jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
la kaolinite et à des traces de smectite et d'interstratifiés (10-14 Å). L'évolution verticale des faciès est très faible. Ces mélanges d'argiles semblent issus des zones émergées du piémont. Il en ressort que, dans ce milieu de transition, l'illite, la chlorite, la kaolinite sont héritées, ainsi vraisemblablement qu'une partie des smectites, le reste étant néoformé in situ. Cette néoformation de smectite semble être favorisée par un milieu confiné carbonate et inhibée par un milieu confiné sulfaté. Les faciès de haut de delta sont caractérisés par des séquences de 2e ordre strato-et granodécroissantes dont la base est ravinante et le sommet
strato-et granodécroissantes dont la base est ravinante et le sommet coloré en argilite rouge ou marne ocre bigarrée par altération ou pédogenèse. Dans le haut de delta à Salinas de Javier, le pourcentage de kaolinite passe progressivement de quelques pour cent à 25 % environ, tandis que l'illite, le chlorite et les interstratifiés gardent entre eux les mêmes rapports. A Santo Domingo, le cortège s'enrichit de pyrophyllite. A Santa Orosia (fig. 1 b), le cortège argileux, en l'absence de chlorite et pyrophyllite, montre que l'érosion n'a pas encore atteint les roches métamorphisées des Pyrénées. Les sommets à argilites de certaines
roches métamorphisées des Pyrénées. Les sommets à argilites de certaines séquences présentent soit des taux élevés de kaolinite (20%) et de carbonate très faibles, soit des taux importants de smectites (40 à 50%) et des poupées calcaires. Ces résultats analytiques permettent de différencier les zones drainées des zones inondées. En effet, sur les pentes, la pédogenèse et l'altération favorisent la formation de kaolinite en milieu acide et éluviant. En bas des pentes et dans les plaines d'inondation, le milieu est confiné, le pH basique, les conditions de néoformation des smectites sont réunies. Une évaporation intense et/ou une diminution de la
sont réunies. Une évaporation intense et/ou une diminution de la pression partielle de CO2 due aux variations saisonnières provoque la précipitation de carbonate de calcium sous forme de poupées, nodules, caliches... Lorsque ces mêmes milieux sont inondés accidentellement ou périodiquement par des eaux marines, la néoformation de smectite semble inhibée et le cortège argileux redevient essentiellement hérité. Des Observations, il ressort que les altérations et la pédogenèse qui se sont développées sur chaque séquence en milieu continental ont opté, selon le milieu confiné ou ouvert, pour la néoformation de l'une ou l'autre de ces deux argiles. DISCUSSION. — La subsidence
ou l'autre de ces deux argiles. DISCUSSION. — La subsidence qui anime l'aire d'accumulation comprise entre la haute chaîne (au Nord) et le Bassin de l'Ebre (au Sud) conditionne l'extension du domaine à smectite. Celle-ci se développe à une cote voisine de zéro. Leur accumulation sur près de 2000 m (dans la plaine médio-deltaïque) prouve cette forte subsidence certainement induite par la limite croûte épaissie-croûte normale. La période sédentaire des reliefs amont est attestée par les mélanges d'argiles héritées et formées (illite, kaolinite, chlorite, pyrophyllite, smectite, interstratifiés) et d'oxydes ferriques. La mobilité saccadée de la zone « axiale » se
La mobilité saccadée de la zone « axiale » se répercute au niveau des associations minéralogiques et l'érosion de la chaîne interne est confirmée par la présence de pyrophyllite. La chimie du remplissage du bassin de piémont enregistre la naissance et la dénudation des reliefs montagneux. L'alternance de périodes à pédogenèse et de périodes d'abrasion explique la formation et la composition argileuse de ces molasses équivalentes aux « Red Beds » de l'Ecole américaine et caractérisées par un mélange de minéraux argileux formés dans des conditions géochimiques très différentes. Ces pédogenèses à kaolinite et smectites correspondent à des sols fersiallitiques
pédogenèses à kaolinite et smectites correspondent à des sols fersiallitiques qui se développent sous un climat à saisons contrastées vraisemblablement de type méditerranéen. Elles ressemblent aux pédogenèses subactuelles observées au Maghreb; la formation de minéraux argileux se fait sous des climats secs et chauds. De plus, les cortèges minéralogiques évoquent ceux décrits par G. Thomas dans le bassin du Chélif; là aussi, des mélanges interviennent à la suite de mouvements néotectoniques. Note reçue le 11 août 1987, acceptée le 19 septembre 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] C. PUIGDEFABREGAS, Monographias del Instituto de Estudios Pirenaicos, 104, 1975, p. 1-187. [2] J. DELFAUD
