jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
and related concentric patterns indicate a radial expansion of granites. In this way, Velay granites display many similarities with extruding-spreading nappes [12] but also with extensional domes ([13], [14], [15]) (fig. 2). TECTONIC SETTING OF GRANITE EMPLACEMENT. — The analysis of the deformation within the Velay granites provides some useful constraints for our understanding of tectonic setting of Late Variscan (Hercynian) crustal anatexis. The Velay granites post-date the early thrusts [16]. Internal strain patterns relate to (i) the lateral expansion and the southward-spreading of the magma, (ii) the uplift of the Velay area, mainly accommodated by the Pilat detachment fault
the Velay area, mainly accommodated by the Pilat detachment fault zone active during and after cooling of the granites. Such movements are consistent with a post-thickening extensional deformation [18] during the Late Carboniferous (fig. 3). INTRODUCTION. — La cartographie des champs de déformation est un outil puissant en géologie structurale. Elle consiste à intégrer, à l'échelle régionale, des données ponctuelles sur la déformation des roches telles que (i) la direction et le pendage du plan d'aplatissement, (ii) la direction et le plongement de la direction d'étirement, (iii) les valeurs des rapports axiaux de l'ellipsoide de déformation finie, (iv) les critères
rapports axiaux de l'ellipsoide de déformation finie, (iv) les critères cinématiques. L'intégration de ces différentes données permet (i) de reconstituer l'orientation dans l'espace des axes principaux de déformation (k1, X2, X3) et d'en déduire le contexte tectonique global (compression et/ou extension), (ii) de discuter l'homogénéité ou l'hétérogénéité de la déformation et d'en déduire le caractère coaxial ou non coaxial, (iii) de reconstituer la cinématique de la déformation. Ce type d'analyse a déjà été appliqué à divers granites syntectoniques mis en place dans la croûte supérieure, à la fin de l'orogenèse varisque. Cela a permis de caractériser les champs de déformation
varisque. Cela a permis de caractériser les champs de déformation associés aux contextes tectoniques décrochants [1] chevauchants [2] et décrochevauchants [3] (fig. 1). Fig. 1. Champs de déformation et contexte de mise en place de granites syntectoniques (ellipses) : a, décrochement; b, cisaillement transcurrent régional; c, décrochevauchement; d, chevauchement; e, étalement et expansion horizontale sous une faille de détachement. Trajectoires de foliation (plan [Xt, Y]) en traits fins, direction d'étirement (A.) en petites flèches, (b et d, d'après [1]). Fig. 1. Tectonic setting of granite emplacement and related strain patterns: a, emplacement along a strike-slip fault; b, regional wrenching; c,
a, emplacement along a strike-slip fault; b, regional wrenching; c, thrust-wrench shear zone; d, regional thrusting: e, laterally expanding and spreading granites below a detachment fault. Foliation trajectories (lines), stretching lineation (arrows) (b and d, from [1]). Les implications tectoniques sont discutées. GRANITOÏDES HERCYNIENS DU VELAY. Les granitoïdes du Velay sont constitués de divers monogranites peralumineux à cordiérite localement associés à des migmatites dans un corps hétérogène de près de 100 km de diamètre à l'affleurement, avec une épaisseur estimée de l'ordre de la dizaine de kilomètres, et présentant une structure en dôme aplati. Le toit du dôme est observable
structure en dôme aplati. Le toit du dôme est observable dans la partie est du Velay et les zones plus profondes dans la moitié ouest. Ces granitoïdes se prolongent vers le Nord, en direction des Monts du Forez. Leur mise en place s'est produite à l'époque hercynienne anté-stéphanienne, à la fin de l'orogenèse varisque. Elle est précédée d'une première phase de migmatisation. Bien que ces granitoïdes soient intrusifs dans des formations d'orthogneiss et de paragneiss issues de la croûte profonde et affectées par les chevauchements varisques, leur niveau de mise en place est relativement superficiel : les sources magmatiques proviennent
en place est relativement superficiel : les sources magmatiques proviennent de la croûte moyenne (5 kb) avec une mise en place autour de 2 kb et même moins pour les faciès les plus tardifs, ce qui montre, entre autres, que la remontée de la croûte profonde était largement engagée dès le Carbonifère supérieur. CHAMP DE DÉFORMATION ASSOCIÉ À LA MISE EN PLACE DES GRANITOÏDES HERCYNIENS DU VELAY. — Le champ de déformation hercynien dans le Velay décrit la déformation interne des granites et la déformation de l'encaissant lors de la mise en place des granites. (1) Le champ de déformation
