jeanflop/post_ocr_correction2 huggingface dataset:
consider the Mauritanide frontal zone as an primary structure seen in Massar, more and more reworked northwards during the Hercynian event. Therefore it appears that the front of the belt in this southern part of the Mauritanides displays intermediate deformation related to the northwards imprint of Pan-African II collision of the West African and Guyana Cratons at lower latitudes, slightly overprinted by the southward decreasing effects of the Late Paleozoic Gondwana-Laurentia collision ([1], [2], [4], [15]). INTRODUCTION. Les Mauritanides sensu stricto constituent la moitié nord, essentiellement située en territoire mauritanien, de la chaîne arasée qui s'étend depuis le Sud marocain jusqu'au Libéria, le long de la bordure occidentale du craton ouest-africain (fig. 1). Les Mauritanides résultent de la superposition de trois événements tectoniques principaux : Panafricain I (650-600 Ma), Panafricain II (550 Ma) et Hercynien (300 Ma) ([1] à [5]) qui se traduisent tous par un déversement de la chaîne vers l'intérieur du craton. Le front de la chaîne apparaît d'âge hercynien aux latitudes 17°30'-19°N où du Dévonien est plissé ([6], [7]) et parfois impliqué dans la zone externe, ou Parautochtone, de la chaîne [8]. Par contre, au Sud du parallèle 14°N, dans les Bassarides ([9], [10]) ce front ne traduit que l'événement Panafricain II. Entre ces deux régions, près de 350 km demeurent où le front de la chaîne reste à définir. L'objet de cette étude est de différencier ces deux fronts (Panafricain II et Hercynien) dans la partie sud des Mauritanides (fig. 2), à partir de nouvelles observations de terrain et d'une photogéologie détaillée. CARACTÈRES STRATIGRAPHIQUES ET STRUCTURAUX DE LA ZONE FRONTALE DES MAURITANIDES. — La couverture de la bordure occidentale du craton ouest-africain est représentée par trois ensembles lithostratigraphiques essentiellement détritiques ([11], [8]). Dans la région étudiée, le premier ensemble, d'âge Protérozoïque supérieur, manque. Le second ensemble, ou supergroupe II, comporte à sa base une « triade » d'âge Protérozoïque terminal à cambrien probable [12]. Celle-ci est constituée par une tillite, des carbonates à barytine et des silexites [11]. Il lui succède des shales et des grauwackes verts, puis des carbonates et enfin des argilites et grès
traduit que l'événement Panafricain II. Entre ces deux régions, près de 350 km demeurent où le front de la chaîne reste à définir. L'objet de cette étude est de différencier ces deux fronts (Panafricain II et Hercynien) dans la partie sud des Mauritanides (fig. 2), à partir de nouvelles observations de terrain et d'une photogéologie détaillée. CARACTÈRES STRATIGRAPHIQUES ET STRUCTURAUX DE LA ZONE FRONTALE DES MAURITANIDES. — La couverture de la bordure occidentale du craton ouest-africain est représentée par trois ensembles lithostratigraphiques essentiellement détritiques ([11], [8]). Dans la région étudiée, le premier ensemble, d'âge Protérozoïque supérieur, manque. Le second ensemble, ou supergroupe II, comporte à sa base une « triade » d'âge Protérozoïque terminal à cambrien probable [12]. Celle-ci est constituée par une tillite, des carbonates à barytine et des silexites [11]. Il lui succède des shales et des grauwackes verts, puis des carbonates et enfin des argilites et grès rouges. En discordance de ravinement et localement angulaire ([7], [8], [13]) des grès-quartzites blancs grossiers à stratifications obliques métriques (base du supergroupe III) constituent le couronnement des falaises du Tagant et de l'Assaba, situées à l'Est de la chaîne, et ils sont attribués à l'Ordovicien supérieur. Cet ensemble III auquel on adjoute au Tagant le Siluro-Dévonien indifférencié, est plissé ([6] [7]). Les premières unités externes de la chaîne sont constituées par des termes analogues à ceux du