jeanflop/post_ocr_correction2 huggingface dataset:
la direction globale de déplacement au front de l'unité qui s'étale radialement, devient parallèle au déplacement sur les flancs, en arrière et au toit de cette unité. L'étalent du magma engendre des structures d'enroulement au front des granites (Velay Sud) avec formation de plis fortement déversés vers le Sud. Le faible pendage de la foliation vers le toit des granites (Velay Est) indique qu'une composante de raccourcissement vertical interfère dans le champ de déformation interne. Ce raccourcissement vertical se traduit aussi par des zones de cisaillement ductile, peu pentées, à jeu normal vers le Sud au Sud du Velay, vers le Nord au Nord et localement conjuguées dans la partie centrale. Deux grands domaines peuvent être schématiquement distingués en fonction des diverses caractéristiques du champ de déformation interne : (i) un domaine interne (Velay centre et Nord) où l'expansion latérale est limitée et combinée avec des effets régionaux de type cisaillements ductiles, transcurrents ou à jeu normal vers le Nord, (ii) un domaine frontal (Velay Sud) où l'étalement vers le Sud et les structures concentriques associées témoignent d'une forte expansion horizontale du magma granitique. Les caractéristiques de ce champ de déformation, notamment dans le domaine frontal, sont à rapprocher de celles des nappes gravitaires de type extrusion-étallement avec (i) un étalement horizontal suivant une direction, ici N-S, perpendiculaire à la direction de raccourcissement, (ii) des schistosités fortement pentées, (iii) un étirement concentrique ou longitudinal, (iv) une forte déformation au front de l'unité qui s'étale. Fig. 3. — Bloc diagramme représentant les relations entre déformation et déplacement dans le domaine du Velay. La déformation enregistrée par les granites est corrélable avec (i) l'expansion horizontale et l'étalement du magma, (ii) la remontée du domaine du Velay, principalement accommodée par la faille de détachement du Pilat. Ces mouvements sont compatibles avec une extension régionale, post-épaisissement varisque, de direction N-S. Fig. 3. — Sketch depicting strain-displacement relationships in the Velay area. Internal strain patterns relate to (i) the lateral expansion and the southward-spreading of the magma, (ii) the uplift of the Velay area, mainly accommodated by the Pilat detachment fault zone. Such movements are
celles des nappes gravitaires de type extrusion-étallement avec (i) un étalement horizontal suivant une direction, ici N-S, perpendiculaire à la direction de raccourcissement, (ii) des schistosités fortement pentées, (iii) un étirement concentrique ou longitudinal, (iv) une forte déformation au front de l'unité qui s'étale. Fig. 3. — Bloc diagramme représentant les relations entre déformation et déplacement dans le domaine du Velay. La déformation enregistrée par les granites est corrélable avec (i) l'expansion horizontale et l'étalement du magma, (ii) la remontée du domaine du Velay, principalement accommodée par la faille de détachement du Pilat. Ces mouvements sont compatibles avec une extension régionale, post-épaisissement varisque, de direction N-S. Fig. 3. — Sketch depicting strain-displacement relationships in the Velay area. Internal strain patterns relate to (i) the lateral expansion and the southward-spreading of the magma, (ii) the uplift of the Velay area, mainly accommodated by the Pilat detachment fault zone. Such movements are consistent with a post-thickening extensional deformation during the Late Carboniferous. Toutefois l'analogie ne peut être totale car l'expansion horizontale n'est pas le seul fait de la gravité. Elle est ici avant tout la conséquence de deux facteurs interactifs que sont (i) le mode de formation du corps intrusif, avec adjonction