jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
C. NEWTON, Contrib. Miner. Petrol., 85, 1984, p. 186-196; T. GASPARIK, Contrib. Miner. Petrol., 96, 1987, p. 357-370. D. J. ELLIS et D. H. GREEN, Contrib. Miner. Petrol., 71, 1979, p. 13-22; H. S. C. O'NEILL et B. J. WOOD, Contrib. Miner. Petrol., 70, 1979, p. 59-70; T. KAWASAKI, J. Jap. Assoc. Miner., Petrol., Econ., Geol., 74, 1979, p. 395-405; E. J. KROGH, Norsk. Geol. Forening Med., 1982, p. 17-33; J. FABRIES in V. GABIS et M. LAGACHE, éd., Thermométrie et barométries géologiques, Soc. Fr. Minéral. Cristallo., 1983, p. 203-233; S. K. SEEN et A. BATTACHARYA, Contrib. Miner. Petrol., 88,
S. K. SEEN et A. BATTACHARYA, Contrib. Miner. Petrol., 88, 1984, p. 67-71. B. J. WOOD, Contrib. Miner. Petrol., 46, 1974, p. 1-15. D. M. JENKINS, Contrib. Miner. Petrol., 77, 1981, p. 166-176. F. BOUDIER, A. NICOLAS et J. L. BOUCHEZ, Nature, 296, 1982, p. 825-827; M. CANNAT, Thèse 3e cycle, 1983, Nantes, 159 p.; F. BOUDIER, J. L. BOUCHEZ, A. NICOLAS, M. CANNAT, G. CEULENCE, M. MISSERI et R. MONTIGNY, Earth and Planetary Sciences Letters, 75, 1985, p. 215-222. J.-M. LARDEAUX et E. DUFOUR, C.R. Acad. Sci. Paris, 305, série II, 1987, p. 61-64. Laboratoire de Pétrologie, Université Claude-Bernard,
série II, 1987, p. 61-64. Laboratoire de Pétrologie, Université Claude-Bernard, Lyon-I et U.R.A.-C.N.R.S. n° 713, 27-43 boulevard du 11-Novembre-1918, 69622 Villeurbanne Cedex. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1973-1976, 1988 1973 Stratigraphie/Stratigraphy Les niveaux marins « transgressifs inverses » du Sahel occidental d'Alger-Tipaza-Algérie Nour-Eddine SAOUDI Résumé — Synchrones d'une phase tectonique récente, les terrasses marines pleistocènes révèlent dans deux transects différenciés, leurs modalités particulières de mise en place. A travers l'étude des séries « siciliennes » de la région de Tipaza, une nouvelle interprétation des mécanismes climatosédimentaires et eustatiques est proposée. The sea-levels "transgressives inverses" in
climatosédimentaires et eustatiques est proposée. The sea-levels "transgressives inverses" in occidental Sahel of Algiers-Tipaza-Algeria Abstract — Synchrones of a recent tectonic stage, the pleistocene marine deposits reveal in two differentiated zones the particular modalities of their formation. Through the study of the "sicilian" séries in occidental Sahel of Algiers, a new interpretation of the climatic sedimentary and eustatic mechanisms is proposed. CADRE MORPHO-STRUCTURAL ET STRATIGRAPHIQUE. De structure anticlinale, le Sahel est un ensemble de croupes comprises entre 50 et 200 m d'altitude (fig. 1). Les études menées sur le Pliocène de l'Oued Nador (région de Tipaza) ont permis d'individualiser [10],
de l'Oued Nador (région de Tipaza) ont permis d'individualiser [10], à travers l'investigation paléomagnétique, deux niveaux calabriens s'inscrivant dans la phase régressive du Pliocène. Le Calabrien II que l'on peut non sans réserve attribuer à l'Emilien, se relève vers l'Est pour occuper les parties sommitales des collines du Sahel, à plus de 200 m d'altitude. De même, le Tyrrhénien est actuellement assez bien connu dans le Sahel d'Alger [3]; il est circonscrit entre deux dates : 140000 ans [11] pour le niveau marin inférieur des coupes littorales, attribué à l'Eulyrrhénien; 30000 ans [8]), datant une patelle calcinée, retirée d'un gisement
30000 ans [8]), datant une patelle calcinée, retirée d'un gisement asturién, contenu dans un dépôt dunaire qui surmonte un deuxième niveau marin, rapporté au Néotyrrhénien. Cette stratigraphie est aussi guidée par une morphologie littorale (fig. 2) dans laquelle se juxtaposent trois paliers topographiques. Trois générations de terrasses marines étagées s'inscrivent dans le palier moyen individualisé. En raison de leur indépendance par rapport au Calabrien du sommet du Sahel et au Tyrrhénien de la frange littoral, j'attribue les niveaux marins du palier intermédiaire, au Sicilien moyen (Milazzien) et supérieur [1], car ces formations semblent bien occuper la position chronologique que leur
