jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
fin du Bajocien inférieur-début du Bathonien moyen. Elle a bénéficié d'une importante documentation rassemblée par J. Gabilly. I. CADRE PALÉOGÉOGRAPHIQUE RÉGIONAL. — Durant tout le Jurassique inférieur, et jusqu'au Bathonien, la remobilisation des accidents hercyniens du seuil du Poitou semble avoir été très limitée [3]. Au Bajocien inférieur, la physiographie générale du seuil conserve encore largement l'empreinte de l'érosion différentielle permotriasique de son soubassement [4]. Quatre grandes unités paléogéographiques peuvent être distinguées (fig. 1 a): I) le haut-fond vendéen [4] au NW, prolongement SE de la Terre armoricaine [5], II) le promontoire limousin au SE, partie nord-occidentale du Haut-fond central
le promontoire limousin au SE, partie nord-occidentale du Haut-fond central [6], III) la gouttière poitevine, étroite dépression orientée NE-SW séparant les 2 unités précédentes [4], et IV) la gouttière mélusine [3], [4]) d'orientation NW-SE, délimitant au S le haut-fond vendéen. À la fin du Bajocien, après le comblement définitif de la gouttière poitevine, le promontoire limousin et le haut-fond vendéen constituent une unique plate-forme peu profonde, le domaine pictave [4]. II. STRATIGRAPHIE SÉQUENTIELLE. — La synthèse des travaux récents sur les séries datées de la fin du Bajocien inférieur (sous-zone à Humphriesianum) au début du Bathonien moyen (zone à Progracilis)
à Humphriesianum) au début du Bathonien moyen (zone à Progracilis) [7] à [16], conduit à distinguer, à l'échelle régionale, 23 unités génétiques de dépôt (fig. 1 b et 2) délimitées par des discontinuités sédimentaires et assimilées à des paraséquences. Numérotées de 15 à 37, elles font suite à celles reconnues dans l'intervalle Aalenien-Bajocien basal [3]. Toutes ont été datées avec précision par les ammonites dans un cadre biochronologique performant [17]. Ces datations ont rendu possible l'établissement de corrélations fiables, et par conséquent ont permis de déterminer l'extension et la géométrie des différentes unités de dépôt, et d'other part de connaître
des différentes unités de dépôt, et d'other part de connaître l'incidence latérale et vertical des faciès. Ces résultats ont été synthétisés sous forme d'une coupe-profondeur (fig. 1 b) établie depuis la bordure nord-occidentale du prenc Massif Central jusqu'au littoral atlantique (fig. 1 a), à partir de nombreuses données d'affleurements; celles-ci ont permis de suivre de manière quasi continue les différentes séquences qui s'organisent en 4 séquences de dépôt. 1. Séquence de dépôt BJ. 2 (Bajocien inférieur pro parte). Cette séquence, en net retrait sur le versant aquitain du seuil par rapport à la précédente (BJ. 1) [3], n'existe pas à
rapport à la précédente (BJ. 1) [3], n'existe pas à l'exception Notre terrain n'a pas de bioconstructions au niveau du Bajocien inférieur (unité 15) est caractérisé aux abords du haut-fond vendéen par la présence de blocs métriques ou de biostromes à polypiers [9, 10, 15] développés au sein de calcaires crinoïdiques; ces bioconstructions sont surmontées localement par des calcaires oliginiques à stratifications obliques [9, 15]. L'ensemble passe en domaine plus distal à des calcaires légèrement bioclastiques [15, 16]. Le cortège transgressif (unité 16), est nettement individualisé sur la bordure nord du Bassin aquitain où il est constitué par un banc
du Bassin aquitain où il est constitué par un banc condensé de marnes et de calcaires argileux glauconieux à ammonites phosphatées [8, 9, 15, 16]; il passe dans la gouttière mélusine à des calcaires à silex et à bélemnites. Dans ce secteur, il est recouvert par des calcarénites à entroques (unité 17) déposées en haut-niveau marin; elles progradent vers le SW [9, 10, 15] et font place dans les zones plus distales à des calcaires à silex renfermant des biohermes à spongiaires siliceux [15, 16]. 2. Séquence de dépôt BJ. 3 (fin du Bajocien inférieur-Bajocien supérieur pro parte). — Le