supergroupe II auxquels sont associées des vulcanites basiques et des shales hématitiques, Cet ensemble, toujours très tectonisé et non métamorphique, est défini dans la littérature ([1], [13]) comme le Parautochtone de la chaîne. OBSERVATIONS LE LONG DU FRONT DES MAURITANIDES. A. Mise en évidence d'une discordance intra-supergroupe II. Dans l'Autochtone de la bordure occidentale du craton et à l'Ouest de la Passe de Diouk (fig. 2), les argilites et grès rouges de la partie supérieure du supergroupe II reposent en discordance sur les shales et grauwackes verts de base, plissés et schistosés. Plus au Sud, à la pointe SW de l'Assaba (fig. 2), ces mêmes argilites et grès rouges reposent sur une série plus complète, plissée et schistosée, comprenant une diamictite, les shales
on adjoute au Tagant le Siluro-Dévonien indifférencié, est plissé ([6] [7]). Les premières unités externes de la chaîne sont constituées par des termes analogues à ceux du supergroupe II auxquels sont associées des vulcanites basiques et des shales hématitiques, Cet ensemble, toujours très tectonisé et non métamorphique, est défini dans la littérature ([1], [13]) comme le Parautochtone de la chaîne. OBSERVATIONS LE LONG DU FRONT DES MAURITANIDES. A. Mise en évidence d'une discordance intra-supergroupe II. Dans l'Autochtone de la bordure occidentale du craton et à l'Ouest de la Passe de Diouk (fig. 2), les argilites et grès rouges de la partie supérieure du supergroupe II reposent en discordance sur les shales et grauwackes verts de base, plissés et schistosés. Plus au Sud, à la pointe SW de l'Assaba (fig. 2), ces mêmes argilites et grès rouges reposent sur une série plus complète, plissée et schistosée, comprenant une diamictite, les shales verts et le niveau carbonaté dit supérieur. Cette discordance angulaire (40°), localisée sur la bordure occidentale du craton, daterait approximativement de la limite entre le Protérozoïque terminal et le Cambrien ou intra-Cambrien Inférieur et d'autre part témoignerait de l'extension de la phase tectonique panafricaine II jusque dans l'avant-pays. B. Failles du Parautochtone. Les coupes géologiques (fig. 3) au lac Lebher et à Guidemballa. Une faille inverse (FH) de direction subméridienne, à pendage variable, 60°W (fig. 3a) et 30°W (fig. 3 b), met en contact les shales hématitiques plissés du Parautochtone sur les grès blancs ordoviciens subhorizontaux de la base du supergroupe III. Les stries indiquent un déplacement vers l'Est. À Guidemballa, une faille inverse (Φ, fig. 3 c) à faible pendage W détermine une écaille plurikilométrique d'Autochtone décollée au niveau de l'horizon carbonaté. Dans les deux sites, le charriage FH des faciès parautochtones sur l'Ordovicien supérieur caractérise la mise en place définitive post-ordovicienne du front dans cette portion de la chaîne, sans que l'on ne puisse toutefois préciser s'il s'agit de la remobilisation d'un front préexistant ou d'une déformation unique et tardive. C. Lithostratigraphie et structure du parautochtone à Massar (fig. 3 d). Les faciès autochtones appartiennent à la base
du Parautochtone. Les coupes géologiques (fig. 3) au lac Lebher et à Guidemballa. Une faille inverse (FH) de direction subméridienne, à pendage variable, 60°W (fig. 3a) et 30°W (fig. 3 b), met en contact les shales hématitiques plissés du Parautochtone sur les grès blancs ordoviciens subhorizontaux de la base du supergroupe III. Les stries indiquent un déplacement vers l'Est. À Guidemballa, une faille inverse (Φ, fig. 3 c) à faible pendage W détermine une écaille plurikilométrique d'Autochtone décollée au niveau de l'horizon carbonaté. Dans les deux sites, le charriage FH des faciès parautochtones sur l'Ordovicien supérieur caractérise la mise en place définitive post-ordovicienne du front dans cette portion de la chaîne, sans que l'on ne puisse toutefois préciser s'il s'agit de la