ces formations semblent bien occuper la position chronologique que leur assigne cet étage marin. Ces niveaux siciliens, confondus dans le même palier moyen, s'abaissent vers le Nord/Ouest en direction de la baie du Chenoua, pour former la falaise marine actuelle, dominée par le plateau calabrien, déjeté dans le même sens. Apparaissant initialement en niveaux étages, ces formations se présentent dans les coupes de la nécropole romaine (500 m à l'Est de Tipaza), en séries superposées et cumulées sur plus de 30 m de puissance. COUPES DE LA NÉCROPOLE ROMAINE. — La transgression sicilienne débute par un raclage considérable du flanc
La transgression sicilienne débute par un raclage considérable du flanc nord du Sahel, amenant la disparition du Pliocène de faciès plaisancien (en partie) et asturièn, et du Calabrien. Les niveaux issus de cette incursion marine, matérialisés par des poudingues et des dalles coquillières, surmontent directement et en discordance, les marnes bleues plaisanciennes. Le complexe sicilien de plus de 30 m d'épaisseur offre la juxtaposition de trois tendances eustatiques majeures, de signification différenciée, marquée chacune par une série d'oscillations secondaires (fig. 3-4). La base de ce complexe de près de 10 m de puissance, définie par son faciès à grosses coquilles
m de puissance, définie par son faciès à grosses coquilles de pectens et huîtres, traduit de nettes tendances transgressives. Le niveau intermédiaire, matérialisé par une sédimentation marine variée, traduit le maximum transgressif du cycle sicilien sahélien. Ce caractère est révélé par le faciès sédimentaire, plus neritique que littoral par rapport au contexte sous et sus-jacent. Le niveau supérieur introduit par le biais des différents joints continentaux interstratifiés, la tendance à l'émersion de cette partie de la côte et le retrait progressif et définitif de la mer sicilienne, que matérialisent d'épaisses formations dunaires. COUPES DU SAHEL. — A l'Est de Tipaza,
formations dunaires. COUPES DU SAHEL. — A l'Est de Tipaza, les affleurements siciliens se relèvent rapidement en altitude; la côte de 150 m est atteinte en 3 km seulement. La synthèse des niveaux identifiés fait ressortir l'existence d'un étagement de trois générations de terrasses marines depuis Kouali (3 km Est de Tipaza) jusqu'à Bou-Haroun (20 km Est de Tipaza) : niveaux de 60, 100 et 160 m (altitude moyenne), caractérisés par une grande variabilité altitudinale. Le faciès paléontologique de la terrasse de 160 m, très particulier par l'abondance de taille des ostracodes et pectinides, est à mettre en parallèle avec
des ostracodes et pectinides, est à mettre en parallèle avec la base du complexe sicilien de la nécropole romaine. Les niveaux de 100 et 60 m à faune banale, rappellent par leur faciès sédimentaire et paléontologique, les unités intermédiaires et supérieures des affleurements de Tipaza (fig. 5). INTERPRÉTATION. — Dans ces deux cas de figures, les formations décrites restent encadrées par deux régressions généralisées d'origine eustatique. Elles sont révélées par les faciès des dépôts et surtout par l'existence d'une morphologie en paliers : palier inférieur supportant les séries tyrrhéniennes bien représentatives le long du littoral sahélien; palier moyen formant l'entablement