mise en place des granites. (1) Le champ de déformation interne a déjà fait l'objet de plusieurs études. La foliation interne a été acquise dans le site final de mise en place du magma. Elle présente une disposition cartographique concentrique, parallèle à l'enveloppe externe du granite. Les pendages sont forts sauf à l'approche du toit où la foliation s'horizontalise. Lorsque la foliation est peu pentée, elle subit un plissement dont les axes suivent la courbure de l'enveloppe externe. Les linéations d'étirement sont elles aussi concentriques sauf au toit et sur les flancs des granites où elles sont N-S. Des perturbations
les flancs des granites où elles sont N-S. Des perturbations du champ de déformation interne ont été mises en évidence dans la partie nord du granite. Elles consistent en un changement d'orientation de la foliation et de la direction d'étirement au niveau de zones de cisaillements ductiles. Ces zones de cisaillement enregistrent des mouvements décrochants subméridiens sinistres et ENE dextres (NW Velay) mais aussi des mouvements en faille normale vers le Nord (Velay Est) corrélables avec le fonctionnement de la faille de détachement du Pilat. (2) Dans l'encaissant autour des granites du Velay la déformation est polyphasée. L'placement des magmas
granites du Velay la déformation est polyphasée. L'placement des magmas granitiques induit un amollissement thermique périphérique qui favorise la localisation de la déformation. Des structures contemporaines de la mise en place des granites recoupent alors les structures antérieures liées à l'épaississement varisque. On peut ainsi observer, autour du dôme du Velay, le développement de structures superposées avec déformation de la schistosité régionale S1 - S2 héritée de l'épaississement varisque, par des plis P3 admettant une schistosité S3 de plan axial. De même on note des changements d'orientation des trajectoires de déformation finie, les schistosités S1, S2, S3 et les axes
déformation finie, les schistosités S1, S2, S3 et les axes de plis P3 tendant à se paralléliser avec l'interface granite-encaissant. INTERPRÉTATION DU CHAMP DE DÉFORMATION. Deux composantes majeures sont enregistrées dans la déformation interne des granites du Velay: un raccourcissement radial horizontal et un raccourcissement vertical. Les structures à disposition concentrique (foliation, linéation d'étirement, plis) ainsi que le fort pendage de la foliation indiquent un raccourcissement horizontal radial dans toute la partie sud du Velay. Un tel raccourcissement suppose une importante expansion latérale du magma dans le site final de mise en place des granites. L'étirement, qui est perpendiculaire à
mise en place des granites. L'étirement, qui est perpendiculaire à la direction globale de déplacement au front de l'unité qui s'étale radialement, devient parallèle au déplacement sur les flancs, en arrière et au toit de cette unité. L'étalent du magma engendre des structures d'enroulement au front des granites (Velay Sud) avec formation de plis fortement déversés vers le Sud. Le faible pendage de la foliation vers le toit des granites (Velay Est) indique qu'une composante de raccourcissement vertical interfère dans le champ de déformation interne. Ce raccourcissement vertical se traduit aussi par des zones de cisaillement ductile, peu pentées, à
aussi par des zones de cisaillement ductile, peu pentées, à jeu normal vers le Sud au Sud du Velay, vers le Nord au Nord et localement conjuguées dans la partie centrale. Deux grands domaines peuvent être schématiquement distingués en fonction des diverses caractéristiques du champ de déformation interne : (i) un domaine interne (Velay centre et Nord) où l'expansion latérale est limitée et combinée avec des effets régionaux de type cisaillements ductiles, transcurrents ou à jeu normal vers le Nord, (ii) un domaine frontal (Velay Sud) où l'étalement vers le Sud et les structures concentriques associées témoignent d'une forte expansion
Sud et les structures concentriques associées témoignent d'une forte expansion horizontale du magma granitique. Les caractéristiques de ce champ de déformation, notamment dans le domaine frontal, sont à rapprocher de celles des nappes gravitaires de type extrusion-étallement avec (i) un étalement horizontal suivant une direction, ici N-S, perpendiculaire à la direction de raccourcissement, (ii) des schistosités fortement pentées, (iii) un étirement concentrique ou longitudinal, (iv) une forte déformation au front de l'unité qui s'étale. Fig. 3. — Bloc diagramme représentant les relations entre déformation et déplacement dans le domaine du Velay. La déformation enregistrée par les granites est corrélable avec