remobilisation d'un front préexistant ou d'une déformation unique et tardive. C. Lithostratigraphie et structure du parautochtone à Massar (fig. 3 d). Les faciès autochtones appartiennent à la base du supergroupe II. Concordants et subhorizontaux, ils affleurent à l'Est de « la limite de Massar » [13], une discontinuité subméridienne mise en évidence par télédétection. À l'Ouest de ce linéament, on distingue quatre formations qui sont de bas en haut et dans leur succession tectonique : une diamictite, des shales verts, des shales hématitiques et des grès grossiers bruns molassiques. 1. La diamictite, interprétée comme en d'autres secteurs ([8], [13], [14]), comme un équivalent marin de la tillite du bassin de Taoudeni, est surmontée par des shales verts localement schistosés à faible pendage vers l'W. 2. Les shales hématitiques, de direction constante subméridienne, présentent d'importantes variations de pendage (25° vers l'Est ou l'Ouest à verticaux) par rapport à leur substratum subhorizontal. Cette disposition implique qu'ils reposent en troncature basale (<f) 1) sur les diamictites et shales verts par l'intermédiaire d'une surface de chevauchement très peu pentée vers l'Ouest. De plus, les bancs de shales hématitiques sont recoupés par des cisaillements décimétriques à pendage de 15 à 30°W et porteurs de stries qui plongent à l'Ouest et indiquent un jeu inverse vers l'Est ou le NE. Ces cisaillements traduisent probablement la troncature sommitale des shales hématitiques par un second contact
shales verts, des shales hématitiques et des grès grossiers bruns molassiques. 1. La diamictite, interprétée comme en d'autres secteurs ([8], [13], [14]), comme un équivalent marin de la tillite du bassin de Taoudeni, est surmontée par des shales verts localement schistosés à faible pendage vers l'W. 2. Les shales hématitiques, de direction constante subméridienne, présentent d'importantes variations de pendage (25° vers l'Est ou l'Ouest à verticaux) par rapport à leur substratum subhorizontal. Cette disposition implique qu'ils reposent en troncature basale (<f) 1) sur les diamictites et shales verts par l'intermédiaire d'une surface de chevauchement très peu pentée vers l'Ouest. De plus, les bancs de shales hématitiques sont recoupés par des cisaillements décimétriques à pendage de 15 à 30°W et porteurs de stries qui plongent à l'Ouest et indiquent un jeu inverse vers l'Est ou le NE. Ces cisaillements traduisent probablement la troncature sommitale des shales hématitiques par un second contact anormal (<1> 2) penté W. 3. Les grès grossiers bruns, molassiques, seuls reliefs notables de ce secteur, présentent des pendages de 20 à 40°W ou E. Ils surmontent en troncature basale subhorizontale des shales hématitiques ou des I, socle; 2, Protérozoïque supérieur 3, Proterozoïque terminal-Cambrien inférieur, 4, front de chaîne panafrican II; 5, Cambro-Ordovicien; 6, Siluro-Dévonien; 7, front de chaîne hercynien; 8, Parautochtone; 9, chevauchement âge inconnu; 10, zones internes des Mauritanides; 11, sédiments post-paléozoïques. Fig. 2. Hercynian and Pan-African II front thrust Mauritanides belt. 1, Basement; 2, Upper Proterozoic cover sequences; 3, Latest Proterozoic-Early Cambrian cover sequences; 4, Pan-African II frontal thrust belt; 5, Cambrian-Ordovician; 6, Silurian-Devonian; 7, Hercynian frontal thrust belt; 8, Parautochthonous units; 9, thrust age unknown; 10, Mauritanides internal units; 11, Post-Paleozoic cover sequences. Fig. 3. Evolution géologique de la zone frontale des Mauritanides le long de la bordure SW du craton ouest-africain, coupes E-W; a, Lac Lebher; b et c, Guidemballa; d, Massar. Autochtone : 1, socle; Protérozoïque terminal-Cambrien inférieur : 2, tillite, dolomies à barytine et silexites; 3, shales verts; 4, grauwackes verts; Cambrien (?) : 5, carbonates supérieurs; Cambro-ordovicien : 6, argiles et grès rouges; Ordovicien supérieur : 7, grès blancs; Parautochtones :