de Estudios Pirenaicos, 104, 1975, p. 1-187. [2] J. DELFAUD et J. H. DUTILH, 8e R.A.S.T., Lyon, 1979, p. 175. [3] J. DELFAUD, 5e Congrès I.A.S., Marseille, 1984, p. 136-137. [4] I. LÉON CHIRINOS, Thèse 3e cycle, Univ. Pau, 1985, 247 p. [5] F. MEDJADJ, Thèse 3e Cycle, Univ. Pau, 1985, 417 p. [6] A. CHAVEZ, Thèse 3e Cycle, Univ. Pau, 1986, 249 p. [7] H. CHAMLEY, Oceanol. Acta, 1981, p. 105-110. [8] G. MILLOT, Géologie des argiles, Masson, Paris, 1964, 499 p. [9] H. PAQUET, Mém. Serv. Carte géol. Als.-Lorr., Strasbourg, 30, 1970, 212 p. [10] M. THOMAS, Géologie
Als.-Lorr., Strasbourg, 30, 1970, 212 p. [10] M. THOMAS, Géologie Méditerranéenne, IX, 4, 1982, p. 487-500. [11] P. TURNER, Developments in Sedimentology 29, Continental Red Beds, Elsevier, Amsterdam, Oxford, New York, 1980, 562 p. [12] R. SABRIER, I. LÉON CHIRINOS et F. MEDJADJ, 11e R.S.T., Clermont-Ferrand, 1986, p. 161. [13] J. HUBSCHMANN, Thèse Ing. Doc, Univ. Toulouse, 1967, 152 p. [14] A. RUELLAN, Thèse Sci., Univ. Strasbourg, 1970 et Mém. O.R.S.T.O.M., 54, 1971, 302 p. [15] G. THOMAS, Thèse Sci., Univ. Pau, 1985, 594 p. Laboratoire de Géodynamique des Bassins sédimentaires, C.U.R.S., Université de Pau, avenue Philippon, 64000 Pau. C.
sédimentaires, C.U.R.S., Université de Pau, avenue Philippon, 64000 Pau. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1553-1559, 1988 The foliation strikes NW-SE on average and dips slightly NE. The mineral and stretching lineation trends N50-70E. The non-coaxial deformation criteria indicate a northeastward shear. If the islands suffered any tilting since Miocene, it was towards the SW, hence the gneissification occurred in a distensive context. The Aegean extension is explained by a recovering of the crust thickness previously thickened by the Eocene-Oligocene nappe tectonics. Abridged English Version — The Cycladic archipelago is generally considered as a tectonic window
The Cycladic archipelago is generally considered as a tectonic window where the most metamorphic units of the Hellenides outcrop through the Pelagonian units ([1], [2], [3]). Three tectono-metamorphic events are recognized: (i) an Eocene phase corresponding to nappe tectonics during high pressure-low temperature (HP/LT) metamorphism ([4], [5]); (ii) an Oligocene phase responsible for the emplacement of gneiss domes and for high temperature metamorphism ([6], [7], [8]); (iii) a late Miocene phase characterized by granitoid intrusions in the islands of Mykonos, Delos, Tinos, Ikaria, Naxos and Serifos ([8], [9]). It is well established that the extensional deformation of Crete and the
well established that the extensional deformation of Crete and the Aegean Sea ([10], [11], [12]) also occurred during the Miocene. This Note aims to describe the ductile deformation of the Mykonos granite and to interpret it in the framework of the Aegean distension. The islands of Mykonos and Delos consist of a middle Miocene porphyritic granite intruded into the blueschist units of the Attic-Cycladic window and a gravity sliding nappe emplaced from south to north in late Tortonian times (between 8 and 6.5 Ma. [14], [15]). The granite is almost completely transformed into orthogneiss and the main gneissic facies are:
completely transformed into orthogneiss and the main gneissic facies are: augen gneiss, biotite-hornblende gneiss and leucocratic gneiss. Moreover, kilometer-scale xenoliths of marble, amphibolite and micaschist are found in the central part of the plutonic complex. K-Ar and Rb-Sr radiometric data [7] range between 14 and 10 Ma and apatite fission track (FT) ages cluster around 10 Ma. The gneissification occurred most likely before 10 Ma since the FT ages indicate the time when the granite reached the 120°C isotherm and no evidence of syntectonic chloritization has been detected. This gneissification was followed by a brittle deformation as indicated by the
was followed by a brittle deformation as indicated by the occurrence of cataclastic rocks and pseudotachylites [16]. To the southwest, the deformation is of viscous type. The foliation is a surface of magmatic origin as shown by: (1) synuous figures, (2) oriented plagioclase inclusions into orthoclase phenocrysts, (3) the lack of noticeable deformation of the magmatic minerals (e.g. biotite, feldspars, hornblende) and (4) the lack of lattice preferred orientations ([17], [18]). To the northeast, the plastic deformation responsible for the macroscopic foliation and lineation is dominant. The foliation strikes NW-SE in average and dips slightly to the NE. It bears