Velay. La déformation enregistrée par les granites est corrélable avec (i) l'expansion horizontale et l'étalement du magma, (ii) la remontée du domaine du Velay, principalement accommodée par la faille de détachement du Pilat. Ces mouvements sont compatibles avec une extension régionale, post-épaisissement varisque, de direction N-S. Fig. 3. — Sketch depicting strain-displacement relationships in the Velay area. Internal strain patterns relate to (i) the lateral expansion and the southward-spreading of the magma, (ii) the uplift of the Velay area, mainly accommodated by the Pilat detachment fault zone. Such movements are consistent with a post-thickening extensional deformation during the Late Carboniferous.
consistent with a post-thickening extensional deformation during the Late Carboniferous. Toutefois l'analogie ne peut être totale car l'expansion horizontale n'est pas le seul fait de la gravité. Elle est ici avant tout la conséquence de deux facteurs interactifs que sont (i) le mode de formation du corps intrusif, avec adjonction continuelle de matière par injection de magma granitique, (ii) le contexte tectonique global qui contrôle le développement et la forme des granites dans le site final de mise en place du magma. De ce point de vue il est intéressant de remarquer qu'un dispositif structural analogue à celui du Velay
de remarquer qu'un dispositif structural analogue à celui du Velay peut se développer en contexte extensif. Les modélisations numériques montrent en effet qu'à la suite d'une dénudation tectonique, le rebond isostatique de la lithosphère engendre un flambage de la croûte inférieure avec formation de dômes. Ces dômes, à cœur migmatitique et granitique, peuvent subir un étalement « forcé » d'origine tectonique. Dans les deux cas on observera un important étalement horizontal des granites. IMPLICATIONS TECTONIQUES. L'analyse du champ de déformation dans les granites du Velay apporte quelques contraintes supplémentaires à la connaissance du contexte tectonique de l'anatexie crustale fini-carbonifère (phase
la connaissance du contexte tectonique de l'anatexie crustale fini-carbonifère (phase hercynienne s.s.). Les granites du Velay sont des granites post-épaississement car postérieurs aux chevauchements varisques qu'ils envahissent et recoupent localement. Ils accommodent des mouvements horizontaux globalement N-S, enregistrés par l'étalement du magma. Au plan des axes de déformation, l'étirement (X^) demeure subméridien pendant toute l'histoire fini-carbonifère. Cet étirement subméridien s'accompagne, au moins dans les premiers stades de la granitisation, d'un raccourcissement régional (λ3) horizontal, subéquatorial, marqué par des cisaillements transcurrents localisés. La mise en place des granitoïdes du Velay est, par ailleurs, contemporaine de mouvements verticaux enregistrés par les chemins
par ailleurs, contemporaine de mouvements verticaux enregistrés par les chemins P, T, t ([7], [17]). Ces mouvements, corrélables avec la remontée du domaine du Velay, sont principalement accommodés par la faille de détachement du Pilat, active pendant et après le refroidissement des granites. Étalement des granites et remontée du socle sont tous deux compatibles avec une extension régionale de direction N-S. La prédominance des structures extensives à la fin du Carbonifère suggère une verticalisation progressive de la direction de raccourcissement (0"3) au cours du temps. De ce point de vue les caractéristiques structurales du dôme granitique du Velay peuvent être
les caractéristiques structurales du dôme granitique du Velay peuvent être comparées à celles des domaines qui subissent une extension, après épaississement de la lithosphère en contexte de collision continentale. Dans un tel schéma les granites du Velay enregistreraient les derniers événements de la convergence varisque et l'extension associée à la rééquilibration de la lithosphère épaissie. Un contexte d'extension post-épaississement est alors envisageable. Note remise le 26 octobre 1992, acceptée après révision le 6 janvier 1993. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] J. P. BRUN et J. PONS, J. Struct. Geol., 3, 1981, p. 219-229. [2] J. L. LAGARDE, S. AIT OMAR et B.
