jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
Mer de Chine méridionale à la marge asiatique ([10], [11]). C'est à cette latitude que le bassin avant-arc nord Luzon s'arrête brutalement. Deux profils de sismique réflexion réalisés lors de la campagne océanographique POP 2 montrent qu'à 19°N le bassin nord Luzon n'est déformé que sur sa bordure occidentale en liaison avec le rétrochevauchement de la partie inactive du prisme d'accrétion (fig. 1) [10]. L'arc volcanique de Luzon. — Les données à terre recueillies dans l'archipel de Batan [12] ainsi que les données sismologiques à l'est de l'île de Lanshu [9] indiquent la présence de failles décrochantes sinistres d'orientation N150
[9] indiquent la présence de failles décrochantes sinistres d'orientation N150 au niveau de l'arc volcanique. Ce réseau de failles est subparallèle à la fosse de Manille dans sa partie septentrionale. Deux failles dextres possédant une composante normale et limitant une dépression topographique NE-SW, ont également été proposées au niveau de l'archipel de Babuyan au vu d'arguments cartographiques [13] et de données sismologiques [9]. Lewis et Hayes [5] dessinent, pour leur part, une faille d'extre (avec une composante inverse), de même orientation, au niveau de l'archipel de Batan (fig. 1). La faille de la vallée longitudinale. La prolongation vers le sud
faille de la vallée longitudinale. La prolongation vers le sud de cette faille est marquée sismologiquement jusqu'à 21°7'N (fig. 1). L'ÎLE DE TAÏWAN. La genèse de la chaîne de Taiwan résulte de la collision active entre la marge eurasiatique et l'arc volcanique de Luzon, la faille de la vallée longitudinale marquant la limite entre ces deux ensembles. Cette faille, qui absorbe près de 50 % de la convergence lithosphérique [15], correspond à une dépression morphologique étroite (2-7 km), très linéaire et de direction N 20°E. Des mesures de triangulation dans trois réseaux géodésiques situés de part et d'autre de la
trois réseaux géodésiques situés de part et d'autre de la vallée longitudinale ont permis de caractériser la cinématique de la faille [15]. Selon les cas, les mouvements sensibles (2230 mm/an) prédominent ou sont du même ordre de grandeur que les mouvements chevauchants. L'étude sismique de l'ensemble de l'orogenèse taïwanaise montre, pour sa part, l'existence d'un plan plongeant de 50° vers l'est jusqu'à une profondeur d'environ 100 km et dont le prolongement en surface est situé à ~20 km à l'ouest de la faille de la vallée longitudinale [14]. À l'échelle lithosphérique, l'île de Taiwan présente donc l'association d'un plan incliné
lithosphérique, l'île de Taiwan présente donc l'association d'un plan incliné matérialisant le plongement de la marge asiatique déformée sous l'arc de Luzon et d'une faille subverticale absorbant des mouvements décrochants importants (fig. 2). Ce dispositif s'éloigne donc assez nettement de ceux classiquement associés à un poinçonnement et caractérisés par la disposition en gerbe des décrochements. Cette particularité de l'orogène taïwanaise s'explique probablement par l'histoire antérieure de la faille de la vallée longitudinale (voir ci-dessous). VARIATIONS LONGITUDINALES DU RÉGIME DE DÉFORMATION. — Les déformations actuelles du détroit de Luzon se distinguent de celles présentes aussi bien au nord qu'au sud par
de celles présentes aussi bien au nord qu'au sud par le fait qu'il n'existe pas une structure transcurrente majeure mais au contraire un réseau de failles d'orientation variées (NW-SE et NE-SW). MODÈLE DE DÉCOUPLAGE EN CONTEXTE DE SUBDUCTION ET DE COLLISION. Le régime de déformation observé s'intègre dans une cinématique régionale marquée par la convergence oblique NW-SE entre les plaques Mer des Philippines et Eurasie. Il témoigne d'une répartition des mouvements décrochants et chevauchants ( « découplage »), ceci à une échelle lithosphérique. La répartition des mouvements semble totale au centre de l'archipel philippin alors qu'elle n'est que partielle au
