jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
interstratified in the series of Makta el Haddid. They look like a band in the SW-NE direction on the northern side of a Triassic diapir (Fig.). Such an occurrence of acid volcanic rocks in relation with the post-nappe Neogene in the Nefza basin has been mentioned by several authors ([1], [2]). DESCRIPTION. — The section under investigation is located on the left bank of Oued Sifane. The pyroclastites made up of heterogeneous materials have a stratified aspect. On their base, there is an outflow of altered rhyolite. On their summit, there is a sedimentary level made up of volcanic elements
there is a sedimentary level made up of volcanic elements which gradually change into clay and lacustrine limestones. The polygenic conglomerates are made up of volcanic lava blocks of different size and composition. Therefore, we notice:— Rhyolitic lava blocks made up of plagioclase An45An28, sanidine Or79-Or74, biotite, cordierite, quartz and opaques. — Welded tuff blocks or ignimbrites (Photo 2): their mineral paragenesis comprises sanidine Or80-Or76, angular small fragments of quartz. The biotite is rare. — Silicified rhyolites with tourmaline (luxianite). The pumice fall and volcanic ash levels are clear and can be stratified locally. They include:— Pumice levels made up
can be stratified locally. They include:— Pumice levels made up of pumice fragments linked together by a very fine volcanic ash cement (Photo 1). — Ash levels made up of more or less ovoid volcanic ash fragments in a matrix of finely pulverized glass (Photo 4). The tuffs are made up of pyroclastic debris of various size and order (bubble glass, Photo 8; indurated volcanic ash: dark scoria, Photo 7; accretion-zoned lapilli, Photo 3 and welded tuff) and epiclastic materials originating from numidian sandstone. The whole series was deposited in an aqueous environment (presence of diatoms, Photos 5, 6). INTERPRETATION
an aqueous environment (presence of diatoms, Photos 5, 6). INTERPRETATION OF THE PYROCLASTIC DEPOSITS SETTING. — The pumice fall and the volcanic ash levels reveal volcanic activity of an explosive kind, in the form of pyroclastic materials which have settled in an aqueous environment as shown by the presence of diatoms. Quartz, alkali feldspar and plagioclase crystals constitute the dominant paragenesis of these rocks. Cordierite is the characteristic mineral of this hyperaluminous magma. For the first time, it has been demonstrated that volcano-sedimentary formations of Oued Zouara are pyroclastites which are the product of explosive volcanic activity, contemporaneous to sedimentation.
are the product of explosive volcanic activity, contemporaneous to sedimentation. I. INTRODUCTION. — The basin sedimentary of Oued Zouara is situated in the region of Nefza and forms part of a series of small basin sedimentaries installed at the Mio-Pliocene on the nappes of the Flysch Numidien. The terrains constituting the basin of Oued Zouara consist of three formations which are: the series sedimentary of Sidi Emmbarek, the series volcanic and sedimentary of Mokta el Hadid and the series sedimentary of Sidi el Berrak. The series of pyroclastites is interstratified within the series of Mokta el Hadid and appears as
within the series of Mokta el Hadid and appears as a band of direction SW-NE on the flank north of the diapir Triasique between the embouchure of Oued Zouara and the village of Ouled Gassen (fig.). The presence of these rocks volcanic acids in relation with the Neogene post-nappe within the basin of Nefza has been mentioned by several authors ([1], [2]). II. DESCRIPTION OF THE FACIES. — A section has been made at the level of the left bank of Oued Sifane. The pyroclastites have an aspect stratified and the beds almost vertical show that the material is heterogeneous.
