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1839-1845. M. FAURE, A. PROST et E. LASNE, Bull. Soc. géol. France, 8, 1990, p. 189-197. M. FAURE et J. PONS, Geology, 19, 1991, p. 730-733. M. FAURE, J. PONS et J. F. BABINAULT, C. R. Acad. Sci. Paris, 315, série II, 1992, p. 201-208. A. FAYOL, Bull. Soc. géol. France, 3, 16, 1888, p. 968-978. J. P. FLOC'H, Thèse d'État, Univ. Limoges, 1983, 445 p. F. H. FORESTIER, Bull. Serv. Carte géol. France, 271, 1963, 293 p. I. FRÈRE, Thèse 3e cycle, Univ. Dijon, 1984, 172 p. P. FREYTET, Bull. Soc. géol. France, 7, 1960, p. 621-629. J. P. GÉLARD, C. CASTAING, D. BONIJOLY et J. GROLIER, Mem. Soc. géol. France, 149, 1986, p. 57-72. H. GRAS, Thèse, Univ. Clermont-Ferrand, 1970, 305 p. J. GROLIER, Plein Air Service, Clermont-Ferrand, 1971, p. 215-268. J. GROLIER et J. LETOURNEUR, 23e Int. Geol. Congress, Prague, 1, 1968, p. 107-116. P. L. GUILLOT, Thèse d'État, Univ. d'Orléans, 1981. P. LEDRU, J. M. LARDEAUX, D. SANTALLIER, A. AUTRAN, J. M. QUENARDEL, J. P. FLOC'H, G. LEROUGE, N. MAILLET, J. MARCHAND et A. PLOQUIN, Bull. Soc. géol. France, 8, 1989, p. 605-618. I. LUCAS, DE A, Orléans, 1992, 35 p. J. MALAVIEILLE, P. GUIHOT, S. COSTA, J. M. LARDEAUX et V. GARDIEN, Tectonophysics, 177, 1990, p. 139-149. D. MAREST, Thèse 3e cycle, Univ. Paris, 1985, 268 p. P. MATTE, Tectonophysics, 126, 1986, p. 329-374. G. MÉNARD et P. MOLNAR, Nature, 334, 1988, p. 235-237. K. MOUKTAR, C. R. Acad. Sci. Paris, 301, série II, 1985, p. 189-193. Y. PAQUETTE, Thèse 3e cycle, Univ. de Dijon, 1980, 227 p. P. ROBERT, Thèse 3e cycle, Univ. de Dijon, 1985, 221 p. B. VALLÉ, L. COUREL et J. P. GÉLARD, Bull. Soc. géol. France, IV, 1988, p. 529-540. J. VAN DEN DRIESSCHE et J. P. BRUN, C. R. Acad. Sci. Paris, 309, série II, 1989, p. 1607-1613. P. VERGELY et J. L. BLANC, C. R. somm. Soc. géol. France, 5-6, 1981, p. 167-170. P. VETTER, Plein Air Service, Clermond-Ferrand, 1971, p. 169-213. M. F. : CNRS-URA n 1366 et GDR n 69, Dept. Sci. Terre, Université d'Orléans, 45067
COSTA, J. M. LARDEAUX et V. GARDIEN, Tectonophysics, 177, 1990, p. 139-149. D. MAREST, Thèse 3e cycle, Univ. Paris, 1985, 268 p. P. MATTE, Tectonophysics, 126, 1986, p. 329-374. G. MÉNARD et P. MOLNAR, Nature, 334, 1988, p. 235-237. K. MOUKTAR, C. R. Acad. Sci. Paris, 301, série II, 1985, p. 189-193. Y. PAQUETTE, Thèse 3e cycle, Univ. de Dijon, 1980, 227 p. P. ROBERT, Thèse 3e cycle, Univ. de Dijon, 1985, 221 p. B. VALLÉ, L. COUREL et J. P. GÉLARD, Bull. Soc. géol. France, IV, 1988, p. 529-540. J. VAN DEN DRIESSCHE et J. P. BRUN, C. R. Acad. Sci. Paris, 309, série II, 1989, p. 1607-1613. P. VERGELY et J. L. BLANC, C. R. somm. Soc. géol. France, 5-6, 1981, p. 167-170. P. VETTER, Plein Air Service, Clermond-Ferrand, 1971, p. 169-213. M. F. : CNRS-URA n 1366 et GDR n 69, Dept. Sci. Terre, Université d'Orléans, 45067 Orléans Cedex, France; J.-F. B.-G. BRGM, Serv. Geol. Nat., avenue de Concyr, 45000 Orléans Cedex, France. Tectonique Tectonics Sur l'évolution tectonique cassante tertiaire des Îles Féroé, Atlantique Nord; la compression féringienne Laurent GEOFFROY, Jacques ANGELIER et Françoise BERGERAT Résumé Un épisode tectonique tertiaire en compression pure N 060 est décrit dans les Îles Féroé, le long de la marge continentale de l'océan Nord-Atlantique. Cet événement se caractérise principalement par de nombreuses failles inverses néoformées mineures, de direction moyenne N 140-N 150. Il est probablement contemporain de la mise en place de sills doléritiques et peut être ainsi rapporté à la limite Paléocène-Éocène. Nous discutons la signification géodynamique de cette découverte dans un milieu où devrait dominer la