissage de ces bassins. Diverses mégaséquences sédimentaires expriment l'aspect pulsatif de la formation de la chaîne. Un important cortège d'intrusifs accompagne son édification et son évolution tardive.

Pendant l'effondrement gravitaire de la chaîne panafricaine et postérieurement à sa pénéplanation, un événement distensif affecte le bouclier. Il est principalement caractérisé par la mise en place d'importants réseaux de dykes et de failles normales. Ce processus d'amincissement crustal induit la mise en place d'un cortège d'intrusifs à compositions bimodales. Les failles Najd constituent les failles transformantes du système. Les bassins Jibalah, à sédimentation continentale, sont associés à ces failles. Les formations effusives Shammar constituent la base du remplissage de ces bassins. Ce dernier événement de structuration protérozoique a induit une transgression marine marquée par les plates-formes carbonatées des bassins Jibalah et a ainsi initié les premiers dépôts de la couverture Paléozoïque.

4. Principaux résultats

L'assemblage précratonique était constitué par des éléments d'affinité océanique. Il s'agit principalement de bassins profonds ou marginaux, associés à des rides océaniques et des subductions qui ont donné naissance à des arcs volcaniques sous-marins ou émergés et à divers éléments de croûte continentale.

Les formations volcaniques et volcano-sédimentaires, d'affinité océanique, issues de cette première grande phase tectono-sédimentaire occupent une grande partie de la surface actuelle du bouclier (figure 3). Leur degré de déformation est variable. Peu déformées dans la partie nord, elles ont subi des conditions de métamorphisme de faciès amphibolite le long de certains accidents de la partie centrale et sud du bouclier. Ces unités sont généralement constituées de faciès proximaux avec édifices volcaniques, brèches et coulées, et des faciès distaux constitués de tufs, cinérites puis de schistes et chlorito-schistes. Il est difficile, dans l'état actuel de déformation, de reconstituer les grands bassins sédimentaires d'affinité océanique qui caractérisent cette longue période. Nous constatons toutefois que les formations proximales sont souvent peu déformées par rapport aux formations distales. Deux hypothèses peuvent permettre d'expliquer cette organisation. Elle évoque la présence d'un arc volcanique émergé ou sous-marin peu déformé, avec formation d'un prisme d'accrétion qui déforme les sédiments distaux du bassin. Mais on peut également supposer que pour des raisons de rhéologie différente, les formations proximales plus compétentes ont moins encaissé les déformations tardives, tandis que les faciès distaux ont constitué un point de faiblesse pour les événements ultérieurs.

4.2. La collision

Les éléments précratoniques ont été assemblés au cours d'une collision qui s'effectue aux environs de 690 Ma (Johnson, 1996) (figure 4). Les modalités de la fermeture du domaine océanique restent globalement méconnues. Des formations ophiolitiques jalonnent les lignes de sutures (Shanti et Roobol, 1979). L'analyse détaillée des accidents qui caractérisent les limites des terranes et qui sont soulignées par des formations ultrabasiques nous donne toutefois quelques clés pour la compréhension de ce phénomène (Genna et al. (a) soumis).

Quatre zones, visitées sur ces accidents, développent une déformation particulière que l'on peut considérer antérieure à la chaîne panafricaine (figure 5) et représenter le mécanisme des déformations les plus anciennes. Il s'agit d'accidents à fort pendage, caractérisés par une intense linéation verticale, des plis à axes verticaux et des phénomènes de boudinage qui affectent généralement des exsudats de quartz. Ce type de déformation caractérise la faille d'Ad Dafinah, la faille Nabitah, la bordure est des schistes d'Abt et diverses failles de l'arc d'Al Amar. Les cinématiques élémentaires de déformation aux épontes de ces couloirs restent énigmatiques. La précocité de cette déformation est attestée par le fait qu'elle est toujours antérieure à la déformation liée à la chaîne Nabitah. Ce type de structure ne plaide pas pour un mécanisme de collision en convergeance oblique. Une collision frontale ou des processus de sagduction sont plutôt à envisager lors de l'assemblage cratonique initial.

L'orogenèse panafricaine en Arabie est à l'origine de la formation de la chaîne Nabitah. Elle est entourée de divers chaînons périphériques et de bassins molassiques d'avant chaîne (figure 6) (Genna et al. (a) soumis). Notons que la répartition des zones orogéniques ne correspond pas à la configuration des sutures proposées par Stoesser et Camp (1985) qui est établie à partir de la répartition des complexes ultrabasiques. Cette constatation associée à diverses observations de terrain permettent de supposer que la collision initiale et l'orogenèse panafricaine ne sont pas en continuité directe.

La chaîne Nabitah est constituée par un réseau anastomosé de failles décrochantes qui individualisent des chaînons comme la structure d'Al Wajh dans le NW du bouclier. Les bassins corrélatifs bordant les zones orogéniques ont enregistré les mouvements relatifs (uplift et subsidence) des unités structurales par des biseaux et des mégaséquences sédimentaires. Le bloc diagramme de la figure 7 montre les relations génétiques qu'il est possible d'établir entre les unités structurales, à différents niveaux structuraux.

La Nabitah Belt (J.E. Quick, 1991), d'orientation globalement NS, divise en deux le bouclier. Pour faciliter sa description, deux zones à structurations distinctes ont été identifiées : la zone interne et la zone externe.