the beds almost vertical show that the material is heterogeneous. The series of pyroclastites is formed by the alternation of layers of variable thickness (a few centimeters up to a meter) of conglomerates polygenics, of levels of fall of pumice and ashes, of levels of ashes and of nuées ardentes; the series ends by a level sedimentary with volcanic elements which passes progressively to clays then to calcaires lacustres presenting numerous silicifications and levels with hematite and with goethite. At the base of the series of pyroclastites exists a flow of rhyolite fairly altered of color blanchâtre. 1. The conglomerate
of rhyolite fairly altered of color blanchâtre. 1. The conglomerate polygenique. — It is a conglomerate grossier formed of blocks of volcanic rocks of various nature, at contours more or less rounded, of 1 to 15 cm in diameter. The size of these blocks exceeds sometimes the meter. Among these blocks, one distinguishes: (a) Of blocks of rhyodacitic lavas. — The rock is of color grey-greenish. Fissures of "retrait" (contraction thermique) linked to the cooling of the lava emitted have been observed on a great part of these blocks. It contains phénocristals of plagioclase, sanidine, biotite, cordierite, quartz and opaques,
contains phénocristals of plagioclase, sanidine, biotite, cordierite, quartz and opaques, within a paste vitreous, perlitique, the glass is incolore and very fresh. The plagioclases are zoned and the composition general is that of an andesine An45An28. The compositions of the sanidines vary very little Or79-Or74. The presence of cordierite marks the character hyperaluminous of the lava. (b) Of blocks of tuf soudé or ignimbrite. — The rock is of color white greyish, at texture vitroclastique. It is formed by shards vitreuses allongées and welded (photo 2). The microcristals are not abundant. The plagioclase is absent, the sanidine is rare and
abundant. The plagioclase is absent, the sanidine is rare and its composition varies little Or80 to Or76; the biotite is very rare, it is under form of paillettes microscopiques; the quartz appears under form of small fragments angular coming from the fracturation of the crystals. (c) Of blocks of lavas with texture microgrenue: rhyolite silicifiée. — The rock is clear and fairly hard, the microphénocristals appear in the form of small lathes of plagioclase, feldspath alcalin subautomorphe with sometimes the macle of Carlsbad, of quartz; the mesostase is completely recrystallized under form of a mosaic of quartz; the tourmaline (luxianite)
under form of a mosaic of quartz; the tourmaline (luxianite) of origin vraisemblablement pneumatolytique exists in the form of automorphic crystals greenish-blue and at disposition radial. These blocks are linked by a matrix of volcanic glass very fine with debris of crystals of quartz and of feldspar. 2. The levels of falls of pumice and of ashes. — The levels are clear, generally whitish, lightly jaunâtre or greyish. Locally these levels can be stratified which gives to the rock an aspect of jaspe. (a) The levels of pumice. — They are constituted almost exclusively of fragments of pumice vacuolar of
are constituted almost exclusively of fragments of pumice vacuolar of color greyish, of form ovoid or angular émoussée. These fragments come from the recent alluvions. Formation de pente, recouvrement divers, dunes récentes, dunes anciennes, Miocène supérieur, roches basiques, Miocène supérieur, rhyolites et pyroclastites, Miocène supérieur, conglomérats polygéniques, Miocène inférieur, « Numidien », Oligocène supérieur-« Numidien », Trias salifère, — Failles observées, — Failles supposées, Contacts anormaux des unités allochtones, Pendage normal, Pendage inverse. Extract of Neijra geological map, H. Rouvier 1/50,000 showing the localization of the pyroclastites series. Photo 3. — Lapilli d'accrétion zoné. Photo 3. — Accretion zoned lapilli.
— Lapilli d'accrétion zoné. Photo 3. — Accretion zoned lapilli. Photo 4. — Texture vitroclastique de débris de cendre volcanique. Photo 4. — Vitroclastic texture. Photos 5 et 6. — Diatomées pennées dans une matrice de verre volcanique. Photos 5 and 6. — Pennate diatoms. Photo 7. — Scories sombres dans une matrice de verre volcanique riche en débris de cristaux de quartz et feldspath. Photo 1. — Dark scories. Photo 8. — Débris de ponce, de cendre volcanique dans une matrice de verre volcanique très fin. Photo 8. — Débris of pumice and volcanic ash. C. R. Acad. Sci.