distension. Tertiary brittle tectonic evolution of the Faeroe Islands, North Atlantic: the Faeroe compressive event Abstract — A Tertiary N060 pure compressive tectonic event occurred in the Faeroe Islands, close to the eastern margin of the North-Atlantic ocean, during late Paleocene or early Eocene. This event, mainly characterized by numerous neoformed N 140-N 150 minor reverse faults, is probably contemporaneous with the emplacement of dolerite sills. This paper focuses on the geodynamic implications of this compressive event in a geological setting where dominating
dans les Îles Féroé, le long de la marge continentale de l'océan Nord-Atlantique. Cet événement se caractérise principalement par de nombreuses failles inverses néoformées mineures, de direction moyenne N 140-N 150. Il est probablement contemporain de la mise en place de sills doléritiques et peut être ainsi rapporté à la limite Paléocène-Éocène. Nous discutons la signification géodynamique de cette découverte dans un milieu où devrait dominer la distension. Tertiary brittle tectonic evolution of the Faeroe Islands, North Atlantic: the Faeroe compressive event Abstract — A Tertiary N060 pure compressive tectonic event occurred in the Faeroe Islands, close to the eastern margin of the North-Atlantic ocean, during late Paleocene or early Eocene. This event, mainly characterized by numerous neoformed N 140-N 150 minor reverse faults, is probably contemporaneous with the emplacement of dolerite sills. This paper focuses on the geodynamic implications of this compressive event in a geological setting where dominating extension was expected. Abridged English Version — INTRODUCTION. — The Faeroe Islands are a part of the lower Tertiary North Atlantic Province (White, 1988). The archipelago, which is probably continental (Bott et al., 1974; Hald and Waagstein, 1984, 1991; Waagstein, 1988), is situated at the northern edge of a SSW-NNE to SW-NE trending set of banks along the eastern continental margin of the North Atlantic. It belongs to the NW-SE trending Greenland-Iceland-Faeroe (G.I.F.) ridge whose nature and origin are still unknown (Bott et al., 1984) (fig. 1). The Faeroe Islands consist of a northeastward shallow-dipping tholeiitic basaltic plateau, intruded by sills and dykes of various trends (Rasmussen and Noe-Nygaard, 1969; Waagstein, 1988). We aimed at determining the Tertiary paleo-stress regimes based on the analysis (Angelier, 1990; 1991) of fault-slip data sets collected in the islands. STRIKE-SLIP FAULTING. Tectonism of the Faeroe Islands is dominated by polyphase strike-slip and reverse faulting. We first briefly describe the strike-slip events. We recognized three distinct strike-slip stress regimes (fig. 2): — a major strike-slip event expressed by both minor and major faults (10 3 to 102 m for fault displacement) with E-W to WSW-ENE trends of a 1 and N-S to NNW-SSE ones for
to SW-NE trending set of banks along the eastern continental margin of the North Atlantic. It belongs to the NW-SE trending Greenland-Iceland-Faeroe (G.I.F.) ridge whose nature and origin are still unknown (Bott et al., 1984) (fig. 1). The Faeroe Islands consist of a northeastward shallow-dipping tholeiitic basaltic plateau, intruded by sills and dykes of various trends (Rasmussen and Noe-Nygaard, 1969; Waagstein, 1988). We aimed at determining the Tertiary paleo-stress regimes based on the analysis (Angelier, 1990; 1991) of fault-slip data sets collected in the islands. STRIKE-SLIP FAULTING. Tectonism of the Faeroe Islands is dominated by polyphase strike-slip and reverse faulting. We first briefly describe the strike-slip events. We recognized three