Des formations sédimentaires d'affinité océanique et divers complexes intrusifs constituent la zone interne de la Nabitah Belt. Il s'agit principalement de batholithes qui ont acquis une forme sigmoïde au cours de la déformation transpressive panafricaine. Les plus spectaculaires sur les images satellite sont Furayhah Batholith et Al Bara Batholith. Dans la partie sud du bouclier, le An Nimas Batholith présente une évolution plus complexe et exprime des déformations postérieures.

La zone externe de la chaîne est caractérisée par des décrochements de bordure exprimés par la mise en place de dômes de gneiss. Ces dômes sont en contact direct avec les bassins molassiques d'âge Murdama qui contiennent les produits de démantèlement de l'orogène.

Les dômes que nous décrivons ici (figure 8) caractérisent l'orogenèse panafricaine en Arabie Saoudite et s'accompagnent de la formation de bassins sédimentaires molassiques d'âge Murdama (600-700 Ma, Johnson et al., 1993).

Dans le prolongement africain de cette chaîne, des dômes gneissiques ont aussi été décrits par Greiling et Kröner (1984) et sont également associés à des bassins intracontinentaux qui jalonnent les chaînons panafricains comme le bassin du Gourma au Mali (Reichelt, 1972).

Dans le bouclier arabe, diverses structures gneissiques anticlinales ont été étudiées. Elles sont constituées de formations ortho- ou paradérivées. La partie nord-ouest du bouclier a plus particulièrement été étudiée. Cette zone présente un style structural particulier sur les images satellites. Il s'agit d'un réseau anastomosé de structures planaires qui délimitent de grandes unités en forme de poissons. Ce réseau a fait l'objet d'un relevé (figure 8a). Divers points de mesure ont permis de constater qu'il s'agit d'un réseau de failles ductiles transcurrentes sénestres, plus rarement dextres.

Dans leur ensemble, les dômes sont constitués par de grandes voûtes de schistosité qui se prolongent par des plis de la stratification dans les bassins molassiques. Ces dômes ont un axe courbe (figure 8b). Ainsi, ils s'intègrent progressivement d'une part aux structures de la Nabitah et, d'autre part aux plis des bassins sédimentaires (figure 8c).

L'exemple du dôme de Jabal Kirsh est caractéristique de cette organisation. Il est situé sur la bordure ouest du bassin Murdama qui borde à l'est la Nabitah Belt. Il est affecté par une déformation de type ductile. La schistosité et la linéation intense qui la composent ont fait l'objet d'études particulières en relation avec le prospect à disthène de Jabal Kirsh. La figure 8d met en évidence l'influence de la lithologie sur l'organisation spatiale de la déformation. Nous constatons que, dans l'ensemble, la déformation est hétérogène à travers les dômes. Il existe ainsi une évolution spatiale de la déformation qui est illustrée par la figure 8e.

La Nabitah Belt est recoupée par un certain nombre de failles organisées en réseau anastomosé. La plus importante d'entre elles est la faille de Jabal Tin. Elle est marquée par une bande de gneiss d'orientation NW-SE dont l'épaisseur varie de 25 km au NW à 10 km au SE. L'organisation en dôme transpressif n'est pas clairement établie comme sur les dômes de la partie nord du bouclier. Les affleurements de Jabal Tin démontrent toutefois le contexte transpressif de la déformation exprimé par des phénomènes de fusion partielle et de mise en place de filons pegmatitiques en position de plans de cisaillement dans les derniers stades de la déformation.

Les chaînons périphériques de la chaîne Nabitah sont également soulignés par des dômes de gneiss qui ont chacun une organisation particulière.

L'Hamadat anticlinorium constitue un vaste dôme de gneiss qui s'étire sur 100 km de long suivant une direction NW-SE. Il est constitué de divers plis d'ordre 2 qui sont très pincés au nord et plus ouverts au sud. Une intense linéation d'étirement, parallèle à l'axe des plis, marque l'ensemble de la structure. Elle est subhorizontale dans la majeure partie de la structure et plonge au sud dans la partie sud de l'édifice, au même rythme que l'ensemble du dôme. Les critères cinématiques de la déformation, basés sur les relations plans S/C, indiquent un cisaillement sénestre sur l'ensemble des points d'observation.

Le Wajiyah anticlinorium limite au nord le bassin Hadiyah. Il présente les mêmes caractéristiques structurales que l'anticlinorium Hamadat, sans direction de plongement évidente, ni contours aussi bien individualisés. Le cisaillement des structures s'effectue en sénestre. Les relations avec les formations sédimentaires du bassin Hadiyah sont clairement exprimées. On peut ainsi constater que la déformation constrictive intense qui l'affecte a progressivement envahi le bassin du nord au sud.

Le complexe Baladiyah se situe à l'est du bassin Thalbah et affleure sur 20 km, sur un axe NS. Sa géométrie très régulière est particulièrement bien visible en photo aérienne. Il est constitué, sur la majeure partie de sa structure, par une schistosité verticale à très pentée. Dans son extrémité nord, la schistosité se referme en dôme à plongement nord. Il est affecté par une intense linéation d'étirement, subhorizontale, parallèle à l'axe du dôme, qui plonge également au nord, dans la fermeture nord de la structure.

Un métamorphisme de faciès amphibolite affecte la partie centrale du dôme. En outre, cette zone est caractérisée par une perte de la schistosité au profit d'une linéation plus intense qui démontre le contexte exclusivement constrictif de cette déformation.

