jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
de l'ordre de 35 à 55° vers l'ouest. Dans les mylonites, une foliation de direction nord-sud, à pendage W 35 à 50°, porte une linéation d'étirement et d'intersection à pitch NW 40-45°, ce qui indique que la zone d'accidents inverses a une composante décrochante senestre. Plus au sud (fig. 2B), une coupe au travers du contact permet de voir une ultramylonite silicifiée reposant sur des schistes et des subgrauwackes non métamorphiques à couleur "LÉGENDES DES FIGURES" Fig. 1. — Carte structurale du centre du Burundi, d'après l'analyse des images Landsat-MSS. 1 : alluvions; 2 : Malagarasien; 3 : conglomérats Nkoma;
1 : alluvions; 2 : Malagarasien; 3 : conglomérats Nkoma; 4 : Kibarien (Burundien); 5 : Rusizien; 6 : granités; 7 : roches ultrabasiques; 8 : chevauchement. Fig. 1. — Structural map of Central Burundi, from analysis of Landsat-MSS images. 1: alluvials; 2: Malagarasian; 3: Nkoma conglomerates; 4: Kibarian (Burundian); 5: Rusizian; 6: granites; 7: ultrabasites; 8: overthrust. Fig. 2. — Dessins schématiques de structures en failles inverses affleurant au passage de l'accident nord-sud. A. Dessin des affleurements du talus routier (repéré en A sur la figure 1). 1 : allure des strates ou de la foliation; 2 : mylonite
allure des strates ou de la foliation; 2 : mylonite à ultramylonite; 3 : faille inverse. B. Coupe schématique en bordure de route (repéré en B sur la figure 1). I et II : unités tectoniques chevauchantes. 1 : chevauchement; 2 : silicification intense de la semelle tectonique à la base de l'unité II; 3 : mylonite à ultramylonite à la base de l'unité I; 4 : Série du Tchéné, du Burundien moyen-supérieur; 5 : série lie-de-vin, volcano-sédimentaire, du Burundien moyen; 6 : magmatites basiques du Buhoro. Fig. 2. — Schematic views of a reverse fault zone in the vicinity
Schematic views of a reverse fault zone in the vicinity of the north-south striking fault. A. Outcrops along the road (shown in A on Figure 1). 1: pattern of layers or foliation; 2: mylonite or ultramylonite; 3: reverse fault. B. Schematic cross section along the road (shown in B on Figures 1 ). I et II: overthrusted tectonic units. 1: thrust; 2: strong silicification at the base of unit II; 3: mylonite or ultramylonite at the base of unit I; 4: Tchéné rock unit of the middle Burundian; 5: red volcano-sedimentary rock unit of the middle-late Burundian; 6: Buhoro magmatic
volcano-sedimentary rock unit of the middle-late Burundian; 6: Buhoro magmatic basalt. Fig. 3. — Coupe géologique du fossé nord-Tanganyika et d'une partie de la chaîne kibarienne au Burundi. La coupe est repérée en XY sur la figure 1. 1 : faille normale cénozoïque; 2 : déformation cénozoïque ductile; 3 : cisaillement kibarien. Fig. 3. — Geological cross-section of the north Tanganyikan rift and of part of the Kibarian belt in Burundi. 1: Cenozoic normal fault; 2: Cenozoic ductile deformation; 3: Kibarian shear. Nos observations de terrain sur les miroirs de failles récentes mettent en évidence une extension cénozoïque NW-SE (fig.