distinct strike-slip stress regimes (fig. 2): — a major strike-slip event expressed by both minor and major faults (10 3 to 102 m for fault displacement) with E-W to WSW-ENE trends of a 1 and N-S to NNW-SSE ones for CT3 (fig. 2 A). Many E-W trending dip-slip faults, mineral veins and dykes are mechanically consistent with this episode which is recognized throughout the lava pile; a strike-slip event with cr 1 trending NNE-SSW and a 3 trending WNW-ESE (fig. 2 B). This event, which clearly postdates the one discussed above, presents a transtensional character in the southermost island (Suduroy); a less definite strike-slip event, especially expressed in Suduroy, with o 1 and CY 3 axes trending NW-SE to NNW-SSE and SW-NE to WSW-ENE respectively (fig. 2 C). It was not possible to determine the relative chronology between this event and the other ones. THE FAEROE COMPRESSIVE EVENT. All geological formations are dissected by numerous conjugate minor reverse faults (figs. 3 and 4). The average trend of these faults is N 150 (fig. 3 A), with an average dip of about 15-20 degrees (fig. 3 B). The slickenside lineations are dip-slip (fig. 3C) with an average direction of N60 (fig. 3 D). The fault displacements we measured ranged from 10~2 m to 60 cm. These faults clearly postdate the E-W major strike-slip event and, reservedly, the NNE-SSW strike-slip one. The determination of the stress axes associated with this major event
above, presents a transtensional character in the southermost island (Suduroy); a less definite strike-slip event, especially expressed in Suduroy, with o 1 and CY 3 axes trending NW-SE to NNW-SSE and SW-NE to WSW-ENE respectively (fig. 2 C). It was not possible to determine the relative chronology between this event and the other ones. THE FAEROE COMPRESSIVE EVENT. All geological formations are dissected by numerous conjugate minor reverse faults (figs. 3 and 4). The average trend of these faults is N 150 (fig. 3 A), with an average dip of about 15-20 degrees (fig. 3 B). The slickenside lineations are dip-slip (fig. 3C) with an average direction of N60 (fig. 3 D). The fault displacements we measured ranged from 10~2 m to 60 cm. These faults clearly postdate the E-W major strike-slip event and, reservedly, the NNE-SSW strike-slip one. The determination of the stress axes associated with this major event at various sites throughout the archipelago shows that, despite minor variations in trend, the maximum compressive principal stress axis (j 1 is subhorizontal and trends N60 while the minimum compressive stress CT3 is sub-vertical (fig. 4). According to Anderson's theory of faulting (1951), this tectonic episode may be contemporaneous with the emplacement of the sills. The sills themselves apparently postdate the dykes (partly related to the E-W major strike-slip event) in so far as no dyke is known to cut a sill (Rasmussen and Noe-Nygaard, 1969; Hald and Waagstein, 1991). Consequently, this relative chronology between magmatic injections fits the proposed succession of the paleostress states. GEODYNAMICAL IMPLICATIONS. — The presence of a well-developed N 060 pure compressive stress in the Faeroe Islands is difficult to reconcile with the extensional-transform evolution of this part of the North Atlantic. The following tentative remarks and explanations can, however, be made. (1) It is possible that the reverse faults that we measured are the surface expression of deeper thrust displacements. The line of the western Caledonian thrust front lies close to or under the Faeroe archipelago with a trend similar to that of the reverse faults described here (figs. 1 and 3) (Larsen, 1988).