Débris of pumice and volcanic ash. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 2055-2060, 1988 Les fragments de ponces sont liés entre eux par un ciment de verre volcanique très fin, blanchâtre ou très légèrement coloré en brun. Ce verre est constitué par des échardes vitreuses tordues et coalescentes (photo 1). Les minéraux présents sont de rares fragments de quartz et de feldspath craquelés à faciès anguleux. (b) Les niveaux de cendres. — Ces niveaux sont blanchâtres ou beige clair et souvent friables. Ils sont formés par des fragments plus ou moins ovoïdes de cendre volcanique dans
des fragments plus ou moins ovoïdes de cendre volcanique dans un ciment de verre finement pulvérisé. Cette roche est formée presque exclusivement d'échardes d'origine vitroclastique, très fines et coalescentes (photo 4); les phases cristallines présentes sont de très fins débris de quartz volcanique et de feldspath aux arêtes vives. 3. Les tufs. — Ils sont constitués par un assemblage de débris pyroclastiques de taille et de nature variées et de matériel épiclastique provenant des grès numidiens. Les éléments pyroclastiques sont des débris de : — verre bulleux à vacuoles arrondies, elliptiques ou étirées; le verre est frais et limpide (photo
elliptiques ou étirées; le verre est frais et limpide (photo 8); — lave à texture hyaline perlitique dont le verre est très frais; — cendres volcaniques indurées; — scories sombres, les cavités sont de forme et de taille irrégulières, les cloisons sont épaisses (photo 7); — lapillis d'accrétion présentant un zonage (photo 3); — tufs soudés ou ignimbrite à texture vitroclastique formés d'échardes vitreuses. La matrice est formée par des cendres volcaniques très fines, certains niveaux sont enrichis en débris de cristaux de quartz (volcaniques et détritiques) et de feldspath limpide aux contours irréguliers et craquelés. Ce niveau est un
limpide aux contours irréguliers et craquelés. Ce niveau est un mélange de matériel pyroclastique (cristaux frais et aux arêtes vives, éléments pyroclastiques limpides et non altérés), de produits de remaniement d'un volcanisme pyroclastique environnant (déplacement peu important) et de matériel détritique (grès et quartz) plus ancien, le tout se déposant dans un milieu aqueux (présence de diatomées pennées, photos 5 et 6). III. INTERPRÉTATION DE LA MISE EN PLACE DE LA SÉRIE DE PYROCLASTITES. — Les niveaux de chutes de ponces et de cendres volcaniques traduisent une activité volcanique de type explosif sous forme de matériaux pyroclastiques qui se sont
type explosif sous forme de matériaux pyroclastiques qui se sont déposés en milieu aqueux, ainsi que le témoigne la présence de diatomées. Des cristaux de quartz, de feldspath alcalin et de plagioclase constituent la paragenèse dominante de ces roches. La cordierite, bien que moins abondante que les autres phases, est le minéral caractéristique de ce magma hyperalumineux. Ces minéraux se présentent en cristaux millimétriques dans les faciès les plus grossiers (ponces) et sous forme d'esquilles et d'éclats dans les faciès les plus fins (cendres). Des niveaux fortement enrichis en cristaux, par rapport aux roches volcaniques résultent du remaniement in situ
par rapport aux roches volcaniques résultent du remaniement in situ de ces matériaux meubles qui vont se mélanger avec du matériel épiclastique comme des débris de grès et de quartz roulés d'origine sédimentaire. Pour la première fois, à partir de données pétrographiques, il est démontré que les formations « volcano-sédimentaires » de l'oued Zouara sont des pyroclastites et correspondent aux produits d'une activité volcanique explosive, contemporaine de la sédimentation. Note remise le 4 juillet 1988, acceptée le 14 novembre 1988. REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] H. ROUVIER, Thèse, Paris, 1977, 703 p. [2] F. MAUDUIT, Thèse, Orsay, 1978, 157 p. Département des