Le Qazaz complexe se situe à l'est du bassin Thalbah. Il est globalement antiforme et subdivisé en divers plis d'ordre 2. Dans sa partie nord, il est constitué d'une immense voûte de schistosité d'axe NW-SE. La partie supérieure de la structure est occupée par un gneiss d'origine granitique, marqué par une intense linéation d'étirement parallèle à l'axe du dôme. Le coeur de la structure est occupé par des micaschistes (faciès amphibolite) affectés par deux schistosités. La première est replissée isoclinalement sur des plans axiaux subhorizontaux. La deuxième souligne la géométrie anticlinale du dôme. Un faciès amphibolite caractérise la "queue" de cette structure dans son extrémité nord. Le cisaillement s'effectue ici également en sénestre.

Divers bassins molassiques ont recueilli les produits de l'érosion de la chaîne panafricaine pendant sa surrection (figure 9a). Ils se situent de part et d'autre de la chaîne principale et des chaînons périphériques. Le plus important d'entre eux est le bassin d'avant chaîne Murdama (figure 9f). Il s'étend sur une direction N-S à l'Est de l'orogène et présente un degré de déformation et de métamorphisme croissant d'est en ouest. Il est limité à l'ouest par des dômes gneissiques. Les séries sédimentaires ne sont impliquées dans la déformation de la chaîne que sur les bordures du bassin. Ce bassin est recoupé par des intrusifs granitiques dont l'âge varie entre 650 et 530 Ma.

Les formations sédimentaires du Murdama Group sont principalement constituées de grès provenant de la formation sous-jacente d'Afif. Sur sa bordure Ouest, la base de la série est localement soulignée par des coulées rhyolitiques et des conglomérats polygéniques. Des intercalations argileuses ou conglomératiques et des graywackes sont présents dans la série. Sur la bordure est, la série débute par un conglomérat (Hibshi Formation) de plus de 200 m d'épaisseur. Il est surmonté par une formation complexe (Farida Formation) constituée de carbonates, grès, conglomérats et formations stromatolithiques. Une formation gréseuse de 10 000 m de puissance environ occupe la partie centrale du bassin.

Divers bassins molassiques sont associés aux chaînons périphériques. Le bassin Thalbah est constitué par deux cuvettes synclinales principales au sud (figure 9d) et une seule cuvette au nord (figure 9c). Leur remplissage est assuré par trois formations distinctes (Hashim, Ridam et Zhufar) qui sont séparées par des discontinuités. La Hashim formation débute par un conglomérat de base de 50 à 300 m d'épaisseur suivi par une série de 1 000 m de grès, siltstones et conglomérats intraformationnels. La Ridam formation est transgressive d'est en ouest sur la précédente. Son épaisseur peut atteindre 1 000 m dans le centre du bassin. Elle possède un important conglomérat de base. La Zhufar Formation, discordante sur la précédente, passe de 600 m d'épaisseur à l'ouest du bassin à 1 400 m à l'est.

Une importante variation de structuration et de métamorphisme affecte d'Ouest en Est les formations sédimentaires. A l'ouest, les séries sont peu plissées, monoclinales, pentées de 5 à 15° à l'ouest. A l'est, au contact des massifs gneissiques, elles sont intensément plissées, verticalisées et affectées par une linéation d'étirement subhorizontale. Verticalement, il existe également une variation importante de déformation.

Le bassin Hadiyah est constitué par une vaste cuvette synclinale replissée et déversée à l'est (figure 9b). Son remplissage est assuré par trois mégaséquences élémentaires. La première (Siqam formation) est principalement volcanique. Les suivantes (Tura'ah et Aghrad formations) sont entièrement sédimentaires. Elles présentent de puissants conglomérats de base et d'importantes variations d'épaisseur. L'épaisseur maximale de l'ensemble des trois formations est d'environ 7 000 m.

Comme le bassin Thalbah, il montre d'importantes variations dans le style de la déformation et l'intensité du métamorphisme. A l'ouest, il présente des plis droits, assez serrés, alors qu'à l'est ils sont moins denses et déversés à l'est. De même, du sud au nord, on passe de sédiments non déformés avec des figures sédimentaires parfaitement conservées à des sédiments intensément déformés en condition schiste vert. Dans cette dernière zone, ils sont affectés par une intense linéation d'étirement sub-horizontale, identique à celle du massif gneissique voisin.

Ces bassins ont un degré de déformation très variable. A l'ouest, ils ne sont affectés par aucune déformation importante et n'ont jamais été enfouis (pas de schistosité verticale ni d'enfouissement, lithification parfois incomplète). A l'est, ils sont métamorphisés (faciès schiste vert ou plus), intensément déformés et présentent la même linéation horizontale intense que leur substratum et les dômes de gneiss voisins.

Ainsi, ces bassins semblent post-tectoniques à l'ouest et anté-tectoniques à l'est. Cette constatation, étayée par l'analyse de la géométrie de leur remplissage sédimentaire, nous conduit à considérer ces bassins syntectoniques, témoins des variations topographiques qui accompagnent cette phase de déformation.

La partie SW du bouclier est caractérisée par des formations sédimentaires molassiques du bassin Ablah. Ce dernier est tectonisé entre les granites du pluton de Shwas et ceux du batholithe du Thurat. Dans sa partie nord, le bassin est globalement monoclinal à pendage est et affecté par un train de plis parallèles à son axe. Il est peu déformé et non métamorphique. Sa base est constituée à l'est par un conglomérat grossier épais de plusieurs centaines de mètres, parfois verticalisé le long d'une faille bordière subverticale. A l'ouest, la série basale est constituée de tufs et laves basiques, peu penté et discordant sur le pluton du Thurat.

