jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
DE LA ZONE FRONTALE DES MAURITANIDES. — La couverture de la bordure occidentale du craton ouest-africain est représentée par trois ensembles lithostratigraphiques essentiellement détritiques ([11], [8]). Dans la région étudiée, le premier ensemble, d'âge Protérozoïque supérieur, manque. Le second ensemble, ou supergroupe II, comporte à sa base une « triade » d'âge Protérozoïque terminal à cambrien probable [12]. Celle-ci est constituée par une tillite, des carbonates à barytine et des silexites [11]. Il lui succède des shales et des grauwackes verts, puis des carbonates et enfin des argilites et grès rouges. En discordance de ravinement et localement angulaire ([7], [8],
rouges. En discordance de ravinement et localement angulaire ([7], [8], [13]) des grès-quartzites blancs grossiers à stratifications obliques métriques (base du supergroupe III) constituent le couronnement des falaises du Tagant et de l'Assaba, situées à l'Est de la chaîne, et ils sont attribués à l'Ordovicien supérieur. Cet ensemble III auquel on adjoute au Tagant le Siluro-Dévonien indifférencié, est plissé ([6] [7]). Les premières unités externes de la chaîne sont constituées par des termes analogues à ceux du supergroupe II auxquels sont associées des vulcanites basiques et des shales hématitiques, Cet ensemble, toujours très tectonisé et non métamorphique, est défini dans
ensemble, toujours très tectonisé et non métamorphique, est défini dans la littérature ([1], [13]) comme le Parautochtone de la chaîne. OBSERVATIONS LE LONG DU FRONT DES MAURITANIDES. A. Mise en évidence d'une discordance intra-supergroupe II. Dans l'Autochtone de la bordure occidentale du craton et à l'Ouest de la Passe de Diouk (fig. 2), les argilites et grès rouges de la partie supérieure du supergroupe II reposent en discordance sur les shales et grauwackes verts de base, plissés et schistosés. Plus au Sud, à la pointe SW de l'Assaba (fig. 2), ces mêmes argilites et grès rouges reposent sur une série
ces mêmes argilites et grès rouges reposent sur une série plus complète, plissée et schistosée, comprenant une diamictite, les shales verts et le niveau carbonaté dit supérieur. Cette discordance angulaire (40°), localisée sur la bordure occidentale du craton, daterait approximativement de la limite entre le Protérozoïque terminal et le Cambrien ou intra-Cambrien Inférieur et d'autre part témoignerait de l'extension de la phase tectonique panafricaine II jusque dans l'avant-pays. B. Failles du Parautochtone. Les coupes géologiques (fig. 3) au lac Lebher et à Guidemballa. Une faille inverse (FH) de direction subméridienne, à pendage variable, 60°W (fig. 3a) et 30°W (fig. 3
à pendage variable, 60°W (fig. 3a) et 30°W (fig. 3 b), met en contact les shales hématitiques plissés du Parautochtone sur les grès blancs ordoviciens subhorizontaux de la base du supergroupe III. Les stries indiquent un déplacement vers l'Est. À Guidemballa, une faille inverse (Φ, fig. 3 c) à faible pendage W détermine une écaille plurikilométrique d'Autochtone décollée au niveau de l'horizon carbonaté. Dans les deux sites, le charriage FH des faciès parautochtones sur l'Ordovicien supérieur caractérise la mise en place définitive post-ordovicienne du front dans cette portion de la chaîne, sans que l'on ne puisse toutefois préciser s'il s'agit
chaîne, sans que l'on ne puisse toutefois préciser s'il s'agit de la remobilisation d'un front préexistant ou d'une déformation unique et tardive. C. Lithostratigraphie et structure du parautochtone à Massar (fig. 3 d). Les faciès autochtones appartiennent à la base du supergroupe II. Concordants et subhorizontaux, ils affleurent à l'Est de « la limite de Massar » [13], une discontinuité subméridienne mise en évidence par télédétection. À l'Ouest de ce linéament, on distingue quatre formations qui sont de bas en haut et dans leur succession tectonique : une diamictite, des shales verts, des shales hématitiques et des grès grossiers bruns