3 (fin du Bajocien inférieur-Bajocien supérieur pro parte). — Le cortège de bas-niveau (unité 18), en retrait vers le SW par rapport au cortège de haut-niveau précédent, est mince, discontinu, formé par des calcaires légèrement bioclastiques [15, 16] comblant les dépressions situées entre les biohermes à spongiaires. Il n'a pas été reconnu sur le haut-fond vendéen; aux abords immédiats de celui-ci, des indices d'émersion temporaire existaient au toit de l'unité 17 [9, 10]. Le cortège transgressif (unités 19 à 22) marque une reprise généralisée de la sédimentation. Sur la plate-forme distale, il est représenté par des marnes et des calcaires
distale, il est représenté par des marnes et des calcaires argileux glauconieux à galets et ammonites remaniés et phosphatés. Dans les environnements les plus proximaux, sur le haut-fond vendéen, se déposent des calcaires crinoïdiques à pseudo-oncoïdes dans lesquels prédominent les organismes épibiontes et les ammonites; ils passent à des calcaires bioclastiques contenant également des ammonites, dans les gouttières mélusine et poitevine, puis à des calcaires à silex et à spicules de spongiaires sur le promontoire limousin. Le cortège de haut-niveau témoigne d'un accroissement du taux de sédimentation et d'une modification de la physiographie du réceptacle sédimentaire: les milieux les moins
de la physiographie du réceptacle sédimentaire: les milieux les moins profonds se situent sur le promontoire limousin où s'accumulent des calcaires fins « sublithographiques » à l'abri d'une barrière formée par des calcarenites à entroques, la gouttière poitevine se comble entièrement de calcaires bioclastiques à pseudo-oncoïdes, ceux-ci se chargent en silex dans la région de Poitiers. Sur la plate-forme distale s'observent des calcaires à intraclastes et à silicisponges, qui s'amincissent vers l'W. Séquence de dépôt BT. 1 (Bajocien terminal-Bathonien inférieur pro parte). — Sur le domaine pictave, issu de la réunion du promontoire limousin et du haut-fond vendéen, le cortège
réunion du promontoire limousin et du haut-fond vendéen, le cortège de bas-niveau n'est selon toute vraisemblance que partiellement représenté. Dans les secteurs de Queaux et de Civaux, se sont déposés des calcaires à pseudo-oncoïdes renfermant des petits biohermes et des biostromes à polypiers, avec localement des intercalations d'argiles laguno-lacustres à ostracodes et à characées. Cet ensemble passe dans la région de Poitiers à des calcaires bioclastiques à pseudo-oncoïdes, contenant des silex dispersés et des petites colonies isolées de polypiers, puis en domaine encore plus externe, à des calcaires à intraclastes avec de nombreux silicisponges, qui s'épaississent progressivement vers l'W. Le
avec de nombreux silicisponges, qui s'épaississent progressivement vers l'W. Le cortège transgressif se caractérise du côté aquitain par un niveau condensé repéré (le « banc pourri » des anciens carriers) de marnes et de calcaires argileux très riches en ammonites; sur le domaine pictave, il est représenté par des calcaires bioclastiques à nombreux pectinidés et à ammonites, qui témoignent d'environnements de nouveau très ouverts. Sur ce haut-fond, le cortège de haut-niveau se compose essentiellement de calcaires à pseudo-oncoïdes riches en lamellibranches endobiontes, alors que dans les zones plus distales se déposent des calcaires à intraclastes et spongiaires, dont l'épaisseur décroît
déposent des calcaires à intraclastes et spongiaires, dont l'épaisseur décroît vers l'W. Séquence de dépôt BT.2 (fin du Bathonien inférieur-début du Bathonien moyen). Il est fort probable que le cortège de bas-niveau ne soit qu'en partie représenté sur le domaine pictave. De l'E vers l'W, on distingue des argiles lagunolactres à ostracodes dulçaquicoles et d'eaux saumâtres, des calcaires oncolithiques, des calcaires oolitiques à stratifications entrecroisées, et des calcaires pseudo-oncoïdiques à silex. Sur le versant aquitain du seuil, ce cortège qui s'épaissit légèrement vers l'W, est constitué uniformément de calcaires à intraclastes, dans lesquels abondent les spongiaires siliceux. Le cortège transgressif
intraclastes, dans lesquels abondent les spongiaires siliceux. Le cortège transgressif correspond du côté aquitain au retour des marnes et des calcaires argileux, remplacés sur le domaine pictave par des calcaires bioclastiques à pseudo-oncoïdes. Les ammonites abondent alors, tant en domaine distal que sur le haut-fond; elles se raréfient dans le cortège de haut-niveau, dont les faciès montrent une répartition comparable à celle du cortège suivant de la séquence BT. 1. LES FACTEURS DE CONTRÔLE DE LA SÉDIMENTATION. Ce découpage séquentiel est très proche de celui proposé pour la Normandie par M. Rioult et coll., avec les séquences 2.1 a à
