jeanflop/post_ocr_correction2 huggingface dataset:
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 et al., 1992). INTRODUCTION. — Le sillon birimien de Djibo (fig. 1), situé à 300 km au Nord de Ouagadougou (Burkina Faso), est constitué de roches métamorphiques d'origine sédimentaire, volcano-sédimentaire et volcanique, recoupées par des plutons granitiques (Ducellier, 1963). Une étude récente (Nikiema, 1992) a permis de distinguer deux principales unités lithostructurales : 1. une Unité 1, comprenant à la base un ensemble schisto-quartzitique surmonté par des roches magmatiques (basaltes et gabbros). Cette unité est recoupée par le granite porphyroïde de Koutougou; 2. une Unité 2, constituée de coulées basaltiques et andésitiques à fines intercalations métasédimentaires associées à des sills Fig. 1. Schéma structural du sillon birimien de Djibo (Burkina Faso). 1, granite d’Aribinda; 2, granite de Bélahouro; 3, unité 2; 4, granite de Koutougou; 5, unité 1; 6, chevauchement D3; 7, décrochement ductile (D2); 8, schistosité (S1); 9, linéation d'étirement (LI); 10, foliation mylonitique (S2) et linéation d'étirement (L2). Fig. 1. — Structural sketch map of the Birimian Djibo area (Burkina Faso). 1, Aribinda granite; 2, Belahouro granite; 3, unit 2; 4, Koutougou granite; 5, unit 1; 6, thrust (D3); 7, strike-slip fault (D2); 8, cleavage (S1); 9, stretching lineation (L1); 10, mylonitic foliation (S2) and stretching lineation (L2).
unités lithostructurales : 1. une Unité 1, comprenant à la base un ensemble schisto-quartzitique surmonté par des roches magmatiques (basaltes et gabbros). Cette unité est recoupée par le granite porphyroïde de Koutougou; 2. une Unité 2, constituée de coulées basaltiques et andésitiques à fines intercalations métasédimentaires associées à des sills Fig. 1. Schéma structural du sillon birimien de Djibo (Burkina Faso). 1, granite d’Aribinda; 2, granite de Bélahouro; 3, unité 2; 4, granite de Koutougou; 5, unité 1; 6, chevauchement D3; 7, décrochement ductile (D2); 8, schistosité (S1); 9, linéation d'étirement (LI); 10, foliation mylonitique (S2) et linéation d'étirement (L2). Fig. 1. — Structural sketch map of the Birimian Djibo area (Burkina Faso). 1, Aribinda granite; 2, Belahouro granite; 3, unit 2; 4, Koutougou granite; 5, unit 1; 6, thrust (D3); 7, strike-slip fault (D2); 8, cleavage (S1); 9, stretching lineation (L1); 10, mylonitic foliation (S2) and stretching lineation (L2). de dolérites. Le granite de Bélahouro, intrusif dans les formations de l'Unité 2, est antérieur au granite alcalin d'Aribinda dont la mise en place constitue le dernier événement magmatique rapporté au Birimien dans le sillon de Djibo. D'un point de vue tectonique, il a été reconnu (Nikiema, 1992) trois principales phases de déformation (D1, D2 et D3). La première phase de déformation D1, surtout relictuelle, est marquée par des plis P1 isoclinaux et une schistosité S1 de plan axial affectant uniquement les formations de l’Unité 1. La phase D2 est caractérisée par des zones de cisaillement ductile transcurrentes qui affectent les Unités 1 et 2 et contrôlent la mise en place du granite de Bélahouro. Ces deux phases tectoniques (D1, D2) sont rapportées au cycle éburnéen vers 2 Ga. La dernière phase de déformation (D3) correspond à une importante tectonique de chevauchement tardive, caractérisée par une direction de transport vers le NE, qui déforme toutes les structures préexistantes. Cet épisode tangentiel a également été mis en évidence en Côte-d’Ivoire où il postdate le cycle éburnéen vers 1,7 Ga (Simeon et al., 1992; Feybesse et al., 1990). Le but de cet article est de caractériser la tectonique transcurrente, qui affecte le
