jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
York, 1972. [11] J. F. MORET et M. WEYANT, C. R. Acad. Sci. Paris, 302, série II, 1986, p. 353-356. [12] J. BODIN et P. LEDRU, C. R. Acad. Sci. Paris, 302, série II, 1986, p. 969-974. [13] M. LOSANTOS, J. PALAU, J. SANZ, Tectonophysics, 129, 1986, p. 71-79. [14] G. GUITARD, Mém. B.R.G.M., n° 63, 1970. [15] J. L. LAGARDE, Thèse Doct. 3e cycle, Univ. Rennes, 1978, 164 p. D. R. : U.A.-C.N.R.S., n° 215-319 et Département Géotectonique, Tour n° 26, Université Paris-VI, A, place Jussieu, 75252 Paris Cedex 05; J. M. : Laboratoire de Pétrologie, Université Paul-Sabatier, 38,
05; J. M. : Laboratoire de Pétrologie, Université Paul-Sabatier, 38, rue des Trente-six Ponts, 31400 Toulouse. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1113-1119, 1988 Tectonique/Tectonics Les extensions cénozoïques dans l'Est du Bassin de Paris : mise en évidence et interprétation Michel COULON et Dominique FRIZON DE LAMOTTE Résumé — L'analyse des nombreuses failles normales, stylolithes stratiformes et fentes de tension verticales qui affectent les terrains jurassique-crétacé dans l'Est du Bassin de Paris met en évidence l'existence d'une tectonique extensive diffuse. Dans le détail, on note deux directions d'extension principales suborthogonales qui procèdent vraisemblablement d'un mécanisme unitaire
directions d'extension principales suborthogonales qui procèdent vraisemblablement d'un mécanisme unitaire de mise en traction omnidirectionnelle. La relation avec des phénomènes profonds plutôt qu'avec la dynamique de la collision Europe-Afrique est proposée. ### CORRECTION ### connus à la base de la série d'Usson-les-Bains ; enfin, les cornéennes seraient des reliques métamorphisées de la série gréso-pélitique cambro-ordovicienne. La répartition spatiale des septa est très caractéristique, suivant une couronne disposée à proximité de la bordure du pluton. Tous les septa, quelle que soit leur structure interne, forment des lames à fort pendage vers le coeur du massif. On constate qu'au NW (Pic de
le coeur du massif. On constate qu'au NW (Pic de la Coumeille de l'Ours) et au NE (Counozouls) du complexe intrusif, les septa se situent cartographiquement au voisinage immédiat de la bande de Dévonien du Col de Paillères-Roquefort-de-Sault : nous pensons donc qu'ils représentent des reliques, au sein même du granite, du matériel charrié connu plus au Nord. Les septa situés dans la partie Sud du massif (N de Puyvalador) relèvent de la même interprétation : on y trouve en effet des bandes de marbres (Dévonien?) en contact direct avec des cornéennes. Il s'agirait de témoins enclavés du contact tectonique
des cornéennes. Il s'agirait de témoins enclavés du contact tectonique entre Dévonien allochtone et Cambro-Ordovicien autochtone, tel qu'on peut l'observer à l'extérieur du pluton. Fig. 2. — NW-SE schematic cross-section from north-pyrenean fault to Canigou. Lower tectonic unit. — 1. Canigou gneisses. 2. Metamorphic Cambrian. 3. Cambrian-Ordovician. 4. (a) Silurian-Devonian. (b) Early Carboniferous. Upper tectonic unit. 5. (a) Silurian-Devonian. (b) Early Carboniferous. 6. Quérigut pluton. 1. Main thrusts. 8. Shears due to the rising of the pluton. FNP, DCF, FM, see Fig. 1. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1107-1112, 1988 Ainsi, les septa métasédimentaires inclus