M. Rioult et coll., avec les séquences 2.1 a à 2.2 b. Les légers décalages chronologiques constatés entre les limites de certains cortèges ou séquences résulteraient, selon nous, d'une indétermination liée à l'existence de lacunes sédimentaires en Normandie, mais également de différences d'interprétation des unités biostratigraphiques. Les 4 séquences de dépôt sont induites par des variations relatives du niveau marin de troisième ordre. Leur fréquence élevée et leur bon synchronisme sur l'ensemble de la bordure orientale de la Terre armoricaine, permettent d'envisager un contrôle eustatique à court terme, comme le supposent Théquin et coll. Cependant ces séquences s'inscrivent dans un
supposent Théquin et coll. Cependant ces séquences s'inscrivent dans un cycle régressif-transgressif qui serait déterminé par l'activité tectonique de [18], [19]) des domaines voisins (Téthys occidentale et détroit nord-atlantique), relayée par les assises varisques [18]. La séquence BJ.2 (fig. 1 b et 2), de type progradant [19], caractériserait le stade ultime d'une phase régressive de second ordre, probablement amorcée à la fin de l'Albien avec la séquence BJ.1 [3]. Les biseautés des paraséquences 15 à 18 à l'approche du haut-fond vendéen (fig. 1 b), résultent, selon nous, non seulement d'une réduction importante de l'espace disponible à la sédimentation, mais également
réduction importante de l'espace disponible à la sédimentation, mais également d'une tranchée d'érosion liée d'une part à la baisse du niveau marin de la fin de la séquence BJ.2, et d'autre part à l'épisode largement transgressif de la séquence aggradante [19] BJ.3. Le début de la phase transgressive de second ordre. Durant la phase de haut-niveau suivante (fig. 1 b et 2), la relative stabilité des faciès et donc des environnements sédimentaires, constatée sur une même verticale, atteste d'un équilibre entre la production carbonatée qui est élevée, et l'espace disponible créé. Enfin, au cours du Jurassique avec les séquences BT.
créé. Enfin, au cours du Jurassique avec les séquences BT. 1 et BT.2 (fig. 1 b et 2), le taux de sédimentation diminue assez nettement alors que, d'après l'échelle-temps, la fréquence des variations du niveau marin semble s'accentuer. Le facteur tectonique serait également responsable d'une modification de la paléogéographie régionale. En effet, au cours du Bajocien supérieur, on constate un déplacement des environnements les plus proximaux depuis le haut-fond vendéen vers le promontoire limousin. Compte tenu de la quasi absence jusqu'au Bathonien de rejoints synsédimentaires des deux domaines. démentaire accidents hercyniens, et de l’uniformité des taux de sédimentation sur les
hercyniens, et de l’uniformité des taux de sédimentation sur les 2 domaines, ce phénomène ne semble pourvoir résulter que d’une subsidence différentielle affectant la zone axiale du seuil du Poitou. CONCLUSION. Une interprétation nouvelle de l’organisation sédimentaire sur le seuil du Poitou, de la fin du Bajocien inférieur au début du Bathonien moyen est proposée. Quatre séquences de dépôt ont été mises en évidence. Leur synchronisme avec celles reconnues en Normandie est remarquable. Ces séquences, probablement déterminées par l’eustatisme, s’inscrivent dans un cycle régressif-transgressif qui aurait été induit par l’activité tectonique des domaines géodynamiques avoisinants. Régionalement, on peut également imputer
tectonique des domaines géodynamiques avoisinants. Régionalement, on peut également imputer au facteur tectonique l’origine d’une modification de la physiographie générale du réceptacle sédimentaire. Note remise le 19 octobre 1992, acceptée après révision le 19 novembre 1992. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] P. R. VAIL, J. P. COLIN, R. JAN DU CHÊNE, J. KUCHLY, F. MEDIAVILLA et V. TRIFILIEFF, Bull. Soc. géol. Fr., (8), III, 7, 1987, p. 1301-1321. [2] J. REY, Géobios (à l’impression). [3] Ch. GONNIN, E. CARIOU et P. BRANGER, C. R. Acad. Sci. Paris, 315, série II, 1992, p. 853-859. [4] J. GABILLY, E. CARIOU et P. HANTZPERGUE, Com.