failles récentes mettent en évidence une extension cénozoïque NW-SE (fig. 1), confirmée par la plupart des mécanismes au foyer [10]. Le fossé est exactement parallèle à l'accident nord-sud. Il est asymétrique. Bordé à l'ouest par la zone majeure de failles normales d'Uvira à rejet cumulé plurikilométrique, son substratum se relève progressivement vers l'est en flexure, accidentée de failles normales à rejet relativement faible (fig. 3). Plusieurs auteurs [11] ont insisté sur le rôle des grands accidents chevauchants préexistants dans la formation des rifts. La faille normale bordière majeure s'inclinerait progressivement en profondeur pour passer à une faille normale ductile qui
en profondeur pour passer à une faille normale ductile qui finalement se raccorderait à un chevauchement ductile ancien. Ce modèle est compatible avec les observations structurales disponibles dans la région nord-Tanganyika. Sous l'effet d'une extension régionale, ici NW-SE, le chevauchement ancien rejouerait en sens contraire et permettrait ainsi au rift de se localiser en arrière immédiat du front de chevauchement. 1668 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1663-1668, 1988 Cette interprétation doit être replacée dans un contexte régional plus large. Le rift est bordé à l'ouest par un chapelet de fossés panafricains subméridiens, notamment l'Itombwe [12]
par un chapelet de fossés panafricains subméridiens, notamment l'Itombwe [12] : ces accidents ont très bien pu également être remobilisés lors de l'extension cénozoïque et jouer un rôle dans la formation du rift. Le modèle de cisaillement simple adopté ici a également été appliqué au niveau du Gregory Rift, au Kenya [13] : dans ce cas, le modèle de réactivation en failles normales de rampes frontales est associé avec la réactivation en failles décrochantes de rampes latérales panafricaines, pour former respectivement des fossés et des secteurs à valeur de zones transformantes intracontinentales [14]. La partie centrale du lac Tanganyika est
transformantes intracontinentales [14]. La partie centrale du lac Tanganyika est superposée à une zone transformante intracontinentale cénozoïque [15] reprenant de grands décrochements du Protérozoïque inférieur [16]. Le dispositif du lac Tanganyika pourrait, à l'échelle régionale, associer également le rejet de rampes frontales, au niveau du fossé nord-Tanganyika, avec le rejet de rampes latérales, au niveau du secteur Tanganyika central. Note reçue le 30 mai 1988, acceptée le 4 août 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [I] L. PEETERS, Ann. Mus. roy. Congo belge, Tervuren, Se. géol, 17, 1956, 189 p.; L. CAHEN et K. THEUNISSEN, Mus. roy. Afr. Centr. Tervuren (Belg.), Rapp. ann.,
K. THEUNISSEN, Mus. roy. Afr. Centr. Tervuren (Belg.), Rapp. ann., 1979, 1980, p. 215-217; M. FERNANDEZ-ALONZO, J. LAVREAU et J. KLERKX, Chemical Geology, 57, 1986, p. 217-234; K. THEUNISSEN et J. KLERKX, Mus. roy. Afr. Centr. Tervuren (Belg.), Rapp. ann., 1979, 1980, p. 207-214. [2] J. KLERKX, J. LAVREAU, J.-P. LIÉGEOIS et K. THEUNISSEN (J. KLERKX et J. MICHOT éd.), Tervuren, 1984, p. 29-46; J. KLERKX, J.-P. LIÉGEOIS, J. LAVREAU et W. CLAESSENS, American Geophysical Union, 1987, p. 217-233. [3] I. RADULESCU, Burundi, Carte géologique, 1 : 500000, Ministère de l'Énergie et des Mines, Projet de Recherches Minières, 1981; A.
l'Énergie et des Mines, Projet de Recherches Minières, 1981; A. WALEFFE, Carte géologique du Burundi au 1 : 100000, feuille Mwishanga, République du Burundi, Minist. Géol. Mines et Industrie, 1979. [4] H. LADMIRANT et A. WALEFFE, Bull. Soc. Belge de Géologie, 93, 1984, p. 213-225. [5] J. CHOROWICZ et C. THOUIN, CR. Acad. Sci. Paris, 301, série II, 1985, p. 835-840. [6] A. WALEFFE, MUS. roy. Afr. centr., Tervuren, Belg., Ann., Série in 8°, Se. géol., 48, 1965, 312 p. [7] J. LEPERSONNE, Carte géologique du Burundi au 1 : 10000 : feuille Makamba, République du Burundi, Minist. Géol. Mines
10000 : feuille Makamba, République du Burundi, Minist. Géol. Mines et Industrie, 1977. [8] J. KLERKX et K. THEUNISSEN, Mus. roy. Afr. Centr., Tervuren (Belg.), Rapp. ann., 1976, 1977, p. 95-100. [9] J. WOHLENBERG, Tectonophysics, 8, n° 4/6, 1969, p. 567-577. [10] K. TANAKA, S. HORIUCHI, T. SATO et N. ZANA, Journal of Phys. Earth (J.P.N.), 28, n° 1, 1980, p. 45-57. [11] B. WERNICKE, Nature, 291, 1981, p. 645-648; R. W. ALLMENDINGER, J. W. SHARP, D. V. TISH, I. SERPA, L. BROWN, S. KAUFMAN, J. OLIVER et R. B. SMITH, Geology, 11, 1983, p. 532-536; R. F. ANDERSON, M.