centre de l'archipel philippin alors qu'elle n'est que partielle au nord de Luzon et à Taïwan où la faille de la vallée longitudinale correspond à un décrochevauchement [15]. Au niveau du détroit de Luzon la complexité du régime de déformation est liée principalement à la géométrie de LÉGENDE DE LA FIGURE 1 Fig. 1. — Organisation géodynamique actuelle de la bordure NW de la plaque mer des Philippines. Un système transcurrent majeur existe au niveau de Luzon (faille philippine) et au niveau de Taiwan (faille de la vallée longitudinale). Par contre, les déformations au niveau du détroit de Luzon sont
contre, les déformations au niveau du détroit de Luzon sont absorbées par un réseau de failles de nature et d'orientation variées. 1 : croûte océanique de la mer de Chine méridionale; 2 : complexe de subduction (au sud) et de collision (au nord); 3 : plaque Mer des Philippines, (a) Front de déformation associé à la limite de plaque (en relation avec la subduction le long de la fosse de Manille au sud et avec la faille de la vallée longitudinale au niveau de Taiwan); (b) limite entre la croûte océanique de la mer de Chine Méridionale et la marge
océanique de la mer de Chine Méridionale et la marge chinoise; (c) chevauchement et décrochement avec une composante de chevauchement; (d) décrochement; (e) faille normale et décrochement avec une composante normale; (f) courbes bathymétriques; (g) référence bibliographique justifiant les structures représentées. Fig. 1. — Present-day geodynamic organization of the NW border of the Philippine Sea plate. A major transcurrent system exists both in the south (Philippine Fault) and in the north (Longitudinal Valley Fault). Conversely, the Luzon Strait is marked by faults of diverse nature and strike. 1: South China Sea oceanic crust; 2: subduction (in the south) and collision
Sea oceanic crust; 2: subduction (in the south) and collision (in the north) complex; 3: Philippine Sea Plate. (a) deformation front associated with the plate-boundary; (b) boundary between the oceanic crust of the South China Sea and the Chinese continental margin; (c) thrust and strike-slip fault with an upthrust component; (d) strike-slip fault; (e) normal fault and strike-slip fault with a normal component; bathymetric curve; (g) reference cited in the text which justifies geological feature drawn. la marge. En effet, la fosse de Manille subit une forte virgation en réponse à la collision taïwanaise. Les failles situées à l'arrière de
à la collision taïwanaise. Les failles situées à l'arrière de la fosse doivent donc accommoder un jeu variable. Ce type de dispositif associant des chevauchements et des décrochements parallèles, lors d'une convergence oblique par rapport à l'arc, a été obtenu lors d'expériences analogiques [1]. ÉVOLUTION GÉODYNAMIQUE. L'évolution structurale de la bordure NW de la plaque Mer des Philippines peut être envisagée en considérant le dispositif actuel au niveau de Luzon comme illustrant le stade antérieur à la collision taïwanaise. Cette approche est en fait le prolongement des hypothèses de Suppe [16] et de Barrier [17] concernant la progression vers le
[16] et de Barrier [17] concernant la progression vers le Sud et le Sud-Ouest de la collision taïwanaise. Au Pliocène inférieur (4 Ma) la faille philippine est clairement active [6]. Au niveau de Taïwan, des mouvements subméridiens importants semblent subsister jusqu'à cette période [18]. Ils pourraient être en liaison avec la faille de la vallée longitudinale qui n'est encore qu'un décrochement à l'arrière de la frontière de plaque majeure (fig. 3). A l'actuel, la faille de la vallée longitudinale marque la limite de plaque à Taïwan. La fosse de Manille et l'arc volcanique de Luzon subissent une torsion en réponse
et l'arc volcanique de Luzon subissent une torsion en réponse à la collision taïwanaise. Cette torsion est accommodée par un réseau de failles néoformées dans le détroit de Luzon (fig. 3). Le système décrochant demeure à la fois au nord et au sud où la limite de plaque reste orientée N-S à NNE-SSW. CONCLUSION. L'absence de structure transcurrente majeure parallèle à la marge dans le détroit de Luzon est en relation avec la torsion de la fosse de Manille à cette latitude. Ce dispositif contraste avec ceux présents à Luzon et à Taïwan et qui montrent une répartition des mouvements