853-859. [4] J. GABILLY, E. CARIOU et P. HANTZPERGUE, Com. Trav. hist. scient., Poitiers, Bull. Sect. Sci., 9, 1985, p. 141-159. [5] R. ENAY, Ch. MANGOLD, E. CARIOU, D. CONTINI, S. DEBRAND-PASSARD, P. DONZE, J. GABILLY, A. LEFAVRAIS-RAYMOND, R. MOUTERDE et J. THIERRY (Coordinateurs), Docum. Lab. Géol. Lyon, H.S., 5, 1980, 210 p. [6] J. DELFAUD, Thèse Doct. Sci. nat., Univ. Bordeaux, 1969, 857 p. [7] F. BERNARD, J. J. BIZON et H. J. OERTLI, Bull. Soc. géol. Fr., (6), VI, 6, 1956, p. 753-770. [8] J. GABILLY, Trav. Inst. Géol. Anthr. préh. Fac. Sci. Poitiers, V, 1964, p. 65-107.
Géol. Anthr. préh. Fac. Sci. Poitiers, V, 1964, p. 65-107. [9] J. GABILLY, A. BRILLANCEAU, E. CARIOU, J. DUCLOUX, J. DUPUIS, P. HANTZPERGUE, P. MOREAU, P. SANTALLIER et M. TERS, Guides géol. rég., Masson, Paris, 1978, 200 p. [10] G. BEAULIEU, Thèse Doct. 3e Cycle, n° 683, Univ. Poitiers, 1978, 89 p. (dépôt Soc. géol. Fr., Paris). [11] B. BENVEL, Thèse Doct. 3e Cycle, n° 684, Univ. Poitiers, 1978, 90 p. (dépôt Soc. géol. Fr., Paris). [12] B. BALUSSEAU, Thèse Doct. 3e Cycle, n° 762, Univ. Poitiers, 1980, 140 p. (dépôt Soc. géol. Fr., Paris). [13] J. P MOURIER, Thèse
(dépôt Soc. géol. Fr., Paris). [13] J. P MOURIER, Thèse Doct. 3e Cycle, n° 901, Univ. Poitiers, 1983, 192 p. (dépôt Soc. géol. Fr., Paris). [14] L. LEGENDRE, Thèse Doct. 3e Cycle, n° 1016, Univ. Poitiers, 1984, 222 p. (dépôt Soc. géol. Fr., Paris). [15] P. BRANGER, Thèse Doct., Univ. Poitiers, n° 238, 1989, 208 p. (dépôt Soc. géol. Fr., Paris). [16] E. CARIOU, P. BRANGER, Ch. GONNIN et L. LEGENDRE, Pre-Symposium field trip, 3rd Int. Symp. Jurassic Strat., Poitiers, 1991, 85 p. [17] GROUPE FRANÇAIS D’ÉTUDE DU JURASSIQUE, Réactualisation des échelles d’ammonites, Abstracts volume, 3rd Int. Symp. Jurassic Strat.,
des échelles d’ammonites, Abstracts volume, 3rd Int. Symp. Jurassic Strat., Poitiers, 1991, p. 124-134. [18] M. RIOULT, O. DUGUÉ, R. JAN DU CHÊNE, C. PONSOT, G. FILY, J. M. MORON et P. R. VAIL, Bull. Centres Rech. Explor.-Prod. Elf Aquitaine, 15, 1, 1991, p. 101-194. [19] Th. JACQUIN, J. P. GARCIA, C. PONSOT, J. THIERRY et P. R. VAIL, C. R. Acad. Sci. Paris, 315, série II, 1992, p. 353-362. Laboratoire de Géobiologie, Biochronologie et Paléontologie humaine, Université de Poitiers, 40, avenue du Recteur-Pineau, 86022 Poitiers Cedex et U.R.A. n° U-C.N.R.S. EXPLICATIONS DE LA PLANCHE Fig. 2. — Unités génétiques
U-C.N.R.S. EXPLICATIONS DE LA PLANCHE Fig. 2. — Unités génétiques de dépôt, cortèges sédimentaires et séquences de dépôt de la fin du Bajocien inférieur au Bathonien moyen du Poitou, et leur datation d’après l’échelle d’ammonites du Groupe français d’Étude du Jurassique (1991). Comparaison avec la courbe d’aggradation côtière de M. Rioult et coll. (1991). Fig. 2. — Depositional units, systems tracts and depositional sequences of the late Lower Bajocian to Middle Bathonian series of Poitou area, and their dating according to the ammonite scale of the Groupe français d’Étude du Jurassique (1991). Comparison with the coastal onlap curve of M.