the emplacement of the sills. The sills themselves apparently postdate the dykes (partly related to the E-W major strike-slip event) in so far as no dyke is known to cut a sill (Rasmussen and Noe-Nygaard, 1969; Hald and Waagstein, 1991). Consequently, this relative chronology between magmatic injections fits the proposed succession of the paleostress states. GEODYNAMICAL IMPLICATIONS. — The presence of a well-developed N 060 pure compressive stress in the Faeroe Islands is difficult to reconcile with the extensional-transform evolution of this part of the North Atlantic. The following tentative remarks and explanations can, however, be made. (1) It is possible that the reverse faults that we measured are the surface expression of deeper thrust displacements. The line of the western Caledonian thrust front lies close to or under the Faeroe archipelago with a trend similar to that of the reverse faults described here (figs. 1 and 3) (Larsen, 1988). Therefore, a Tertiary reactivation of this Paleozoic shear zone could explain the reverse faults. (2) Considering the orientation of the continental margin (SSW-NNE south of the GIF ridge and E-W to SW-NE north of the Faeroe Block) (fig. 1), it seems difficult to explain the origin of the compressive stress field in terms of a local ridge-push force (Turcotte, 1983). Note présentée par Jean AUBOUIN. 0764-4450/93/03160975 $ 2.00 e Académie des Sciences Likewise, this N 060 compressive stress field trends differently from those related to the major Paleogene events of the Alps and Pyrenees mountain belts. It is possible that all the ridge was subject to N 060 pure compression. This ridge has been described as a second order plate boundary in some plate tectonic reconstructions (Nunns, 1984; Unternehr, 1982). Stress distribution can be related to the complex evolution of the broad left-lateral transform zone between the Aegir ridge and Reykjanes ridge. The poor kinematic control on plate movements north and south of the ridge and the obscure deep structure of the GIF ridge still make it difficult to provide a detailed tectonic model. Note however that the Faeroe compression (this paper) could belong to the same major event as
field in terms of a local ridge-push force (Turcotte, 1983). Note présentée par Jean AUBOUIN. 0764-4450/93/03160975 $ 2.00 e Académie des Sciences Likewise, this N 060 compressive stress field trends differently from those related to the major Paleogene events of the Alps and Pyrenees mountain belts. It is possible that all the ridge was subject to N 060 pure compression. This ridge has been described as a second order plate boundary in some plate tectonic reconstructions (Nunns, 1984; Unternehr, 1982). Stress distribution can be related to the complex evolution of the broad left-lateral transform zone between the Aegir ridge and Reykjanes ridge. The poor kinematic control on plate movements north and south of the ridge and the obscure deep structure of the GIF ridge still make it difficult to provide a detailed tectonic model. Note however that the Faeroe compression (this paper) could belong to the same major event as the Paleocene-Eocene N070-N080 compression in Spitzberg related to the relative displacement of Greenland and Eurasia plates during the early opening of the Labrador Sea and the North Atlantic (Faleide et al., 1988; Lepvrier, 