jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
(D3); 7, strike-slip fault (D2); 8, cleavage (S1); 9, stretching lineation (L1); 10, mylonitic foliation (S2) and stretching lineation (L2). de dolérites. Le granite de Bélahouro, intrusif dans les formations de l'Unité 2, est antérieur au granite alcalin d'Aribinda dont la mise en place constitue le dernier événement magmatique rapporté au Birimien dans le sillon de Djibo. D'un point de vue tectonique, il a été reconnu (Nikiema, 1992) trois principales phases de déformation (D1, D2 et D3). La première phase de déformation D1, surtout relictuelle, est marquée par des plis P1 isoclinaux et une schistosité S1 de plan axial affectant
P1 isoclinaux et une schistosité S1 de plan axial affectant uniquement les formations de l’Unité 1. La phase D2 est caractérisée par des zones de cisaillement ductile transcurrentes qui affectent les Unités 1 et 2 et contrôlent la mise en place du granite de Bélahouro. Ces deux phases tectoniques (D1, D2) sont rapportées au cycle éburnéen vers 2 Ga. La dernière phase de déformation (D3) correspond à une importante tectonique de chevauchement tardive, caractérisée par une direction de transport vers le NE, qui déforme toutes les structures préexistantes. Cet épisode tangentiel a également été mis en évidence en Côte-d’Ivoire où
tangentiel a également été mis en évidence en Côte-d’Ivoire où il postdate le cycle éburnéen vers 1,7 Ga (Simeon et al., 1992; Feybesse et al., 1990). Le but de cet article est de caractériser la tectonique transcurrente, qui affecte le sillon de Djibo, et de souligner son importance à l'instar des études tectoniques effectuées dans les autres provinces birimiennes du craton ouest africain (Ledru et al., 1989; Feybesse et al., 1990; Fabre et al., 1990; Ledru et al., 1991; Lompo et al., 1991; Milesi et al., 1989). GÉOMÉTRIE ET CINÉMATIQUE DES ZONES DE CISAILLEMENT. — La tectonique transcurrente (D2) est
DES ZONES DE CISAILLEMENT. — La tectonique transcurrente (D2) est représentée dans le sillon de Djibo par des couloirs de cisaillement ductile de largeur hectométrique et d'extension plurikilométrique; ces bandes de déformation marquent notamment la limite entre le granite de Bélahouro et son encaissant schisto-quartzitique à l’Ouest et volcanique à l’Est. A l’intérieur des zones de cisaillement la foliation mylonitique S2, parallèle à la direction N160 du couloir, est fortement redressée et porte une linéation L2 faiblement plongeante vers le Nord ou vers le Sud (fig. 1). La linéation d’étirement est matérialisée par l’allongement des minéraux de quartz dans les
est matérialisée par l’allongement des minéraux de quartz dans les formations schisto-quartzitiques, des agrégats quartzo-feldspathiques dans le granite de Bélahouro, et par le boudinage des filons de quartz dans les micaschistes. La linéation minérale, contenue dans le plan de foliation mylonitique, est subhorizontale et parallèle à la linéation d’étirement. Elle est marquée essentiellement par un alignement des biotites et muscovites. La composante rotationnelle de la déformation est soulignée par la forme sigmoïde des lentilles de quartz, par l’existence de queues de recristallisation asymétriques autour des porphyroclastes de quartz et de feldspath et par des structures C/S. On notera également la
feldspath et par des structures C/S. On notera également la présence de plis d’entraînement mésoscopiques, à axes verticaux et à plans axiaux N-S, qui affectent la foliation mylonitique à l'intérieur des couloirs de cisaillement. Les critères cinématiques observés indiquent systématiquement un sens de cisaillement sénestre. Le métamorphisme qui accomague la déformation cisaillante se traduit dans les roches volcaniques basiques par une paragènese à chlorite + épidote + calcite ± quartz; les faciès mylonitiques du granite de Bélahouro quant à eux présentent une paragènesé à quartz + séricite ± épidote ± calcite. Ces différents assemblages minéralogiques caractérisent un métamorphisme de faciès