SMITH, Geology, 11, 1983, p. 532-536; R. F. ANDERSON, M. I. ZOBACK et G. A. THOMPSON, Geological Society of America Bull, 94, 1983, p. 1055-1072. [12] M. VILLENEUVE, Bull. Centres Rech. Explor.-Prod. Elf-Aquitaine, 1, n° 1, 1983, p. 163-174. [13] W. BOSWORTH, Geology, 15, p. 397-400. [14] J. CHOROWICZ, M. GUEZLANE, J.-P. RUDANT et G. VIDAL, CR. Acad. Sci. Paris, 307, 1988, série II, p. 83-88. [15] J. CHOROWICZ, J. LE FOURNIER et G. VIDAL, Geological J., 22, Thematic issue African Geology Review, P. BOWDEN et J. KINNAIRD éd., 1987, p. 495-513. [16] J. CHOROWICZ, I. ROGGERI, J.-P. RUDANT, G.
p. 495-513. [16] J. CHOROWICZ, I. ROGGERI, J.-P. RUDANT, G. TAMAIN et P. YANDA, In Image analysis, radiometric survey and geological control of Landsat-TM data in Tanzania, J. LAVREAU et C. BARDINET éd., Tervuren (Belgique), 1988 (sous presse). J. C. et G. T. : Département de Géotectonique (U.A. 215, C.N.R.S.), Université Pierre-et-Marie-Curie, 4, place Jussieu, 75252 Paris Cedex 05; N. T. : Ministère des Travaux publics, Énergie et Mines, Bujumbura, Burundi. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1675-1680, 1988 1675 Tectonique/ Tectonics Décrochements en transtension dans la couverture des massifs subalpins septentrionaux : relations avec la
la couverture des massifs subalpins septentrionaux : relations avec la tectonique du socle Jean-Louis MUGNIER et Maurice GIDON Résumé — Bien que formés au voisinage d'un secteur où le socle est soumis à une compression, les décrochements des massifs subalpins septentrionaux sont des structures en transtension. Ce voisinage de deux régimes différents au cours d'une même phase tectonique s'explique par les particularités de la géométrie du toit du socle héritées des phases antérieures. Il illustre la complexité des associations de structures développées dans la zone externe d'une chaîne de collision lorsque le champ de contraintes est perturbé par la géométrie
lorsque le champ de contraintes est perturbé par la géométrie des interfaces limitant les milieux de différentes compétences. Transtension and strike-slip faults in the cover of the subalpine chains: their relationships with basement tectonics Abstract — Late strike-slip faults cut through the cover of the subalpine chains of the Chartreuse and Bauges. They have a NE-SW trend, show a dextral movement with a small extensional component and constantly down thrown to S.E. These extensional characteristics are induced by specificities of the basement geometry. The Belledonne crystalline massif could move toward the S.W. with respect to the basement located below the
the S.W. with respect to the basement located below the subalpine massifs, and induce in the cover of these latter a dextral bulk shear. These cover rocks are located over a basement deep bounded on the N.W. side by the Cévenol normal fault System, and on the S.E. by the basement of the crystalline massifs. The small obliquity between these two boundaries implies that during the movement of the crystalline massifs, transtension in the cover rocks of the subalpine chains occurred. Abridged English Version — The aim of this paper is: (a) to describe the specificities of the geometry of
is: (a) to describe the specificities of the geometry of the late strike-slip faults in the cover of the Chartreuse and Bauges massifs; (b) to incorporate these structures in a regional alpine model. LATE STRIKE-SLIP FAULTING IN THE MESOZOIC COVER, with a NE-SW trending, cuts through the compressional fold/thrust structures of the subalpine chains of Chartreuse and Bauges ([1], [2]) (Fig. 1) and are related to a late tectonic event. They are only located in these chains and continue neither westward in the foreland area, nor eastward in the crystalline massif of Belledonne. These faults show, both in Chartreuse and
massif of Belledonne. These faults show, both in Chartreuse and Bauges, a dextral movement described in 1947 by [1], and a small extensional component detailed in this paper (Fig. 2) for the Chartreuse massif and already observed in the Bauges massif [7]. They constantly down throw to the S.E. ([5], [6]). Many are branched to the frontal thrust of the deformed belt [3], and could be related to lateral ramps of a late displacement of the cover structures towards the S.SW. [4]. LATE TECTONICS IN THE BASEMENT of the External Alps is compressive. Seismic thrust and oblique slip events act