1992). INTRODUCTION. L'archipel basaltique des Îles Féroé appartient à la Province Nord-Atlantique (ou Province Thuléenne), ensemble des volcanites émises au Tertiaire inférieur lors de l'ouverture de l'Atlantique Nord (White, 1988). Il représente la partie émergée d'un bloc probablement continental, le « bloc des Féroé » (Bott et al 1974; Hald et Waagstein, 1984; 1991), (Waagstein, 1988) (fig. 1) à l'extrémité céd'une ensemble de hauts-fonds d'axe SW-NE appartenant à la marge est-Atlantique entre 54 et 62 degrés de latitude nord (fig. 1). Le bloc des Féroé est en outre situé sur un axe Fig. 1. Carte bathymétrique de la Province Nord-Atlantique, DR dorsale de Reykjanes; RA : ride fossile d'Aegir; RGF : ride Groënland-Féroé; RWT : ride Wyville-Thomson; B1F : bloc des Féroé; BF : banc des Féroé; BBB : banc de Bill Bailey; BL : banc Lousy; BH : banc de Hatton, BR : banc de Rockall. (1) : dorsales actives au Paléocène-Éocène ; (2) limite approximative continent-océan (Bott et al., 1984); (3) : tracé approximatif du
volcanites émises au Tertiaire inférieur lors de l'ouverture de l'Atlantique Nord (White, 1988). Il représente la partie émergée d'un bloc probablement continental, le « bloc des Féroé » (Bott et al 1974; Hald et Waagstein, 1984; 1991), (Waagstein, 1988) (fig. 1) à l'extrémité céd'une ensemble de hauts-fonds d'axe SW-NE appartenant à la marge est-Atlantique entre 54 et 62 degrés de latitude nord (fig. 1). Le bloc des Féroé est en outre situé sur un axe Fig. 1. Carte bathymétrique de la Province Nord-Atlantique, DR dorsale de Reykjanes; RA : ride fossile d'Aegir; RGF : ride Groënland-Féroé; RWT : ride Wyville-Thomson; B1F : bloc des Féroé; BF : banc des Féroé; BBB : banc de Bill Bailey; BL : banc Lousy; BH : banc de Hatton, BR : banc de Rockall. (1) : dorsales actives au Paléocène-Éocène ; (2) limite approximative continent-océan (Bott et al., 1984); (3) : tracé approximatif du front ouest des Calédonides (Larsen, 1988). Isobathes en hectomètres. Fig. 1. Bathymetry map of the North-Atlantic Province. DR: Reykjanes ridge ; RA: Aegir fossil ridge, RGF: Greenland-Faeroe ridge; RWT: Wyville-Thomson ridge; BIF: Faeroe block ; BF: Faeroe bank; BBB: Bill Bailey bank ; BL: Lousy bank; BH : Hatton bank ; BR: Rockall bank. (1): Paleocene-Eocene active ridges; (2) approximate continent-ocean margin (Bott et al., 1984); (3): approximate line of the western Caledonian front (Larsen, 1988). Isobath curves in hectometres. structural majeur NW-SE, la ride asismique Groënland-Islande-Féroé (GIF) dont l'origine, la nature lithosphérique et l'évolution structurale restent controversées (Bott et al., 1984). L'axe d'accrétion océanique entre le Groënland et l'Europe au Tertiaire inférieur est indiqué sur la figure 1 (Larsen, 1988). Au Nord de la ride GIF, l'axe d'expansion (courbe) montrait une direction W-E à WSW-ENE (dorsale fossile d'Aegir). Cet axe a cessé de fonctionner du Sud au Nord à partir du magnétochrone A 12 : il a été remplacé par la dorsale de Kolbeinsey située plus à l'Ouest. En revanche, au Sud de la ride GIF, la dorsale de Reykjanes a fonctionné en continu du Paléocène à l'Actuel (Bott et al., 1984; Larsen, 1988). Cette Note présente nos premiers