calcite. Ces différents assemblages minéralogiques caractérisent un métamorphisme de faciès schistes verts. En résumé, les zones de cisaillement d'orientation subméridienne qui affectent le sillon de Djibo correspondent à des décrochements ductiles sénestres, formés dans un climat de métamorphisme épizonal. ANALYSE DE LA DÉFORMATION DANS LES ZONES DE CISAILLEMENT. — Une étude de détail a pu être menée dans le couloir de cisaillement de Bélahouro-Souma (fig, 1), qui présente d’excellentes conditions d’affleurement. Cette étude repose essentiellement sur l’examen microscopique d’échantillons prélevés le long d’une coupe perpendiculaire à la zone de cisaillement. En raison de la symétrie de la zone de cisaillement,
En raison de la symétrie de la zone de cisaillement, l’échantillonnage a été limité à une moitié seulement de la zone de cisaillement, comprise entre sa bordure et la zone centrale. Une quantification de la déformation dans les zones de cisaillement (Ramsay et Graham, 1970) est rendue possible grâce à la mesure des rapports angulaires entre la schistosité (S) et les plans de cisaillement (C) congénétiques, définis par la valeur de l’angle 0. Ceci permet notamment de calculer le taux de cisaillement (y), le déplacement Bordure > Zone centrale 9 m(°) 40 30 20 05 Taux de cisaillement (γ) 0,35
m(°) 40 30 20 05 Taux de cisaillement (γ) 0,35 1,15 2,38 11,36 Déplacement ds (m) 56 277 381 5453 différentiel (ds) et le déplacement total (S) dans la zone de cisaillement. Les résultats obtenus (tableau) indiquent que l'angle (θ) décroît progressivement tandis que le déplacement différentiel (ds) augmente avec la quantité de cisaillement (γ) des bordures vers le cœur de la zone de cisaillement. La zone centrale du couloir de cisaillement enregistre à elle seule près de 88 du déplacement total, estimé à 6,2 km minimum pour la zone de cisaillement de Bélahouro-Souma. D'autre part, les conditions de faible
de cisaillement de Bélahouro-Souma. D'autre part, les conditions de faible métamorphisme n'engendrent pas de recristallisations importantes au sein des agrégats polycristallins de quartz et rendent possible une estimation qualitative et de la déformation finie à partir de la mesure de la forme des porphyroclastes de quartz en lames minces (Bouchez, 1977). Les mesures effectuées sur des sections perpendiculaires à la foliation mylonitique, parallèles et perpendiculaires à la linéation d'étirement, permettent de déterminer les rapports axiaux de l'ellipsoïde de X/Y 1 — XIY Constriction K = 1 + 9= 40° + 0= 40° 4 + + t e+ 0 = 300
0= 40° 4 + + t e+ 0 = 300 + £ + + • e= 30° + -f:~"h~ t. '=~ + i~ 3" * *"•** £ * 0=2°° .* * .***."* * e = 050 2. ♦** * 9= 05° 2 * Aplatissement 1 1 I 1 1 2 3 4 y/z Fig. 2. Diagramme de Flinn obtenu à partir de la mesure des porphyroclastes de quartz (zone de cisaillement de Bélahouro-Souma). Fig. 2. Flinn plot of strain data obtained from quartz porphyroclasts measurements (Belahouro-Souma shear zone). la déformation X/Z et Y/Z. Ces mesures reportées sur un diagramme de
X/Z et Y/Z. Ces mesures reportées sur un diagramme de Flinn (fig. 2) montrent que la déformation est hétérogène. Bien qu'une majorité de points se localisent dans le champ de la déformation plane (Y invariant), on note cependant le passage progressif d'une déformation en aplatissement à la bordure du couloir à une déformation en constriction vers le centre de la zone de cisaillement. On observe également un changement progressif de la structure des agrégats polycristallins de quartz. Ces derniers sont faiblement déformés dans la bordure de la zone de cisaillement, où ils présentent une simple extinction onduleuse. En progressant vers
où ils présentent une simple extinction onduleuse. En progressant vers la zone centrale, les agrégats sont de plus en plus allongés avec une microstructure en mosaïque. Enfin au cœur de la zone de cisaillement, la recristallisation dynamique est importante et se traduit par la formation de rubans de quartz dans lesquels les grains ont tendance à se paralléliser à la direction du cisaillement. Les caractères de la déformation ainsi mis en évidence montrent que les couloirs de cisaillement du sillon de Djibo sont des zones de cisaillement ductiles continues (Ramsay et Graham, 1970), résultant d'un processus de cisaillement simple hétérogène