Alps is compressive. Seismic thrust and oblique slip events act in the basement ([8], [9]). The present geometry of the top of the basement deepens below the subalpine chains ([10], [11], [12]): in the west, stable basement of the alpine foreland is offset by a number of Thetysian normal faults [13] and Hercynian transpressive structures [14], whereas to the east, the basement of the Belledonne massif is uplifted by a major lithospheric thrust which has induced a large part of the shortening in the subalpine massif cover [15]. THE RELATIONSHIPS BETWEEN THE BASEMENT AND THE COVER TECTONICS are governed by
BETWEEN THE BASEMENT AND THE COVER TECTONICS are governed by dextral movement at depth along the west side of the crystalline massifs of the external Alps. This movement induces a dextral shear of the whole sedimentary sequence located between the stable foreland and the crystalline massifs [16]. Strike-slip faults in the field are then Riedel fractures [17]. Down-thrown to the S.E. and an extensional component of the strike-slip faults are nonetheless uncharacteristic of the Riedel fractures. These specificities could be related to the regional geometry boundary conditions which define the cover shear. A first regional problem is the small obliquity
cover shear. A first regional problem is the small obliquity between the trend of the "Cévenol" normal faults in the basement below the northwest boundary of the subalpine chain, and the trend of the external basement axis on the southeast boundary (Fig. 1). This obliquity could be related to a counter-clockwise rotation of the crystalline massifs [18]. Indeed, when the external crystalline massifs move toward the S.W., the cover of the subalpine chains undergoes a dextral shear with divergent boundaries (Fig. 3) and shows that here its area increases. This increase implies a tectonic thickening of the cover, while the
increase implies a tectonic thickening of the cover, while the basement area is preserved. As southward the east rigid boundary is not present (i.e. the external basement massifs) there are no extensional characteristics of the strike-slip faults in the subalpine chains of the south. A second regional problem is the deepening toward the south of the floor décollement in the cover [19]. This deepening is related: (a) to a stratigraphic thickening; (b) a deeper location of the décollement level in the sedimentary pile. As the cover located at the S.E. of a dextral strike-slip system moves more toward the S.W.,
of a dextral strike-slip system moves more toward the S.W., the difference of slip vectors along the décollement level, for two blocks adjacent to a same strike-slip fault, leads to a down movement of the S.W. block (Fig. 4). Finally, the strike-slip faults could be listric at depth and induce a roll-over-like geometry in the southern block. CONCLUSION. — This example shows that transtension in the cover can be located close to compressional structures in the basement. The obliquity between the inherited structures from previous stages and the thrust transport direction towards the S.SW. induces perturbations of the stress field
direction towards the S.SW. induces perturbations of the stress field in the cover of the north subalpine chains, during this late alpine event. It is then unnecessary to propose active basement tectonics just below the cover strike-slip faults. The same phenomena acts in the cover of the southern subalpine chain where the emplacement of the Digne Thrust, late Neogene in age [21] is governed by the geometry of the basement tilted blocks [20] inherited from the Thetysian rifting. The subalpine northern massifs show the development of a family of decolonets known for a long time [1] but whose regional significance