phases de déformation (D1, D2 et D3). La première phase de déformation D1, surtout relictuelle, est marquée par des plis P1 isoclinaux et une schistosité S1 de plan axial affectant uniquement les formations de l’Unité 1. La phase D2 est caractérisée par des zones de cisaillement ductile transcurrentes qui affectent les Unités 1 et 2 et contrôlent la mise en place du granite de Bélahouro. Ces deux phases tectoniques (D1, D2) sont rapportées au cycle éburnéen vers 2 Ga. La dernière phase de déformation (D3) correspond à une importante tectonique de chevauchement tardive, caractérisée par une direction de transport vers le NE, qui déforme toutes les structures préexistantes. Cet épisode tangentiel a également été mis en évidence en Côte-d’Ivoire où il postdate le cycle éburnéen vers 1,7 Ga (Simeon et al., 1992; Feybesse et al., 1990). Le but de cet article est de caractériser la tectonique transcurrente, qui affecte le sillon de Djibo, et de souligner son importance à l'instar des études tectoniques effectuées dans les autres provinces birimiennes du craton ouest africain (Ledru et al., 1989; Feybesse et al., 1990; Fabre et al., 1990; Ledru et al., 1991; Lompo et al., 1991; Milesi et al., 1989). GÉOMÉTRIE ET CINÉMATIQUE DES ZONES DE CISAILLEMENT. — La tectonique transcurrente (D2) est représentée dans le sillon de Djibo par des couloirs de cisaillement ductile de largeur hectométrique et d'extension plurikilométrique; ces bandes de déformation marquent notamment la limite entre le granite de Bélahouro et son encaissant schisto-quartzitique à l’Ouest et volcanique à l’Est. A l’intérieur des zones de cisaillement la foliation mylonitique S2, parallèle à la direction N160 du couloir, est fortement redressée et porte une linéation L2 faiblement plongeante vers le Nord ou vers le Sud (fig. 1). La linéation d’étirement est matérialisée par l’allongement des minéraux de quartz dans les formations schisto-quartzitiques, des agrégats quartzo-feldspathiques dans le granite de Bélahouro, et par le boudinage des filons de quartz dans les micaschistes. La linéation minérale, contenue dans le plan de foliation mylonitique, est subhorizontale et parallèle à la linéation d’étirement. Elle est marquée essentiellement par un alignement des biotites et muscovites.
DES ZONES DE CISAILLEMENT. — La tectonique transcurrente (D2) est représentée dans le sillon de Djibo par des couloirs de cisaillement ductile de largeur hectométrique et d'extension plurikilométrique; ces bandes de déformation marquent notamment la limite entre le granite de Bélahouro et son encaissant schisto-quartzitique à l’Ouest et volcanique à l’Est. A l’intérieur des zones de cisaillement la foliation mylonitique S2, parallèle à la direction N160 du couloir, est fortement redressée et porte une linéation L2 faiblement plongeante vers le Nord ou vers le Sud (fig. 1). La linéation d’étirement est matérialisée par l’allongement des minéraux de quartz dans les formations schisto-quartzitiques, des agrégats quartzo-feldspathiques dans le granite de Bélahouro, et par le boudinage des filons de quartz dans les micaschistes. La linéation minérale, contenue dans le plan de foliation mylonitique, est subhorizontale et parallèle à la linéation d’étirement. Elle est marquée essentiellement par un alignement des biotites et muscovites. La composante rotationnelle de la déformation est soulignée par la forme sigmoïde des lentilles de quartz, par l’existence de queues de recristallisation asymétriques autour des porphyroclastes de quartz et de feldspath et par des structures C/S. On notera également la présence de plis d’entraînement mésoscopiques, à axes verticaux et à plans axiaux N-S, qui affectent la foliation mylonitique à l'intérieur des couloirs de cisaillement. Les critères cinématiques observés indiquent systématiquement un sens de cisaillement sénestre. Le métamorphisme qui accomague la déformation cisaillante se traduit dans les roches volcaniques basiques par une paragènese à chlorite + épidote + calcite ± quartz; les faciès mylonitiques du granite de Bélahouro quant à eux présentent une paragènesé à quartz + séricite ± épidote ± calcite. Ces différents assemblages minéralogiques caractérisent un métamorphisme de faciès schistes verts. En résumé, les zones de cisaillement d'orientation subméridienne qui affectent le sillon de Djibo correspondent à des décrochements ductiles sénestres, formés dans un climat de métamorphisme épizonal. ANALYSE DE LA DÉFORMATION DANS LES ZONES DE CISAILLEMENT. — Une étude de détail a pu être menée dans le couloir de cisaillement de Bélahouro-Souma (fig, 1), qui présente d’excellentes conditions d’affleurement. Cette étude repose essentiellement sur l’examen microscopique d’échantillons prélevés