Jurassique (1991). Comparison with the coastal onlap curve of M. Rioult et al. (1991). PLANCHE/PLATE CHRISTOPHE GONNIN Fig.2 Géodynamique /Geodynamics Répartition des mouvements décrochants et chevauchants le long de frontière NW de la plaque Mer des Philippines Nicolas PINET Résumé — Les dispositifs au niveau des îles de Luzon et de Taïwan montrent l’association de structures parallèles chevauchantes et décrochantes en contexte de subduction (au sud) et de collision (au nord). Par contre, le détroit séparant ces deux îles est caractérisé par des failles d’orientation variées (NW-SE et NE-SW). Cette structuration résulte probablement de la géométrie acquise par la marge
structuration résulte probablement de la géométrie acquise par la marge après le début de la collision. Partitioning of strike-slip and upthrust motions along the NW boundary of the Philippine Sea Plate Abstract — The structural organization of both Luzon and Taiwan islands shows the association of parallel thrusts and strike-slip fault(s) in regimes of subduction (in the south) and collision (in the north). On the contrary, the strait between these two islands is characterized by faults of various strike (NW-SE and NE-SW), This structuration is probably due to the post-collisional geometry of the Manila Trench. Abridged English Version — The
geometry of the Manila Trench. Abridged English Version — The boundary between the Eurasian and Philippine Sea plates is marked by the transition between subduction at Luzon latitudes and collision in Taiwan (Fig. 1). Several hypotheses concerning this transition in the Luzon strait, based on a few marine data have been published ([2] to [5]). The aim of this paper is to reconsider this problem with new structural data on northern Luzon, keeping in mind the geometry and evolution of a system associating both thrusts and strike-slip faults [1]. In Luzon island, the Philippine left-lateral strike-slip fault exhibits a major
Luzon island, the Philippine left-lateral strike-slip fault exhibits a major bend and runs from N 150 E in the south to N-S in the north where the fault splits into several splays [6]. Displacements at the northern island tip have been estimated by the offset of a syncline including Pliocene sediments [8]. The minimum rate for the westernmost fault (Vigan Aggao Fault) is 1 cm/yr for the last 4 Ma. The deformation regime in the Luzon strait is more complex (Fig. 1). On one hand, bathymetric and earthquake data show that the Philippine Fault continues northward up to 19°4'N. On
that the Philippine Fault continues northward up to 19°4'N. On the other hand, the Longitudinal Valley Fault of Taiwan, which corresponds to a thrust with a left-lateral strike-slip component, continues southward up to 21°7'N. Between these two latitudes, the Manila Trench bends and is marked at 21°3'N by the transition from the oceanic crust of the South China Sea to the Chinese continental margin. The north Luzon fore-arc basin ends at this latitude and is deformed only on its western edge in relation with the backthrusting of the inactive part of the Manila accretionary prism (Fig. 1). Going to the
of the Manila accretionary prism (Fig. 1). Going to the east, the Luzon volcanic arc is deformed both by NW-SE left-lateral strike-slip faults (nearly parallel with the Manila Trench) and by SW-NE right-lateral faults. The Taiwanese collision zone is marked by the sinking of the Chinese margin and by the subvertical Longitudinal Valley Fault which absorbs the major part of strike-slip movements. As in the Philippines, lithospheric motions seem partitioned (at least partly) along parallel thrusts and strike-slip fault(s) (Fig. 2). Note présentée par Jean AUBOUIN. Deformations in the Luzon Strait are not represented by a single transcurrent feature as
Strait are not represented by a single transcurrent feature as is the case both to the south and to the north (Fig. 1). This complexity is due mainly to the margin geometry. Under the influence of the virgation of the Manila Trench, faults located backward accommodate a variable component of the convergence. For the geodynamic evolution of the NW border of the Philippine Sea Plate we can consider geological features at Luzon latitudes as indicating a pre-collision step ([16], [17]). During the late Pliocene (4 Ma) the Philippine Fault is active and the collision in Taiwan migrates southward (Fig. 3).