Série II, p. 1107-1112, 1988 Ainsi, les septa métasédimentaires inclus dans le complexe intrusif de Quérigut montrent-ils une « stratigraphie fantôme » et une « structure fantôme » [10] appartenant à une architecture varisque construite en deux étapes : (a) charriage d'une unité à matériel carbonate recouvrant des termes autochtones de plus en plus anciens du Nord vers le Sud; (b) structuration de l'ensemble autochtone-allochtone avec plutonisme tardif épicontinématique. Côté nord, l'intrusion se met en place sur les barémiennes dévoniennes de la Série d'Usson, sous un toit constitué probablement par le flysch carbonifère inférieur dont l'épaisseur initiale devait être considérable
le flysch carbonifère inférieur dont l'épaisseur initiale devait être considérable (3000 à 4000 m) même si l'on ne tient pas compte d'éventuels redoublements tectoniques. Côté sud, l'intrusion se développe au voisinage du contact Ordovicien autochtone-Dévonien allochtone. Les septa eux-mêmes, en position généralement subverticale, peuvent correspondre à des fragments détachés, mais peu déplacés, soit du mur, soit du toit du complexe intrusif. CONCLUSIONS. — Le complexe allochtone reconnu en bordure de la faille nord-pyrénéenne s'étend vers le Sud, à peine disloqué par la mise en place du pluton de Quérigut. Au Sud de ce dernier, au-delà de la faille de Mérens,
Sud de ce dernier, au-delà de la faille de Mérens, on retrouve le même matériel charrié dans la synforme de Villefranche-de-Conflent, où il repose à nouveau sur un soubassement siluro-dévonien [5]. Plus à l'Ouest, dans la région de Salau (haute vallée de Salat, Pyrénées Centrales), la série dévonienne de Salau [11], présentant des faciès analogues à ceux de la série d'Usson-les-Bains, est charriée (vers le Sud?) sur l'Ordovicien du dôme de Pallarsa lors d'une phase hercynienne précoce, l'ensemble étant recoupé par les granites du Pic de la Fourque et de Bassiès [12], ainsi que celui de Marimanya [13]. Nous proposons
Bassiès [12], ainsi que celui de Marimanya [13]. Nous proposons donc une coupe schématique de l'Est de la zone axiale (fig. 2), où nous considérons que les charriages profonds (charriage des gneisses du Canigou ([14], [15]) et les charriages de couverture ont même vergence vers le Sud et sont contemporains. Note reçue le 20 mai 1988, acceptée le 28 juin 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] J. MARRE, Thèse Doct. Sci, Univ. Paul-Sabatier, Toulouse, 1973, 536 p. [2] P. CAVET, Bull. Soc. géol. France, (7), II, 1960, p. 847-854. [3] D. RAYMOND, C. R. somm. Soc. géol. France, 6, 1980, p. 250-252.
C. R. somm. Soc. géol. France, 6, 1980, p. 250-252. [4] D. RAYMOND et M. WEYANT, Bull. Soc. géol. France, (7), XXIV, 1982, p. 265-274. [5] D. RAYMOND, Bull. Soc. géol. France, (8), II, 1986, p. 479-485. [6] J. LETERRIER, Sciences Terre, Nancy, mém. n° 23, 1972, 292 p. [7] M. APARICIO, Thèse Doct. 3e cycle, Univ. Paul-Sabatier, Toulouse, 1975, 88 p. [8] J. C. SOULA, Journ. struct. Geol., A, 3, 1982, p. 313-342. [9] M. CASTERAS, P. CAVET, G. GUITARD, A. OUTRACH, E. RAGUIN, « Quillan », 2e éd., carte géologique de la France à 1/80000, 1967, n° 254.
carte géologique de la France à 1/80000, 1967, n° 254. [10] W. S. PITCHER et A. R. BERGER, L. U. De Sitter, Regional Geology, Wiley Interscience éd., New York, 1972. [11] J. F. MORET et M. WEYANT, C. R. Acad. Sci. Paris, 302, série II, 1986, p. 353-356. [12] J. BODIN et P. LEDRU, C. R. Acad. Sci. Paris, 302, série II, 1986, p. 969-974. [13] M. LOSANTOS, J. PALAU, J. SANZ, Tectonophysics, 129, 1986, p. 71-79. [14] G. GUITARD, Mém. B.R.G.M., n° 63, 1970. [15] J. L. LAGARDE, Thèse Doct. 3e cycle, Univ. Rennes, 1978, 164 p. D. R.
