jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
ZIRCONS OF THE FORMATIONS STUDIED. — We rely here on the typology elaborated by Pupin and Turco ([20], [21]) (Pl. I, fig. 2 a) to classify the zircons extracted after crushing, sieving and separation to dense liquids [3]. The fraction studied, inferior to 150 μm, presents crystals only slightly eroded, but often fragmentized (Pl. II F). Ten assemblages of zircons magmatic or remolded have been studied within the considered sector, from the stratigraphic sections raised and sampled from 1965 to 1972 by one of us (J.-J. G.) ([9], [17]) (fig. 1). It consists of populations of 100 to 150 crystals
1). It consists of populations of 100 to 150 crystals taken at random from the treated samples [3]. One can distinguish two types of populations (Pl. I, fig. 2 b and Pl. II) : — 1° the zircons of the Ollo de Sapo meridional (sampled in its northern part, at Rio and San Francisco, Province of Orense, cf. fig. 1), where the type « S17 » of Pupin and Turco predominates, associated with the type « S22 », with prism (100) and pyramid (101) well expressed (nos 2 and 3, Pl. II), — 2° l'ensemble formé des schistes gréseux du
Pl. II), — 2° l'ensemble formé des schistes gréseux du Précambrien du Dôme de Lugo (région de Sarria, Province de Lugo) et de l'Anticlinal du Narcea (Villanovo, León), des grès du sommet du Cambrien inférieur (Linares, Lugo), des grès du Cambrien moyen à supérieur (Parada dos Montes, Lugo), des grès armoricains de l'Arenig (Santa Eulalia, Lugo et Sierra del Teleno, León), des « grès supérieurs » du stade ultime, régressif, de l'Ordovicien supérieur (Villarabe, Lugo), qui contient des zircons aux formes plus variées; les types « S2S », « S24 », « S19 » et « S18 », à prisme
», « S19 » et « S18 », à prisme (100) et pyramide (101) bien exprimés, s'ajoutent aux types précités et prédominent assez nettement (pl. I, fig. 2 b). 1658 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1655-1662, 1988 Deux échantillonnages montrent un certain pourcentage de zircons de haute température, sans doute volcaniques (pl. I, fig. 2 b, 5 et 6). Il s'agit des schistes du Précambrien du Narcea et, dans une moindre mesure, des grès de la fin du Cambrien inférieur de la Sierra de Caurel. EXPLICATIONS DES PLANCHES Planche I Fig. 2. — a. Classification
EXPLICATIONS DES PLANCHES Planche I Fig. 2. — a. Classification typologique des zircons selon Pupin et Turco [21] : la cadre en trait épais cerne la distribution des populations étudiées, b. Distribution des populations de zircons dans le Précambrien et le Paléozoïque inférieur du NW de l'Espagne. 1 : dans l'Ollo de Sapo méridional dans sa partie inférieure (axiale), 2 : id., dans un niveau intermédiaire, 3 : id., dans les termes supérieurs, 4 : Précambrien du Dôme de Lugo, 5 : sommet du Cambrien inférieur, 6 : Précambrien de l'Anticlinal du Narcea, 7 : Cambrien moyen à supérieur, 8
l'Anticlinal du Narcea, 7 : Cambrien moyen à supérieur, 8 : Grès armoricain (Sierra del Teleno), 9 : Grès armoricain (Sierra de Caurel), 10 : Grès supérieur, fini-Ordovicien. Fig. 2. — a. Typologie classification of zircon, after Pupin and Turco [21]: the thick frame surrounds the distribution of the types of zircons present in the studied populations, b. Distribution of the populations of zircons in the Precambrian and the lower Paleozoic of the N-W Spain. 1: in the Southern lower Ollo de Sapo in its axial part., 2: in the intermediate levels of Southern Ollo, 3: in the top of
intermediate levels of Southern Ollo, 3: in the top of Southern Ollo, 4: in the Precambrian of Lugo Dôme, 5: level at the top of the lower Cambrian, 6: Precambrian of the Narcea Anticline, 7: middle and upper Cambrian, 8: Arenig armorican sandstones (Sierra del Teleno), 9: id., (Sierra de Caurel), 10: sandstones from the top of Ordovician. Fig. 1. — Schéma paléogéographique de la région étudiée à la fin du Cambrien inférieur. 1 : affleurements actuels de Précambrien, 2 : ligne de rivage à l'Ouest, 3 : axe du futur anticlinal tectonique de Caurel, 4 : points ou secteurs