continuelle de matière par injection de magma granitique, (ii) le contexte tectonique global qui contrôle le développement et la forme des granites dans le site final de mise en place du magma. De ce point de vue il est intéressant de remarquer qu'un dispositif structural analogue à celui du Velay peut se développer en contexte extensif. Les modélisations numériques montrent en effet qu'à la suite d'une dénudation tectonique, le rebond isostatique de la lithosphère engendre un flambage de la croûte inférieure avec formation de dômes. Ces dômes, à cœur migmatitique et granitique, peuvent subir un étalement « forcé » d'origine tectonique. Dans les deux cas on observera un important étalement horizontal des granites. IMPLICATIONS TECTONIQUES. L'analyse du champ de déformation dans les granites du Velay apporte quelques contraintes supplémentaires à la connaissance du contexte tectonique de l'anatexie crustale fini-carbonifère (phase hercynienne s.s.). Les granites du Velay sont des granites post-épaississement
continuelle de matière par injection de magma granitique, (ii) le contexte tectonique global qui contrôle le développement et la forme des granites dans le site final de mise en place du magma. De ce point de vue il est intéressant de remarquer qu'un dispositif structural analogue à celui du Velay peut se développer en contexte extensif. Les modélisations numériques montrent en effet qu'à la suite d'une dénudation tectonique, le rebond isostatique de la lithosphère engendre un flambage de la croûte inférieure avec formation de dômes. Ces dômes, à cœur migmatitique et granitique, peuvent subir un étalement « forcé » d'origine tectonique. Dans les deux cas on observera un important étalement horizontal des granites. IMPLICATIONS TECTONIQUES. L'analyse du champ de déformation dans les granites du Velay apporte quelques contraintes supplémentaires à la connaissance du contexte tectonique de l'anatexie crustale fini-carbonifère (phase hercynienne s.s.). Les granites du Velay sont des granites post-épaississement car postérieurs aux chevauchements varisques qu'ils envahissent et recoupent localement. Ils accommodent des mouvements horizontaux globalement N-S, enregistrés par l'étalement du magma. Au plan des axes de déformation, l'étirement (X^) demeure subméridien pendant toute l'histoire fini-carbonifère. Cet étirement subméridien s'accompagne, au moins dans les premiers stades de la granitisation, d'un raccourcissement régional (λ3) horizontal, subéquatorial, marqué par des cisaillements transcurrents localisés. La mise en place des granitoïdes du Velay est, par ailleurs, contemporaine de mouvements verticaux enregistrés par les chemins P, T, t ([7], [17]). Ces mouvements, corrélables avec la remontée du domaine du Velay, sont principalement accommodés par la faille de détachement du Pilat, active pendant et après le refroidissement des granites. Étalement des granites et remontée du socle sont tous deux compatibles avec une extension régionale de direction N-S. La prédominance des structures extensives à la fin du Carbonifère suggère une verticalisation progressive de la direction de raccourcissement (0"3) au cours du temps. De ce point de vue les caractéristiques structurales du dôme granitique du Velay peuvent être comparées à celles des domaines qui subissent une extension, après épaississement de la lithosphère en contexte de collision continentale. Dans un tel schéma les granites du Velay enregistreraient les derniers