Doct. 3e cycle, Univ. Rennes, 1978, 164 p. D. R. : U.A.-C.N.R.S., n° 215-319 et Département Géotectonique, Tour n° 26, Université Paris-VI, A, place Jussieu, 75252 Paris Cedex 05; J. M. : Laboratoire de Pétrologie, Université Paul-Sabatier, 38, rue des Trente-six Ponts, 31400 Toulouse. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1113-1119, 1988 Tectonique/Tectonics Les extensions cénozo Extensional cenozoic tectonics in the Eastern part of the Paris Basin: evidence and interpretation Abstract — The analysis of numerous normal faults, horizontal stylolite seams and vertical tension gashes which affect the Jurassic-Cretaceous sediments of the Paris Basin shows up
affect the Jurassic-Cretaceous sediments of the Paris Basin shows up a diffuse extensional tectonics probably Oligo-Miocene in age. The structural analysis of normal faults indicates the existence of two suborthogonal stretching directions. We suggest that this peculiar geometric pattern is controlled by deep phenomena rather than by Europe-Africa plate collision. Abridged English Version — The geometry of the successive states of stress which affected the European foreland during the alpine orogeny is now well known ([1], [2]). Three major events are usually distinguished: one or two "Pyrenean" compressional events characterized by a N-S shortening, an Oligocene-Miocene extensional event and an
by a N-S shortening, an Oligocene-Miocene extensional event and an "Alpine" compressional event characterized by NW-SE shortening in Alpine foreland and by divergent shortening in the Alpine arc itself. These tectonic data appear in good agreement with the presumed successive geometric pattern of the Alpine collision zone [3]. Generally, according to previous authors ([2], [4]) one considers that the extensional tectonics is restricted in and close to the grabbens which form the rift network of western Europe (Fig. 1). In accordance with more pinpointed data collected in other areas west of the rift grabben ([11] to [18]), our field data,
of the rift grabben ([11] to [18]), our field data, in the eastern part of the Paris Basin, invalidate this hypothesis: numerous striated normal faults, horizontal stylolite seams and vertical tension gashes [6] show up a diffuse extensional tectonics between the two compressional ones. On the other hand, the change of N-S Eocene compression to Oligocene extension is interpreted as the result of a permutation of the a1 and a2 principal stresses about a C3 horizontal common direction ([2], [4], [5]). In the studied area, the use of graphic fault population analysis [7] suggests, for the extensional event, two successive
population analysis [7] suggests, for the extensional event, two successive directions of stretching: the first one NW-SE (in fact two discrete directions: N110 and N130, Fig. 2a) is normal to the Rhine grabben and the other NE-SW (Fig. 2 b) is normal to the Dutch grabben [8]. None of these directions are parallel to the horizontal o3 developed during the N-S Eocene compression. Various evidences lead us to infer that this chronology does not reveal two phases of deformation but only two stages belonging to one tectonic event: (i) the two families of slickensides are rarely separated by field analysis;
two families of slickensides are rarely separated by field analysis; (ii) the calculated ratio R [9] characterizing the shape of the stress tensor points out, for each population, an ellipsoid almost perfectly symmetric along the vertical axis [10]. So, it seems that the N110 and N130 calculated azimuths of a3 axis during stage I should be related to the plate anisotropy (NO40-NO70 basement faults) and not to the real direction of o3. In this context, we interpret the second stage of deformation as the geometric result of the previous stretching along two discrete directions. In a more general way, we
along two discrete directions. In a more general way, we suggest that this peculiar geometric pattern of the two coeval extensions is controlled by deep phenomena (doming?) which generally mark the first stages of a rifting [19]. Consequently, our data are inconsistent with the hypotheses which explain Oligocene extensional tectonics as the result of a tensional opening orthogonal to the compressional direction determined by the Africa-Europe collision. INTRODUCTION. — Le calendrier des champs de contrainte successifs dans l'Avant-pays alpin est à présent bien établi ([1], [2]). On distingue communément trois groupes d'événements principaux: — un événement compressif N-S d'âge Eocène
groupes d'événements principaux: — un événement compressif N-S d'âge Eocène moyen; — un événement extensif E-W d'âge Oligocène; — un événement compressif d'âge Miocène montrant une direction de raccourcissement NW-SE dans l'Avant-pays mais radiale dans l'arc alpin lui-même. Les directions de raccourcissement correspondant aux événements compressifs sont remarquablement bien réparties sur l'ensemble de la plate-forme. Les champs de déformation que l'on peut en déduire sont aisément corrélables avec les géométries successives de la zone de collision alpine [3]. On considère, en revanche, que l'épisode extensif est strictement limité à proximité immédiate des fossés qui constituent au Tertiaire le rift ouest-européen.