futur anticlinal tectonique de Caurel, 4 : points ou secteurs d'échantillonnage du Précambrien, 5 : id., du Cambrien inférieur, 6 : id., du Cambrien moyen à supérieur, 7 : id., de l'Arenig, 8 : id., de l'Ordovicien terminal. Fig. 1. — Paleogeographic map of the Eastern Galicia and Western Asturias at the end of Lower Cambrian: 1 : Precambrian outcrops, 2: Cambrian coast line in the western part of the basin, 3: axis of the future Taconic Caurel anticline, 4: places and areas of sampling in Precambrian, 5: id., in Lower Cambrian, 6: id., in Middle and Upper Cambrian, 7:
Lower Cambrian, 6: id., in Middle and Upper Cambrian, 7: id., in Arenig, 8: id., in the Upper Ordovician sandstones. Planche II Zircons des formations étudiées. 1 : Précambrien de l'Ollo de Sapo, niveau intermédiaire, type « S8 »; 2 : Ollo de Sapo, partie axiale, type « S22 »; 3 : Ollo de Sapo, partie axiale, type « S9 », taille : 75 um; 4 : Grès armoricain, sous le sidérolithique ordovicien (Sierra de Caurel), type « S19 », 70 um; 5 : Précambrien du Dôme de Lugo : type « S24 », 85 um; 6 : Cambrien moyen-supérieur
type « S24 », 85 um; 6 : Cambrien moyen-supérieur (Sierra de Caurel), type « S19 »; 7 : grès supérieur de l'Ordovicien, type « S25 », 90 um; 8 : Précambrien de l'Anticlinal du Narcea, type « S20 », 90 um; 9 : Narcea, type « J5 », 125 um. Zircons of the studied formations. 1: Precambrian of the Ollo de Sapo, intermediate level, "S8" type; 2: Ollo de Sapo, axial zone, "S22" type; 3: Ollo de Sapo, axial zone, "S11" type, length: 74 um; 4: Arenig Sandstones, under the Ordovician siderolithic formation (Sierra de Caurel), "S19" type, 70
the Ordovician siderolithic formation (Sierra de Caurel), "S19" type, 70 um; 5: Precambrian of Lugo Dôme: "S24" type, 85 um; 6: middle and upper Cambrian (Sierra de Caurel), "S19" type; 7: sandstones of the top of the Ordovician, "S25" type, 90 um; 8: Precambrian of the Narcea Anticline, "S20" type, 90 um; 9: Narcea, "J5" type, 125 um. IV. INTERPRÉTATION DES DONNÉES ET CONSÉQUENCES PALÉOGÉOGRAPHIQUES. — Toutes les populations étudiées proviennent de roches de composition voisine. Si l'on se rapporte à Pupin et Turco ([20], [21]), il s'agirait de diorites, gabbros, diorites quartziques et tonalités, et de monzonites et granites
gabbros, diorites quartziques et tonalités, et de monzonites et granites monzonitiques. Dans le cas présent, la source originelle des matériaux terrigènes serait donc l'Ollo de Sapo, à une réserve près : l'échantillonnage effectué sur l'Ollo, géographiquement trop limité (3 points sur 6 km, perpendiculairement à la structure) privilégie le pôle dioritique-tonalitique, alors que les données beaucoup plus compréhensives dues aux zircons des roches détritiques recouvrent mieux les résultats pétrographiques de Capdevila [6], qui a montré que la composition générale de l'Ollo de Sapo inférieur était celle de granodiorites et de granites monzonitiques. Ainsi l'Ollo de Sapo alimente à la fin
granites monzonitiques. Ainsi l'Ollo de Sapo alimente à la fin du Protérozoïque (fig. 3) : — le Précambrien gréseux-pélitique du Dôme de Lugo, situé à proximité de ses affleurements connus, — le Précambrien de l'Anticlinal du Narcea, beaucoup plus éloigné de cette source. Mais ici, la fraîcheur des zircons et la présence du type volcanique J 5, rare ou absent à l'Ouest, impliquent l'existence d'autres zones d'apports situées à l'Est, dans l'axe du domaine orogénique assyntique nord-ibérique [9]. Actuellement enfouies, elles seraient composées de roches de type « Ollo » mêlées de volcanites. Du Cambrien moyen-supérieur à l'Ordovicien moyen, on
mêlées de volcanites. Du Cambrien moyen-supérieur à l'Ordovicien moyen, on suit la filiation entre les zones hautes formées de matériaux précambriens et les dépôts détritiques terrigènes. En s'aidant d'autres données [9], il s'agit aussi bien : — des dorsales d'Ollo, — que des affleurements de Précambrien schisteux dont les matériaux sont donc recyclés. Fig. 3. — Héritages entre les différentes formations étudiées. Fig. 3. — Inheritances between the different studied formations on the basis of the zircon populations. 1662 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série H, p. 1655-1662, 1988 La phase calédonienne d'Ekne, fini-Ordovicien moyen, voit la mise