raccourcissement régional (λ3) horizontal, subéquatorial, marqué par des cisaillements transcurrents localisés. La mise en place des granitoïdes du Velay est, par ailleurs, contemporaine de mouvements verticaux enregistrés par les chemins P, T, t ([7], [17]). Ces mouvements, corrélables avec la remontée du domaine du Velay, sont principalement accommodés par la faille de détachement du Pilat, active pendant et après le refroidissement des granites. Étalement des granites et remontée du socle sont tous deux compatibles avec une extension régionale de direction N-S. La prédominance des structures extensives à la fin du Carbonifère suggère une verticalisation progressive de la direction de raccourcissement (0"3) au cours du temps. De ce point de vue les caractéristiques structurales du dôme granitique du Velay peuvent être comparées à celles des domaines qui subissent une extension, après épaississement de la lithosphère en contexte de collision continentale. Dans un tel schéma les granites du Velay enregistreraient les derniers événements de la convergence varisque et l'extension associée à la rééquilibration de la lithosphère épaissie. Un contexte d'extension post-épaississement est alors envisageable. Note remise le 26 octobre 1992, acceptée après révision le 6 janvier 1993. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] J. P. BRUN et J. PONS, J. Struct. Geol., 3, 1981, p. 219-229. [2] J. L. LAGARDE, S. AIT OMAR et B. RODDAZ, J. Struct. Geol., 12, 1990, p. 805-821. [3] J. L. LAGARDE et B. RODDAZ, Bull. Soc. géol. France, 3, 1983, p. 389-395. [4] J. DUPRAZ et J. DIDIER, Géologie de la France, BRGM, 4, 1988, p. 73-88. [5] R. BAYER et A. HIRN, Bull. Soc. géol. France, 3, 1987, p. 561-574. [6] M. CAEN-VACHETTE, J. P. COUTURIE et J. DIDIER, C. R. Acad. Sci. Paris, 301, série II, 1982, p. 1303-1308. [7] J. M. MONTEL, C. MARIGNAC, P. BARBEY et M. PICHAVANT, J. Metamorphic Geol., 10, 1992, p. 1-15. [8] P. LEDRU, J. M. LARDEAUX, D. SANTALLIER, A. AUTRAN, J. M. QUENARDEL, J. P. FLOCH, G. LEROUGE, N. MAILLET, J. MARCHAND et A. PLOQUIN, Bull. Soc. Geol. Fr., 3, 1989, p. 605-618; P. LEDRU, C. DALLAIN, J. M. LARDEAUX et C. MARIGNAC, Terra abstracts, 3, 1991, p. 204; P.
219-229. [2] J. L. LAGARDE, S. AIT OMAR et B. RODDAZ, J. Struct. Geol., 12, 1990, p. 805-821. [3] J. L. LAGARDE et B. RODDAZ, Bull. Soc. géol. France, 3, 1983, p. 389-395. [4] J. DUPRAZ et J. DIDIER, Géologie de la France, BRGM, 4, 1988, p. 73-88. [5] R. BAYER et A. HIRN, Bull. Soc. géol. France, 3, 1987, p. 561-574. [6] M. CAEN-VACHETTE, J. P. COUTURIE et J. DIDIER, C. R. Acad. Sci. Paris, 301, série II, 1982, p. 1303-1308. [7] J. M. MONTEL, C. MARIGNAC, P. BARBEY et M. PICHAVANT, J. Metamorphic Geol., 10, 1992, p. 1-15. [8] P. LEDRU, J. M. LARDEAUX, D. SANTALLIER, A. AUTRAN, J. M. QUENARDEL, J. P. FLOCH, G. LEROUGE, N. MAILLET, J. MARCHAND et A. PLOQUIN, Bull. Soc. Geol. Fr., 3, 1989, p. 605-618; P. LEDRU, C. DALLAIN, J. M. LARDEAUX et C. MARIGNAC, Terra abstracts, 3, 1991, p. 204; P. LEDRU et G. COURRIOUX, Résumés Scientifiques du BRGM, 1990-1991, p. 5-7. [9] J. L. LAGARDE, C. DALLAIN et R. CAPDEVILLA, C. R. Acad. Sci. Paris, 311, série II, 1990, p. 477-484. [10] M. MATTAUER, M. BRUNEL et P. MATTE, C. R. Acad. Sci. Paris, 306, série II, 1988, p. 671-676; J. MALAVIEILLE, P. GUIHOT, S. COSTA, J. M. LARDEAUX et V. GARDIEN, Tectonophysics, 177, 1990, p. 139-149. [11] J. P. BURG et O. VANDERHAEGHE, J. Struct. Geol., 15, 1993 (sous presse). [12] O. MERLE, Tectonophysics, 165, 1989, p. 57-71. [13] W. R. BUCK, Journ. Geophys. Research, 96, B12, 1991, p. 20161-20178. [14] S. WDOWINSKI et G. J. AXEN, Tectonics, 11, 2, 1992, p. 303-315. [15] J. VAN DEN DRIESSCHE et J. P. BRUN, Geodinamica Acta, 5, 1992, p. 85-99; P. GAUTIER, J. P. BRUN et L. JOLIVET, Structure and kinematics of Upper cenozoic extensional detachment on Naxos and Paros (Cyclades Islands), Tectonics (Submit.). J. L. LAGARDE, R. CAPDEVILA et S. FOURCADE, Bull. Soc. géol. France, 5, 1992. p. 597-610. V. GARDIEN, Thèse d'université, Lyon, 1990, 352 p.; V. GARDIEN et J. M. LARDEAUX, C. R. Acad. Sci. Paris, 312, série II, 1991, p. 61-68. J. VAN DEN DRIESSCHE et J.