in average and dips slightly to the NE. It bears a mineral and stretching lineation trending N50 to N70E (Fig. 1). The deformation increases from the SW towards the NE but it is heterogeneous and concentrated along meter-scale mylonitic zones. As a whole, the texture of the orthogneiss is protomylonitic. Shear bands ("C" surfaces, Fig. 3, A, B, [9]) are conspicuous in any rock facies. The deformation regime is non-coaxial as shown also by sigmoidal biotite, boudinaged feldspars, oblique quartz shape fabric [20], asymmetric pressure shadows, rolling structures ([21], [22], Fig. 2) in sections parallel to the lineation and perpendicular
Fig. 2) in sections parallel to the lineation and perpendicular to the foliation. These shear criteria indicate a displacement of the upper part from the SW to the NE. Marine seismic profiles show the presence northeast of Mykonos of a NW-SE trending graben with a slight southwestward tilting of the layers in its SW side [23]. Therefore, the dip of the foliation was initially steeper than present and thus the gneissification occurred in a distensive context. It is worth noting that the maximum extension direction inferred from brittle tectonics [10] coincides with the stretching lineation of the ductile deformation. The
coincides with the stretching lineation of the ductile deformation. The Neogene extension of Aegea has been explained either by the westward expulsion of Aegea due to the indentation effect of Arabia against Eurasia [24] or by a gravitational lithospheric collapse related to the Hellenic subduction [11], but we suggest taking into account an additional effect due to the Eocene-Oligocene crustal thickening ([25], [3]) as frequently observed in orogenic belts [26]. In the Hellenides, a stack of nappes was formed by the subduction and the collision of the Apulian continent below the Pelagonian continent in Eocene-Oligocene times. Such a collision gave
the Pelagonian continent in Eocene-Oligocene times. Such a collision gave rise to a thickened crust (double in first approximation), induced a high heat flow and enhanced the ductility of the crust. These processes can account for the Oligocene-Miocene high temperature metamorphism and granitic magmatism. Then the normal crust thickness is recovered by a combination of uplift, erosion and distension. In the Cyclades, the crust has already recovered its normal thickness [27]. Work in progress aims to quantify the ductile extension and to compare it with the estimated 30 to 40% stretching ([10], [28]) provided by neotectonic data and computer models
stretching ([10], [28]) provided by neotectonic data and computer models [29]. INTRODUCTION — L'archipel des Cyclades est généralement interprété comme une fenêtre faisant apparaître les zones les plus métamorphiques des Hellenides ([1], [2], [3]). Trois événements tectono-métamorphiques y sont reconnus : (i) une phase eocène correspondant à une tectonique tangentielle et un métamorphisme de haute pression-basse température (HP/BT) ([4], [5]). (ii) une phase oligocène (20-30 M.a.) responsable de dômes gneissiques et d'un métamorphisme de haute température-basse pression (HT/BP) ([6], [7], [8]). (iii) une phase d'âge miocène supérieur caractérisée par la mise en place de granitoïdes dans les îles de Mykonos,
mise en place de granitoïdes dans les îles de Mykonos, Delos, Tinos, Ikaria, Serifos, Naxos) ([7], [9]). On sait que c'est au cours du Miocène que se produit l'extension observée en Crète et en Égée ([10], [11], [12]). Dans cette Note nous nous proposons de décrire la déformation du granité de Mykonos et de l'interpréter dans le cadre de la distension égéenne. Foliation and lineation trends in the orthogneiss. The arrows show the sense of shear. Fig. 2. — Microphotographie d'une ultramylonite montrant une figure d'enroulement et des zones abritées (flèche) indiquant un sens de cisaillement du SW vers le
(flèche) indiquant un sens de cisaillement du SW vers le NE. Fig. 2. — Microphotograph of ultramylonite showing a rolling structure and pressure shadows (arrow) indicating a shear sense from SW to NE. PLANCHE II/PLATE II Fig. 3. — Critères de cisaillement macroscopiques. A, Bandes de cisaillement du SW vers le NE dans les gneiss œillés. B, Bandes de cisaillement du SW vers le NE dans les gneiss à grain fin. Fig. 3. — Macroscopic shear criteria. A, Shear bands from SW to NE in the augen gneiss. B, Shear bands from SW to NE in the fine grain gneiss.