plans axiaux N-S, qui affectent la foliation mylonitique à l'intérieur des couloirs de cisaillement. Les critères cinématiques observés indiquent systématiquement un sens de cisaillement sénestre. Le métamorphisme qui accomague la déformation cisaillante se traduit dans les roches volcaniques basiques par une paragènese à chlorite + épidote + calcite ± quartz; les faciès mylonitiques du granite de Bélahouro quant à eux présentent une paragènesé à quartz + séricite ± épidote ± calcite. Ces différents assemblages minéralogiques caractérisent un métamorphisme de faciès schistes verts. En résumé, les zones de cisaillement d'orientation subméridienne qui affectent le sillon de Djibo correspondent à des décrochements ductiles sénestres, formés dans un climat de métamorphisme épizonal. ANALYSE DE LA DÉFORMATION DANS LES ZONES DE CISAILLEMENT. — Une étude de détail a pu être menée dans le couloir de cisaillement de Bélahouro-Souma (fig, 1), qui présente d’excellentes conditions d’affleurement. Cette étude repose essentiellement sur l’examen microscopique d’échantillons prélevés le long d’une coupe perpendiculaire à la zone de cisaillement. En raison de la symétrie de la zone de cisaillement, l’échantillonnage a été limité à une moitié seulement de la zone de cisaillement, comprise entre sa bordure et la zone centrale. Une quantification de la déformation dans les zones de cisaillement (Ramsay et Graham, 1970) est rendue possible grâce à la mesure des rapports angulaires entre la schistosité (S) et les plans de cisaillement (C) congénétiques, définis par la valeur de l’angle 0. Ceci permet notamment de calculer le taux de cisaillement (y), le déplacement Bordure > Zone centrale 9 m(°) 40 30 20 05 Taux de cisaillement (γ) 0,35 1,15 2,38 11,36 Déplacement ds (m) 56 277 381 5453 différentiel (ds) et le déplacement total (S) dans la zone de cisaillement. Les résultats obtenus (tableau) indiquent que l'angle (θ) décroît progressivement tandis que le déplacement différentiel (ds) augmente avec la quantité de cisaillement (γ) des bordures vers le cœur de la zone de cisaillement. La zone centrale du couloir de cisaillement enregistre à elle seule près de 88 du déplacement total, estimé à 6,2 km minimum pour la zone de cisaillement de Bélahouro-Souma. D'autre part, les conditions de faible
cisaillement (Ramsay et Graham, 1970) est rendue possible grâce à la mesure des rapports angulaires entre la schistosité (S) et les plans de cisaillement (C) congénétiques, définis par la valeur de l’angle 0. Ceci permet notamment de calculer le taux de cisaillement (y), le déplacement Bordure > Zone centrale 9 m(°) 40 30 20 05 Taux de cisaillement (γ) 0,35 1,15 2,38 11,36 Déplacement ds (m) 56 277 381 5453 différentiel (ds) et le déplacement total (S) dans la zone de cisaillement. Les résultats obtenus (tableau) indiquent que l'angle (θ) décroît progressivement tandis que le déplacement différentiel (ds) augmente avec la quantité de cisaillement (γ) des bordures vers le cœur de la zone de cisaillement. La zone centrale du couloir de cisaillement enregistre à elle seule près de 88 du déplacement total, estimé à 6,2 km minimum pour la zone de cisaillement de Bélahouro-Souma. D'autre part, les conditions de faible métamorphisme n'engendrent pas de recristallisations importantes au sein des agrégats polycristallins de quartz et rendent possible une estimation qualitative et de la déformation finie à partir de la mesure de la forme des porphyroclastes de quartz en lames minces (Bouchez, 1977). Les mesures effectuées sur des sections perpendiculaires à la foliation mylonitique, parallèles et perpendiculaires à la linéation d'étirement, permettent de déterminer les rapports axiaux de l'ellipsoïde de X/Y 1 — XIY Constriction K = 1 + 9= 40° + 0= 40° 4 + + t e+ 0 = 300 + £ + + • e= 30° + -f:~"h~ t. '=~ + i~ 3" * *"•** £ * 0=2°° .* * .***."* * e = 050 2. ♦** * 9= 05° 2 * Aplatissement 1 1 I 1 1 2 3 4 y/z Fig. 2. Diagramme de Flinn obtenu à partir de la mesure des porphyroclastes de quartz (zone de cisaillement de Bélahouro-Souma). Fig. 2. Flinn plot of strain data obtained from quartz porphyroclasts measurements (Belahouro-Souma shear zone). la déformation X/Z et Y/Z. Ces mesures reportées sur un diagramme de Flinn (fig. 2) montrent que la déformation est hétérogène. Bien qu'une majorité de points se localisent dans le champ de