1988 La phase calédonienne d'Ekne, fini-Ordovicien moyen, voit la mise à l'affleurement du Cambrien moyen-supérieur et de l'Arenig au cœur de structures néoformées [18]. Après un passage dans le sidérolithique fini-ordovicien, leurs matériaux repartent vers le bassin sédimentaire contemporain. Malgré ce nouveau recyclage, les zircons restent identifiables (pi. II, n° 7). Au total, l'ensemble du NW de la Meseta ibérique à l'Est de la dorsale de l'Ollo de Sapo, a été alimenté par des matériaux de type « Ollo », issus de granodiorites et granités monzonitiques et recyclés à plusieurs reprises. Les premiers apports détritiques nourrissent les Précambriens schisteux du
reprises. Les premiers apports détritiques nourrissent les Précambriens schisteux du Narcea et de Lugo, qui sont donc bien, pour l'essentiel, plus récents que l'Ollo de Sapo. Ces matériaux proviennent aussi bien des marges occidentales de ce domaine de quelques 40000 km2 que des régions orientales où l'Ollo était inconnu. Il est ainsi vraisemblable que l'essentiel du substrat régional en soit formé, ce qui expliquerait l'homogénéité géochimique de l'ensemble Précambrien-Paléozoïque inférieur [9]. VI. CONCLUSION. — Les populations de zircons étudiées ont subi des actions mécaniques répétées dans le domaine supergène: transport fluviatile, placement marine... Elles ont été soumises aux altérations superficielles
fluviatile, placement marine... Elles ont été soumises aux altérations superficielles les plus intenses dans le sidérolithique fini-ordovicien. Passant de l'Ollo de Sapo au grès fini-ordovicien, elles ont subi deux cycles sédimentaires, ou trois, pour la fraction qui transite par les schistes du Dôme de Lugo. Enfin, ces zircons ont été pris dans un métamorphisme régional hercynien localement mésozonal (secteur de l'Ollo). Cependant, dans la tranche granulométrique choisie, la morphologie initiale reste identifiable. On peut donc s'aider de la typologie de ce minéral dans les reconstitutions paléogéographiques en domaine métamorphique. Note reçue le 14 septembre 1988, acceptée le 30 septembre 1988.
reçue le 14 septembre 1988, acceptée le 30 septembre 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [I] J.-P. PUPIN, Thèse Es, Nice, 1976, 394 p. [2] J.-P. PUPIN, Congr. géol. intern., Paris, 1980, p. 79. [3] S. CHOUITER, Thèse de 3e cycle, Nancy-I, 1984, 175 p. [4] G. SCHULZ, Descripcion geognostica del Reyno de Galicia, Madrid, 1834, 176 p. [5] W. RIEMER, JV. Jb. Geol. Palâont., 12, 1965, p. 732-740. [6] R. CAPDEVILA, Thèse Es, Montpellier, 1969, 450 p. [7] Ph. MATTE, Thèse Es, Montpellier, 1968, 128 p. [8] CASIANO DE PRADO, E. VERNEUIL et J. BARRANDE, Bull. Soc. géol. Fr., 2, XVII, 1860,
et J. BARRANDE, Bull. Soc. géol. Fr., 2, XVII, 1860, p. 516-554. [9] J.-J. GUILLOU, Thèse Es, Paris, 1 et 2, 1980, 155 p. et 300 p. [10] J.-J. GUILLOU et G. HERAIL, 5e R.A. Es Terre, Orsay, 1978, p. 200. [11] Ch. BARROIS, Mém. Soc. géol. du Nord, 2, 1882, 630 p. [12] L.-U. DE SITTER, CR. Somm. Soc. géol. France, 1961, p. 253. [13] G. MILLOT, Géologie des Argiles, Masson, Paris, 1964, 499 p. [14] J.-J. GUILLOU, CR. Acad. Sci. Paris, 280, série D, 1975, p. 529-532. [15] M. JULIVERT, CR. Acad. Sci. Paris, 263, série D, 1966,
M. JULIVERT, CR. Acad. Sci. Paris, 263, série D, 1966, p. 1033-1035. [16] I. ZAMARENO, Trabajos geol, 5, Oviedo, 1972, 178 p. [17] J.-J. GUILLOU, Ann. Soc. Géol. Belg., 94, 1971, p. 21-37. [18] J.-J. GUILLOU, SCI. Terre, Nancy, 14, 1, 1969, p. 8-26. [19] J.-J. GUILLOU, 1er R.A. Es Terre, Lyon, 1979, p. 24. [20] J.-P. PUPIN et G. TURCO, Bull. Minéral, 104, 1981, p. 724-731. [21] J. PUPIN et G. TURCO, 2e R.A. Es. Terre, Pont-à-Mousson, 1974, p. 321. S. C. : Laboratoire de Sédimentologie, Faculté des Sciences, Université de Nancy-I, 54037 Nancy Cedex; J.-J. G. : Laboratoire