représentatives le long du littoral sahélien; palier moyen formant l'entablement des unités siciliennes. L'analyse de la superposition des unités lithostratigraphiques de la nécropole romaine fait ressortir le caractère transgressif de la mer sicilienne à cet endroit de la côte. Fig. 3 Fig. 4 Fig. 3. — Coupe type du Sicilien de la nécropole romaine. Fig. 3. — Sicilian section of roman necropolis. Fig. 4. — Oscillations marines perçues dans le complexe sicilien de la nécropole romaine. Fig. 4. — Marine oscillations in sicilian séries (roman necropolis). Fig. 5. — Schéma montrant la relation stratigraphique entre les unités marines de Tipaza
montrant la relation stratigraphique entre les unités marines de Tipaza et les niveaux perches de Bou-Haroun. Fig. 5. — Graphie showing the stratigraphic relation between marine units of Tipaza and levels of Bou-Haroun. 1976 C R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1973-1976, 1988 L'étalement longitudinal, au contraire, des différentes terrasses marines du Sahel, traduit des modalités de mers régulièrement régressives. Dans cette optique, les niveaux de 160, 100 et 60 m correspondent à des unités régressives. Au phénomène de superposition à Tipaza correspond un étagement sur le Sahel. Cette inversion des modalités de dépôt d'un même cycle
Sahel. Cette inversion des modalités de dépôt d'un même cycle marin est déterminée par la tectonique. La tendance à la surrection du Sahel, la subsidence de la baie de Tipaza (liée à l'axe synclinal de l'oued Nador et aux failles bordières du massif du Chenoua) ont été synchrones de la transgression sicilienne : la subsidence a déterminé la superposition, tandis que le soulèvement continuel du Sahel a permis, au contraire, une plus grande extension de cette mer (sans pour autant que l'amplitude de celle-ci y soit plus importante). Ces éléments nous permettent d'introduire les notions de « vitesse de déformation
nous permettent d'introduire les notions de « vitesse de déformation et vitesse de remontée de la tranche d'eau de la mer sicilienne ». L'extension des terrasses sur le Sahel, leur étagement, l'épaisseur des formations dunaires enjambant chaque génération des niveaux marins individualisés, révèlent l'étalement négatif de la transgression, en rapport avec une plus grande vitesse de soulèvement du Sahel. Le résultat de cette interaction est l'existence de niveaux régressifs durant une période d'évidente remontée de la mer (période interpluviale-interglaciaire Mindel/Riss) (2), sur la base de l'analyse des séries de la nécropole romaine : phénomène tectono-sédimentaire que je nomme « niveaux
nécropole romaine : phénomène tectono-sédimentaire que je nomme « niveaux transgressifs inverses ». Dans le cas du Sahel, à une déglaciation correspondent des niveaux régressifs. (') Cette terminologie précise seulement la position stratigraphique par rapport aux cycles marins et ne fait en aucune manière référence à un stratotype précis. (z) Le retrait de la mer sicilienne et l'amorce d'un nouveau cycle pluvial (synchrone de la glaciation rissienne) nous sont déjà démontrés par le niveau marin supérieur du complexe sicilien de la nécropole ainsi que par la terrasse de 60 m du Sahel, que surmontent d'épaisses formations gréso-limoneuses. Note remise le
du Sahel, que surmontent d'épaisses formations gréso-limoneuses. Note remise le 18 août 1988, acceptée après révision le 9 novembre 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [I] A. AYME, Bull. Soc Hist. Nat. Afr. du Nord, XXII, 1951, p. 15-16. [2] M. BETROUNI et N. SAOUDI, Libyca, XXVII, 1978-1979, p. 9-24. [3] M. BETROUNI, Thèse de 3e cycle, Géologie du Quaternaire, Université d'Aix-Marseille-II, Luminy, 1983, 202 p. (inédit). [4] J. CABOT et A. PRENANT, Ann. Alg. de Géogr., n° 5, 1968, p. 77-93. [5] M. GIGOUT, Bull. Soc. Géol. de Fr., n° 25, 1954, p. 122. [6] L. GLANGEAUD, Bull. Soc. Géol. de Fr.