[2] F. MAUDUIT, Thèse, Orsay, 1978, 157 p. Département des Sciences de la Terre, Faculté des Sciences de Tunis, Campus universitaire, 1060 Le Belvédère, Tunis, Tunisie. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 2061-2067, 1988 Géologie marine/Marine Geology Une coupe complète de la croûte océanique sur le mur Sud de la zone de fracture Vema (Atlantique central) : résultats préliminaires de la campagne Vemanaute Jean-Marie AUZENDE, Daniel BIDEAU, Enrico BONATTI, Mathilde CANNAT, José HONNOREZ, Yves LAGABRIELLE, Jacques MALAVIEILLE, Vassilios MAMALOUKASFRANGOULIS MAMALOUKASFRANGOULIS Catherine MÉVEL Résumé — La campagne Vemanaute du N/O Nadir et du submersible Nautile (13/8-19/9 1988)
Vemanaute du N/O Nadir et du submersible Nautile (13/8-19/9 1988) a, entre autres, permis de réaliser en cinq plongées deux coupes du mur Sud de la partie active de la zone de fracture Vema (Atlantique central). Ces coupes montrent une section complète de la croûte océanique et du manteau supérieur. Une succession comprenant environ 1000 m de péridotites tectonisées, 500 à 600 m de gabbros, 700 à 1000 m de complexe filonien et quelques centaines de mètres de pillow-lavas et de brèches basaltiques a pu être observée in situ. A complete section of the oceanic crust on the southern wall
complete section of the oceanic crust on the southern wall of the Vema fracture zone (central Atlantic): preliminary results of the Vemanaute cruise Abstract — Two profiles on the southern wall of the active part of the Vema fracture zone (central Atlantic) were performed during the Vemanaute cruise (13 Aug.-19 Sept. 1988) of the R/V Nadir with the submersible Nautile. These profiles show a complete section of oceanic crust and upper mantle. The sequence observed in situ is the following: about 1,000 m of tectonized peridotites, 500 to 600 m of gabbros, 700 to 1,000 m of dyke complex and
of gabbros, 700 to 1,000 m of dyke complex and 800 m of pillow-lavas in normal setting. Abridged English Version — INTRODUCTION. — This paper summarizes observations collected during the Vema cruise of the R/V Nadir with the submersible Nautile and proposes that the southern wall of the Vema Fracture Zone at 42°42' longitude represents a complete section of the oceanic crust. Discovered 25 years ago, the Vema Transform Fault is one of the major fracture zones of the equatorial Atlantic. It is located at about 10°45'N latitude, and its EW trending trough offsets left laterally the Mid-Atlantic Ridge by
EW trending trough offsets left laterally the Mid-Atlantic Ridge by 320 km. The active portion of the fracture zone is made of a 5,100 m deep, 10-20 km wide, EW trough within two walls with a crest running 2,000 to 4,500 m higher than the trough bottom. The southern wall corresponds to an anomalous topographic height called the transverse ridge with a summit culminating at 550 m below sea level. A 1,300 m-high median ridge divides the eastern portion of the trough into two parallel trenches, whereas the western portion is filled with 1 to 1.5 km of sediments. As
is filled with 1 to 1.5 km of sediments. As suggested by a deep-tow survey carried out by the R/V Gyre, the presently active tectonic zone roughly trends N 100° and diagonally crosses the median ridge. OBSERVATIONS. — One of the major goals of the cruise was to carry out two geological transects of the southern transverse ridge around 42°42'W longitude where serpentinites and amphibolites had been dredged in 1977 during the Seabeam survey cruise of the R/V Jean Charcot. Five dives of the submersible Nautile were made (Fig. 1) on the northern scarp of the Vema transverse ridge. The
on the northern scarp of the Vema transverse ridge. The dives ranged from 5,160 m water depth, i.e. from the sediment-filled trough, up the crest of the transverse ridge at 2,180 m. Figure 2 presents two synthetic geological sections along the southern transverse ridge summarizing our observations. Note présentée par Jean AUBOUIN. 0249-6305/88/03072061 S 2.00 © Académie des Sciences 2062 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 2061-2067, 1988 The lithological sequence starts with a 1 km-thick ultramafic unit discontinuously outcropping from the sediment-filled trough at 5,160 m to a water depth of 4,200 m. The ultramafics