foliation mylonitique, parallèles et perpendiculaires à la linéation d'étirement, permettent de déterminer les rapports axiaux de l'ellipsoïde de X/Y 1 — XIY Constriction K = 1 + 9= 40° + 0= 40° 4 + + t e+ 0 = 300 + £ + + • e= 30° + -f:~"h~ t. '=~ + i~ 3" * *"•** £ * 0=2°° .* * .***."* * e = 050 2. ♦** * 9= 05° 2 * Aplatissement 1 1 I 1 1 2 3 4 y/z Fig. 2. Diagramme de Flinn obtenu à partir de la mesure des porphyroclastes de quartz (zone de cisaillement de Bélahouro-Souma). Fig. 2. Flinn plot of strain data obtained from quartz porphyroclasts measurements (Belahouro-Souma shear zone). la déformation X/Z et Y/Z. Ces mesures reportées sur un diagramme de Flinn (fig. 2) montrent que la déformation est hétérogène. Bien qu'une majorité de points se localisent dans le champ de la déformation plane (Y invariant), on note cependant le passage progressif d'une déformation en aplatissement à la bordure du couloir à une déformation en constriction vers le centre de la zone de cisaillement. On observe également un changement progressif de la structure des agrégats polycristallins de quartz. Ces derniers sont faiblement déformés dans la bordure de la zone de cisaillement, où ils présentent une simple extinction onduleuse. En progressant vers la zone centrale, les agrégats sont de plus en plus allongés avec une microstructure en mosaïque. Enfin au cœur de la zone de cisaillement, la recristallisation dynamique est importante et se traduit par la formation de rubans de quartz dans lesquels les grains ont tendance à se paralléliser à la direction du cisaillement. Les caractères de la déformation ainsi mis en évidence montrent que les couloirs de cisaillement du sillon de Djibo sont des zones de cisaillement ductiles continues (Ramsay et Graham, 1970), résultant d'un processus de cisaillement simple hétérogène avec une augmentation progressive de la déformation cisaillante des bordures vers la partie centrale du couloir, où le déplacement est maximum. DISCUSSION ET CONCLUSION. — Lorsqu'au sein de l'Unité 1, les structures de la phase D1 ont été préservées des
faiblement déformés dans la bordure de la zone de cisaillement, où ils présentent une simple extinction onduleuse. En progressant vers la zone centrale, les agrégats sont de plus en plus allongés avec une microstructure en mosaïque. Enfin au cœur de la zone de cisaillement, la recristallisation dynamique est importante et se traduit par la formation de rubans de quartz dans lesquels les grains ont tendance à se paralléliser à la direction du cisaillement. Les caractères de la déformation ainsi mis en évidence montrent que les couloirs de cisaillement du sillon de Djibo sont des zones de cisaillement ductiles continues (Ramsay et Graham, 1970), résultant d'un processus de cisaillement simple hétérogène avec une augmentation progressive de la déformation cisaillante des bordures vers la partie centrale du couloir, où le déplacement est maximum. DISCUSSION ET CONCLUSION. — Lorsqu'au sein de l'Unité 1, les structures de la phase D1 ont été préservées des déformations ultérieures, la schistosité SI apparaît toujours fortement pentée et la linéation L1 subhorizontale. Leur orientation subméridienne est alors cohérente avec une direction de raccourcissement globalement E-W, qui s'accorde également bien avec le fonctionnement des zones de cisaillement sénestres N160 de la phase transcurrente D2 et suggère fortement une évolution progressive dans un même champ de déformation au cours des phases D1 et D2. Il n'y a pas de trace ici de la tectonique tangentielle précoce décrite dans la partie occidentale de la Côte-d'Ivoire (Feybesse et al., 1989) et la tectonique de chevauchement (D3), peu compatible avec la cinétique des phases D1 et D2, correspondrait à une remobilisation tardive du sillon de Djibo. Fig. 3. — Schéma structural des principales provinces birimiennes du craton ouest-africain (tiré de Milesi et al., 1989). Fig. 3. — Structural sketch map of the different Birimian provinces of the West African craton (from Milesi et al., 1989). La tectonique transcurrente éburnéenne a déjà été signalée dans les autres sillons du Burkina Faso, où elle s'exprime aussi par des couloirs de cisaillement sénestres subméridiens (Feybesse et al., 1990; Lompo et al., 1991; Sondo, 1986; Zonou, 1987; Ouedraogo, 1987). Elle a également été décrite dans d'autres provinces