La dissymétrie marquée par la différence de faciès des formations de base à l'Est et à l'Ouest traduit le mode de formation du bassin, induit par un basculement de son substratum vers l'est. Au-dessus des formations de base, le remplissage est assuré par des silts, grès et conglomérats, avec coulées volcaniques interstratifiées. La série plissée est globalement pentée à l'est et souligne le basculement progressif du bassin pendant sa formation. Cette configuration est semblable à celle du bassin Thalbah qui s'est développé dans le NW du bouclier arabe, le long d'une faille décrochante sénestre du système Najd au cours de la tectonique panafricaine.

Dans le bassin Ablah, la déformation s'intensifie vers le Sud où le bassin s'épaissit. Des formations carbonatées occupent le haut de la série. Une schistosité verticale apparaît dans les charnières de plis, tout d'abord dans les niveaux carbonatés au Nord, puis dans l'ensemble de la série en allant vers le Sud. De même, les plis sont de plus en plus serrés et leurs axes deviennent sigmoïdes. Plus au sud encore, la déformation s'intensifie et le métamorphisme atteint le faciès amphibolite. Il est alors difficile de reconnaître l'organisation initiale des faciès sédimentaires.

Le remplissage du bassin est daté à 641 + 1 Ma (U/Pb, Genna et al. Sous presse). Il est contemporain des bassins Murdama du nord du bouclier, et repose en discordance sur le Jiddah Group qui était affecté par une schistosité subverticale avant le dépôt de l'Ablah.

Selon Donzeau et Béziat (1989), le bassin a subi deux phases de déformation. La première est un cisaillement dextre, la seconde un cisaillement sénestre.

La formation Junaynah (figure 9e) qui affleure dans la partie sud du bouclier est particulièrement intéressante car, très érodée elle expose clairement les modalités de la déformation en fond d'un bassin molassique, dans l'axe des failles qui sont à son origine. On peut ainsi constater qu'il ne s'agit pas d'un bassin à fond plat mais d'un sillon tectonique où la déformation est de type transpressif, associée à une schistosité verticale. Ces observations sont complémentaires avec celles réalisées dans les bassins développés plus au nord et moins érodés. Elles ont constitué, dans l'avancement de nos travaux, une validation du modèle proposé à la suite de l'étude des bassins Thalbah et Hadiyah.

4.4. L'extension post-panafricaine

Il existe dans le bouclier arabe un ensemble de structures fini-protérozoïques qui expriment un processus d'amincissement crustal (figure 10)(Genna et al. (b).

Cet amincissement est marqué par divers types de structures dont les cinématiques élémentaires sont cohérentes au sein d'un même événement distensif tardif (530-590 Ma) sur la tectonique compressive panafricaine. Il s'agit d'un magmatisme bimodal constitué par des intrusifs et des réseaux de dykes et sills associés. Diverses formations éruptives lui sont associées. Nous les avons regroupées sous le nom de Shammar. Des failles décrochantes s'inscrivent en failles transformantes dans ce mécanisme d'amincissement (figure 10a) et contrôlent la formation des bassins Jibalah. Des failles normales sont associées à la formation de bassins à remplissage conglomératique, comme les formations Ar Rayyan et Jurdhawiyah. Elles contrôlent également la mise en place des plates-formes carbonatées des formations Fatima et Jibalah. Une tectonique tangentielle en blocs basculés exprime les phénomènes gravitaires induits par cet étirement crustal.

Les complexes intrusifs post-panafricains sont très variés, par leur nature et leur géométrie. Il s'agit d'intrusifs acides circulaires, allongés ou en forme de goutte d'eau. Les intrusifs basiques sont plutôt en position de sills. L'existence de batholithes cachés est également attestée par les réseaux de dykes et de ring-dikes qui en sont issus et qui en soulignent la géométrie générale. Des ring-complex et des caldeiras leur sont fréquemment associés.

Des sills tardifs sont également présents et se développent plus particulièrement dans la partie nord du bouclier et près de la couverture. Ce magmatisme est bimodal car il est essentiellement représenté par des granites et des gabbros pour les formations intrusives, des rhyolites et des basaltes pour les formations effusives du Shammar.

Il existe dans le bouclier arabe diverses générations de dykes post-panafricains généralement subverticaux de nature et d'orientation très diverses (figure 11). Souvent rhyolitiques, ils sont aussi en réseaux de composition bimodale.

Ces dykes ont des dimensions variables qui vont de quelque centimètres à plusieurs dizaines de mètres d'épaisseur pour quelques mètres à plusieurs dizaines de kilomètres de longueur. Ils sont généralement organisés en réseaux linéaires ou courbes. Ils recoupent indifféremment la structuration panafricaine et sont organisés en réseaux unidirectionnels ou perpendiculaires. Leur répartition n'est pas aléatoire par rapport aux réseaux de failles.

On constate ainsi qu'ils se parallélisent généralement aux accidents tardifs et qu'ils expriment parfois des phénomènes de déviations de contraintes dans des bifurcations ou des relais de failles. Ils expriment aussi les directions d'ouverture dans des réseaux de failles organisées en queue de cheval. Ils sont organisés de manière circulaire autour des intrusifs tardifs, des caldeiras et des bassins Shammar du nord du bouclier.

Des sills importants ont été décrits dans la partie nord du bouclier et dans la partie centrale. Il est possible qu'ils soient à l'origine de glissements gravitaires au cours de l'évolution de la déformation.

Ainsi, l'injection de dykes multiples, acides ou basiques, dans la partie supérieure de la croûte est probablement à l'origine de niveaux de détachements, empruntés préférentiellement par les intrusifs basiques qui se mettent en place à partir de failles crustales majeures.