immédiate des fossés qui constituent au Tertiaire le rift ouest-européen. Dans ce contexte, on a admis que leur création résultait d'une perturbation géographiquement limitée du champ de contrainte (permutation des axes a1 et a3) dans un domaine qui, globalement, restait soumis à une compression N-S ([2], [4], [5]). L'étude que nous avons menée dans l'Est du Bassin de Paris (fig. 1) permet, bien sûr, de retrouver (avec les mêmes caractéristiques géométriques que dans le reste de la plateforme [6]) les deux événements compressifs (pyrénéen et alpin) signalés plus haut. De manière plus surprenante, elle démontre également l'existence, entre les deux,
manière plus surprenante, elle démontre également l'existence, entre les deux, de phénomènes extensifs diffus mais généralisés. Ces observations nouvelles confrontées à des résultats de même nature obtenus dans d'autres secteurs de la plate-forme ouest européenne permettent de poser en termes nouveaux le problème de la signification géodynamique des extensions tertiaires. RÉSULTATS MICROTECTONIQUES. — Les données microtectoniques ont été obtenues en carrière ou à défaut en tranchées dans les différents niveaux calcaires de la série mésozoïque compris entre le Bajocien et le Campanien. En général, les mesures ont été effectuées sur des failles normales porteuses de stries stylolithiques. Dans la craie,
des failles normales porteuses de stries stylolithiques. Dans la craie, nous avons montré [6] que l'extension se marquait aussi par l'apparition de fentes de tension verticales, bissectrices de dièdres formées par des failles normales. Ces deux structures concomitantes peuvent constituer un réseau complexe dont l'évolution conduit à la création de bandes bréchifiées hydrauliquement. Ces brèches hydrauliques sont particulièrement développées 1113-1119, 1988 Le long d'accidents N70 tels que l'accident d'Omey au Sud de Reims (fig. 2). Des phénomènes probablement de même nature ont été observés le long de la faille de Vermenton au Nord du Morvan. Dans le détail, la lithologie
Vermenton au Nord du Morvan. Dans le détail, la lithologie influe sur la quantité et la nature des tectoglyphes. Les failles normales sont particulièrement abondantes dans les faciés pauvres en joints stratigraphiques (la craie en particulier mais aussi les calcaires de Tonnerre d'âge Kimmeridgien inf. et certains faciés crayeux de l'Oxfordien). Les faciés lités, quant à eux, sont plus pauvres en failles normales. En revanche, ils comportent en abondance des stylolithes stratiformes dont l'origine tectonique est manifeste puisqu'ils se surimposent aux pics stylolithiques horizontaux de la phase pyrénéo-provençale. Dans les sites riches en failles normales, l'utilisation des méthodes graphiques des
sites riches en failles normales, l'utilisation des méthodes graphiques des focalisations de stries [7] permet de distinguer jusqu'à trois directions d'extensions respectivement NW-SE à E-W, NE-SW et N-S (fig. 2). L'analyse des rares structures d'intersection montre une chronologie générale selon laquelle l'extension de direction NW-SE précéderait l'extension NE-SW. Il n'a pas été possible de « caler » l'extension N-S par rapport aux deux autres. On peut, néanmoins, être assuré que, comme les deux autres, elle se situe entre les deux événements compressifs. Sur la figure 2 b nous l'avons arbitrairement associé à l'événement II. Concernant l'événement I (fig. 2 a),
associé à l'événement II. Concernant l'événement I (fig. 2 a), on constate une relative dispersion des directions d'allongement correspondant en fait à deux maximums secondaires (N110 et N130) dont nous discuterons la signification plus loin. La chronologie mise en évidence paraît conforme à celle que l'on retient généralement dans le système de rift ouest-européen avec une distension débutant dans le fossé rhénan et se développant plus tardivement (Oligocène supérieur [8]) dans les fossés de Hollande d'orientation NW-SE (fig. 1). Cependant, l'existence d'un polyphasage ne nous semble pas acquis. En effet, lorsqu'il a été réalisé [6], le calcul du tenseur des