219-229. [2] J. L. LAGARDE, S. AIT OMAR et B. RODDAZ, J. Struct. Geol., 12, 1990, p. 805-821. [3] J. L. LAGARDE et B. RODDAZ, Bull. Soc. géol. France, 3, 1983, p. 389-395. [4] J. DUPRAZ et J. DIDIER, Géologie de la France, BRGM, 4, 1988, p. 73-88. [5] R. BAYER et A. HIRN, Bull. Soc. géol. France, 3, 1987, p. 561-574. [6] M. CAEN-VACHETTE, J. P. COUTURIE et J. DIDIER, C. R. Acad. Sci. Paris, 301, série II, 1982, p. 1303-1308. [7] J. M. MONTEL, C. MARIGNAC, P. BARBEY et M. PICHAVANT, J. Metamorphic Geol., 10, 1992, p. 1-15.
et M. PICHAVANT, J. Metamorphic Geol., 10, 1992, p. 1-15. [8] P. LEDRU, J. M. LARDEAUX, D. SANTALLIER, A. AUTRAN, J. M. QUENARDEL, J. P. FLOCH, G. LEROUGE, N. MAILLET, J. MARCHAND et A. PLOQUIN, Bull. Soc. Geol. Fr., 3, 1989, p. 605-618; P. LEDRU, C. DALLAIN, J. M. LARDEAUX et C. MARIGNAC, Terra abstracts, 3, 1991, p. 204; P. LEDRU et G. COURRIOUX, Résumés Scientifiques du BRGM, 1990-1991, p. 5-7. [9] J. L. LAGARDE, C. DALLAIN et R. CAPDEVILLA, C. R. Acad. Sci. Paris, 311, série II, 1990, p. 477-484. [10] M. MATTAUER, M. BRUNEL et P. MATTE, C.
477-484. [10] M. MATTAUER, M. BRUNEL et P. MATTE, C. R. Acad. Sci. Paris, 306, série II, 1988, p. 671-676; J. MALAVIEILLE, P. GUIHOT, S. COSTA, J. M. LARDEAUX et V. GARDIEN, Tectonophysics, 177, 1990, p. 139-149. [11] J. P. BURG et O. VANDERHAEGHE, J. Struct. Geol., 15, 1993 (sous presse). [12] O. MERLE, Tectonophysics, 165, 1989, p. 57-71. [13] W. R. BUCK, Journ. Geophys. Research, 96, B12, 1991, p. 20161-20178. [14] S. WDOWINSKI et G. J. AXEN, Tectonics, 11, 2, 1992, p. 303-315. [15] J. VAN DEN DRIESSCHE et J. P. BRUN, Geodinamica Acta, 5, 1992, p. 85-99; P.