; BR: Rockall bank. (1): Paleocene-Eocene active ridges; (2) approximate continent-ocean margin (Bott et al., 1984); (3): approximate line of the western Caledonian front (Larsen, 1988). Isobath curves in hectometres. structural majeur NW-SE, la ride asismique Groënland-Islande-Féroé (GIF) dont l'origine, la nature lithosphérique et l'évolution structurale restent controversées (Bott et al., 1984). L'axe d'accrétion océanique entre le Groënland et l'Europe au Tertiaire inférieur est indiqué sur la figure 1 (Larsen, 1988). Au Nord de la ride GIF, l'axe d'expansion (courbe) montrait une direction W-E à WSW-ENE (dorsale fossile d'Aegir). Cet axe a cessé de fonctionner du Sud au Nord à partir du magnétochrone A 12 : il a été remplacé par la dorsale de Kolbeinsey située plus à l'Ouest. En revanche, au Sud de la ride GIF, la dorsale de Reykjanes a fonctionné en continu du Paléocène à l'Actuel (Bott et al., 1984; Larsen, 1988). Cette Note présente nos premiers résultats d'une reconstitution systématique des paléocontraintes tertiaires par inversion directe de populations de jeux de failles mesurés sur le terrain (Angelier, 1990, 1991). Notre objectif est de contraindre les conditions tectoniques de l'ouverture de cette région complexe de l'Atlantique Nord. GÉOLOGIE DES ÎLES FÉROÉ ET MÉTHODOLOGIE DE L'ANALYSE STRUCTURALE. Les îles Féroé sont constituées de coulées sub-aériennes de basaltes, inclinées de quelques degrés vers le NE ou l'Est, alternant avec des lits de tufs et injectées de dykes et de quelques sills doléritiques (Rasmussen et Noe-Nygaard, 1969; Waagstein, 1988; Hald et Waagstein, 1991). L'ensemble des volcanites est de nature tholéitique (Waagstein, 1988; Hald et Waagstein, 1991). Trois formations ont été décrites (Rasmussen et Noe-Nygaard, 1969); Lower, Middle and Upper Basalt Formations (LBF, MBF et UBF). Seuls les basaltes les plus anciens (LBF) ont une signature géochimique particulière avec un rapport FeO*/MgO élevé et un rapport TiO2/FeO* modeste, ils sont séparés des formations plus récentes par un niveau argileux et charbonneux lacustre, épais d'environ 10 m, daté du Paléocène supérieur (Lund, 1984). La déformation de ces basaltes est essentiellement cassante. La fracturation peut être localement dense surtout dans les sites où s'exprime une tectonique polyphasée. Seules les fractures les plus importantes
îles Féroé sont constituées de coulées sub-aériennes de basaltes, inclinées de quelques degrés vers le NE ou l'Est, alternant avec des lits de tufs et injectées de dykes et de quelques sills doléritiques (Rasmussen et Noe-Nygaard, 1969; Waagstein, 1988; Hald et Waagstein, 1991). L'ensemble des volcanites est de nature tholéitique (Waagstein, 1988; Hald et Waagstein, 1991). Trois formations ont été décrites (Rasmussen et Noe-Nygaard, 1969); Lower, Middle and Upper Basalt Formations (LBF, MBF et UBF). Seuls les basaltes les plus anciens (LBF) ont une signature géochimique particulière avec un rapport FeO*/MgO élevé et un rapport TiO2/FeO* modeste, ils sont séparés des formations plus récentes par un niveau argileux et charbonneux lacustre, épais d'environ 10 m, daté du Paléocène supérieur (Lund, 1984). La déformation de ces basaltes est essentiellement cassante. La fracturation peut être localement dense surtout dans les sites où s'exprime une tectonique polyphasée. Seules les fractures les plus importantes (failles, dykes, linéaments non identifiés) avaient été cartographiées au 1/50000 (Rasmussen et Noe-Nygaard, 1969). Parmi ces grandes structures, il existe des