panafrican II; 5, Cambro-Ordovicien; 6, Siluro-Dévonien; 7, front de chaîne hercynien; 8, Parautochtone; 9, chevauchement âge inconnu; 10, zones internes des Mauritanides; 11, sédiments post-paléozoïques. Fig. 2. Hercynian and Pan-African II front thrust Mauritanides belt. 1, Basement; 2, Upper Proterozoic cover sequences; 3, Latest Proterozoic-Early Cambrian cover sequences; 4, Pan-African II frontal thrust belt; 5, Cambrian-Ordovician; 6, Silurian-Devonian; 7, Hercynian frontal thrust belt; 8, Parautochthonous units; 9, thrust age unknown; 10, Mauritanides internal units; 11, Post-Paleozoic cover sequences. Fig. 3. Evolution géologique de la zone frontale des Mauritanides le long de la bordure SW du craton ouest-africain, coupes E-W; a, Lac Lebher; b et c, Guidemballa; d, Massar. Autochtone : 1, socle; Protérozoïque terminal-Cambrien inférieur : 2, tillite, dolomies à barytine et silexites; 3, shales verts; 4, grauwackes verts; Cambrien (?) : 5, carbonates supérieurs; Cambro-ordovicien : 6, argiles et grès rouges; Ordovicien supérieur : 7, grès blancs; Parautochtones : 8, faciès glaciogéniques; 9, shales verts; 10, shales hématitiques; 11, grès grossiers bruns; Allochtone : 12, zones internes des Mauritanides, FH, Fp : front de chaîne hercynien et panafricain II; <j> 1, <j>2; chevauchement; <j> : faille inverse. Fig. 3. Mauritanides frontal zone geological development along the South West Africa Craton foreland, geological cross-section: a, Lac Lebher; b and c, Guidemballa; d, Massar. Autochthonous: 1, Basement; Latest Proterozoic-Early Cambrian: 2, continental glaciogenic sediment, barite limestone and silexites; 3, green shales; 4, green greywackes; Cambrian (?): 5, upper limestones; Cambrian-Ordovician: 6, red rock clay and sandstones; Late Ordovician: 7, white sandstones; Parautochthonous, 8, marine glaciogenic complex; 9, green shales; 10, hematitic shales; 11, brown coarse sandstones; Allochthonous: 12, internal zone belt. FH, FP Hercynian and Pan-African II frontal thrust belt; Φ 1, <j>2: thrust fault; <j>: reverse fault. diamictites pendues 20°W. Les cisaillements observés dans les shales hématitiques (<j>2) semblent associés à ce contact. 4. Les faciès glaciogéniques chevauchent (en FP) les grauwackes vertes de l'Autochtone, ici à pendage 20°W dont les critères sédimentaires (« flute casts ») attestent la position normale. Cette faille inverse Fp, dite faille de Massar, est localisée précisément sur « la limite de Massar ». Le
Craton foreland, geological cross-section: a, Lac Lebher; b and c, Guidemballa; d, Massar. Autochthonous: 1, Basement; Latest Proterozoic-Early Cambrian: 2, continental glaciogenic sediment, barite limestone and silexites; 3, green shales; 4, green greywackes; Cambrian (?): 5, upper limestones; Cambrian-Ordovician: 6, red rock clay and sandstones; Late Ordovician: 7, white sandstones; Parautochthonous, 8, marine glaciogenic complex; 9, green shales; 10, hematitic shales; 11, brown coarse sandstones; Allochthonous: 12, internal zone belt. FH, FP Hercynian and Pan-African II frontal thrust belt; Φ 1, <j>2: thrust fault; <j>: reverse fault. diamictites pendues 20°W. Les cisaillements observés dans les shales hématitiques (<j>2) semblent associés à ce contact. 