bands from SW to NE in the fine grain gneiss. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1553-1559, 1988 1557 L'ORTHOGNEISS DE MYKONOS. — Les îles de Mykonos et Delos (fig. 1 A) sont constituées [9], [13] d'un granité (s. l.) porphyroïde gneissifié et d'une nappe superficielle formée de grès continentaux d'âge oligo-miocène contenant des panneaux de schistes basiques et de calcaires permotriasiques, Cette unité est interprétée comme une nappe de glissement Charriée du Sud vers le Nord au Tortonien supérieur (entre 8 et 6,5 Ma. [14], [15]). Elle repose sur l'orthogneiss par une semelle de brèches
[15]). Elle repose sur l'orthogneiss par une semelle de brèches témoignant de sa mise en place dans des conditions rupture-hésitantes superficielles. Plusieurs faciès d'orthogneiss sont reconnus : (i) des gneiss œillés issus de la déformation d'un granité porphyroïde; (ii) des gneiss fins à texture mylonitique, la taille des clastes n'excédant pas 0,5 cm; localement ils sont riches en enclaves de biotite et amphibole; (iii) des filons leucocrates, (iv) des granités acides. En outre dans la partie SW de Mykonos, on rencontre des enclaves polykilométriques de l'encaissant : micaschistes, amphibolites et marbres présentant des traces d'une migmatitisation plus ou moins avancée
marbres présentant des traces d'une migmatitisation plus ou moins avancée dont on peut penser qu'ils représentent, comme à Naxos, des restes d'une unité de schistes bleus postérieurement repris dans le métamorphisme de haute température. Des bandes métriques à décimétriques de cataclasites et pseudo-tachylites s'observent localement. Leur texture vitreuse témoigne d'une déformation par friction à grande vitesse (10-100 cm/s) le long de failles sismiques [16]. Les études géochronologiques, [7] donnent des âges K-Ar et Rb-Sr sur hornblende et biotite compris entre 14 et 10 Ma, et des âges traces de fission (TF) sur apatite autour de 10 Ma. Tous ces âges
(TF) sur apatite autour de 10 Ma. Tous ces âges correspondant au refroidissement de l'intrusion, il est probable qu'elle n'est pas plus jeune que 15 Ma. L'orthogénéissification se produit donc entre 8 et 15 Ma. (Miocène moyen) et plus probablement avant 10 Ma. puisque les âges TF montrent qu'à cet âge le granité passait l'isotherme 120°C alors que la déformation ductile s'accompagne d'une recristallisation des biotites à une température supérieure et qui n'observe aucune trace de chloritisation syntectonique. Comme il est fréquent, les âges sont plus anciens à Delos et au SW de Mykonos là où la déformation est la
au SW de Mykonos là où la déformation est la plus faible et ils sont rajeunis au NE de l'île où elle est plus intense. LÀ DÉFORMATION DUCTILE. — À Delos et au SW de Mykonos, la foliation macroscopique est une surface d'origine magmatique acquise à l'état visqueux comme en témoignent [17] : (i) les accrochages des phénocristaux de feldspath au cours du stade magmatique (syneusis), (ii) les inclusions de plagioclases orientées dans les phénocristaux de feldspath, (iii) l'absence de transformations des minéraux primaires à l'exception de faibles déformations : kinks des biotites, fracture des plagioclases, (iv) l'absence d'orientations préférentielles