J. MALAVIEILLE, P. GUIHOT, S. COSTA, J. M. LARDEAUX et V. GARDIEN, Tectonophysics, 177, 1990, p. 139-149. [11] J. P. BURG et O. VANDERHAEGHE, J. Struct. Geol., 15, 1993 (sous presse). [12] O. MERLE, Tectonophysics, 165, 1989, p. 57-71. [13] W. R. BUCK, Journ. Geophys. Research, 96, B12, 1991, p. 20161-20178. [14] S. WDOWINSKI et G. J. AXEN, Tectonics, 11, 2, 1992, p. 303-315. [15] J. VAN DEN DRIESSCHE et J. P. BRUN, Geodinamica Acta, 5, 1992, p. 85-99; P. GAUTIER, J. P. BRUN et L. JOLIVET, Structure and kinematics of Upper cenozoic extensional detachment on Naxos and Paros (Cyclades Islands), Tectonics (Submit.). J. L. LAGARDE, R. CAPDEVILA et S. FOURCADE, Bull. Soc. géol. France, 5, 1992. p. 597-610. V. GARDIEN, Thèse d'université, Lyon, 1990, 352 p.; V. GARDIEN et J. M. LARDEAUX, C. R. Acad. Sci. Paris, 312, série II, 1991, p. 61-68. J. VAN DEN DRIESSCHE et J. P. BRUN, C. R. Acad. Sci. Paris, 309, série II, 1989, p. 1607-1613; J. P. BURG, J. P. BRUN et J. VAN DEN DRIESSCHE, C. R. Acad. Sci. Paris. 311, série II, 1990, p. 147-152. J. L. L., C. D. et O. M. ; « Géosciences Rennes », 35042 Rennes Cedex, France: P. L. et C. D. ; BRGM/SGN, 45060 Orléans Cedex, France. Tectonique/Tectonics Tectonique transcurrente éburnéenne au sein du craton ouest-africain : exemple du sillon de Djibo (Burkina Faso) Serge NIKIEMA, Jean BENKHELIL, Michel CORSINI, François BOURGES, Abdoulaye DIA et Jean-Christophe MAURIN Résumé La tectonique transcurrente qui affecte les formations géologiques du sillon birimien de Djibo est caractérisée par la formation de couloirs de cisaillement ductiles sénestres subméridiens. Une analyse détaillée a permis de préciser le caractère de la déformation qui affecte ces zones de cisaillement dans des conditions de métamorphisme épizonal. Cet épisode tectonique majeur est connu dans toute l'Afrique de l'Ouest où il marque le cycle éburnéen. Transcurrent Eburnean tectonics in West Africa: example of the Djibo area (Burkina Faso) Abstract The transcurrent tectonics in the Djibo area is characterized by sub-meridian sinistral ductile shear zones. The characteristics of the deformation affecting the shear zones in low-grade
Cedex, France: P. L. et C. D. ; BRGM/SGN, 45060 Orléans Cedex, France. Tectonique/Tectonics Tectonique transcurrente éburnéenne au sein du craton ouest-africain : exemple du sillon de Djibo (Burkina Faso) Serge NIKIEMA, Jean BENKHELIL, Michel CORSINI, François BOURGES, Abdoulaye DIA et Jean-Christophe MAURIN Résumé La tectonique transcurrente qui affecte les formations géologiques du sillon birimien de Djibo est caractérisée par la formation de couloirs de cisaillement ductiles sénestres subméridiens. Une analyse détaillée a permis de préciser le caractère de la déformation qui affecte ces zones de cisaillement dans des conditions de métamorphisme épizonal. Cet épisode tectonique majeur est connu dans toute l'Afrique de l'Ouest où il marque le cycle éburnéen. Transcurrent Eburnean tectonics in West Africa: example of the Djibo area (Burkina Faso) Abstract The transcurrent tectonics in the Djibo area is characterized by sub-meridian sinistral ductile shear zones. The characteristics of the deformation affecting the shear zones in low-grade metamorphic conditions are defined. This major tectonic event is known in throughout West Africa and corresponds to the Eburnean orogeny. Abridged English Version INTRODUCTION. North of Ouagadougou (Burkina Faso), the Djibo area belongs to the West Africa Craton of Lower to Middle Proterozoic age. It is composed of metamorphic rocks of volcano-sedimentary origin intruded by granites (Ducelier, 1963). In a recent study (Nikiema, 1992) two major lithostructural units were identified with (i) Unit 1 consisting of sandstones and basic igneous rocks, intruded by the