4. Les faciès glaciogéniques chevauchent (en FP) les grauwackes vertes de l'Autochtone, ici à pendage 20°W dont les critères sédimentaires (« flute casts ») attestent la position normale. Cette faille inverse Fp, dite faille de Massar, est localisée précisément sur « la limite de Massar ». Le Parautochtone, constitué de formations équivalentes de la base du Supergroupe II (Protérozoïque terminal-Cambrien Inférieur) est tronqué par des shales hématitiques et des grès molassiques et impliqué dans des chevauchements à vergence est. Ces faciès tectonisés sont comparables aux formations parautochtones de Guidemballa et du lac Lebher. La faille de Massar (Fp) apparaît donc comme l'émergence d'un chevauchement frontal des Mauritanides. D, Deux fronts de chaînes distincts à Massar. Le prolongement photo-géologique de la faille de Massar aboutit toutefois à la terminaison méridionale de l'Assaba où elle est cachetée par les argilites et grès rouges subhorizontaux cambro-ordoviciens. La faille Fp souligne de ce fait un front de déformation antérieur au dépôt de ces formations : le jeu de FP est donc attribué dans le contexte régional au Panafricain II. Par contre, la signature photo-géologique du front « hercynien » (FH) défini au lac Lebher et à Guidemballa se poursuit vers le Sud et à l'Ouest de la faille de Massar. CONCLUSIONS-INTERPRÉTATION. — Ces nouvelles données permettent de discerner dans la zone frontale des Mauritanides méridionales (15 et 16°N) deux phases tectoniques : la première, attribuée au Panafricain II (Fp et écaillages de Massar) est limitée au Sud et probablement en relations
(Fp) apparaît donc comme l'émergence d'un chevauchement frontal des Mauritanides. D, Deux fronts de chaînes distincts à Massar. Le prolongement photo-géologique de la faille de Massar aboutit toutefois à la terminaison méridionale de l'Assaba où elle est cachetée par les argilites et grès rouges subhorizontaux cambro-ordoviciens. La faille Fp souligne de ce fait un front de déformation antérieur au dépôt de ces formations : le jeu de FP est donc attribué dans le contexte régional au Panafricain II. Par contre, la signature photo-géologique du front « hercynien » (FH) défini au lac Lebher et à Guidemballa se poursuit vers le Sud et à l'Ouest de la faille de Massar. CONCLUSIONS-INTERPRÉTATION. — Ces nouvelles données permettent de discerner dans la zone frontale des Mauritanides méridionales (15 et 16°N) deux phases tectoniques : la première, attribuée au Panafricain II (Fp et écaillages de Massar) est limitée au Sud et probablement en relations avec les Bassarides [1] et la seconde est attribuée au Paléozoïque supérieur (déformation de l'Ordovicien vers le Nord). Ces deux phases ne sont clairement superposées que dans la région de Massar. Le fait que le Panafricain II n'ait pas été identifié par la géochronologie dans cette portion des Mauritanides [4], alors qu'il y est encore présent, correspond à un amortissement de l'événement tectonométamorphique du Panafricain II bien individualisé dans les Bassarides [2]. Il n'a pas été possible de mettre en évidence dans ces coupes une tectonique Panafricain 1 dont la présence est pourtant suggérée dans la chaîne par la géochronologie [15]. Ces nouvelles données s'intègrent dans un schéma géodynamique proposé récemment ([1], [2]). Lors d'une phase de serrage attribuée au Panafricain II, les formations à caractères glaciaires du Protérozoïque terminal-Cambrien inférieur sont plissées et chevauchent les formations synchrones de celles de la bordure occidentale autochtone du craton ouest-africain (secteur de Massar). Le front ainsi formé est à son tour scellé par les formations molassiques dues à l'érosion de cette chaîne panafricaine et vers le Nord elles chevauchent l'Ordovicien supérieur autochtone puis le Dévonien supérieur [5] quand il est présent. Le front des Mauritanides apparaît donc comme une structure composite dont