J. P. BRUN, Geodinamica Acta, 5, 1992, p. 85-99; P. GAUTIER, J. P. BRUN et L. JOLIVET, Structure and kinematics of Upper cenozoic extensional detachment on Naxos and Paros (Cyclades Islands), Tectonics (Submit.). J. L. LAGARDE, R. CAPDEVILA et S. FOURCADE, Bull. Soc. géol. France, 5, 1992. p. 597-610. V. GARDIEN, Thèse d'université, Lyon, 1990, 352 p.; V. GARDIEN et J. M. LARDEAUX, C. R. Acad. Sci. Paris, 312, série II, 1991, p. 61-68. J. VAN DEN DRIESSCHE et J. P. BRUN, C. R. Acad. Sci. Paris, 309, série II, 1989, p. 1607-1613; J. P. BURG, J. P. BRUN et
1989, p. 1607-1613; J. P. BURG, J. P. BRUN et J. VAN DEN DRIESSCHE, C. R. Acad. Sci. Paris. 311, série II, 1990, p. 147-152. J. L. L., C. D. et O. M. ; « Géosciences Rennes », 35042 Rennes Cedex, France: P. L. et C. D. ; BRGM/SGN, 45060 Orléans Cedex, France. Tectonique/Tectonics Tectonique transcurrente éburnéenne au sein du craton ouest-africain : exemple du sillon de Djibo (Burkina Faso) Serge NIKIEMA, Jean BENKHELIL, Michel CORSINI, François BOURGES, Abdoulaye DIA et Jean-Christophe MAURIN Résumé La tectonique transcurrente qui affecte les formations géologiques du sillon birimien de Djibo est caractérisée par
formations géologiques du sillon birimien de Djibo est caractérisée par la formation de couloirs de cisaillement ductiles sénestres subméridiens. Une analyse détaillée a permis de préciser le caractère de la déformation qui affecte ces zones de cisaillement dans des conditions de métamorphisme épizonal. Cet épisode tectonique majeur est connu dans toute l'Afrique de l'Ouest où il marque le cycle éburnéen. Transcurrent Eburnean tectonics in West Africa: example of the Djibo area (Burkina Faso) Abstract The transcurrent tectonics in the Djibo area is characterized by sub-meridian sinistral ductile shear zones. The characteristics of the deformation affecting the shear zones in low-grade
characteristics of the deformation affecting the shear zones in low-grade metamorphic conditions are defined. This major tectonic event is known in throughout West Africa and corresponds to the Eburnean orogeny. Abridged English Version INTRODUCTION. North of Ouagadougou (Burkina Faso), the Djibo area belongs to the West Africa Craton of Lower to Middle Proterozoic age. It is composed of metamorphic rocks of volcano-sedimentary origin intruded by granites (Ducelier, 1963). In a recent study (Nikiema, 1992) two major lithostructural units were identified with (i) Unit 1 consisting of sandstones and basic igneous rocks, intruded by the Koutougou porphyritic granite, (ii) Unit 2
rocks, intruded by the Koutougou porphyritic granite, (ii) Unit 2 with basaltic and andesitic lavas and interstratified sediments, intruded by the Belahouro and the Aribinda granites. Three main tectonic phases (D1, D2, D3) are defined respectively (Nikiema, 1992). The first phase, D1, characterized by isoclinal folds and the second phase, D2, is responsible for the formation of ductile shear zones, both acted during the Eburnean orogeny around 2 Ga. The last phase, D3, corresponding to thrusting in a north-eastern direction post-dates the Eburnean orogeny around 1.7 Ga (Simeon et al., 1992; Feybesse et al., 1990). The aim of this paper
1992; Feybesse et al., 1990). The aim of this paper is to describe the character of transcurrent tectonics in the Djibo area and to emphasize its importance and extent in Birimian provinces of the West African Craton (Ledru et al., 1989; Feybesse et al., 1990; Fabre et al., 1990; Ledru et al, 1991; Lompo et al., 1991; Milesi et al., 1989). GEOMETRY AND KINEMATICS OF THE SHEAR ZONES. — In the Djibo area strike-slip tectonics is characterized by the development of ductile shear zones of a hundred metres wide and some kilometres long. One of the main shear zones, the
some kilometres long. One of the main shear zones, the Belahouro-Souma shear zone (fig. 1), has controlled the emplacement of a granitic intrusion. In the shear zone, the mylonitic foliation is steeply dipping, trending N160, and bears a horizontal mineral stretching lineation. Stretching is marked by the elongation of quartzofeldspathic aggregates in the granite and by ductile boudinage of quartz veinlets. A mineral lineation is defined by the alignment of synkinematic mica flakes. Non-coaxial strain is suggested by occurrences of drag folds, sigmoidal lenses, asymmetrical recrystallized tails around feldspar porphyroclasts and C-S planar fabric. Various shear criteria consistently indicate a