Université de Nancy-I, 54037 Nancy Cedex; J.-J. G. : Laboratoire de Caractérisation des Gîtes Minéraux, E.N.S.G., B.P. n° 452, 54001 Nancy Cedex. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1663-1668, 1988 1663 Tectonique/Tectonics L'accident nord-sud du Burundi : une faille inverse kibarienne visible par satellite. Son rôle dans la formation du fossé cénozoïque nord-Tanganyika Jean CHOROWICZ, Thaddée NKANIRA et Guy TAMAIN Résumé — Sur les images spatiales Landsat-MSS, l'accident nord-sud du Burundi, d'âge kibarien, a la géométrie d'un chevauchement vers l'est. Des observations de terrain confirment cette interprétation : il s'agit d'une zone de failles inverses rapprochant
interprétation : il s'agit d'une zone de failles inverses rapprochant deux domaines qui diffèrent surtout par leur degré de métamorphisme. Des écailles qui semblent impliquer les basites-ultrabasites sont associées au contact. Ce résultat permet d'appliquer au fossé cénozoïque nord-Tanganyika le modèle de formation du rift par réactivation profonde d'un chevauchement ductile hérité de la tectonique précambrienne. The north-south trending fault of Burundi: a Kibarian reverse fault shown on satellite imagery. Its role in the genesis of the north Tanganyikan Cenozoic graben Abstract — On Landsat-MSS space imagery, the Kibarian north-south trending fault zone of Burundi, actually displays the geometry of
trending fault zone of Burundi, actually displays the geometry of an east-directed thrust. Field observations confirm this interpretation: two structural domains differing in metamorphic grade, are superposed along the fault zone. Thrust slices, including basites and ultrabasites, are present. Which allows application to the formation of the north Tanganyikan Cenozoic graben, a model illustrating reactivation in depth of a major ductile thrust, a relict of Precambrian tectonics. Abridged English Version — Burundi is situated on a segment of the NNE-SSW trending Kibarian belt, resulting from a middle Proterozoic orogenesis, dating 1,050 M.a. [1]. It was previously regarded [2] as the
1,050 M.a. [1]. It was previously regarded [2] as the final result of the compression of a Kibarian (Burundian) intracontinental basin, including the early Proterozoic (Rusizian or Ubendian) basement. Geological maps [3] show a north-south trending fault zone, considered [4] as a vertical transcurrent shear zone, cutting at a low angle the NNE-SSW folds and faults. Analysis of Landsat-MSS imagery results on a structural map (Fig. 1) montre que la zone faulte nord-sud tendant marque deux assemblées différées : — à l'est, l'unité non métamorphisée et pliée Burundienne, reposant sur le socle; — à l'ouest, la Burundienne métamorphisée et les
le socle; — à l'ouest, la Burundienne métamorphisée et les grands massifs du socle, fortement pliés et ciselés. L'imagerie spatiale montre que le contact est sinusoïde, toujours bordé à l'ouest par une crête. Cette géométrie est beaucoup plus indicative d'une faille inverse correspondant à l'écoulement orienté est de la section ouest, sur la section est; elle ne exclut pas la possibilité d'un important composant de glissement latéral du mouvement. Au terrain, cette zone de faille est un écophe de mylonites ultramorphiques. Près de Gitega, le long de la route, des fouilles limites par des cisaillements plongeant approximativement W35° à 55°
fouilles limites par des cisaillements plongeant approximativement W35° à 55° (Fig. 2). Dans les mylonites (Fig. 2A), la foliation N-S, plongeant W35°-50°, expose une linéation de traction et intersectée d'une pente NW 40°-45°, témoignant d'un composant latéral gauche du mouvement. Plus au sud (Fig. 2B), une silicite ultramylonique repose sur des shists et subgraywacks non métamorphisés, qui sont une unité volcanosédimentaire du milieu Burundien, reposant sur le Buhoro gabbro, mais le manque de métamorphisme le long du contact suggère que ce massif ultrabasique est une couche écartée appartenant à la zone de cisaillement. Conformément, la zone nord-sud apparaît être une