shales verts, des shales hématitiques et des grès grossiers bruns molassiques. 1. La diamictite, interprétée comme en d'autres secteurs ([8], [13], [14]), comme un équivalent marin de la tillite du bassin de Taoudeni, est surmontée par des shales verts localement schistosés à faible pendage vers l'W. 2. Les shales hématitiques, de direction constante subméridienne, présentent d'importantes variations de pendage (25° vers l'Est ou l'Ouest à verticaux) par rapport à leur substratum subhorizontal. Cette disposition implique qu'ils reposent en troncature basale (<f) 1) sur les diamictites et shales verts par l'intermédiaire d'une surface de chevauchement très peu pentée vers l'Ouest. De
d'une surface de chevauchement très peu pentée vers l'Ouest. De plus, les bancs de shales hématitiques sont recoupés par des cisaillements décimétriques à pendage de 15 à 30°W et porteurs de stries qui plongent à l'Ouest et indiquent un jeu inverse vers l'Est ou le NE. Ces cisaillements traduisent probablement la troncature sommitale des shales hématitiques par un second contact anormal (<1> 2) penté W. 3. Les grès grossiers bruns, molassiques, seuls reliefs notables de ce secteur, présentent des pendages de 20 à 40°W ou E. Ils surmontent en troncature basale subhorizontale des shales hématitiques ou des I, socle; 2,
basale subhorizontale des shales hématitiques ou des I, socle; 2, Protérozoïque supérieur 3, Proterozoïque terminal-Cambrien inférieur, 4, front de chaîne panafrican II; 5, Cambro-Ordovicien; 6, Siluro-Dévonien; 7, front de chaîne hercynien; 8, Parautochtone; 9, chevauchement âge inconnu; 10, zones internes des Mauritanides; 11, sédiments post-paléozoïques. Fig. 2. Hercynian and Pan-African II front thrust Mauritanides belt. 1, Basement; 2, Upper Proterozoic cover sequences; 3, Latest Proterozoic-Early Cambrian cover sequences; 4, Pan-African II frontal thrust belt; 5, Cambrian-Ordovician; 6, Silurian-Devonian; 7, Hercynian frontal thrust belt; 8, Parautochthonous units; 9, thrust age unknown; 10, Mauritanides internal units; 11, Post-Paleozoic cover sequences. Fig. 3.
10, Mauritanides internal units; 11, Post-Paleozoic cover sequences. Fig. 3. Evolution géologique de la zone frontale des Mauritanides le long de la bordure SW du craton ouest-africain, coupes E-W; a, Lac Lebher; b et c, Guidemballa; d, Massar. Autochtone : 1, socle; Protérozoïque terminal-Cambrien inférieur : 2, tillite, dolomies à barytine et silexites; 3, shales verts; 4, grauwackes verts; Cambrien (?) : 5, carbonates supérieurs; Cambro-ordovicien : 6, argiles et grès rouges; Ordovicien supérieur : 7, grès blancs; Parautochtones : 8, faciès glaciogéniques; 9, shales verts; 10, shales hématitiques; 11, grès grossiers bruns; Allochtone : 12, zones internes des Mauritanides,
grès grossiers bruns; Allochtone : 12, zones internes des Mauritanides, FH, Fp : front de chaîne hercynien et panafricain II; <j> 1, <j>2; chevauchement; <j> : faille inverse. Fig. 3. Mauritanides frontal zone geological development along the South West Africa Craton foreland, geological cross-section: a, Lac Lebher; b and c, Guidemballa; d, Massar. Autochthonous: 1, Basement; Latest Proterozoic-Early Cambrian: 2, continental glaciogenic sediment, barite limestone and silexites; 3, green shales; 4, green greywackes; Cambrian (?): 5, upper limestones; Cambrian-Ordovician: 6, red rock clay and sandstones; Late Ordovician: 7, white sandstones; Parautochthonous, 8, marine glaciogenic complex; 9, green shales; 10, hematitic
Parautochthonous, 8, marine glaciogenic complex; 9, green shales; 10, hematitic shales; 11, brown coarse sandstones; Allochthonous: 12, internal zone belt. FH, FP Hercynian and Pan-African II frontal thrust belt; Φ 1, <j>2: thrust fault; <j>: reverse fault. diamictites pendues 20°W. Les cisaillements observés dans les shales hématitiques (<j>2) semblent associés à ce contact. 4. Les faciès glaciogéniques chevauchent (en FP) les grauwackes vertes de l'Autochtone, ici à pendage 20°W dont les critères sédimentaires (« flute casts ») attestent la position normale. Cette faille inverse Fp, dite faille de Massar, est localisée précisément sur « la limite de Massar ». Le