Diverses cartes géologiques présentent des formations éruptives attribuées au magmatisme post-panafricain ou considérées d'âge compris entre 530 et 590 Ma. Il s'agit généralement des formations Shammar. Elles sont réparties, ponctuellement sur l'ensemble de bouclier, plus particulièrement au voisinage de la couverture paléozoïque.

Divers réseaux de failles post-panafricaines sont contemporaines de l'amincissement crustal. Il s'agit de failles normales ou de décrochements. Les failles Najd, de direction NW-SE, s'intègrent dans ce modèle en failles transformantes (figure 10a). Elles réutilisent les bordures des structures panafricaines ou les recoupent. Ces accidents contrôlent également la formation des bassins Jibalah (Delfour, 1970) dont le début du remplissage est souvent assuré par les rhyolites du Shammar. Les failles bordières de ces bassins sont parfois injectées par des dykes qui ont alimenté les coulées rhyolitiques du Shammar, dans les bassins ou à l'extérieur.

Ce réseau de direction NW-SE est conjugué à un autre réseau de direction NE-SW beaucoup moins exprimé mais qui contrôle également le dépôt de formations Shammar et Jibalah.

L'analyse comparée de la géométrie des réseaux de dykes, des failles tardives et des formations Shammar (intérieur et extérieur des bassins Jibalah) met en évidence leur contemporanéité.

Des failles normales ont été décrites dans le bouclier arabe. Des observations de terrain réalisées sur des linéaments mis en évidence par une cartographie aéromagnétique (Asfirane et al., 1999) permettent leur localisation et leur description. Deux failles de ce réseau tardif ont ainsi été décrites:

- la première limite au nord le Jabal Farassan (figure 10d) et se prolonge vers le NE sur environ 200 km. Elle est exprimée par un couloir de largeur plurihectométrique où la schistosité préexistante est replissée. Les plans axiaux de ces structures sont horizontaux. Des plans de cisaillement, développés en milieu cassant, ont un pendage faible (environ 30°) vers le SE et présentent des stries d'azimut N 160.

-La faille du Wadi Fatima (figure 10e) est également de direction NE-SW. Elle est à pendage NW d'environ 50° à l'affleurement. Des plis d'entraînement et des fentes de tension perpendiculaires aux stries mettent en évidence le sens du mouvement.

Diverses failles à faible pendage, normales ou inverses, recoupent l'ensemble des déformations panafricaines et les molasses du Murdama. Elles peuvent être interprétées en glissements gravitaires. Il s'agit principalement de failles soulignées par des filons de quartz reconnues dans le grand bassin Murdama au cours de prospections minières (Récoché et al., 1998 et 1999). D'autres accidents du même type ont été observées dans des terrains plus anciens mais sont toujours tardifs et présentent les mêmes caractéristiques structurales. La cinématique de ces accidents a été comparée à la répartition des failles Najd et des réseaux de dykes.

Dans la formation Jurdhawiyah qui est postérieure aux formations molassiques du Murdama. Il s'agit des failles Raha, Ata-Shara et Shuban. Des intrusions basiques soulignent les plans de faille (métagabbros et listvénites). Ces structures sont classiquement interprétées en accidents latéraux du système de failles décrochantes Najd, l'ensemble constituant une structure en fleur positive au sens de Lowell (1972). Toutefois, les accidents Najd ne présentent pas une géométrie de faille transpressive et l'enracinement des failles tangentielles dans les décrochements n'ont jamais été observés. En revanche, la géométrie des dykes associés aux complexes tardifs, indique une direction d'extension NE-SW. Pour cela, les failles plates à faible pendage, sont interprétées en accidents frontaux de loupes de glissements gravitaires ou en failles normales de détachement, basculées tardivement par des rééquilibrages isostatiques selon le modèle proposé par Lister et Davies (1989). Cette dernière interprétation est étayée par le fait que la formation sédimentaire détritique la plus récente (Jurdhawiyah) se situe à l'arrière du détachement supposé et peut correspondre au "half-graben complex" de ces derniers auteurs.

Les glissements s'effectuent vers le N et le NE, conformément aux structures d'échelle cartographique.

Dans le cadre de cet amincissement crustal post-orogénique, trois formations sédimentaires principales peuvent être prises en compte. La formation Shammar (et formations associées) représente le volcanisme effusif des intrusifs tardifs. La formation Jibalah (et formations associées) souligne le fonctionnement des failles de transfert Najd et témoigne, par ses plates-formes carbonatées, de la transgression marine induite par l'amincissement. La formation Jurdhawiyah remplit une dépression probablement occasionnée par un glissement gravitaire.

L'événement distensif post-panafricain est généralement observé dans un niveau structural superficiel, au-dessus du front de schistosité. Toutefois, certains faciès sédimentaires argileux expriment parfois une schistosité fruste et sub-horizontale, imputable à cette phase extensive car elle est postérieure à l'ensemble des événements structuraux. La formation des schistes d'Abt en est un exemple explicite car ce bassin ancien marque clairement les trois grandes étapes du bouclier. La figure 10c présente la chronologie de ces événements. La phase 1 de déformation (S0-S1, L1) qui marque probablement la collision et la fermeture du domaine océanique, est antérieure à l'orogenèse Nabitah (L2, P2) qui est caractérisée dans ce bassin par des plis d'entraînement à axes sub-horizontaux ou plongeant au NW. Une dernière phase (S3) développe une schistosité sub-horizontale observée très localement dans le bassin. Elle représente, selon notre interprétation, la phase d'amincissement crustal.