active and the collision in Taiwan migrates southward (Fig. 3). At this period the Longitudinal Fault is still a strike-slip fault (probably with an upthrust component) located backward in respect with the plate boundary. Recently, the Manila Trench draws a major bend in response to the increase of the collision in Taiwan (Fig. 3). The strike-slip fault system remains both in the north and in the south where the plate boundary strikes N-S to NNE-SSW. Conversely, a new fault system is created in the Luzon Strait. INTRODUCTION. La frontière de plaque Eurasie-Mer des Philippines est marquée par un dispositif associant
plaque Eurasie-Mer des Philippines est marquée par un dispositif associant subduction et décrochement au niveau de l'archipel philippin [1] et par un dispositif en collision au niveau de Taïwan (fig. 1). Le détroit de Luzon est un secteur clé au sein duquel s'effectue la transition entre ces deux dispositifs tectoniques. Plusieurs hypothèses s'appuyant sur des données marines fragmentaires ont été proposées pour expliquer les déformations au niveau du détroit de Luzon ([2] à [5]). Cet article a pour but de reconsidérer ce problème à la lumière des données géologiques sur le nord de l'île de Luzon, en ayant à l'esprit
le nord de l'île de Luzon, en ayant à l'esprit la géométrie et l'évolution des systèmes associant des mouvements décrochants et chevauchants. LE NORD DE L'ÎLE DE LUZON. — Au niveau de Luzon, la faille philippine subit une importante virgation et passe d'une direction NW-SE dans la partie centrale de l'île à une direction N-S au niveau de la Cordillère centrale où elle se divise en plusieurs branches coalescentes (fig. 1). Certains de ces décrochements se suivent jusqu'à la côte nord de l'île où ils fusionnent de nouveau [6]. L'activité récente des failles est attestée (par exemple par des escarpements
récente des failles est attestée (par exemple par des escarpements affectant des alluvions quaternaires) aussi bien au cœur de la Cordillère centrale que sur ses flancs. Dans la région centre-Luzon, de nombreux petits bassins sédimentaires se développent en régime transtensif [7]. En allant vers le NW, les déformations observées (décrochevauchements, structures en fleur positive) indiquent que l'on passe progressivement à un régime transpressif [6]. Ainsi, à la pointe nord de l'île, un récif sub-actuel immergé à l'ouest de la faille est soulevé au-dessus du niveau marin à l'est. Le plan de faille (N 90-20°S) montre des stries orientées N20 (pitch
de faille (N 90-20°S) montre des stries orientées N20 (pitch 70°) ce qui atteste en ce lieu de mouvements horizontaux et verticaux du même ordre de grandeur. Le décalage de 35 à 40 km d'un synclinal affectant des sédiments d'âge pliocène inférieur permet d'estimer le rejet moyen à 1 cm/an pour les quatre derniers Ma, ceci uniquement le long de la faille la plus occidentale (faille de Vigan-Aggao), [8]. LE DÉTROIT DE LUZON. Les déformations actuelles au niveau du détroit de Luzon sont attestées par une forte sismicité [9]. La faille philippine. La prolongation vers le nord de la faille
faille philippine. La prolongation vers le nord de la faille philippine est marquée morphologiquement jusqu'à 19°5'N (fig. 1). Un séisme indiquant des mouvements essentiellement chevauchants a été localisé au niveau de l'escarpement sous-marin situé dans le prolongement de la faille. La fosse de Manille et le bassin nord Luzon. — Au niveau du détroit de Luzon, la fosse de Manille possède une forme arquée et passe progressivement à une direction N 150 au nord (fig. 1). A 21°30'N une faille E-W marque le passage de la croûte océanique de la Mer de Chine méridionale à la marge asiatique ([10], [11]).