localisée précisément sur « la limite de Massar ». Le Parautochtone, constitué de formations équivalentes de la base du Supergroupe II (Protérozoïque terminal-Cambrien Inférieur) est tronqué par des shales hématitiques et des grès molassiques et impliqué dans des chevauchements à vergence est. Ces faciès tectonisés sont comparables aux formations parautochtones de Guidemballa et du lac Lebher. La faille de Massar (Fp) apparaît donc comme l'émergence d'un chevauchement frontal des Mauritanides. D, Deux fronts de chaînes distincts à Massar. Le prolongement photo-géologique de la faille de Massar aboutit toutefois à la terminaison méridionale de l'Assaba où elle est cachetée par les
terminaison méridionale de l'Assaba où elle est cachetée par les argilites et grès rouges subhorizontaux cambro-ordoviciens. La faille Fp souligne de ce fait un front de déformation antérieur au dépôt de ces formations : le jeu de FP est donc attribué dans le contexte régional au Panafricain II. Par contre, la signature photo-géologique du front « hercynien » (FH) défini au lac Lebher et à Guidemballa se poursuit vers le Sud et à l'Ouest de la faille de Massar. CONCLUSIONS-INTERPRÉTATION. — Ces nouvelles données permettent de discerner dans la zone frontale des Mauritanides méridionales (15 et 16°N) deux phases tectoniques
frontale des Mauritanides méridionales (15 et 16°N) deux phases tectoniques : la première, attribuée au Panafricain II (Fp et écaillages de Massar) est limitée au Sud et probablement en relations avec les Bassarides [1] et la seconde est attribuée au Paléozoïque supérieur (déformation de l'Ordovicien vers le Nord). Ces deux phases ne sont clairement superposées que dans la région de Massar. Le fait que le Panafricain II n'ait pas été identifié par la géochronologie dans cette portion des Mauritanides [4], alors qu'il y est encore présent, correspond à un amortissement de l'événement tectonométamorphique du Panafricain II bien individualisé dans les
de l'événement tectonométamorphique du Panafricain II bien individualisé dans les Bassarides [2]. Il n'a pas été possible de mettre en évidence dans ces coupes une tectonique Panafricain 1 dont la présence est pourtant suggérée dans la chaîne par la géochronologie [15]. Ces nouvelles données s'intègrent dans un schéma géodynamique proposé récemment ([1], [2]). Lors d'une phase de serrage attribuée au Panafricain II, les formations à caractères glaciaires du Protérozoïque terminal-Cambrien inférieur sont plissées et chevauchent les formations synchrones de celles de la bordure occidentale autochtone du craton ouest-africain (secteur de Massar). Le front ainsi formé est à son tour scellé
Massar). Le front ainsi formé est à son tour scellé par les formations molassiques dues à l'érosion de cette chaîne panafricaine et vers le Nord elles chevauchent l'Ordovicien supérieur autochtone puis le Dévonien supérieur [5] quand il est présent. Le front des Mauritanides apparaît donc comme une structure composite dont le dernier rejet se situe entre 310 et 270 Ma ([1], [2], [4], [15]) lors de la collision de la bordure occidentale du continent de Gondwana avec la Laurentia (Appalaches du Sud). Nous tenons à remercier J.-J. Motte et Th. Fromage, pour l'aide qu'ils nous ont apportée dans l'exécution des
Fromage, pour l'aide qu'ils nous ont apportée dans l'exécution des figures. Note remise le 11 mai 1992, acceptée après révision le 13 janvier 1993. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] J. P. LECORCHE, et al., Geol. Soc. Am. Spec. Pap. n 230, 1989, p. 131-144. [2] M. VILLENEUVE et R. D. DALLMEYER, Precambr. Res., 1987, p. 19-28. [3] R. D. DALLMEYER et M. VILLENEUVE, Geol. Soc. Am. Bull., 98, 1987, p. 602-614. [4] R. D. DALLMEYER et J.-P. LECORCHE, Tectonophysics, 117, 1990, p. 81-107. [5] R. D. DALLMEYER et J.-P. LECORCHE, Geol. Soc. Am. Bull., 101, 1989, p. 55-70. [6] J.-P. LECORCHE, Trav.