Ces observations réalisées dans le bouclier arabe sont à rapprocher des études réalisées sur l'évolution de la déformation et des conditions métamorphiques des formations protérozoïques du Sinaï (Blasband, 1999 ; Brooijmans, 1999), qui constituent le prolongement nord du bouclier arabo-nubien. Ces travaux mettent en évidence une extension NW-SE (Blasband, 1999) associé à des granites et des dykes (590-530 Ma) et un métamorphisme HT, BP (Brooijmans, 1999) entre 600 et 530 Ma. Plus au sud, dans le désert égyptien de la région de Marsa Alam (Renno and Stanek, 1999), des complexes intrusifs circulaires post-orogéniques présentent des compositions bimodales dans un compartiment structural limité par deux failles Najd.

Il est possible de concevoir un modèle simple d'évolution géologique qui tienne compte de l'ensemble des éléments structuraux décrits plus haut. Il est résumé par la figure 10b.

Dans ce modèle, l'amincissement crustal est pénétratif à l'échelle de la croûte. Il est accompagné par un magmatisme bimodal induit par une fusion crustale et des venues mantelliques guidées par des accidents majeurs. Il en résulte la mise en place de cortèges d'intrusifs complexes et des réseaux de dykes associés. Il est guidé par des failles transformantes subverticales. Ces dernières sont également injectées de dykes et induisent la formation de bassins étroits et profonds. Les dykes alimentent des coulées qui se mettent en place en fond de bassin. Des dykes et des sills basiques se positionnent à divers niveaux de l'édifice et initient localement des glissements gravitaires ou s'injectent dans ces derniers.

Notons enfin que ces phénomènes dont les datations arrivent jusqu'à 530 Ma nous conduisent jusque dans le Paléozoïque et sont à l'origine de la transgression marine Jibalah. Ces plate-formes préfigurent certainement la géométrie initiale des bassins de la couverture (figure 10a). Trois grandes structures persistent à travers le Paléozoïque et peuvent constituer la prolongation de ce phénomène distensif. Il s'agit au nord des bassins de Tabuk et Widyan avec les grès de la formation Saq à la base et au sud, le bassin du Rub al Khali qui présente des formations gréseuses (Wajid sandstone) et salifères infracambriennes (Faqira and Al-Hauwaj 1998). Le "bassin de Jeddah" (figure 10) constitue probablement une autre unité de cet assemblage. Son prolongement s'effectue sur le continent africain.

5. Relations tectonique minéralisations

Divers concepts concernant les relations entre gîtes minéraux et contexte géotectonique ont été proposés pour expliquer la mise en place des minéralisations dans les formations du Protérozoïque supérieur d'Arabie. En 1971, J. Delfour propose un premier modèle de mise en place des minéralisations sulfurées de Nuqrah et de Jabal Sayid (Delfour, 1971). Ces gisements stratiformes sont inclus dans la formation volcanique de Halaban. Cette formation est considérée interstratifiée dans une série géosynclinale, entre le flysch (Abt) et la molasse (Murdama), avant l'orogenèse Najd. Puis il présente une synthèse à l'échelle du bouclier arabo-nubien (Delfour, 1976) où il individualise trois types de gîtes minéraux associées aux roches volcaniques du Protérozoïque supérieur (Groupe Hulayfah) : les amas sulfurés massifs, les couches lenticulaires et les filons. Un volcanisme andésitique est associé à ces minéralisations. Il propose ensuite, pour la partie nord du bouclier (Delfour, 1980), un modèle géologique de mise en place des minéralisations en rapport avec le cycle orogénique Najd de cratonisation du bouclier, entre 800 et 500 Ma. Dans la partie sud du bouclier, Johnson et Vranas (Johnson et Vranas, 1984) proposent un modèle de mise en place des minéralisations en accord avec ce même contexte structural.

Le contexte géotectonique des minéralisations du bouclier est rediscuté en 1988 par Bokhari et Forster qui présentent une évolution plus complexe (Bokhari et Forster, 1988). Ils proposent l'existence d'une croûte océanique pré-panafricaine (plus de 950 Ma). Entre 950 et 720 Ma, des arcs volcaniques évoluent en contexte océanique, dans un milieu pré-cratonique. Cette période est caractérisée par un plutonisme gabbroïque puis calco-alcalin. La cratonisation par accrétion de micro-plaques s'effectue entre 720 et 640 Ma. Une tectonique en extension suit la formation du craton arabo-nubien (700-740 Ma) et induit une sédimentation molassique. Un volcanisme andésitique marque cette période. Un parallèle est établi avec l'extension tertiaire du Basin and Range des USA.

En 1989, H. Sabir présente une classification générale des minéralisations du bouclier qu'il considère appartenir à deux grands environnements géologiques, les successions volcano-sédimentaires et les complexes plutoniques (Sabir 1989).

Au NW du bouclier, le district aurifère d'Al Wajh est interprété en système mésothermal de veines à quartz par LeAnderson et al. (LeAnderson et al., 1995). Cette minéralisation s'est mise en place dans des chevauchements et décrochements sénestres de la phase panafricaine de structuration du bouclier.

5.2. Les grands événements tectoniques minéralisateurs

Dans la présente synthèse, les minéralisations du bouclier ont été reclassées en fonction des nouvelles interprétations géodynamiques d'évolution du bouclier. Selon ces résultats, quatre grands événements minéralisateurs peuvent être individualisés dans l'histoire du bouclier.

- Le premier est constitué par l'évolution des arcs volcaniques et bassins précratoniques d'affinité océanique (900-690 Ma).