alors qu'il y est encore présent, correspond à un amortissement de l'événement tectonométamorphique du Panafricain II bien individualisé dans les Bassarides [2]. Il n'a pas été possible de mettre en évidence dans ces coupes une tectonique Panafricain 1 dont la présence est pourtant suggérée dans la chaîne par la géochronologie [15]. Ces nouvelles données s'intègrent dans un schéma géodynamique proposé récemment ([1], [2]). Lors d'une phase de serrage attribuée au Panafricain II, les formations à caractères glaciaires du Protérozoïque terminal-Cambrien inférieur sont plissées et chevauchent les formations synchrones de celles de la bordure occidentale autochtone du craton ouest-africain (secteur de Massar). Le front ainsi formé est à son tour scellé par les formations molassiques dues à l'érosion de cette chaîne panafricaine et vers le Nord elles chevauchent l'Ordovicien supérieur autochtone puis le Dévonien supérieur [5] quand il est présent. Le front des Mauritanides apparaît donc comme une structure composite dont le dernier rejet se situe entre 310 et 270 Ma ([1], [2], [4], [15]) lors de la collision de la bordure occidentale du continent de Gondwana avec la Laurentia (Appalaches du Sud). Nous tenons à remercier J.-J. Motte et Th. Fromage, pour l'aide qu'ils nous ont apportée dans l'exécution des figures. Note remise le 11 mai 1992, acceptée après révision le 13 janvier 1993. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] J. P. LECORCHE, et al., Geol. Soc. Am. Spec. Pap. n 230, 1989, p. 131-144. [2] M. VILLENEUVE et R. D. DALLMEYER, Precambr. Res., 1987, p. 19-28. [3] R. D. DALLMEYER et M. VILLENEUVE, Geol. Soc. Am. Bull., 98, 1987, p. 602-614. [4] R. D. DALLMEYER et J.-P. LECORCHE, Tectonophysics, 117, 1990, p. 81-107. [5] R. D. DALLMEYER et J.-P. LECORCHE, Geol. Soc. Am. Bull., 101, 1989, p. 55-70. [6] J.-P. LECORCHE, Trav. Lab. Sci. Terre, Saint-Jérôme, Marseille, B, 26, 1985, 446 p. [7] O. DIA et al., Rev. Géol. Dyn. Géogr. Phys., Paris, 21, 1979, p. 403-409. [8] O. DIA, Thèse Sci., Univ. Aix-Marseille-III, 1984, 516 p., déposée à la société géologique de France. [9] M. VILLENEUVE, Thèse Sci., Univ. Aix-Marseille-III, 1984, 552 p, déposée à la société géologique de France. [10]
figures. Note remise le 11 mai 1992, acceptée après révision le 13 janvier 1993. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] J. P. LECORCHE, et al., Geol. Soc. Am. Spec. Pap. n 230, 1989, p. 131-144. [2] M. VILLENEUVE et R. D. DALLMEYER, Precambr. Res., 1987, p. 19-28. [3] R. D. DALLMEYER et M. VILLENEUVE, Geol. Soc. Am. Bull., 98, 1987, p. 602-614. [4] R. D. DALLMEYER et J.-P. LECORCHE, Tectonophysics, 117, 1990, p. 81-107. [5] R. D. DALLMEYER et J.-P. LECORCHE, Geol. Soc. Am. Bull., 101, 1989, p. 55-70. [6] J.-P. LECORCHE, Trav. Lab. Sci. Terre, Saint-Jérôme, Marseille, B, 26, 1985, 446 p. [7] O. DIA et al., Rev. Géol. Dyn. Géogr. Phys., Paris, 21, 1979, p. 403-409. [8] O. DIA, Thèse Sci., Univ. Aix-Marseille-III, 1984, 516 p., déposée à la société géologique de France. [9] M. VILLENEUVE, Thèse Sci., Univ. Aix-Marseille-III, 1984, 552 p, déposée à la société géologique de France. [10] M. VILLENEUVE, S. BONVALOT et Y. ALBOUY, C. R. Acad. Sci. Paris, 310, série II, 1990, p. 955-962. [11] R. TROMPETTE, Trav. Lab. Sci. Terre, Saint-Jérôme, Marseille, B, 7, 1973, 702 p. [12] S. J. CULVER et al. C. R. Acad. Sci. Paris, 307, série II, 1988, p. 651-657. A. LE PAGE, Thèse, Univ. Aix-Marseille-III, Thèse, 1983, 518 p., déposée à la société géologique de France. A. LE PAGE, J. Afr. Earth Sci., 7, 1, 1988, p. 265-283. R. D. DALLMEYER et J. P. LECORCHE, Am. J. Sci., 290, 1990, p. 1136-1168. R. C., A. L., F. H., A. L. P. et M. V. : Université de Nice-Sophia Antipolis, Institut de Géodynamique, parc Valrose 06034 Nice, France; J.-P. L. : Université Aix-Marseille-III, Fac. Saint-Jérôme, Laboratoire de Géophysique et de Géodynamique, Case n° 422, 13397 Marseille Cedex 13, France. Géodynamique/Geodynamics Déformations du bassin d'avant-arc au Nord-Ouest de Sumatra : une réponse à la subduction oblique Jacques-André MALOD, Badrul MUSTAFA KEMAL, Marie-Odile BESLIER, Christine DEPLUS, Michel DIAMENT, Komar KARTA, Alain MAUFFRET, Philippe PATRIAT, Manuel PUBELLIER, Hervé REGNAULT, Posma ARITONANG et M. T. ZEN Jr Résumé La subduction oblique est considérée comme la cause d'effets tectoniques remarquables sur la marge active correspondante. Il