Am. Bull., 101, 1989, p. 55-70. [6] J.-P. LECORCHE, Trav. Lab. Sci. Terre, Saint-Jérôme, Marseille, B, 26, 1985, 446 p. [7] O. DIA et al., Rev. Géol. Dyn. Géogr. Phys., Paris, 21, 1979, p. 403-409. [8] O. DIA, Thèse Sci., Univ. Aix-Marseille-III, 1984, 516 p., déposée à la société géologique de France. [9] M. VILLENEUVE, Thèse Sci., Univ. Aix-Marseille-III, 1984, 552 p, déposée à la société géologique de France. [10] M. VILLENEUVE, S. BONVALOT et Y. ALBOUY, C. R. Acad. Sci. Paris, 310, série II, 1990, p. 955-962. [11] R. TROMPETTE, Trav. Lab. Sci. Terre, Saint-Jérôme, Marseille, B, 7, 1973,
TROMPETTE, Trav. Lab. Sci. Terre, Saint-Jérôme, Marseille, B, 7, 1973, 702 p. [12] S. J. CULVER et al. C. R. Acad. Sci. Paris, 307, série II, 1988, p. 651-657. A. LE PAGE, Thèse, Univ. Aix-Marseille-III, Thèse, 1983, 518 p., déposée à la société géologique de France. A. LE PAGE, J. Afr. Earth Sci., 7, 1, 1988, p. 265-283. R. D. DALLMEYER et J. P. LECORCHE, Am. J. Sci., 290, 1990, p. 1136-1168. R. C., A. L., F. H., A. L. P. et M. V. : Université de Nice-Sophia Antipolis, Institut de Géodynamique, parc Valrose 06034 Nice, France; J.-P. L. :
de Géodynamique, parc Valrose 06034 Nice, France; J.-P. L. : Université Aix-Marseille-III, Fac. Saint-Jérôme, Laboratoire de Géophysique et de Géodynamique, Case n° 422, 13397 Marseille Cedex 13, France. Géodynamique/Geodynamics Déformations du bassin d'avant-arc au Nord-Ouest de Sumatra : une réponse à la subduction oblique Jacques-André MALOD, Badrul MUSTAFA KEMAL, Marie-Odile BESLIER, Christine DEPLUS, Michel DIAMENT, Komar KARTA, Alain MAUFFRET, Philippe PATRIAT, Manuel PUBELLIER, Hervé REGNAULT, Posma ARITONANG et M. T. ZEN Jr Résumé La subduction oblique est considérée comme la cause d'effets tectoniques remarquables sur la marge active correspondante. Il s'agit de grands décrochements parallèles à la marge, de déplacements
s'agit de grands décrochements parallèles à la marge, de déplacements de blocs et de déformations du bassin d'avant-arc. Sumatra est un exemple caractéristique de cette situation où une composante en cisaillement horizontal, induite par une convergence oblique, s'exprime par deux failles majeures de coulissage : la grande faille de Sumatra et la faille de Mentawai. De nouvelles données montrent que la faille de Mentawai continue vers le Nord et que le bassin d'avant-arc est segmenté par des accidents décrochant ou compressif. Ceci confirme que la lanière crustale du bassin d'avant-arc n'est pas rigide. Deformation of the fore-arc basin northwest of
n'est pas rigide. Deformation of the fore-arc basin northwest of Sumatra: a response to oblique subduction Abstract Oblique subduction is considered as the cause of significant effects on related active margins: strike-slip faulting parallel to the margin, translation of microblocks and deformation of the fore-arc basin. Sumatra is a clear example of a shear component induced by oblique convergence and expressed by two major strike-slip fault zones: the Sumatra and Mentawai faults. New data collected show that the Mentawai fault zone continues northwards, but also that the fore-arc basin is segmented by strike-slip or compressional features. This confirms that the
segmented by strike-slip or compressional features. This confirms that the fore-arc sliver plate along Sumatra is not rigid. Abridged English Version INTRODUCTION. The Sunda subduction results from the convergent motion (about 6 cm/yr) of the Indo-Australian and the Eurasian plates (fig, 1, A) (Karig et al., 1978). The present local relative motion is better determined from the study of slip vectors which indicates a nearly NS relative motion (McCaffrey, 1988). As a result, the subduction is frontal along Java and oblique along the Sumatra trench. The obliquity of the subduction is accommodated by a shear component taken up along two