Koutougou porphyritic granite, (ii) Unit 2 with basaltic and andesitic lavas and interstratified sediments, intruded by the Belahouro and the Aribinda granites. Three main tectonic phases (D1, D2, D3) are defined respectively (Nikiema, 1992). The first phase, D1, characterized by isoclinal folds and the second phase, D2, is responsible for the formation of ductile shear zones, both acted during the Eburnean orogeny around 2 Ga. The last phase, D3, corresponding to thrusting in a north-eastern direction post-dates the Eburnean orogeny around 1.7 Ga (Simeon et al., 1992; Feybesse et al., 1990). The aim of this paper is to describe the character of transcurrent tectonics in the Djibo area and to emphasize its importance and extent in
of volcano-sedimentary origin intruded by granites (Ducelier, 1963). In a recent study (Nikiema, 1992) two major lithostructural units were identified with (i) Unit 1 consisting of sandstones and basic igneous rocks, intruded by the Koutougou porphyritic granite, (ii) Unit 2 with basaltic and andesitic lavas and interstratified sediments, intruded by the Belahouro and the Aribinda granites. Three main tectonic phases (D1, D2, D3) are defined respectively (Nikiema, 1992). The first phase, D1, characterized by isoclinal folds and the second phase, D2, is responsible for the formation of ductile shear zones, both acted during the Eburnean orogeny around 2 Ga. The last phase, D3, corresponding to thrusting in a north-eastern direction post-dates the Eburnean orogeny around 1.7 Ga (Simeon et al., 1992; Feybesse et al., 1990). The aim of this paper is to describe the character of transcurrent tectonics in the Djibo area and to emphasize its importance and extent in Birimian provinces of the West African Craton (Ledru et al., 1989; Feybesse et al., 1990; Fabre et al., 1990; Ledru et al, 1991; Lompo et al., 1991; Milesi et al., 1989). GEOMETRY AND KINEMATICS OF THE SHEAR ZONES. — In the Djibo area strike-slip tectonics is characterized by the development of ductile shear zones of a hundred metres wide and some kilometres long. One of the main shear zones, the Belahouro-Souma shear zone (fig. 1), has controlled the emplacement of a granitic intrusion. In the shear zone, the mylonitic foliation is steeply dipping, trending N160, and bears a horizontal mineral stretching lineation. Stretching is marked by the elongation of quartzofeldspathic aggregates in the granite and by ductile boudinage of quartz veinlets. A mineral lineation is defined by the alignment of synkinematic mica flakes. Non-coaxial strain is suggested by occurrences of drag folds, sigmoidal lenses, asymmetrical recrystallized tails around feldspar porphyroclasts and C-S planar fabric. Various shear criteria consistently indicate a sinistral sense of shear. The shear zones formed under greenschist facies conditions correspond to sinistral ductile strike-slip faulting. STRAIN ANALYSIS. Strain analysis was performed in the Belahouro-Souma shear zone from microstructural data on mylonites sampled from the boundary to the
of ductile shear zones of a hundred metres wide and some kilometres long. One of the main shear zones, the Belahouro-Souma shear zone (fig. 1), has controlled the emplacement of a granitic intrusion. In the shear zone, the mylonitic foliation is steeply dipping, trending N160, and bears a horizontal mineral stretching lineation. Stretching is marked by the elongation of quartzofeldspathic aggregates in the granite and by ductile boudinage of quartz veinlets. A mineral lineation is defined by the alignment of synkinematic mica flakes. Non-coaxial strain is suggested by occurrences of drag folds, sigmoidal lenses, asymmetrical recrystallized tails around feldspar porphyroclasts and C-S planar fabric. Various shear criteria