p. 122. [6] L. GLANGEAUD, Bull. Soc. Géol. de Fr. 4° série, XXVII, 1927, p. 239-546. [7] L. GLANGEAUD, Bull. Serv. Carte Géol. de l'Algérie, 2e série, n° 8, 1932, p. 350-598. [8] F. E. ROUBET, 6e Cong. Panafi Dakar, 1967, p. 144-145. [9] N. SAOUDI et M. BETROUNI, Libyca, XXVIII, 1980-1981, p. 9-25. [10] N. SAOUDI, Thèse de 3e cycle, Géologie du Quaternaire, Université d'Aix-Marseille-II, Luminy, 1982, 227 p. [II] Ch. STEARNS et D. L. THURBER, Quaternaria, Rome, VII, 1965, p. 29-42. Centre national d'Études historiques, 3, rue F.-D.-Roosevelt, Alger, Algérie. Les travaux cartographiques récents ont individualisé trois unités
Alger, Algérie. Les travaux cartographiques récents ont individualisé trois unités lithotectoniques superposées en disposition « monoclinale » vers le sud-ouest : unités de Leyme, de Saint-Paul-de-Vern et du Sud-Millevaches; leur contenu et leur évolution métamorphique permettent de les assimiler respectivement aux unités de Thiviers-Payzac, « inférieure des gneiss » et de la Dronne en Limousin. L'unité de Saint-Paul-de-Vern comprend de bas en haut la succession suivante (vallée du Celé, fig.) : (a) orthogneiss oeillés (orthogneiss de Bagnac); (b) un ensemble de leptynites à fréquents niveaux amphiboliques (leptynites et amphibolites de Bagnac); (c) gneiss plagioclasiques micacés et micaschistes. Le métamorphisme, barrovien,
Bagnac); (c) gneiss plagioclasiques micacés et micaschistes. Le métamorphisme, barrovien, atteint le faciès amphibolite dans les zones à disthène, disthène-sillimanite. Les eclogites ont été découvertes dans les leptynites et amphibolites de Bagnac qui, par leurs caractères pétrographiques et géochimiques appartiennent aux « Leptynites de Vergonzac-Tulle » qu'elles prolongent cartographiquement vers le Sud. LES ECLOGITES : LOCALISATION ET GISEMENTS. — Les gisements reconnus se situent aux environs de la localité de Prendeignes (fig., [1]); selon les conditions d'affleurement, on peut observer ou non les relations avec l'encaissant; lorsqu'elles sont visibles [affleurements (1) et (2), fig.] les eclogites apparaissent en « boudins
(1) et (2), fig.] les eclogites apparaissent en « boudins » au cœur de bancs d'amphibolites. Dans l'un d'eux [affleurement (1), fig.] on peut observer le passage en quelques mètres d'une éclogite massive (à grenats à fines « couronnes claires ») à des amphibolites à nids de plagioclases applatis et étirés dans une foliation encore fruste, puis à des amphibolites banales. LES ECLOGITES : CARACTÈRES PÉTROGRAPHIQUES. — Parmi les reliques éclogitiques reconnues, les moins amphibolitisées affleurent au nord de la ferme des Faux [(3), fig.]; Note présentée par Jean AUBOUIN. 0249-6305/88/03071977 $2.00 © Académie des Sciences 1978 C. R. Acad.
0249-6305/88/03071977 $2.00 © Académie des Sciences 1978 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1977-1980, 1988 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1977-1980, 1988 1979 macroscopiquement, ce sont des roches sombres à grenats abondants — à fines couronnes « noires » — et amphiboles formant des plages irrégulières entre lesquelles subsiste une trame pyroxénique vert-pâle discontinue. On n'y discerne pas d'anisotropie structurale nette. Au microscope, un échantillon à reliques pyroxéniques abondantes donne la composition suivante : grenat (27 %); symplectite pyroxène-plagioclase = kélyphitoïde (21 %); amphibole vert-bleu (35 %); plagioclase (9 %); opaques
(21 %); amphibole vert-bleu (35 %); plagioclase (9 %); opaques (5 %); quartz (3 %); rutile et apatite. — Le grenat (3 à 4 mm) très fracturé est bordé par une auréole de kélyphite à amphibole et plagioclase. — Les plages de kélyphitoïde, aux contours déchiquetés sont constituées d'agrégats de CPx « en éponge » en symplectites avec un peu de plagioclase. — L'amphibole, vert bleu, s'observe : (1) en petits prismes et vermicules dans l'auréole kélyphitique des grenats; (2) en plages symplectiques résultant de l'amphololitisation du kélyphitoïde; (3) en prismes subautomorphes à tendance poeciloblastique issus de la recristallisation locale