et à Taïwan et qui montrent une répartition des mouvements décrochants et chevauchants au niveau de structures tectoniques parallèles. Ce travail a bénéficié des données de la campagne océanographique POP 2 communiquées par J. F. Stephan. E. Calais et C. Larroque ont bien voulu relire ce manuscrit. Note remise le 27 juillet 1992, acceptée après révision le 15 novembre 1992. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] N. PINET et P. COBBOLD, Tectonophysics, 206, 1992, p. 371-388. [2] D. E. KARIG, Marine Geol., 14, 1973, p. 153-168. [3] C. BOWIN, R. S. Lu, C. S. LEE et H. SCHOUTEN, Am. Ass. Petr. Geol. Bull.,
S. LEE et H. SCHOUTEN, Am. Ass. Petr. Geol. Bull., 62, 1978, p. 1645-1672. [4] T. SENO et K. KURITA, J. Phys. Earth Suppl. Issue, 1978, p. 249-263. [5] S. D. LEWIS et D. E. HAYES, Tectonophysics, 168, 1989, p. 221-237. [6] N. PINET et J. F. STEPHAN, Tectonophysics, 183, 1990, p. 207-224. [7] J. C. RINGENBACH, N. PINET, J. F. STEPHAN et J. DELTEIL, Tectonics (sous presse). [8] N. PINET, Thèse de Doctorat, Univ. Nice, 1990, 390 p. [9] M. HAMBURGER, R. CARDWELL et ISACKS, Geoph. monograph 27, A.G.U., 1983, p. 1-22. [10] B. PELLETIER, Thèse de Doctorat, Univ.
1983, p. 1-22. [10] B. PELLETIER, Thèse de Doctorat, Univ. Brest, 1985, 268 p. [11] J. F. STEPHAN, R. BLANCHET, C. RANGIN, X. MATHIEU, D. BALADAD P. BOUYSSE, M. P. CHEN, P. CHOTIN, J. Y. COLLOT, J. DANIEL, J. M. DROUHOT, B. MARSET, B. PELLETIER, M. RICHARD et M. TARDY, Intern. Symp. Geod. evolution of eastern eurasian margin (résumé), Paris, 1988. [12] M. RICHARD, Thèse de Doctorat, Univ. Brest, 1986, 339 p. [13] D. JACQUES, Thèse de Doctorat, Univ. Brest, 1987, 233 p. [14] S. W. ROEDER, Y. H. YEH et Y. B. TSAI, J. Geoph. Res., 92, 1987, p.
et Y. B. TSAI, J. Geoph. Res., 92, 1987, p. 10547-10570. [15] S. Yu, D. D. JACKSON, G. Yu et C. Liu, Tectonophysics, 183, 1990, p. 97-109. [16] J. SUPPE, Petrol. Geol. Taiwan, 17, 1981, p. 1-16. [17] E. BARRIER, Thèse de Doctorat d'État, Univ. Pierre-et-Marie-Curie, 1985. [18] M. FAURE, J. CHARVET, H. CHU, C. Lu, J. ANGELIER, F. BERGERAT, C. R. Acad. Sci. Paris, 305, série II, 1987, p. 209-213. Institut National de la Recherche Scientifique, Géoressources, complexe scientifique, 2700, rue Einstein, Case postale 7500, Sainte Foy, Québec G1 V4C7, Canada. PLANCHE/PLATE NICOLAS PINET Fig. 2. Coupes à l'échelle
V4C7, Canada. PLANCHE/PLATE NICOLAS PINET Fig. 2. Coupes à l'échelle crustale au niveau de Taiwan et de Luzon. Dans les deux cas, il existe une association entre un plan incliné vers l'est et une faille subverticale absorbant des mouvements décrochants. La structure crustale au niveau de Luzon est donnée à titre indicatif et est basée sur des données provenant d'autres arcs insulaires. 1 : croûte continentale (marge chinoise); 2 : croûte océanique de la mer de Chine méridionale; 3 complexe de subduction (transect sud) et de collision (transect nord); 4 arc volcanique de Luzon. Fig. 2. — Schematic crustal cross-section
arc volcanique de Luzon. Fig. 2. — Schematic crustal cross-section across Taiwan and Luzon. In both cases, there is an association between a plane dipping eastward and a subvertical fault which absorbs strike-slip movements. The crustal structure in the Luzon transect is hypothetical and is based on geophysical data from other island arcs. 1: continental crust (Chinese margin); 2: South China oceanic crust; 3: subduction complex (southern transect) and collision complex (northern transect); 4: Luzon volcanic arc. Fig. 3. — Deux stades dans l'évolution de la bordure NW de la plaque mer des Philippines. A, Pliocène inférieur (4 Ma); B,