-Le second est représenté par la collision et la fermeture du domaine océanique (690 Ma).

- Le troisième est constitué par l'orogenèse panafricaine avec et les bassins Murdama (690-590).

-Le quatrième est l'amincissement crustal tardi- à post-orogénique (590-530).

5.3. Les minéralisations initiales

Les formations volcano-sédimentaires anciennes, d'affinité océanique, contiennent des amas sulfurés (VMS) dont l'origine syngénétique est attestée par des figures sédimentaires, identifiées sur différents prospects.

La ceinture de Wadi Bidah (Béziat et Donzeau, 1989) a fait l'objet de diverses campagnes de prospection (Coumoul et al., 1989 ; Koch-Mathian et al., 1994) qui ont mis en évidence ce type de minéralisations (VMS, figure 12a). Elles ont subi au cours des déformations tardives, des effets additifs, favorables pour l'exploitation de ces corps (bourrages en charnières de plis) ou des effets soustractifs (étirements). Ces phases tardives développent des failles en domaine fragile de déformation et des bandes de kinks.

Dans la ceinture de Wadi Shwass, les minéralisations stratiformes ont également subi des déformations tardives aux effets additifs et soustractifs. Ainsi, sur le Jadmah Prospect (Vadala et al., 1989), le corps minéralisé est subvertical, sur une direction NS. Il a subi deux phases de déformation tardives et cisaillantes sur des accidents de direction NE-SW. La première, plus souple, dextre, a un effet soustractif. La seconde, sénestre, a un effet additif. Cette chronologie est compatible avec la cinématique proposée par Donzeau et Béziat pour l'ensemble de le ceinture (Donzeau et Béziat, 1989).

Le prospect de Marasia, qui se situe sur la ceinture de Samran, est également caractéristique des minéralisations volcanogéniques anciennes. Il a récemment fait l'objet d'une synthèse (Bellivier et al., 1998).

5.4. Les minéralisations associées à la collision

Un seul site minéralisé (Zn-Cu) peut actuellement être associé à la phase de collision dans l'état actuel de nos travaux. Il s'agit de Khnaiguiyah (figure 13). La minéralisation, contemporaine de la déformation, s'est mise en place dans une shear-zone dont les modalités de formation sont conformes aux caractéristiques cinématiques de la phase initiale de déformation observée sur les limites principales de terranes.

5.5. Les minéralisations de l'orogenèse Nabitah

Ces minéralisations se sont mises en place dans les failles décrochantes générées lors de cette phase tectonique. La ceinture de Samran présente, entre autres, des exemples de ce type de minéralisation.

Trois prospects ont fait l'objet d'études détaillées (Marasia, Shayban et Baydan). La structuration propre à chaque prospect a fait l'objet de levés de détail (Belivier et al., 1998 et 1999).

La tectonique panafricaine est à l'origine de la mise en place de minéralisations aurifères dans les couloirs de cisaillement sur les prospects de Shayban (figure 12b) et Baydan. Cette déformation est conforme à la cinématique générale de la chaîne.

Sur le prospect de Baydan, une linéation d'étirement horizontale apparaît au coeur de la shear-zone en un seul point du prospect. Cette observation associée au fait que le prospect est peu schistosé en lui-même montre que nous sommes ici en transition ductile-fragile, au sommet des structures en dôme décrites plus haut.

Nous notons donc que pour ces deux prospects (Shayban et Baydan), les phénomènes de silicification intense se produisent à la base de la zone fragile, donc au sommet du niveau structural ductile avec un faible développement de schistosité et un plissement intense. Il est possible d'établir des relations entre les circulations de fluides, leur piégeage et les différents niveaux structuraux. En effet, les ellipsoïdes de déformation et les états de contrainte respectifs peuvent aider à comprendre ces phénomènes. Les fluides seraient expulsés des dômes (linéation horizontale et schistosité intense) et seraient piégés dans la zone des plis (mécanisme cassant de failles inverses assistées par les fluides et silicification pervasive). Ainsi, la phase panafricaine de déformation assure le lien entre minéralisations stratiformes et sécantes.

5.6. Le disthène de Jabal Kirsh

Le disthène, minéral issu d'un métamorphisme de haute pression, a également fait l'objet de prospections en Arabie Saoudite. Il a été étudié sur le prospect de Jabal Kirsh. Notre étude met en évidence la position particulière de cette occurrence, au coeur d'un dôme de gneiss de la phase panafricaine de déformation. Nous proposons comme interprétation de cet indice, la conséquence d'un serrage maximum au coeur du dôme et l'expression de l'exhumation de faciès métamorphiques profonds, par un processus de transpression.

5.7. Les minéralisations associées à l'amincissement crustal

Les relations génétiques entre minéralisations aurifères et amincissement crustal sont particulièrement évidentes dans les bassins Murdama. Leur âge est en effet nécessairement postérieur à la chaîne panafricaine. Elles se sont mises en place dans des failles tangentielles ou dans des décrochements. Les minéralisations aurifères de la partie nord du bassin Murdama sont associées à une tectonique tangentielle de direction NS à NE-SW (Récoché et al., 1998) (figure 12c). La vergence des mouvements s'effectue vers le nord et le nord-est.

Ces failles plates, observées à l'échelle des prospects, font probablement partie du même réseau d'accidents que les failles tangentielles cartographiées dans ce secteur (Béziat et Bache, 1995). Toutefois, les failles régionales sont considérées comme des chevauchements. Il est possible qu'il s'agisse de failles normales de détachement au sens de Lister et Davis (1989).