et Graham, 1970), résultant d'un processus de cisaillement simple hétérogène avec une augmentation progressive de la déformation cisaillante des bordures vers la partie centrale du couloir, où le déplacement est maximum. DISCUSSION ET CONCLUSION. — Lorsqu'au sein de l'Unité 1, les structures de la phase D1 ont été préservées des déformations ultérieures, la schistosité SI apparaît toujours fortement pentée et la linéation L1 subhorizontale. Leur orientation subméridienne est alors cohérente avec une direction de raccourcissement globalement E-W, qui s'accorde également bien avec le fonctionnement des zones de cisaillement sénestres N160 de la phase transcurrente D2 et suggère fortement une évolution
de la phase transcurrente D2 et suggère fortement une évolution progressive dans un même champ de déformation au cours des phases D1 et D2. Il n'y a pas de trace ici de la tectonique tangentielle précoce décrite dans la partie occidentale de la Côte-d'Ivoire (Feybesse et al., 1989) et la tectonique de chevauchement (D3), peu compatible avec la cinétique des phases D1 et D2, correspondrait à une remobilisation tardive du sillon de Djibo. Fig. 3. — Schéma structural des principales provinces birimiennes du craton ouest-africain (tiré de Milesi et al., 1989). Fig. 3. — Structural sketch map of the different
1989). Fig. 3. — Structural sketch map of the different Birimian provinces of the West African craton (from Milesi et al., 1989). La tectonique transcurrente éburnéenne a déjà été signalée dans les autres sillons du Burkina Faso, où elle s'exprime aussi par des couloirs de cisaillement sénestres subméridiens (Feybesse et al., 1990; Lompo et al., 1991; Sondo, 1986; Zonou, 1987; Ouedraogo, 1987). Elle a également été décrite dans d'autres provinces birimiennes du craton ouest africain (fig. 3) en particulier en Côte-d'Ivoire (Fabre et al., 1990; Fabre, 1985; Lemoine, 1985; Vidal, 1986; Lemoine, 1989), au Mali et au Sénégal oriental (Ledru
1986; Lemoine, 1989), au Mali et au Sénégal oriental (Ledru et al., 1989; Ledru et al., 1991; Bertrand et al., 1989). Nos résultats sur le sillon de Djibo s'inscrivent donc dans un cadre plus général, où la tectonique transcurrente apparaît comme une dynamique propre à la tectogenèse éburnéenne à travers tout le craton ouest africain. Ce style tectonique s'exprime toujours selon des directions subméridiennes dans un mouvement d'ensemble sénestre et accompagne la mise en place de batholites syntectoniques (Ledru et al., 1989; Ledru et al., 1991; Milesi et al., 1989). L'étude des relations entre ces épisodes tectoniques et magmatiques se
L'étude des relations entre ces épisodes tectoniques et magmatiques se place dans le cadre du débat actuel sur une accrétion crustale au cours du Protérozoïque inférieur en Afrique de l'Ouest (Boher, 1991; Abouchami et al., 1992). Étude financée par le BUMIGEP et le projet CAMPUS. Note remise le 24 juillet 1992, acceptée après révision le 8 janvier 1993. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES W. ABOUCHAMI, F. ALBAREDE, M. BOHER et A. MICHARD, La croissance continentale en Afrique à 2, 1 Ga, 14e Réun. Sci. Terre, Toulouse, 1992, p. 1. J.-M. BERTRAND, A. DIA, E. DIOH et J.-P. BASSOT, Réflexions sur la structure interne
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de l’Afrique de l’Ouest : une zone de chevauchement majeur antérieure à l’accident de Sassandra; l'exemple des régions d’Odienné et de Touba (Côte-d’Ivoire), C. R. Acad. Sci. Paris, 309, série II, 1989, p. 1847-1853. J.-L. FEYBESSE, J.-P. MILESI, M.-F. OUEDRAOGO et A. PROST, La « ceinture » protérozoïque inférieur de Boromo-Goren (Burkina Faso) : un exemple d’interférence entre deux phases transcurrentes éburnéennes. C. R. Acad. Sci. Paris, 310, série II, 1990, p. 1353-1360. P. LEDRU, J.-P. MILESI, J.-L. FEYBESSE, A. DOMMANGET, V. JOHAN, M. DIALLO et C. VINCHON, Tectonique transcurrente et évolution polycyclique dans le Birimien, Protérozoïque inférieur du Sénégal