zone de cisaillement. Conformément, la zone nord-sud apparaît être une faille majeure, inverse, située entre deux zones différencées par leur grade métamorphique et leur style tectonique (Fig. 3). Les basites-ultrabasites associées au contact peuvent être regardées comme des couches écartées ophiolitiques, plutôt qu'intrusives, formant une zone de suture. Le fossé nord-Tanganyika est partie de la branche ouest de la Rift Est Africain et seismiquement actif [9]. Nous avons observé une direction d'extension NW-SE alongé le long des plans de faille confirmé par la plupart des mécanismes focaux d'earthquakes [10]. Le fossé exactement parallèle à la zone nord-sud, est asymétique; il
fossé exactement parallèle à la zone nord-sud, est asymétique; il est bordé à son côté ouest par une faille majeure et à son côté est par une plus douce flexure et de petites failles normales (Fig. 3). Plusieurs auteurs [11] ont émis le jeu important de précédentes failles thrusts dans la genèse des rifts. La faille majeure bordière semble s'incliner et passer dans une faille normale ductile liée à une précédente faille ductile thrust. Ce modèle semble être compatible avec les données disponibles dans le nord Tanganyika. La tension Cénozoïque NW-SE a réactivé la thrust à former une faille majeure
NW-SE a réactivé la thrust à former une faille majeure normale, placant le rift près de la zone de cisaillement. Ce modèle doit être envisagé sur une échelle régionale. Le rift est bordé à l'ouest par une succession de grabens nord-sud, incluant le graben Itombwe [12]. Ces structures peuvent avoir été réactivées durant l'extension Cénozoïque comme partie de la genèse du rift [15]. Au sud, la région centrale Tanganyika est une zone transformée Cénozoïque, réactivant de grandes failles transcurrentes Proterozoïques [16]. Le modèle de simple cisaillement a également été appliqué à la structure du Rift Gregory [13] où il associe
à la structure du Rift Gregory [13] où il associe la réactivation de rampes antérieures en failles normales, avec celle de rampes latérales en failles de glissement, pour former respectivement grabens et zones transformées intracontinentales [14]. La configuration du nord Tanganyika peut aussi être partie d'un vaste réaménagement de rampes antérieures dans le nord Tanganyika, et de rampes latérales dans le central Tanganyika. INTRODUCTION. — Le Burundi correspond intégralement à un segment de la chaîne kibarienne, orienté NNE-SSW, résultat d'une orogenèse qui s'est produite en Afrique Orientale à la fin du Protérozoïque moyen, vers 1 050 Ma. [1]. La chaîne
du Protérozoïque moyen, vers 1 050 Ma. [1]. La chaîne kibarienne a été interprétée [2] comme résultat d'une compression d'un bassin intracontinental du cycle kibarien (ou burundien), les terrains déposés dans ce bassin reposant sur un socle du Protérozoïque inférieur (Rusizien ou Ubendien), structuré vers 1 850 Ma. Les cartes géologiques [3] mettent en évidence un accident d'orientation nord-sud traversant en oblique les structures NNE-SSW. Cet accident est considéré comme une zone de failles verticales à jeu plutôt décrochant [4]. Il est remarquablement parallèle au fossé nord-Tanganyika qui borde la façade occidentale du Burundi. L'examen des images spatiales Landsat-MSS suggère
façade occidentale du Burundi. L'examen des images spatiales Landsat-MSS suggère que cet accident correspond à un chevauchement à vergence vers l'est. ANALYSE DE L'IMAGERIE SPATIALE. — Les données utilisées dans le présent travail sont les scènes Landsat-MSS du path and row 185-62, acquises les 13 septembre 1972 et 4 janvier 1979. Ces images ont été comparées avec les cartes géologiques existantes [3]. Le couvert végétal, le manque de résolution spatiale, l'absence de stéréoscopie et les nuages n'ont pas permis de faire une carte géologique très détaillée précise, mais une carte structurale a pu être produite (fig. 1). Les sédiments néogènes