failles à composante normale (souvent dirigées E-W dans les îles de Vagar, Streymoy et Eysturoy) ainsi que des décrochements conjugués suggérant une direction de compression proche de E-W (Waagstein, 1988). ÉPISODES DÉCROCHANTS. — Trois épisodes tectoniques décrochants ont été reconnus sur le terrain. Ils sont illustrés par des exemples caractéristiques de calcul des paléocontraintes (fig. 2). Fig. 2. Exemples de déterminations de tenseur pour chaque épisode décrochant. Situation des sites sur la figure 4. Étoiles à 5, 4, 3 branches : al, ϭ2, ϭ 3 respectivement, &lt;>&gt; = (CT2 — c3)/(a 1 — CT3). N nombre de mesures (Angelier, 1990, 1991). Fig. 2. — Examples of stress tensor determinations for each strike-slip episode. Localization of the measured sites in figure 4. 5, 4, 3-branch stars : ϭ1, CT2, CT3 respectively, &lt;i&gt; = (CT 2 — CT 3)/(CT 1 = 3). N: number of faults (Angelier, 1990, 1991). a) Épisode décrochant majeur avec ϭ1 E-W à WSW-ENE (fig. 2 A). Il s'agit d'un épisode tectonique exprimé sur l'ensemble de l'archipel, dans toutes les formations basaltiques. Les décrochements néoformés sont dirigés
1988). ÉPISODES DÉCROCHANTS. — Trois épisodes tectoniques décrochants ont été reconnus sur le terrain. Ils sont illustrés par des exemples caractéristiques de calcul des paléocontraintes (fig. 2). Fig. 2. Exemples de déterminations de tenseur pour chaque épisode décrochant. Situation des sites sur la figure 4. Étoiles à 5, 4, 3 branches : al, ϭ2, ϭ 3 respectivement, &lt;>&gt; = (CT2 — c3)/(a 1 — CT3). N nombre de mesures (Angelier, 1990, 1991). Fig. 2. — Examples of stress tensor determinations for each strike-slip episode. Localization of the measured sites in figure 4. 5, 4, 3-branch stars : ϭ1, CT2, CT3 respectively, &lt;i&gt; = (CT 2 — CT 3)/(CT 1 = 3). N: number of faults (Angelier, 1990, 1991). a) Épisode décrochant majeur avec ϭ1 E-W à WSW-ENE (fig. 2 A). Il s'agit d'un épisode tectonique exprimé sur l'ensemble de l'archipel, dans toutes les formations basaltiques. Les décrochements néoformés sont dirigés en moyenne N50-N70 pour les dextres et N 90-N 110 pour les sénestres et montrent des rejets maximaux hectométriques. Quelques failles normales E-W et certains dykes sub-verticaux E-W correspondent aussi à cet épisode qui admet une direction de la contrainte principale minimale CT3 subhorizontale N-S à NNW-SSE, avec quelques permutations à l'o2. Épisode décrochant avec cr1 NE-SW à NNE-SSW (fig. 2 B). Il est clairement postérieur à l'épisode décrit ci-dessus, dont il réactive en jeu sénestre les décrochements dextres. Les failles dextres de cette phase tectonique, néoformées, sont de direction moyenne N000 à N020. Dans l'île méridionale de Suduroy, un état de contrainte purement distensif avec ϭ3 NW-SE à WNW-ESE, exprimé par des failles normales néoformées de direction moyenne N40 peut être intégré dans cet épisode tectonique, moyennant permutation a1/ϭ2. c) Épisode décrochant avec a1 NW-SE à NNW-SSE (fig. 2 C). Beaucoup plus discret et difficile à situer dans la chronologie de la déformation, cet épisode, essentiellement observé dans l'île de Suduroy, est caractérisé principalement par des décrochements conjugués admettant une contrainte principale maximale a3 de direction moyenne NESW à ENE-WSW. Il a un caractère plus distensif dans l'île de Suduroy où nous avons calculé des états de contraintes avec