known for a long time [1] but whose regional significance had not really been analyzed in detail. The role of these decolonets in the cover and their relations with the basement tectonics are here discussed. DECOLONETS IN THE COVERAGE. — A family of decolonets with a NE-SW orientation ([1], [2]) transects the cover of the subalpine Chartreuse and Bauges massifs (fig. 1). These accidents induce a dextral slip in the folds and chevauchements they cut and are therefore the expression of a tectonic rather late compared to the structuration of these massifs. However, these decolonets do not continue either to
these massifs. However, these decolonets do not continue either to the West in the foreland area, nor to the East in the crystalline massifs they border. Certain of these decolonets branch onto the frontal thrust of the deformed belt [3], and could be related to lateral ramps of a late displacement of the cover structures towards the S.SW. [4]. Ceci implique un déplacement de la couverture vers le SSW, par rapport à l'avant-pays stable. Il est remarquable que tous ces décrochements, très raides en surface, induisent un abaissement systématique des compartiments SE. De plus une composante de mouvement extensif, qui
compartiments SE. De plus une composante de mouvement extensif, qui a également été mise en évidence dans les Bauges, est observée en Chartreuse, à la faveur d'affleurements perpendiculaires aux décrochements. Ce caractère extensif des failles tardives en fait de véritables décrochements en transtension. TECTONIQUE ET GÉOMÉTRIE DU SOCLE. — La tectonique du socle se caractérise pourtant par son caractère compressif. En effet les séismes localisés juste à l'Ouest des massifs cristallins externes expriment des mouvements en chevauchement ou en décrochement. Par ailleurs la géométrie actuelle du toit du socle, telle que l'indique la géophysique, se caractérise par un brusque approfondissement
que l'indique la géophysique, se caractérise par un brusque approfondissement sous chacune des marges des massifs subalpins. À l'Ouest il correspond au rejet de failles normales, ayant fonctionné durant l'extension de la marge passive téthysienne en déterminant la limite de faciès entre domaines jurassiens et subalpins, et prolongeant le faisceau des accidents cévenols. À l'Est, il s'agit du front des massifs cristallins les plus externes (Belledonne) où l'ampleur de cette dénivellation est attribuée à un chevauchement crustal dont le fonctionnement, amorcé il y a plus de 14 Ma, se poursuivrait encore aujourd'hui. RELATION TECTONIQUE SOCLE/TINCTONIQUE DE COUVERTURE. — La différence
encore aujourd'hui. RELATION TECTONIQUE SOCLE/TINCTONIQUE DE COUVERTURE. — La différence de régime observée entre la tectonique du socle et la tectonique de couverture est attribuable à un mouvement coulissant dextre le long de la bordure occidentale des massifs cristallins externes. Un tel jeu explique en effet que l'ensemble sédimentaire compris entre l'avant-pays stable et ces massifs cristallins soit soumis à un cisaillement d'ensemble dextre. Les décrochements observables sur le terrain peuvent être assimilés dès lors aux fractures «R» apparaissant dans les modèles analogiques de Riedel. Toutefois ce schéma n'explique ni l'abaissement relatif des compartiments situés au SE des décrochements, ni
l'abaissement relatif des compartiments situés au SE des décrochements, ni la composante normale de ces derniers; ceci pourrait être lié à l'existence de deux particularités régionales qui définissent ici les conditions géométriques aux limites du cisaillement d'ensemble de la couverture, (a) La première est l'obliquité, l'une vis-à-vis de l'autre, des deux lignes de fracturation des rebords du socle, qui convergent faiblement vers le N (cette obliquité est sans doute liée à une rotation d'ensemble antihoraire des massifs cristallins lors de leur chevauchement vers l'Ouest). Il en résulte qu'un jeu dextre le long de la marge W des massifs cristallins externes
le long de la marge W des massifs cristallins externes accroît la surface horizontale couverte par la couverture entraînée dans ce mouvement (au contraire, un mouvement dextre le long de la marge de l'avant-pays aurait entraîné un rétrécissement de cet espace, ce qui porte à exclure cette hypothèse). Le jeu en affaissement peut donc déjà résulter de l'effet distensif dû à cet accroissement de largeur disponible. (b) La deuxième particularité est l'approfondissement en direction du Sud de la prolongation dans la couverture du chevauchement des massifs cristallins externes, du fait de l'abaissement de sa position par rapport aux niveaux stratigraphiques