is accommodated by a shear component taken up along two large strike-slip faults: the Sumatra and the Mentawai faults (Diament et al., 1992) (fig. 1, A). Based on the study of slip vectors of the subduction (McCaffrey, 1988) or on an estimate of the present motion along the Sumatra fault (Diament et al., 1990; Huchon and Le Pichon, 1984; Katili and Hehuwat, 1967; Lassal et al., 1989) the fore-arc basin is expected not to be rigid. However, large internal deformations in the southern part of the fore-arc basin have not been observed (Diament et al., 1992). A marine geophysical cruise
been observed (Diament et al., 1992). A marine geophysical cruise was carried out in 1991 on board the R.V. Baruna-Jaya-III as part of the French-Indonesian cooperation programme in oceanography. In this paper, we deal with the results of the single channel seismic reflection survey of the northern part of the Sumatra fore-arc. SUBSIDENCE IN THE FORE-ARC. Erosional surfaces are evidenced on the shelf or in deeper parts of the basin. Correlations between seismic profiles and stratigraphic data available on the shelf allow an age to be given to the submersion of these surfaces (fig. I, B) (Beaudry and Moore 1985).
of these surfaces (fig. I, B) (Beaudry and Moore 1985). To the north and near the coast, the surface, buried by Early Pliocene layers is close to sea level. Seaward, it reaches about 3,000 m depth forming the bottom of the present fore-arc basin on profile 32, 33 (fig. 2, A, C). East of Simeulue and Nias, erosional surfaces are of Miocene age. Tilted towards the SW, these erosional surfaces indicate that a large amount of subsidence has occurred in the basin. This may be explained by the overload of the accretionary prism or by fore-arc extension in an EW
the accretionary prism or by fore-arc extension in an EW direction, or by deep crustal erosion linked to subduction. THE CONTINUATION OF THE MENTAWAI FAULT. — The Mentawai fault continues north of the equator (fig. 1, B). We can follow it offshore east of Simeulue and northwards (fig. 2, B), where it seems to extend through the accretionary prism. However, our investigation at sea is not continuous. South and north of Nias Island, submarine features that we relate to the Mentawai fault system may continue and form the tectonic lineament bounding the eastern part of the island. The shape of
bounding the eastern part of the island. The shape of the Mentawai fault appears parallel to the Sumatra fault (fig1, B). STRUCTURES TRANSVERSE TO THE BASIN. — Tectonic structures to the fore-arc may represent the trace of internal deformations. North of Nias such structures are clearly observed, in contrast with the southern domain which is made of a single sliver platelet (Diament et al., 1992). Consequently, the fore-arc basin north of the equator is segmented into three large sub-basins: Nias, Simeulue and Aceh basins (fig. 1, B). The transverse lineaments include strike-slip faults, such as the Batee fault (Karig et
include strike-slip faults, such as the Batee fault (Karig et al., 1980) or the large fault which bounds the Aceh basin to the west (fig. 2, C). Compressional zones oblique to the Mentawai fault are located between the Aceh and the Simeulue basins (Tuba ridge, fig. 1, B) and probably along the southern border of the Simeulue basin (Banyak islands) and Nias basin (Pini Ridge). INTERPRETATION. — The location of the Sumatra and Mentawai faults are different and their roles are probably different. Mentawai fault is located nearby the boundary between the fore-arc domain and the accretionary prism. It indicates
between the fore-arc domain and the accretionary prism. It indicates a relative motion of the sediments accreted in the prism with respect to the fore-arc. This may be explained by the fact that the accretionary prism is lying upon the subducting oceanic crust and therefore is submitted to normal convergence, inducing compressional deformation, and to lateral transport inducing strike-slip. This motion depends upon the coupling between the accretionary prism and the oceanic slab. On the other hand, Sumatra fault is located within the Sumatra plate along the volcanic line and separates the stable southeast Asian plate from the deformed fore-arc