Dans la partie sud du bassin, les minéralisations aurifères sont spatialement associées à des intrusifs tardifs de géométrie subcirculaire. Ils semblent localisés dans une ride anticlinale qui divise en deux le bassin Murdama dans le sens de la longueur.

Dans le district d'Ad Dawadimi, une analyse géométrique des réseaux de dykes tardifs, en relation avec les failles dextres et sénestres du système Najd tardif, met en évidence des relations simples entre ces différents éléments. Il existe une courbure locale des dykes au niveau du district minéralisé. Cette zone correspond aussi à une recrudescence des décrochements dextres. Une gouttière distensive s'est probablement développée dans cette zone.

Il existe dans la ceinture de Samran des veines de quartz aurifères (Bellivier et al., 1998). Ces indices s'alignent sur une direction NE-SW, parallèlement à la partie nord du Wadi Huwarah. Ces fentes à quartz sont parfois très larges et ouvertes (géodes) en leur centre. Leur direction est oblique sur la direction de la shear-zone panafricaine de Samran. Elle est parallèle à des intrusifs tardifs qui sont eux-mêmes parallèles aux failles normales de l'ouest du bouclier arabe. La gouttière tardive ainsi déterminée pouvait contenir les formations de plate-forme de la formation Fatima (Basahel et al., 1984).

6. Conclusions et Perspectives

Cette synthèse structurale, réalisée à l'échelle de l'ensemble des terrains d'âge protérozoïque, donne une vision globale de l'évolution géodynamique du bouclier arabe. Elle tient compte de l'ensemble des événements géologiques, dans le temps et dans l'espace. Elle a permis de séparer plus clairement les structures du bouclier pour les attribuer à des phases distinctes de déformation. Ainsi, de nouveaux concepts de structuration ont été proposés, propres à chaque événement tectonique. Les principaux apports de notre étude sur la compréhension de la géologie du Protérozoïque sont :

• la mise en évidence d'une structuration développée en condition de faciès amphibolite, à linéation fortement redressée qui caractérise le premier événement tectonique du craton, probablement la collision (ou sagduction),

• la caractérisation de la tectonique panafricaine par la mise en évidence des relations entre les dômes de gneiss et les bassins molassiques,

• la détermination du mode génétique des dômes de gneiss et l'exhumation de faciès métamorphiques profonds,

• la mise en évidence d'un amincissement crustal tardi- à post-orogénique,

• les relations entre les minéralisations tardives et l'amincissement crustal.

Cette nouvelle approche de la tectonique du bouclier permet de jeter un regard critique sur les modèles géologiques anciennement proposés. Nous constatons en effet que les modèles anciens tendaient à confondre, au sein d'un même événement de cratonisation, des structures qui appartiennent à des phases tectoniques distinctes. En particulier, la séparation entre les premières déformations à linéation très redressée et les déformations transcurrentes de l'orogène Nabitah, permet une meilleure approche du phénomène de collision initiale qui est à différentier de la chaîne plus tardive. Il est probable qu'un intervalle de temps important sépare ces deux événements car les conditions métamorphiques contemporaines des ces deux événements sont distinctes et témoignent d'un important uplift entre ces deux périodes de déformation.

Il en découle une meilleure individualisation des structures issues de l'orogène Nabitah qui se révèlent être très homogènes sur l'ensemble du bouclier avec une structuration transcurrente dextre ou sénestre. Cette individualisation a permis une nouvelle classification des formations sédimentaires. Elle a révélé l'importance des bassins molassiques issus du démantèlement de la chaîne et l'indépendance des formations Shammar et Jibalah par rapport à l'orogène.

Dans ce même ordre d'idée, la reconnaissance d'un événement tardif d'amincissement crustal a permis la mise en évidence d'un nouveau cycle tectono-sédimentaire. Les structures liées à cet événement étaient traditionnellement considérées comme représentatives de la fin du cycle orogénique et non le début d'un nouveau cycle.

L'apport de notre étude est fondamental dans la compréhension de l'évolution des phénomènes magmatiques du bouclier, qu'il s'agisse des formations intrusives ou effusives. En effet, qu'il soit basique, acide ou intermédiaire, le magmatisme du bouclier a souvent été associé à des événements généraux de subduction, collision et à la formation de chaînes de type andin. Notre étude démontre, en accord avec certains auteurs anciens, l'individualisation de divers événements magmatiques liés à une évolution géodynamique complexe. Parmi eux, le plus tardif est lié à un événement tardif d'amincissement crustal encore non décrit.

Notons enfin l'apport de notre analyse structurale dans le domaine de la métallogénie. Cette synthèse permet une individualisation plus claire de la phase Nabitah de déformation. Elle implique ainsi une meilleure séparation des événements minéralisateurs en quatre phases. La première génère les minéralisations initiales, liées au domaine océanique. La seconde est la phase de collision, clairement séparée de la phase orogénique Nabitah. Les minéralisations tardives sont individualisées au sein d'un événement d'amincissement crustal dont l'ampleur est révélée par la présente étude.

Ces résultats sont toutefois préliminaires. Il est nécessaire, à partir de maintenant, de répertorier dans le détail les structures et les formations géologiques qui caractérisent chacune des phases de déformation proposées ici. Cette démarche est à réaliser dans divers domaines. Il s'agit tout d'abord des formations sédimentaires qui caractérisent les milieux de dépôts liés aux différents événements tectoniques. L'appartenance géodynamique des formations magmatiques peut être éclaircie. Une nouvelle classification des minéralisations peut être réalisée en fonction de leur caractéristiques géochimiques et pétrographiques.

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