m to a water depth of 4,200 m. The ultramafics are comprised of mantle-derived serpentinized harzburgite breccias, probably tectonic in origin. They are cut by diaclases and N 60-70° right lateral shear faults and are associated with foliated amphibolites and peridotitic mylonites. Live clam colonies were observed during dive No. 1 at 5,100 and 5,073 m water depths; they are aligned along EW directions probably corresponding to active faults. A 500 m thick gabbro unit appears from 4,200 to 3,700 m water depths as elongated outcrops at first, and as more massive ones toward the top of the unit. Preliminary
more massive ones toward the top of the unit. Preliminary petrographic analysis indicates that they appear to be mainly Fe-Ti gabbros usually representing differentiated liquids crystallizing at the top of magma chambers. The upper most gabbros are intruded by doleritic dykes and covered by horizontal layers of partly indurated sediments. A 1,100 to 700 m thick dyke complex outcrops from about 3,700 m water depth and is often made of 100% dykes. The average NS 10° direction of the almost vertical dykes indicates that they were probably emplaced at the Mid-Atlantic Ridge spreading axis. The original thickness of the dyke
Mid-Atlantic Ridge spreading axis. The original thickness of the dyke complex may have been slightly increased through EW normal faulting causing repetitions in the unit. The sommital basaltic unit rests upon the dyke complex and forms the crest of the transverse ridge. It starts at 2,200-2,300 m water depth and is made of basaltic breccias on the western transect; whereas it starts at 3,100 m water depth on the eastern one where it is constituted of altered pillow lavas and breccias. CONCLUSIONS. — A continuous and almost complete section of the oceanic crust can be reconstructed from the five dives
the oceanic crust can be reconstructed from the five dives with the submersible Nautile along the southern transverse ridge of the Vema Fracture Zone, at 42°42' longitude. This section is very similar to that of the classical ophiolite complexes or the oceanic crust models based on seismic refraction data. A 1 km-thick unit of serpentinized ultramafics outcrops starting at the base of the southern wall, i.e. at 5,100 m water depth. It is overlaid by a 500 to 600 m-thick gabbro unit probably representing the upper portion of magma chambers. The lack of the lower portion of the gabbro unit,
The lack of the lower portion of the gabbro unit, and hence the reduced thickness of the gabbro unit can be explained by tectonic accidents. The dyke complex, on the other hand, is quite thick on the western transect (1,100 m), but has a regular thickness on the eastern one (700 m). It is the first time that such a dyke complex has been directly observed on the sea floor. The dyke direction suggests that they were emplaced at the Mid-Atlantic Ridge axis. The sequence ends with up to 800 m of pillow lavas and breccias. Our observations confirm that
m of pillow lavas and breccias. Our observations confirm that the fracture zone does supply, in some cases, a complete section of the oceanic crust. Such a working hypothesis had been proposed by some of us and illustrated by the "in situ" study of the Gorringe Bank with the submersible Cyana. The usefulness of deep submersible studies has once more been clearly demonstrated. Wilson [1] définit les zones de fracture océanique comme des frontières de plaques où aucune création ou destruction de lithosphère ne s'opère. Dans cette hypothèse, le fonctionnement est un pur décrochement entre deux segments de dorsale océanique.