de l'abaissement de sa position par rapport aux niveaux stratigraphiques et de l'épaississement des séries sédimentaires. Comme lors d'un décrochement dextre orienté N.E.-S.W., le bloc méridional subit une composante de déplacement vers le Sud dans son glissement sur la surface de décollement, il s'abaisse donc comme le fait cette surface. De plus le raccord profond entre les décrochements et la surface de décollement pourrait être listrique, et induire pour chaque décrochement, un basculement du bloc méridional. C. R., 1988, 2e Semestre (T. 307) Série II 112 1672 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1669-1674, 1988 1673
Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1669-1674, 1988 1673 LÉGENDES DES FIGURES Fig. 1. — Carte tectonique simplifiée de l'avant-pays et de la zone externe des Alpes occidentales montrant la localisation des massifs subalpins. 1, Bauges; 2, Chartreuse; 3, nappe de Digne. Fig. 1. — Simplified tectonic map of the western Alps showing the subalpine massifs location. 1, Bauges; 2, Chartreuse; 3, Digne thrust. Fig. 2. — Un exemple du caractère extensif des décrochements tardifs : le décrochement de l'Alpette au N de Saint-Pierre d'Entremont (Chartreuse). L'Urgonien du flanc E d'une structure anticlinale est ici tranché par une série
E d'une structure anticlinale est ici tranché par une série d'accidents parallèles au décrochement de l'Alpette. Fig. 2. — An example of the extensional and down throw characteristics of the strike-slip faults: the Alpette fault north of Saint-Pierre d'Entremont (Chartreuse). Fig. 3. — Augmentation de surface induite dans une boîte à cisaillement dont l'une des bordures n'est pas parallèle au plan de cisaillement, (a) géométrie avant cisaillement; (b) géométrie après cisaillement. Les surfaces hachurées ont la même aire dans les deux géométries; (c) analogie avec les chaînes subalpines. Fig. 3. — The increase of area in a shear box, the
— The increase of area in a shear box, the boundaries of which are divergent, (a) before shearing; (b) after shearing (the hatched domains have the same area); (c) the analogy with the subalpine massifs. Fig. 4. — Abaissement des compartiments SE de couverture lors de leur glissement le long de la surface de décollement. Fig. 4. — The down thrown to SE associated to the strike-slip fault during the sliding along the décollement level. CONCLUSIONS. — L'exemple présenté ici montre qu'à l'occasion d'une même phase tectonique un régime extensif peut voisiner avec un régime compressif. Il illustre la complexité
peut voisiner avec un régime compressif. Il illustre la complexité des associations de structures développées dans la zone externe d'une chaîne de collision lorsque le champ de contrainte est perturbé par la géométrie des interfaces limitant les milieux de différentes compétences. Un tel état de chose paraît d'ailleurs s'instaurer à la faveur d'un important héritage des structures antérieures. Ici c'est le déplacement vers le SSW des massifs cristallins externes, oblique à la fois aux structures héritées de la marge thétysienne et aux structures chevauchantes alpines, qui induit les décrochements en transtension dans la couverture des massifs subalpins septentrionaux. De même,
transtension dans la couverture des massifs subalpins septentrionaux. De même, dans les chaînes subalpines plus méridionales, c'est le découpage antérieur du socle en blocs basculés qui guide le fonctionnement en chevauchement vers le S.SW., d'âge néogène tardif, de la nappe de Digne. Note reçue le 6 septembre 1988, acceptée le 3 octobre 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] J. GOGUEL, Bull. Soc. géol. Fr., 18, 1948, p. 227-235. [2] C. KERCKOVE et P. ANTOINE, Trav. Lab. Géol. Grenoble, n° 40, 1964, p. 81-89. [3] H. ARNAUD, Trav. Lab. Géol. Grenoble, 42, 1966, p. 33-53. [4] GILLCRIST, M. COWARD et J.-L. MUGNIER, Geodinamica