plaque mer des Philippines. A, Pliocène inférieur (4 Ma); B, Pleistocène. Fig. 3. Two steps in the evolution of the NW border of the Philippine Sea plate. A, Early Pliocene (4 Ma); B, Pleistocene. This rapid runoff between land surface and the borehole proves that the latter intersects a large pipe. Underground flow speed is notably constant: the restitution recording of artificial tracers and turbidity peaks are synchronic and three main connections appear to exist between the surface of the basin and the well (Fig. 1). The first strongly peaked signal appears 5 or 6 hrs. after the beginning of
signal appears 5 or 6 hrs. after the beginning of rainfall (Fig. 2); the two later peaks slightly shift behind schedule when the groundwater reservoir is nearly full up, at the end of winter and during spring. Turbidity intensity and tracer recordings show very similar patterns and turbidity appears as a very interesting parameter to follow, considering it is a natural one. There is no linear relation between turbidity and conductivity of waters streaming in agricultural environments. Turbidity is acquired during streaming while changes in conductivity run with a time-lag: there is a hysteresis effect between the two phenomena [1].
there is a hysteresis effect between the two phenomena [1]. At the beginning of the cycle, erosion by running waters stirs covering soil particles, and the water quickly mineralizes. Later on, erosion affects organo-mineral aggregates of the soil and mineralization of the water steadily slows. A new mineralization equilibrium only appears at the end of gullying. Such a cycle is reproducible (Fig. 3 A), even if conductivity loss is less marked, when a new rainfall occurs some days later, when soils are still wet. The same parameters recorded in the borehole show a comparable cycle but amplitude variations are less
borehole show a comparable cycle but amplitude variations are less marked (Fig. 3 B). There is dilution and mixing of streaming waters with underground ones, and moreover the balance shows that part of suspended particulate matter is trapped inside underground karstic channels. Here too, conductivity runs behind schedule: hysteresis is even more clear than for land-surface streaming. Conductivity variations are bound to water masses mixing with one another; otherwise turbidity is due only to small quantities of suspended matter acting as a pollutant. In the borehole, turbidity signal patterns are closely bound to rain event patterns. In Figure 4, curve
closely bound to rain event patterns. In Figure 4, curve 1 corresponds to a very localized shower which, considering the lag time before response, was centered on a distant part of the catchment basin. More generalized rainfalls induce the trimodal pattern of curves 2 and 3, which are very close to that of Figure 2. In curve 4, the signal is broadening with time, showing the persistence of rain. Finally curve 5 shows a very strong and unimodal signal, corresponding to very erosive winter rainfalls. Observation of Figure 4 shows that the optimum situation for investigation of karst drainage systems
that the optimum situation for investigation of karst drainage systems is dependent upon the season. Most of the hydrological patterns observed in the Aubette karst system seem to exist throughout the chalky part of Normandy, and the turbidity signal is possibly a good means for an investigation of these parameters. This natural tracer allows us to estimate the number of main sinkholes in a catchment basin, and even sometimes their location. Such study seems to be a good way to identify the ways of transmission of biological pollutants. La même figure permet de comparer les résultats de ces traçages à
figure permet de comparer les résultats de ces traçages à un enregistrement de la turbidité au même forage, enregistrement réalisé à la suite d'une impulsion pluviométrique bien marquée et relativement simple. Les trois modes de la courbe turbidité apparaissent dans le temps sensiblement au droit des restitutions de traceurs, mettant ainsi parfaitement en relation chaque pointe de turbidité avec l'arrivée à la source de l'eau d'un des trois engouffrements principaux. Le premier pic de turbidité, le plus important, apparaît toujours 5 à 6 h après le déclenchement du ruissellement consécutif à une forte pluie; les deux pics suivants se déplacent