lorsqu'il a été réalisé [6], le calcul du tenseur des contraintes par la méthode de Carey [7] montre, pour chaque population triée graphiquement, un ellipsoïde faiblement anisotrope autour d'un axe c 1 proche de la verticale. Nous avons même pu établir sur les sites de la région d'Omey que le milieu avait été placé dans un régime de traction effective omnidirectionnel [10]. Ces arguments militent en faveur d'un mécanisme unitaire qui permettrait d'expliquer l'apparition des deux directions principales d'allongement si ce n'est de façon exactement synchrone au moins au cours du même processus. DISCUSSION. — Nos résultats montrent qu'entre les
du même processus. DISCUSSION. — Nos résultats montrent qu'entre les compressions pyrénéo-provençale et alpine se développent des phénomènes extensifs généralisés qui affectent de façon diffuse une partie importante de la plate-forme ouest-européenne. Des résultats analogues ont, en effet, été obtenus sur la côte normande et dans le Sud de l'Angleterre [11], dans le seuil du Poitou [12], dans le bassin du Sud-Est ([13], [14], [15]), au nord du Massif central [16], dans les Causses [17] mais aussi au Sud des Pyrénées dans la chaîne ibérique [18]. Dans ces conditions, l'hypothèse selon laquelle le rifting correspondrait à un effet secondaire de
selon laquelle le rifting correspondrait à un effet secondaire de la collision Europe-Afrique n'est plus recevable. De nombreux arguments s'opposent, en effet, à cette conception : — le caractère séquent du système de rift par rapport à la zone de collision (fig. 1); — le fait que si la collision est achevée sur la façade autrichienne de la chaîne. En revanche, la persistance d'un bassin de flysch au Nord du Maghreb [3] implique qu'elle n'a pas débuté à l'Ouest du couloir rhodanien; — la nature strictement extensive (allongement omnidirectionnel) des régimes tectoniques observées montre que leur établissement ne peut résulter
régimes tectoniques observées montre que leur établissement ne peut résulter d'une simple permutation C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1113-1119, 1988 1117 de contraintes dans un régime resté en compression. D'ailleurs les phases extensives et compressives ne sont pas ici coaxiales [6]. Ce dernier point suggère que les directions de la rupture ne sont plus contrôlées par les directions des axes principaux des contraintes mais, simplement, par l'anisotropie du milieu. L'ouverture se produit alors dans la direction où la contrainte horizontale o-n(a3<o"n<oT) atteint le plus rapidement la résistance à la traction tn. On doit donc s'attendre
la résistance à la traction tn. On doit donc s'attendre ici à ce que ce soit le réseau de failles du bâti hercynien qui contrôlent les directions de la première génération de fracture. Effectivement les directions des deux maxima mis en évidence pour ce stade (fig. 2 a) font entre eux un angle proche de celui constaté entre les accidents régionaux (N70 et N40). On remarque que les directions d'allongement ne sont pas strictement perpendiculaires aux accidents de socle mais présentent systématiquement une déviation antihoraire d'une vingtaine de degrés. Il nous semble que celui-ci peut se comprendre si l'on admet
nous semble que celui-ci peut se comprendre si l'on admet que la direction d'ouverture est contrôlée par deux facteurs : — l'anisotropie de la résistance à la traction induite dans la couverture par l'existence de failles de socle; — l'anisotropie de l'ellipse horizontale des contraintes, si l'on admet un C 3 régional (non dévié) E-W comme le suggère les travaux réalisés au niveau du fossé rhénan (cf. infra). La rupture selon la direction NE-SW peut alors être considérée comme une conséquence géométrique c'est-à-dire comme l'accommodement de l'étirement pur préalable selon deux directions distinctes. A l'échelle régionale, la direction d'allongement secondaire