consistently indicate a sinistral sense of shear. The shear zones formed under greenschist facies conditions correspond to sinistral ductile strike-slip faulting. STRAIN ANALYSIS. Strain analysis was performed in the Belahouro-Souma shear zone from microstructural data on mylonites sampled from the boundary to the centre of the shear zone. The shear strain (γ) and the shear displacement can be defined from angular relationships between the shear plane (C) and the schistosity surface (S) in the shear zone (Ramsay and Graham, 1970). The angle (θ) decreases from the boundary to the centre of the shear zone (table) accompanied by a progressive increase of the shear strain (γ) and amount of differential displacement (ds). The minimum total displacement computed across the shear zone is about 6.2 km. Quartz recrystallization is never very extensive so that the finite strain analysis could be estimated from the measurement of the shape of the quartz porphyroclasts (Bouchez, 1977). The axis ratios X/Z and Y/Z of porphyroclasts were measured at microscopic scale. They indicate in a Flinn plot (fig. 2) that the finite strain is close to plane strain (Y invariant) and changes progressively from the flattening field at the shear zone boundary to the constriction field at the centre of the shear zone. The polycrystalline aggregates of quartz display also a progressive change of shape from the boundary to the centre of the shear zone: slightly deformed with an undulatory extinction, elongated with a mosaic microstructure and ribbon structures. Finally
zone (table) accompanied by a progressive increase of the shear strain (γ) and amount of differential displacement (ds). The minimum total displacement computed across the shear zone is about 6.2 km. Quartz recrystallization is never very extensive so that the finite strain analysis could be estimated from the measurement of the shape of the quartz porphyroclasts (Bouchez, 1977). The axis ratios X/Z and Y/Z of porphyroclasts were measured at microscopic scale. They indicate in a Flinn plot (fig. 2) that the finite strain is close to plane strain (Y invariant) and changes progressively from the flattening field at the shear zone boundary to the constriction field at the centre of the shear zone. The polycrystalline aggregates of quartz display also a progressive change of shape from the boundary to the centre of the shear zone: slightly deformed with an undulatory extinction, elongated with a mosaic microstructure and ribbon structures. Finally the shear zones of Djibo area are continuous and characterized by a progressive increase of the shear strain from the boundary to the centre of the shear zones, resulting from non-homogeneous simple shear mechanism (Ramsay and Graham, 1970). DISCUSSION AND CONCLUSION. — Everywhere the structures from the first phase, D1, are preserved from the later deformations, the S1 cleavage is sub-vertical with a N-S trend and bears a horizontal stretching lineation. This early tectonic event, D1, as well as the transcurrent tectonics, D2, probably resulted from an E-W shortening of the Djibo area. Eburnean transcurrent tectonics has been described in other Birimian provinces of the West African Craton, in Côte d'Ivoire (Fabre et al., 1990; Feybesse et al. 1989; Fabre, 1985; Lemoine, 1985; Vidal, 1986; Lemoine, 1989), in Mali and in Eastern Senegal (Ledru et al., 1989; Ledru et al., 1991; Bertrand et al, 1989). They display typically major submeridian sinistral ductile shear zones related to the intrusion of granites (Ledru et al., 1989; Ledru et al., 1991; Milesi et al., 1989). The relationships between the tectonic events and magmatism is actually discussed in a context of crustal accretion during the Early Proterozoic times in West Africa (Boher, 1991; Abouchami