est un pur décrochement entre deux segments de dorsale océanique. La partie comprise entre ces deux segments est la « faille transformante active ». Cette définition a comme corollaire l'uniformité géométrique, topographique et de structure des zones de fracture. Or, les divers travaux géologiques et géophysiques réalisés à l'aide 2061-2067, 1988 2063 des moyens de surface sur les zones de fracture montrent au contraire une grande diversité de morphologies et de structures superficielles ou profondes et de ce fait impliquent une diversité des mécanismes ayant contribué à leur édification ([2] à [5]). En 1976, Bonatti [6] définit trois grands types
à [5]). En 1976, Bonatti [6] définit trois grands types de zones de fracture caractérisés par leur morphologie transversale (dénivellation plus ou moins grande des murs, présence ou absence de massif médian) et leur dimension. Les zones de fracture de petite dimension (type A de Bonatti) décalent la dorsale de quelques dizaines de kilomètres et sont des structures temporaires. Les zones de fracture de moyenne et de grande dimension (type B et C de Bonatti) décalent la dorsale de plusieurs centaines de kilomètres et sont des structures permanentes du plancher océanique (exemple des zones de fracture de l’Atlantique équatorial, Saint
océanique (exemple des zones de fracture de l’Atlantique équatorial, Saint Paul, Romanche, Vema, etc.). Les travaux réalisés sur les zones de fracture ont soulevé deux principales questions découlant de la connaissance de leur cinématique : la première est celle de la nature, de l'épaisseur et de l'agencement des séries mises à l'affleurement sur les murs de ces zones de fracture; la seconde est celle de l'existence et de la cause des mouvements verticaux qui les affectent. Après de nombreuses campagnes de surface sur la zone de fracture Vema, depuis Heezen et coll. [7], Van Andel et coll. ([8], [9]), Bonatti
et coll. [7], Van Andel et coll. ([8], [9]), Bonatti et coll. [10] jusqu'à MacDonald et coll [5], qui ont apporté des renseignements sur la morphologie et la nature des roches à l’affleurement, l’objet de la campagne Vemanaute du N/O Nadir et du submersible Nautile de l'IFREMER était d’apporter l’aide d’une observation directe à la solution de ces problèmes. Cet article résume l’apport de la campagne Vemanaute en ce qui concerne le problème de la nature et de l’agencement des séries de la croûte océanique et du manteau affleurant sur le mur sud de la fracture Vema. LA ZONE DE
le mur sud de la fracture Vema. LA ZONE DE FRACTURE VEMA. — C'est une des grandes zones de fracture de l'Atlantique équatorial. Elle est située aux environs de 10°45'N, sa direction générale est EW et elle décale de manière sinestre la ride médio-Atlantique, dont le taux d’ouverture est d'environ 2,4 cm/an, d'environ 320 km (fig. 1). La zone de fracture Vema a été découverte en 1956 par le R/V Vema. Sa première description a été faite par Heezen et coll. [7]. En 1977, une campagne du N/O Jean-Charcot a eu pour objectif la cartographie, à l’aide du sondeur multifaisceaux
eu pour objectif la cartographie, à l’aide du sondeur multifaisceaux Seabeam, d’une partie importante de la fracture active et de son intersection avec la dorsale dans sa portion orientale [Needham et coll. (sous presse)]. La portion active de la zone de fracture est constituée par un fossé linéaire EW de 5 100 m de profondeur, de 10 à 20 km de large, bordé par deux murs dénivelés de 2000 à 4 500 m par rapport au fossé médian. Ce fossé médian est scindé en deux par une ride médiane. Dans la partie orientale de la zone de fracture active, cette
la partie orientale de la zone de fracture active, cette ride médiane culmine à 3 800 m de profondeur. Dans la partie occidentale, elle est enfoncée sous 1000 à 1 500 m de sédiments. Un levé photographique et de sonar latéral, réalisé par le R/V Gyre [5] suggère que la zone d’activité actuelle de la fracture est orientée grossièrement N100 et traverse obliquement le fossé médian. Dans la partie occidentale de la zone de fracture active, le mur Sud est constitué par une ride transverse anormalement haute qui culmine à moins de 2000 m de profondeur. Cette ride transversale se