kinks des biotites, fracture des plagioclases, (iv) l'absence d'orientations préférentielles du quartz. L'orientation préférentielle des biotites, sphènes, hornblendes, plagioclases est d'origine magmatique [18]. En progressant vers le NE, une foliation d'origine tectonique orientée NW-SE à pendage faible vers le NE (moins de 30°) se développe. Elle porte une linéation minérale et d'allongement de feldspath (Lm) de direction oscillant entre N50°E et N70°E (fig. 1). La déformation s'accroît globalement du SW vers le NE, mais l'augmentation est discontinue dans le détail. La déformation est maximale dans les zones mylonitiques métriques. En lame mince, on observe surtout une structure protomylonitique, particulièrement nette
lame mince, on observe surtout une structure protomylonitique, particulièrement nette dans les faciès leucocrates. Dans presque tous les faciès (fig. 2) on observe le développement de bandes de cisaillement (plans « C », fig. 3 A, B [19]) dont la densité est liée à la taille des clastes. Le caractère non coaxial de la déformation est aussi confirmé par l'existence dans le plan passant par Lm et perpendiculaire à la foliation, de biotites sigmoïdes, de zones abritées de quartz asymétriques, de feldspaths ou de sphènes tronquées de manière asymétrique et par le développement d'une fabrique de forme oblique des néoblastes
par le développement d'une fabrique de forme oblique des néoblastes de quartz [20]. Dans les ultramylonites, l'enroulement des queues autour des porphyroclastes (fig. 2, [21], [22]) montre que la déformation cisaillante est élevée et que le rapport des vitesses de recristallisation et de cisaillement est bas. Tous ces critères indiquent un déplacement vers le NE de la partie supérieure (fig. 1 A). Cette déformation peut être interprétée, soit comme un chevauchement vers le NE basculé postérieurement, soit comme une faille normale ductile à pendage initial vers le NE. Les données océanographiques montrent qu'il existe au NE de Mykonos un fossé
océanographiques montrent qu'il existe au NE de Mykonos un fossé bordé par des failles normales [23] orientées NW-SE. Donc, s'il y a eu basculement en bloc des îles, celui-ci a eu lieu vers le SW, diminuant ainsi le pendage de la foliation. Par conséquent, la géométrie en faille normale est originelle et la déformation a lieu en extension. La même direction d'extension est mesurée sur des plans de failles postérieures à la gneissification soulignées par des pseudo-tachylites et des cataclasites. Elle correspond à la direction d'extension mentionnée par Angelier [10] dans la nappe superficielle. INTERPRÉTATION : L'AMINCISSEMENT D'UNE CROÛTE ÉPAISSIE.
dans la nappe superficielle. INTERPRÉTATION : L'AMINCISSEMENT D'UNE CROÛTE ÉPAISSIE. — L'extension égéenne est interprétée soit comme un effet de l'expulsion latérale due au poinçonnement de l'Arabie [24] soit comme le fait d'un écoulement gravitaire due au recul de la subduction [11]. Mais il semble qu'il faille aussi tenir compte de l'influence de la collision Éo-oligocène. On sait que la tectonique paléogène des Hélénides correspond à la formation de nappes résultant de la subduction suivie de collision du continent apulien sous le continent pélagonien. Du point de vue thermo-mécanique, cette collision a pour effets d'épaissir la croûte égéenne (doublée en
collision a pour effets d'épaissir la croûte égéenne (doublée en première approximation), d'induire son réchauffement et d'augmenter sa ductilité. Ce qui explique le métamorphisme de HT/BP oligocène et le magmatisme miocène. Ainsi la collision est suivie par une phase de retour à l'équilibre. Le jeu combiné de l'érosion, du soulèvement et de l'extension horizontale de la croûte provoque la mise à l'affleurement de zones métamorphiques le long de niveaux de décollement (cf. [25] pour une discussion de ces questions). Dans le cas de Mykonos, il n'y a pas de preuves que le décollement utilise un ancien chevauchement éo-oligocène, mais la