prismes subautomorphes à tendance poeciloblastique issus de la recristallisation locale de (1) et (2). — Le plagioclase se trouve : (1) en granules et petits prismes radiés dans la kélyphite; (2) en granules ou vermicules associés au CPx du kélyphitoïde. — Le quartz, en plages souvent plurigranulaires de quelques millimètres paraît résulter de la polygonisation des grains monocristallins. Certaines de ces plages cicatrisent des fissures en extension des grenats ou forment au contact de ceux-ci des queues de cristallisation. Du point de vue textural on note : (1) la tendance des amphiboles à l'orientation parallèle de leurs grands axes; (2)
des amphiboles à l'orientation parallèle de leurs grands axes; (2) l'apparente organisation des fractures des grenats en une zone d'axe sensiblement parallèle à la direction marquée par les prismes d'amphibole. Les échantillons prélevés dans les autres affleurements sont plus largement amphibolitisés; il n'y subsiste que rarement un peu de kélyphitoïde pyroxénique; le plagioclase se développe aux dépens du grenat qui est plus ou moins totalement remplacé par l'assemblage plagioclase + opaque + un peu d'amphibole. Avec le développement généralisé de la foliation, on perd très vite — après un stade fugace d'amphibolites à petites lentilles plagioclasiques (cf. supra) — toute
fugace d'amphibolites à petites lentilles plagioclasiques (cf. supra) — toute trace de la paragenèse éclogitique initiale. On aboutit ainsi à des amphibolites banales. CONCLUSIONS. — 1. Pour la première fois est reconnue dans l'ensemble leptynique de type Vergonzac-Tulle, la présence de reliques éclogitiques et, en conséquence, se trouve caractérisé dans cette formation un épisode métamorphique précoce HP antérieur à l'amphibolitisation barrovienne. 2. On aboutit ainsi à un schéma cohérent à l'échelle du Limousin : une évolution métamorphique polyphasée globalement identique (stade précoce HP, suivi d'un épisode barrovien) dans les deux unités (inférieure et supérieure) gneissiques. Une approche comparée, dans les
unités (inférieure et supérieure) gneissiques. Une approche comparée, dans les deux unités, des conditions d'éclogitisation d'une part, de la nature des protolites d'autre part, permettra de mieux préciser l'évolution géodynamique varisque de ce secteur du Massif Central. C'est ce que devraient permettre les études géochimiques et minéralogiques en cours. Note remise le 17 octobre 1988, acceptée le 19 octobre 1988. 1980 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1977-1980, 1988 RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] P. L. GUILLOT, A. LACOUR, G. MONNIER et P. ROUBICHOU, Carte géol. de la France à 1/50000, feuille La Capelle-Marival, 1988. [2] I. FEIX,
France à 1/50000, feuille La Capelle-Marival, 1988. [2] I. FEIX, P. L. GUILLOT, G. MONNIER et P. ROUBICHOU, Carte géol. de la France à 1/50000, feuille Saint-Céré. [3] P. ROUBICHOU, Thèse de 5e cycle, Université d'Orléans, 1979, 161 p. [4] I. FEIX, Thèse de Doctorat, Université d'Orléans, 1988, 517 p. [5] P. FLOCH, B. HENRY et D. SANTALLIER, Chron. rech. min. n° 474, 1984, p. 5 à 10. [6] P. L. GUILLOT, Thèse d'État, Université d'Orléans, 1981, 391 p. [7] D. SANTALIER, Thèse d'État, Université d'Orléans, 1981, 340 p. [8] A. LACOUR et J. Riss (à paraître). [9] P. LEDRU
A. LACOUR et J. Riss (à paraître). [9] P. LEDRU et A. AUTRAN, DOC. B.R.G.M., n° 140, 1987, p. 51-81. P.-L. G. : Département Géosciences, Faculté des Sciences, Université de Savoie, B.P. n° 1104, 73011 Chambéry Cedex; A. L. : Laboratoire de Pétrologie, Faculté des Sciences, Université d'Orléans, B.P. n° 6759, 45067 Orléans Cedex 2. 1981-1986, 1988 1981 Géodynamique / Geodynamics Le rôle de la traction de la lithosphère subductée dans l'évolution géodynamique plio-pléistocène de l'arc égéen : mouvements verticaux alternés et variations du régime tectonique Denis Sorel, Jacques-Louis Mercier, Bertrand Keraudren et Marc Cushing Résumé — Des variations de
Bertrand Keraudren et Marc Cushing Résumé — Des variations de la force de traction de la lithosphère subductée sous l'arc égéen, notamment du fait de sa rupture, pourraient expliquer les changements du régime tectonique dans l'arc, et ses ampleux mouvements verticaux alternés. The role of slab-pull force in the pliocene-pleistocene geodynamic evolution of the Aegean arc: subsidence and uplift of the external arc and changes in the tectonic regime Abstract — Variations of the slab-pull force beneath the Aegean Arc, particularly due to the rupture of the slab, could explain the changes in the Aegean tectonic stress pattern, and the