et évolution polycyclique dans le Birimien, Protérozoïque inférieur du Sénégal (Afrique de l’Ouest), C. R. Acad. Sci. Paris, 308, série II, 1989, p. 117-122. P. LEDRU, J. PONS, J.-P. MILESI, J.-L. FEYBESSE et V. JOHAN, Transcurrent tectonics and polycyclic evolution in Lower Proterozoic of Senegal-Mali, Prec. Res., 50, 1991, p. 337-354. S. LEMOINE, Mise en évidence d’une tectonique tangentielle éburnéenne dans la synforme birrimienne de Fétékro (Côte d’Ivoire), implications possibles pour l’orogenèse éburnéenne, C. R. Acad. Sci. Paris, 301, série II, 1985, p. 195-200. S. LEMOINE, Évolution géologique de la région de Dabakala (NE de la Côte d’Ivoire) au Protérozoïque
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Protérozoïque Inférieur de Bouroum Sud (Burkina Faso, Afrique de l’Ouest), Études pétrographique, géochimique, approche pétrogénétique et évolution géodynamique, Thèse, Univ. Nancy-I, 1987, 294 p. S. N. : BP n° 2735, Ouagadougou 01, Burkina Faso; F. B. : Département de Géologie, Université de Ouagadougou, Burkina Faso; J. B. : Laboratoire de Sédimentologie et Géochimie Marines, Université de Perpignan, France; M. C., A. D. et J.-C. M. : Département de Géologie, Université Cheikh Anta Diop, Dakar-Fann, Sénégal. Tectonique/ Tectonics Coupe structurale de la Croûte archéenne en Hebei (Craton sino-coréen, Chine du Nord) Pierre CHOUKROUNE, Bernard AUVRAY, Bor-ming JAHN, Tao CHEN, Yuansheng GENG
Pierre CHOUKROUNE, Bernard AUVRAY, Bor-ming JAHN, Tao CHEN, Yuansheng GENG et Dunyi Liu Résumé Le craton sino-coréen, dans la province de Hebei, présente les deux lithologies archéennes caractéristiques que sont les roches supracrustales (quartzites, quartzites ferrifères, pélites et volcanites), et des gneisses anciens (Tonalites, Trondhjemites et Granodiorites ou TTG), intrudées par des granitoides. Cette partie de la croûte archéenne a évolué entre 3,8 et 2,3 Ga. Sa structuration a été acquise lors d’un événement tectono-métamorphique majeur à 2,5 Ga. Sur les 140 km de la coupe étudiée, la foliation est verticale; l'étirement, lorsqu’il est exprimé, est vertical et la déformation
verticale; l'étirement, lorsqu’il est exprimé, est vertical et la déformation homogène. Les caractères remarquables de cette déformation finie, localement perturbée par des cisaillements tangentiels d'âge protérozoïque inférieur (2,3 Ga), sont discutés en terme de comportement spécifique de la lithosphère archéenne. Structural cross-section in the Archaean crust of Hebei (Sino-Korean craton, North China) - Abstract — The Sino-Korean craton in the Hebei province presents the two classical Archaean lithologies: a supracrustal sequence composed of quartzites, ferrigenous quartzites, pelites and volcanics, and one composed of infracrustal gneisses (TTG Series), both being intruded by granitoids. This part of the Archaean crust evolved between
by granitoids. This part of the Archaean crust evolved between 3.8 and 2.3 Ga. The observed deformation was acquired during a major tectonometamorphic event around 2.5 Ga. Along the 140 km of the studied cross-section, foliation planes and the stretching direction are sub-vertical and the deformation is homogeneous. The salient characteristics of this regional deformation, lately disturbed by horizontal shear at 2.3 Ga, are discussed in terms of specific mechanical behaviour of the Archaean lithosphere at 2.5 Ga. Abstracted English Version — INTRODUCTION. — The structure and tectonic style of Archaean cratons is currently highly debated. For some authors body
Archaean cratons is currently highly debated. For some authors body forces, introduced by a contrast of density between supracrustal and infracrustal rocks, are responsible for the observed structural features. For others, a modern "plate tectonic model" already existed and some structures are viewed as thrusts in collision zones. A continuous, 140 km long, cross-section exposed in eastern Hebei province was chosen for structural investigations in the Sino-Korean craton which is poorly known from this point of view. LITHOLOGIES. According to previous geochronological studies, this part of the craton comprises classical Archean supracrustal rocks and old gneisses intruded by abundant granitoids.