and C-S planar fabric. Various shear criteria consistently indicate a sinistral sense of shear. The shear zones formed under greenschist facies conditions correspond to sinistral ductile strike-slip faulting. STRAIN ANALYSIS. Strain analysis was performed in the Belahouro-Souma shear zone from microstructural data on mylonites sampled from the boundary to the centre of the shear zone. The shear strain (γ) and the shear displacement can be defined from angular relationships between the shear plane (C) and the schistosity surface (S) in the shear zone (Ramsay and Graham, 1970). The angle (θ) decreases from the boundary to the centre of the shear
decreases from the boundary to the centre of the shear zone (table) accompanied by a progressive increase of the shear strain (γ) and amount of differential displacement (ds). The minimum total displacement computed across the shear zone is about 6.2 km. Quartz recrystallization is never very extensive so that the finite strain analysis could be estimated from the measurement of the shape of the quartz porphyroclasts (Bouchez, 1977). The axis ratios X/Z and Y/Z of porphyroclasts were measured at microscopic scale. They indicate in a Flinn plot (fig. 2) that the finite strain is close to plane strain (Y invariant)
the finite strain is close to plane strain (Y invariant) and changes progressively from the flattening field at the shear zone boundary to the constriction field at the centre of the shear zone. The polycrystalline aggregates of quartz display also a progressive change of shape from the boundary to the centre of the shear zone: slightly deformed with an undulatory extinction, elongated with a mosaic microstructure and ribbon structures. Finally the shear zones of Djibo area are continuous and characterized by a progressive increase of the shear strain from the boundary to the centre of the shear zones, resulting from
boundary to the centre of the shear zones, resulting from non-homogeneous simple shear mechanism (Ramsay and Graham, 1970). DISCUSSION AND CONCLUSION. — Everywhere the structures from the first phase, D1, are preserved from the later deformations, the S1 cleavage is sub-vertical with a N-S trend and bears a horizontal stretching lineation. This early tectonic event, D1, as well as the transcurrent tectonics, D2, probably resulted from an E-W shortening of the Djibo area. Eburnean transcurrent tectonics has been described in other Birimian provinces of the West African Craton, in Côte d'Ivoire (Fabre et al., 1990; Feybesse et al. 1989; Fabre,
d'Ivoire (Fabre et al., 1990; Feybesse et al. 1989; Fabre, 1985; Lemoine, 1985; Vidal, 1986; Lemoine, 1989), in Mali and in Eastern Senegal (Ledru et al., 1989; Ledru et al., 1991; Bertrand et al, 1989). They display typically major submeridian sinistral ductile shear zones related to the intrusion of granites (Ledru et al., 1989; Ledru et al., 1991; Milesi et al., 1989). The relationships between the tectonic events and magmatism is actually discussed in a context of crustal accretion during the Early Proterozoic times in West Africa (Boher, 1991; Abouchami et al., 1992). INTRODUCTION. — Le sillon birimien de Djibo
et al., 1992). INTRODUCTION. — Le sillon birimien de Djibo (fig. 1), situé à 300 km au Nord de Ouagadougou (Burkina Faso), est constitué de roches métamorphiques d'origine sédimentaire, volcano-sédimentaire et volcanique, recoupées par des plutons granitiques (Ducellier, 1963). Une étude récente (Nikiema, 1992) a permis de distinguer deux principales unités lithostructurales : 1. une Unité 1, comprenant à la base un ensemble schisto-quartzitique surmonté par des roches magmatiques (basaltes et gabbros). Cette unité est recoupée par le granite porphyroïde de Koutougou; 2. une Unité 2, constituée de coulées basaltiques et andésitiques à fines intercalations métasédimentaires associées à des sills
et andésitiques à fines intercalations métasédimentaires associées à des sills Fig. 1. Schéma structural du sillon birimien de Djibo (Burkina Faso). 1, granite d’Aribinda; 2, granite de Bélahouro; 3, unité 2; 4, granite de Koutougou; 5, unité 1; 6, chevauchement D3; 7, décrochement ductile (D2); 8, schistosité (S1); 9, linéation d'étirement (LI); 10, foliation mylonitique (S2) et linéation d'étirement (L2). Fig. 1. — Structural sketch map of the Birimian Djibo area (Burkina Faso). 1, Aribinda granite; 2, Belahouro granite; 3, unit 2; 4, Koutougou granite; 5, unit 1; 6, thrust (D3); 7, strike-slip fault (D2); 8, cleavage (S1); 9, stretching