à une forte pluie; les deux pics suivants se déplacent légèrement au cours des saisons : une dérive vers des temps de transit plus longs se produit lorsque les drains naturels sont noyés en période de hautes eaux (fin de l'hiver et printemps). Ces signaux en turbidité apparaissent à la suite d'une crue, mais il faut noter que leur enregistrement est beaucoup plus discriminant que ne le serait un simple enregistrement des débits [3]. La netteté de ces réactions est due au fait que le forage recoupe de toute évidence un des principaux drains du système karstique, et il faut
un des principaux drains du système karstique, et il faut encore remarquer que dans ces karsts, dont le développement vertical est de faible amplitude, les remises en suspension dans les conduits ne sont qu'exceptionnelles [1]. II. PARTICULARITÉ DU TRACEUR TURBIDITÉ. Turbidité et conductivité. Lors des fortes précipitations, une partie de l'eau ruisselle sur les terres agricoles où elle acquiert sa turbidité. En première approximation, la turbidité croît avec le débit ruisselé alors que la conductivité a tendance à décroître, mais la construction d'un diagramme turbidité/conductivité montre que la relation entre les deux paramètres est loin d'être linéaire (fig. 3 A).
les deux paramètres est loin d'être linéaire (fig. 3 A). La conductivité évolue avec un certain retard par rapport à la turbidité, tout au long du cycle de ruissellement : on assiste à un effet d'hystérésis entre ces deux phénomènes. L'explication est à rechercher dans les conditions de ruissellement sur des terres mal protégées par la végétation, là où la turbidité apparaît. Les premières eaux brassent les microparticules de surface et se minéralisent encore bien, mais lorsque l'érosion affecte les agrégats organo-minéraux, la minéralisation ralentit pour devenir très lente après la fin de l'érosion et la formation d'une croûte de
la fin de l'érosion et la formation d'une croûte de battance qui isole l'eau des éléments carbonatés du substrat. Il faut attendre la fin du cycle, quand le transport particulaire devient négligeable, pour que l'eau retrouve le temps nécessaire pour acquérir une minéralisation en équilibre avec le complexe organo-minéral du sol. La figure 3 A montre aussi deux cycles correspondant, sur le même site, à deux épisodes de ruissellement qui se suivent à quelques jours. On constate la reproductibilité des phénomènes, parfaite pour la turbidité, un peu moins marquée pour la conductivité qui diminue moins durant le second cycle se
la conductivité qui diminue moins durant le second cycle se déroulant sur un sol imbibé d'eau [4]. Les eaux sortant du karst (fig. 3 B) montrent une parenté évidente avec les précédentes, même si, très logiquement, les évolutions ont une amplitude plus modeste : en plus d'une dilution des eaux de surface par les réserves souterraines, les bilans montrent qu'une partie des eaux reste piégée dans les conduits souterrains, si bien que la poussée de turbidité est notablement plus faible qu'en surface (de l'ordre de 50 contre 600 NTU). La baisse de conductivité se produit nettement après le pic de
baisse de conductivité se produit nettement après le pic de turbidité : l'effet d'hystérésis entre ces deux paramètres est encore plus net qu'il ne l'est dans les eaux de ruissellement superficiel. Le transit souterrain a un effet amplificateur : les variations de conductivité sont tributaires du rapport entre les masses d'eau qui se mélangent [5] alors que la turbidité est liée à l'introduction de fines particules solides, dont l'effet est à la fois rapide et se fait sentir sur des volumes d'eau importants. Intensité des épisodes turbides. Certaines réponses en turbidité sont plurimodales, complexes et difficiles à décrypter, mais d'autres