Archean supracrustal rocks and old gneisses intruded by abundant granitoids. It evolved between 3.8 and 2.3 Ga (Liu et al. 1990, 1992. Le Complexe de Qianxi est subdivisé en deux unités principales : le complexe de Coazhuang, fait de gneiss TTG et de matériel supracrustal, dont l'âge est plus ancien que 3.5 Ga, et le complexe de Suichang qui comprend du matériel supracrustal (entre 3.0 et 2.7 Ga) et des granite intrusifs. Le tout a été intronné par de nombreux plombs magmatiques (gabbro-diorite, monzodiorite, monzogranite et granodiorite) entre 2.7 et 2.45 Ga. Le plus récent événement magmatique est représenté par
2.45 Ga. Le plus récent événement magmatique est représenté par l'emplaçement de pegmatites datées aux environs de 2.2-2.3 Ga. METAMORPHISME. Le tout a été affecté par un metamorphisme qui s'intensifie de l'Est vers l'Ouest, du granulite au amphibolite faciès. Les conditions estimées de P/T sont de P = 8 kb et T = 820-840°C pour le plus haut grade (SE de la coupe) et de P = 4.5 à 6 kb, T = 600-650°C pour le plus bas grade (partie occidentale de la coupe). STRUCTURE. — Les données structurelles peuvent être résumées comme suit : — Toutes les lithologies sont
être résumées comme suit : — Toutes les lithologies sont affectées par un fort aplatissement vertical marqué par une forte foliation nord-sud vertical qui présente une forte inclinaison lorsque présente. — Ce même épisode de déformation coïncide avec le métamorphisme régional high grade daté à 2.5 Ga. — L'intensité de la déformation est élevée et ne présente aucune variation significative. — Dans la partie orientale de la coupe, le champ de cisaillement est perturbé par un épisode de "cold" déformation exprimé par des écroulements horizontaux spatialement liés à une zone de chevauchement majeur. Ces écroulements affectent une phase granitique datée
de chevauchement majeur. Ces écroulements affectent une phase granitique datée à 2.3 Ga et sont donc proterozoïques. DISCUSSION. — Les caractéristiques structurelles, qui indiquent une homogène déformation, impliquent un comportement rhéologique particulier pour la croûte archaïenne. Le cas chinois peut être fruitivement comparé à ceux d'Inde et d'Afrique : il diffère par l'amount de cisaillement, qui est probablement le plus élevé jamais enregistré pour un événement archaïen. Le fait le plus intéressant concerne la disposition verticale des plans foliaires dans la partie profonde de la croûte archaïenne. Cela est complètement différent de ce que l'on connaît dans les chaînes dites
différent de ce que l'on connaît dans les chaînes dites "modernes" où les granulites sont affectées par un fort aplatissement horizontal. Le présent cas est interprété comme dû à l'absence de zone horizontale de découplage dans la croûte pendant l'Archean. L'ensemble du "Complexe de Qianxi", est affecté par un métamorphisme qui, dans la plus grande partie du secteur étudié, correspond au faciès granulite ainsi que le montrent les paragenèses les plus typiques parmi lesquelles : Métasédiments : Qtz + Plg + Grt + Op, Qtz + Plg + Crd + Grt + Sill + Op + Biotite + Fk; BIF
Grt + Sill + Op + Biotite + Fk; BIF : Qtz + Mgt + Opx + Cpx; Métavolcanites basiques; Hbn + Opx + Cpx + Plg + Qtz + Grt + Ap + Op; Charnockites : Qtz + Plg + Pk + Opx + Cpx + Biotite + Grt + Hbn + Op + Ap. Les estimations thermobarométriques réalisées sur ce type d'assemblages (Zhang et al, 1982; Sills et al., 1987; Chen, 1990) montrent que les conditions maximum du faciès granulite se situent aux alentours de P=8 kb et T=820-840°C. Dans le secteur de Caozhuang (partie SE de la
T=820-840°C. Dans le secteur de Caozhuang (partie SE de la coupe), tout comme dans la partie ouest du secteur étudié (Malanyu), le métamorphisme ne semble pas avoir dépassé les conditions du faciès amphibolite profond (P = 4,5-6 kb et T= 600-650°C; Sills et al., 1987). Une rétromorphose générale, quoique irrégulière, affecte les paragenèses granulitiques, se traduisant notamment par le développement de la hornblende et de la biotite aux dépens de l'Opx, du Cpx et éventuellement du Grt; cet événement rétromorphique est vraisemblablement postarchéen (Jahn et Zhang, 1984). STRUCTURE (fig.). Le long des 140 km de coupe effectuée, l'ensemble des lithologies