the changes in the Aegean tectonic stress pattern, and the alternate strong vertical movements of the external arc. Abridged English Version — SUCCESSIVE PLIOCENE-PLEISTOCENE STRESS PATTERNS IN THE AEGEAN ARC. — Kinematics of Pliocene-Pleistocene faults have shown the succession of different stress patterns in the Aegean area ([1], [2]) : — A widespread Pliocene-lower Pleistocene radial extension (Fig. 1C), except in the area of the Ionian Islands. — Compressional deformations which occurred at the end of the Lower Pleistocene (Fig. 1B). They were strong in the Ionian Islands, moderate in Lokris, Eubée and Corinthie, weak or absent in the southern
Lokris, Eubée and Corinthie, weak or absent in the southern part of the arc. — Since the Middle Pleistocene, longitudinal extension affects most of the arc, except the Ionian Islands where moderate compression is still active (Fig. 1A). ALTERNATE VERTICAL MOVEMENTS OF THE EXTERNAL AEGEAN ARC. — Along the external arc (Rhodes, Karpathos, Crète, southern Peloponnesus, Céphalonie), some Mesozoic limestone massifs display a remarkable staircase morphology over a few hundred meters high (Fig. 2). These steps are littoral abrasion platforms. Transgressive marine sediments present local evidence that this morphology resulted from a subsidence ([3], [4]) which ended in the lower
from a subsidence ([3], [4]) which ended in the lower Pleistocene, i.e. at the time when compression affected the arc. — After this subsidence, a strong uplift brought this drowned morphology back above the sea level (Figs. 2C, D). These synchronous changes in the tectonic regime and vertical movements suggest that they may have a common origin. THE ROLE OF SLAB-PULL IN THE GEODYNAMICS OF THE AEGEAN ARC. — A major force driving the plates and governing the tectonic regime in subduction zones is the slab-pull force ([5], [6]). A strong pull decreases the mechanical coupling between both plates and
strong pull decreases the mechanical coupling between both plates and thus weakens the radial stress in the arc (Fig. 3A), so that extension may be radial (Fig. 1C). The Aegean extension has been explained in this way [7]. A strong pull also speeds up subduction, which may become faster than the rate of slab resorption in the mantle. Thus, the length of the dense slab increases, as well as its downwards pull-force, causing a subsidence of the arc (Pliocene-lower Pleistocene). This self-amplifying mechanism may lead to the rupture of the slab under its own weight [5] (lower Pleistocene). The resulting
slab under its own weight [5] (lower Pleistocene). The resulting drop of the pull force may explain the uplift of the arc and the increase in the radial stress (Fig. 3B), so that extension became longitudinal in the arc, except in the Ionian Islands (Fig. 1A). There, the radial stress was already stronger in the Pliocène, probably because subduction of the light continental crust of the Adriatic foreland was difficult. Its increase rendered this stress strongly compressive (Fig. 1B). Later on, subduction slowly restored the slab and this compression weakened. Seismic tomography shows a rupture in the Aegean slab [8]
Seismic tomography shows a rupture in the Aegean slab [8] (Fig. 4), which may have caused the lower Pleistocene events. Older compressional events affected the Aegean arc. But they were caused by the lock and the outwards jump of the frontal thrust of the arc, and no similar jump is known in the lower Pleistocene. If correct, this interpretation would highlight the role of the slab-pull force in geodynamics. Similar events are reported from the Tyrrhenian Arc [9] where a ruptured slab is also observed [11]. Synchronous changes in the tectonic regime and vertical movements over subduction zones could provide
tectonic regime and vertical movements over subduction zones could provide geological indications of slab rupture and allow their precise timing for plate tectonics and orogenic evolution reconstructions. La cinématique des failles récentes a permis d'établir les grands traits du champ de contrainte égéen, et de montrer son changement au Pleistocene inférieur ([1], [2], [11]). Par ailleurs, de forts mouvements verticaux, en subsidence puis en surrection, ont affecté l'arc externe. Leur inversion se place aussi dans le Pleistocene inférieur [3], ce qui suggère leur relation mécanique avec le régime tectonique. La traction de la lithosphère subductée influe sur le régime tectonique