structurale a pu être produite (fig. 1). Les sédiments néogènes et quaternaires en bordure du Lac Tanganyika apparaissent bien par leur texture lisse et l'on peut y voir des failles discrètes qui sont la partie supérieure de grandes failles normales synsédimentaires du fossé [5]. Le Malagarasien, équivalent du Bukobien, représente le Protérozoïque supérieur [6]. Discordant sur le Kibarien, il comprend surtout une formation conglomératique (Unité Nkoma), des calcaires silicifiés et des basaltes, mais aussi des dépôts détritiques. Il affleure pour l'essentiel dans des collines situées dans le sud du pays. Il donne des surfaces à forts contrastes de réflectance et
Il donne des surfaces à forts contrastes de réflectance et texture hétérogène en grandes taches. Le Kibarien (Burundien) consiste essentiellement en une épaisse accumulation de schistes et de quartzites ([6] et [7]). Sur les images, il donne des bandes allongées parallèles, alternativement sombres (les bancs de quartzites) et claires (les schistes). La cartographie des bancs de quartzites permet de montrer les plis droits qui affectent ces terrains à l'est de l'accident nord-sud. À l'ouest de l'accident, ces mêmes formations sont métamorphisées en schistes, micaschistes, gneiss, amphibolites et métaquartzites [8], ces derniers formant parfois des lignes reconnaissables au sein de surfaces
derniers formant parfois des lignes reconnaissables au sein de surfaces assez uniformes, aux teintes de réflectance moyennes et à texture homogène, avec un réseau hydrographique dense. Le socle rusiziens, qui affleure principalement à l'ouest, est difficile à distinguer du Burundien sur les images Landsat. Il est constitué de micaschistes, gneiss, amphibolites et migmatites donnant des surfaces très uniformes. Les intrusifs sont parfois bien visibles. Les granites forment des régions en dépression relative, caractérisées par une texture en « grains de riz ». Souvent situés au cœur des plis, ces granites sont syn- et post-tectoniques, entre 1 350 et 950 Ma.
sont syn- et post-tectoniques, entre 1 350 et 950 Ma. Les complexes sont affectés en outre par le métamorphisme général kibarien et indiscutablement inclus dans les grandes structures kibariennes. Enfin, ils n'ont aucun rapport, d'ordre stratigraphique ou structural, avec les formations anté-burundiennes. L'accident nord-sud sépare deux domaines différents : — à l'est, un Burundien peu ou pas métamorphique, reposant sur le socle, affecté de plis droits simples; — à l'ouest, un Burundien métamorphique, interrompu par de vastes affleurements de socle, affecté de plis complexes et peut-être d'écaillés et donc fortement soulevé. Les images montrent que l'accident est à pendage ouest
soulevé. Les images montrent que l'accident est à pendage ouest : le contact est sinueux et suit le flanc oriental d'une ligne de crêtes. Les séries les plus métamorphiques étant à l'ouest, cette géométrie est celle d'une faille inverse et non celle d'une faille verticale décrochante. L'interprétation en faille inverse régionale n'exclut d'ailleurs pas qu'il puisse y avoir une forte composante décrochante. OBSERVATIONS DE TERRAIN. — Sur le terrain, le passage de l'accident nord-sud est souligné par la présence d'ultramylonites homogènes. Près de Gitega, le long de talus routiers, des affleurements bien dégagés permettent d'observer une tectonique d'écaillés, séparées par
affleurements bien dégagés permettent d'observer une tectonique d'écaillés, séparées par des cisaillements à pendage d'environ 35 à 55° vers l'ouest (fig. 2). La figure 2A montre un talus de route situé à 400 m à l'ouest du contact principal. Sous une bande d'ultramylonites à pendage vers l'ouest, des métaquartzites et des quartzophyllades du Burundien moyen à moyen-inférieur sont déformées en failles inverses, poissons et plis d'entraînement. Il s'agit là sans doute d'une géométrie locale représentative de la géométrie en grand de l'accident. Celui-ci pourrait donc avoir un pendage assez moyen de l'ordre de 35 à 55° vers l'ouest. Dans les