turbidité sont plurimodales, complexes et difficiles à décrypter, mais d'autres sont interprétables. La figure 4 propose des exemples correspondant à des impulsions pluviométriques pratiquement unitaires, ou l'intensité de la pluie est la variable essentielle. La courbe 1 traduit une averse localisée touchant uniquement une partie éloignée du bassin versant, dont la principale bétoire ne pollue le forage qu'après 24 h (fig. 1). La courbe 2 a l'aspect trimodal déjà reconnu plus haut, où les trois bétoires principales participent à l'élaboration du signal enregistré. La courbe 3 est du même type, mais le phénomène est plus intense, un traînée importante sur
mais le phénomène est plus intense, un traînée importante sur le signal traduit la persistance de la pluie, comme cela s'observe surtout au printemps et en automne. [1] Maury, R., 1966. Hydrogéologie des terres calcaires plongées à l'intérieur des Pyrénées. T. III. Thèse doctorale, Univ. de Paris. [2] Maury, R., 1970. Les eaux souterraines dans les terrains karstiques. In: "Hydrogéologie", Mémoires du B.R.G.M., 1970, n° 6, p. 123-150. [3] Drogue, D., 1969. Possibilités d'exploitation des eaux de sources karstiques pour l'alimentation des villes. In: "Systèmes karstiques et eau", T. II, Colloque de Grenoble, 1966, Editions du CNRS, Paris, p. 451-463.
Colloque de Grenoble, 1966, Editions du CNRS, Paris, p. 451-463. [4] Maury, R., 1971. Étude des variations de la conductivité électrique de l'eau en fonction du temps de séjour dans les milieux calcaires du Piémont pyrénéen. C.R. Acad. Sc., Paris, 272 D, p. 900-903. [5] Maury, R., 1973. Evolution des caractères physico-chimiques des eaux de ruissellement et souterraines à l'intérieur des Pyrénées franxc3xa7aises. J. Rech. Hydr. 4 (2), p. 109-124. Les courbes enregistrées (fig. 4) reflètent donc des conditions climatiques et saisonnières. Un corollaire apparaît immédiatement : l'investigation d'un réseau souterrain à l'aide de la turbidité donnera les meilleurs résultats
souterrain à l'aide de la turbidité donnera les meilleurs résultats lorsque les impulsions pluviométriques sont moyennes, principalement en demi-saison. Les fortes pluies hivernales, pour leur part, sont défavorables, puisque le signal tend vers une saturation. CONCLUSIONS. — Les investigations conduites sur le système aquifère karstique de l'Aubette mettent en évidence l'intérêt d'un suivi précis des épisodes de turbidité. On peut ainsi approcher certains mécanismes de transfert caractéristiques du système. Des comparaisons avec d'autres karsts laissent à penser que ces principes sont transposables, tout au moins en pays crayeux rajeuni tectoniquement et couvert de limons. On retiendra en particulier les points
et couvert de limons. On retiendra en particulier les points suivants : — le signal turbidité, s'il perd une partie de son amplitude dans le karst, conserve globalement sa modulation et reste tout à fait analysable aux exutoires; — les conditions de transfert du signal turbidité entre les entrées et les exutoires, qu'ils soient naturels ou artificiels (forage), sont codifiables et reproductibles; une réponse en turbidité plurimodale qui suit une impulsion unitaire traduit l'existence de plusieurs points d'engouffrement; la mesure du temps de transit situe la vulnérabilité du point d'eau; un réseau pluviométrique serré peut même permettre de positionner l'engouffrement
un réseau pluviométrique serré peut même permettre de positionner l'engouffrement à partir d'averses localisées; le suivi en continu du signal turbidité aux exutoires permet de fixer une image du comportement du système face aux accidents polluants, en particulier bactériologiques; — une telle analyse apparaît devoir précéder la mise en place d'une protection de la ressource en eau potable, mais aussi l'élaboration de solutions de traitement des eaux turbides superficielles. Note remise le 6 avril 1992; acceptée après révision de 10 novembre 1992. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] G. Rico, Hydrologie de la craie, Actes Muséum Rouen, 1989-3, 1990-1, 153 p. et 169