deux directions distinctes. A l'échelle régionale, la direction d'allongement secondaire (stade II, fig. 2 b) est, en effet, bissectrice de l'angle obtus entre les deux directions de stade I reconnues plus haut (fig. 2 a). Le régime de contrainte que nous mettons en évidence est différent de celui observé au niveau des fossés où la direction (E-W) d'allongement est beaucoup plus régulière et indépendante de la direction des failles de socle ([2], [4], [5]). Il s'agit donc dans ce cas de la mesure de l'axe du a 3 non dévié. Or, on sait que l'évolution classique d'une zone de rift
Or, on sait que l'évolution classique d'une zone de rift est caractérisée d'abord par une extension diffuse sur une zone large (typiquement 200 km) puis par un fort allongement concentré sur une zone étroite (typiquement 20 km) [19]. Dans ces conditions, on peut se demander si ce n'est pas ce stade précoce qui serait fossilisé à l'écart des fossés (dans notre domaine d'étude) alors que dans les fossés eux-mêmes l'évolution ultérieure aurait effacé toutes traces de cet état embryonnaire. Il conviendrait alors d'y chercher la signature des processus mantelliques qui précèdent l'ouverture. Note reçue le 5 avril 1988, acceptée le
précèdent l'ouverture. Note reçue le 5 avril 1988, acceptée le 28 juin 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] J. LETOUZET et P. TREMOLIÈRES, Mém. B.R.G.M., 115, p. 261-273. [2] F. BERGERAT, Mém. Sci. Terre, Univ. Pierre-et-Marie-Curie, n° 85-07, 1985, 317 p. [3] J. DERCOURT, L. P. ZONENSHAIN, L. E. RICOU et 16 coauteurs, Tectonophysics, 123, 1986, p. 241-315. [4] T. VILLEMIN, Mém. Sci. Terre, Univ. Pierre-et-Marie-Curie, n° 86-01, 1986, 270 p. [5] P. LARROQUE et P. LAURENT, Tectonophysics, 148, 1988, p. 41-58. [6] M. COULON et D. FRIZON DE LAMOTTE, Bull. Soc. géol. Fr., IV, 8, n° 1, 1988, p. 177-185. [7]
géol. Fr., IV, 8, n° 1, 1988, p. 177-185. [7] P. VERGELY, W. SASSI et E. CAREY-GAILHARDIS, Bull. Soc. géol. Fr., III, 8, n° 2, 1987, p. 395-402. [8] C. J. VAN STAALDUINEN et coll., The Netherlands, in: Geology of the European countries, Dunod, Paris, 1980, 432 p. [9] E. CAREY, Rev. Géogr. phys. Géol. dyn., 21, n° 1, 1979, p. 55-66. [10] C. FRAISSINET, D. FRIZON DE LAMOTTE et M. COULON, 12e R.S.T., Lille, 1988, p. 56 (livre en dépôt à la Société géologique de France). [11] T. BEVAN et P. HANCOCK, J. Geol. Society, 143, n° 2, 1986,
et P. HANCOCK, J. Geol. Society, 143, n° 2, 1986, p. 355-362. [12] M. VERGNEAUD et M. COLCHEN, C. R. Acad. Sci. Paris, 301, série II, 1985, p. 539-542. [13] L. CASAGRANDE-FIORETTI, Thèse Sci. de l'Univ. Paris-Sud (Orsay), 1985, 164 p. [14] O. BELLIER et P. VERGELY, C. R. Acad. Sci. Paris, 305, série II, 1987, p. 1379-1382. [15] Ç. RAVENNE, R. VIALLY, P. RICHE et P. TREMOLIÈRES, Rev. Inst. Franc, du Pétrole, 42, n° 5, 1987, p. 529-553. [16] G. LEROUGE et J. M. QUENARDEL, C. R. Acad. Sci. Paris, 301, série II, 1985, p. 621-626. [17] D. BONIJOLY,
Paris, 301, série II, 1985, p. 621-626. [17] D. BONIJOLY, DOC. B.R.G.M., 26, 1981, 303 p. [18] J. L. SIMON GOMEZ, Thesis Sci, Zaragoza et Instituto de Estudios Turolenses, Teruel, 1984, 269 p. [19] X. LE PICHON, J. ANGELIER et J. C SIBUET, Tectonophysics, 81, 1982, p. 239-256. M. C. : Laboratoire de Géologie, Faculté des Sciences, Université de Reims, B. P. n° 347, 51062 Reims Cedex; D. F. : Laboratoire de Géologie historique et structurale, Bât. n° 504, Université Paris-Sud, 91405 Orsay Cedex. Fig. 2. — Map of the stretching direction during the oligo-miocene extensional tectonic event. Each arrow
stretching direction during the oligo-miocene extensional tectonic event. Each arrow corresponds to a tectonic site (quarry or trench); (a) tectonic event I; (b) tectonic event II. 1, paleozoic basement; 2, main faults; 3, microtectonic site; A, main sites (more than 10 faults; maximum: 80 faults); 5, minor sites (between 6 and 10 faults); 6, sites where a minor N-S stretching direction is observed; 7, alcaline volcanoes. FO, Omey fault; FV, Vermenton fault. Active fragmentation of the North American Plate: offshore boundary of the Jalisco Block off Manzanillo Abstract — Marine geophysical surveys employing Seabeam, single channel seismic reflection, gravity and