separates the stable southeast Asian plate from the deformed fore-arc domain. Therefore, we interpret the Sumatra fault as a fault allowing a progressive, complete accommodation of the deformations induced by the oblique subduction. The volcanic line may act as a weak zone where strike-slip motion is favored. The Sumatra and Mentawai faults have thus very different meanings. Although some back-arc thrusting may occur, the trace of the Mentawai fault follows approximately the boundary between the two plates. CONCLUSION. — Our study confirms that the fore-arc sliver plate off Sumatra is not rigid. If a complete partitioning of the subduction motion
not rigid. If a complete partitioning of the subduction motion is achieved, the lateral displacement of the accretionary prism, calculated for the time of opening of the Andaman Sea (the last 10 Ma) at a rate of 60 mm/yr is about 520 km. This motion is shared between the Mentawai and Sumatra faults. On land, the recent motion is lower to the south (6 mm/yr) (Bellier et al., 1991) than to the north (15 mm/yr) for the region of lake Toba (Detourbet, personal communication). As a result, either the greatest part of the motion occurred along the Mentawai fault, or
part of the motion occurred along the Mentawai fault, or the motion slowed down recently along the Sumatra fault. In both cases, the prism motion corresponds to the whole motion, supporting the idea of large displacements. Alternatively, partitioning of the oblique convergent motion may have been only partial and the displacements of lower amplitude. INTRODUCTION. 1. La subduction oblique devant Sumatra. La subduction de l'arc de la Sonde résulte du mouvement convergent (6 cm/an) des plaques indo-australienne et eurasienne (fig. 1, A) (Karig et al., 1978). Le mouvement relatif de ces deux plaques Fig. 1. A: Cadre géodynamique de la
ces deux plaques Fig. 1. A: Cadre géodynamique de la subduction de Sumatra montrant les failles de Sumatra et de Mentawai. La zone d'étude est encadrée et les profils de la figure 2 sont localisés. B: Schéma structural du bassin d'avant-arc au nord de Sumatra, montrant la segmentation en 3 bassins. Fig. 1. A: Geodynamic sketch of the Sumatra subduction showing the Sumatra and Mentawai faults. The study area is framed and the location of seismic profiles of figure 2 is given. B: Structural sketch of the northern fore-arc off Sumatra, showing the segmentation of the basin. à cet endroit
Sumatra, showing the segmentation of the basin. à cet endroit de leur frontière n'est pas connu avec précision en raison des déformations internes de la plaque Eurasie sur sa bordure SE asiatique. En fait, le mouvement relatif actuel est donné par l'étude des vecteurs de glissement déduits des séismes, qui indiquent un mouvement pratiquement N-S (McCaffrey, 1988). En conséquence, la subduction est frontale devant Java et oblique devant Sumatra. 2. Les effets de la subduction oblique. — L'obliquité de la subduction entraîne la décomposition du mouvement entre une composante normale de la convergence et une composante cisaillante parallèle à la
de la convergence et une composante cisaillante parallèle à la marge (Beck Jr, 1983; Fitch, 1972). Le mouvement cisaillant s'exprime par le grand décrochement de Sumatra (fig. 1, A) qui a accompagné depuis 11 Ma l'ouverture de 450 km de la mer d'Andaman au Nord de Sumatra (Curray et al., 1979) et une extension de 50 km dans le détroit de la Sonde (Huchon et Le Pichon, 1984; Lassal et al., 1989). La différence provient du jeu d'une deuxième faille, la faille de Mentawai (Diament et al., 1992), ainsi que de probables déformations du bassin d'avant-arc (McCaffrey, 1988) comme cela