que le décollement utilise un ancien chevauchement éo-oligocène, mais la mise en place du granité peut être contrôlée par les discontinuités préexistantes d'autant plus que la direction NW-SE de la foliation est dinarique et que le granité traverse le contact majeur de la nappe des schistes bleus [3]. D'après les données géophysiques [26] l'épaisseur crustale sous Mykonos est de 30 km ce qui montre un rééquilibrage subterminé. L'absence de marqueurs convenables ne permet pas de quantifier exactement l'extension dans l'orthogneiss d'autant que la quantité de déplacement associée aux pseudo-tachylites peut être très importante [16]. Les études en cours cherchent à
être très importante [16]. Les études en cours cherchent à estimer le taux d'extension ductile de la croûte et à le comparer avec la valeur de 30 à 40 % proposée d'après des études neotectoniques et des modélisations ([10], [27], [28], [29]). En fait la déformation ductile miocène n'est pas homogène ni à l'échelle du massif, ni à l'échelle de l'Égée où des granités de même âge et même chimisme sont déformés : Mykonos, Delos, Ikaria ou non : Tinos, Naxos, Serifos indépendemment de leur position géographique. Ce qui suggère l'existence d'un réseau de failles normales ductiles dont l'étude reste
l'existence d'un réseau de failles normales ductiles dont l'étude reste à faire avant de pouvoir proposer un modèle quantitatif global de l'extension égéenne. Ce travail préliminaire a été réalisé dans le cadre du Programme « Tethys » du CNRS. Note reçue le 18 février 1988, acceptée le 12 septembre 1988. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1553-1559, 1988 1559 RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] J. AUBOUIN, M. BONNEAU, J. DAVIDSON, P. LEBOULENGER, S. MATESCO et A. ZAMBETAKIS, Bull. Soc. geol. Fr., 18, 1976, p. 385-401. [2] S. DORR, R. ALTHERR, J. KELLER, M. OKRUSCH et E. SEIDEL, in
R. ALTHERR, J. KELLER, M. OKRUSCH et E. SEIDEL, in H. CLOSS, D. ROEDER et K. SCHMIDT éd., I.U.C.G. Scientific Rept., 38, 1978, p. 537-564. [3] M. BONNEAU, Bull. Soc. geol. Fr., 24, 1982, p. 229-242. [4] R. ALTHERR, W. HARRE, H. KREUZER, M. OKRUSCH et E. SIEDEL, Int. Symp. Struct. Hist. Médit. Basins, 1977, p. 315-316. [5] H. MALUSKI, M. BONNEAU et J. R. KIENAST, Bull. Soc. geol. Fr., 8, 1987, p. 833-842. [6] J. B. H. JANSEN, Geological and Geophysical Research, Athens, 19, 1977, 100 p. [7] R. ALTHERR, H. KREUZER, I. WENDT, H. LENZ, G. WAGNER, J.
ALTHERR, H. KREUZER, I. WENDT, H. LENZ, G. WAGNER, J. KELLER, W. HARRE et A. HOHNDORF, Geol. Jb., 23, 1982, p. 97-164. [8] G. S. LISTER, G. BANGA et A. FEENSTRA, Geology, 12, 1984, p. 221-225. [9] L. CAYEUX, C.R. Acad. Sci. Paris, 152, 1911, p. 1529-1531. [10] J. ANGELIER, Soc. Geol. Nord, Public, Spéc, 3, 1979, 418 p. [11] X. LE PICHON et J. ANGELIER, Tectonophysics, 60, 1979, p. 1-42. [12] G. PARASKEVOPOULOS, Ann. Geol. Pays Hell., 4, 1951, p. 215-260. [13] S. DURR et R. ALTHERR, Rapp. Comm. int. Mer Médit., 25/26, 1979, p. 33-34. [14] M. BONNEAU,
int. Mer Médit., 25/26, 1979, p. 33-34. [14] M. BONNEAU, in J. E. DIXON et A. H. F. ROBERTSON éd., Geol. Soc. London, Spec. Public, 17, 1984, p. 517-527. [15] R. H. SIBSON, J. Geol. Soc. London, 133, 1977, p. 191-213. [16] J. MARRE, Manuels et Méthodes, 3, B.R.G.M., 1982, 126 p.; J. A. VANCE, Contrib. Miner. Petroi, 24, 1969, p. 7-29.; J. PONS, Thèse 3e cycle, Univ. Toulouse, 1971, 228 p. [17] Nous remercions J. Pons pour son expertise des structures magmatiques en lame mince. [18] D. BERTHÉ, P. CHOUKROUN et P. JEGOUZ, J. Struct. Geol., 1, 1979, p.