progressive dans un même champ de déformation au cours des phases D1 et D2. Il n'y a pas de trace ici de la tectonique tangentielle précoce décrite dans la partie occidentale de la Côte-d'Ivoire (Feybesse et al., 1989) et la tectonique de chevauchement (D3), peu compatible avec la cinétique des phases D1 et D2, correspondrait à une remobilisation tardive du sillon de Djibo. Fig. 3. — Schéma structural des principales provinces birimiennes du craton ouest-africain (tiré de Milesi et al., 1989). Fig. 3. — Structural sketch map of the different Birimian provinces of the West African craton (from Milesi et al., 1989). La tectonique transcurrente éburnéenne a déjà été signalée dans les autres sillons du Burkina Faso, où elle s'exprime aussi par des couloirs de cisaillement sénestres subméridiens (Feybesse et al., 1990; Lompo et al., 1991; Sondo, 1986; Zonou, 1987; Ouedraogo, 1987). Elle a également été décrite dans d'autres provinces birimiennes du craton ouest africain (fig. 3) en particulier en Côte-d'Ivoire (Fabre et al., 1990; Fabre, 1985; Lemoine, 1985; Vidal, 1986; Lemoine, 1989), au Mali et au Sénégal oriental (Ledru et al., 1989; Ledru et al., 1991; Bertrand et al., 1989). Nos résultats sur le sillon de Djibo s'inscrivent donc dans un cadre plus général, où la tectonique transcurrente apparaît comme une dynamique propre à la tectogenèse éburnéenne à travers tout le craton ouest africain. Ce style tectonique s'exprime toujours selon des directions subméridiennes dans un mouvement d'ensemble sénestre et accompagne la mise en place de batholites syntectoniques (Ledru et al., 1989; Ledru et al., 1991; Milesi et al., 1989). L'étude des relations entre ces épisodes tectoniques et magmatiques se place dans le cadre du débat actuel sur une accrétion crustale au cours du Protérozoïque inférieur en Afrique de l'Ouest (Boher, 1991; Abouchami et al., 1992). Étude financée par le BUMIGEP et le projet CAMPUS. Note remise le 24 juillet 1992, acceptée après révision le 8 janvier 1993. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES W. ABOUCHAMI, F. ALBAREDE, M. BOHER et A. MICHARD, La croissance continentale en Afrique à 2, 1 Ga, 14e Réun. Sci. Terre, Toulouse, 1992, p. 1. J.-M. BERTRAND, A. DIA,
dans un cadre plus général, où la tectonique transcurrente apparaît comme une dynamique propre à la tectogenèse éburnéenne à travers tout le craton ouest africain. Ce style tectonique s'exprime toujours selon des directions subméridiennes dans un mouvement d'ensemble sénestre et accompagne la mise en place de batholites syntectoniques (Ledru et al., 1989; Ledru et al., 1991; Milesi et al., 1989). L'étude des relations entre ces épisodes tectoniques et magmatiques se place dans le cadre du débat actuel sur une accrétion crustale au cours du Protérozoïque inférieur en Afrique de l'Ouest (Boher, 1991; Abouchami et al., 1992). Étude financée par le BUMIGEP et le projet CAMPUS. Note remise le 24 juillet 1992, acceptée après révision le 8 janvier 1993. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES W. ABOUCHAMI, F. ALBAREDE, M. BOHER et A. MICHARD, La croissance continentale en Afrique à 2, 1 Ga, 14e Réun. Sci. Terre, Toulouse, 1992, p. 1. J.-M. BERTRAND, A. DIA, E. DIOH et J.-P. BASSOT, Réflexions sur la structure interne du craton ouest-africain au Sénégal et confins guinéo-maliens, C. R. Acad. Sci. Paris, 309, série II, 1989, p. 751-756. M. BOHER, Croissance crustale en Afrique de l'Ouest à 2, 1 Ga : apport de la géochimie isotopique, Thèse, Université Nancy-I, Fr., 1991, 180 p. J.-L. BOUCHEZ, Plastic deformation of quartzites at low temperature in an area of natural strain gradient, Tectonophysics, 39, 1977, p. 25-50. J. DUCELLIER, Contribution à l'étude des roches cristallines et métamorphiques du Centre et du Nord de la Haute-Volta, Mém. BRGM, n° 10, 1963. FABRE, Les effets tectoniques des décrochements N-S sensibles dans les volcanites birrimiennes de la région du Yaouré de la Côte-d'Ivoire, C. R. Acad. Sci. Paris, 300, série II, 1985, p. 955-960. R. FABRE, P. LEDRU et J.-P. MILESI, Le Protérozoïque inférieur (Birimien) du centre de la Côte-d'Ivoire : évolution tectonique et corrélations, C. R. Acad. Sci. Paris, 311, série II, 1990, p. 971-976. J.-L. FEYBESSE, J.-P. MILESI, V. JOHAN, A. DOMMANGET, J.-Y. CALVEY, M. BOHER et W. ABOUCHAMI, La limite Archéen-Protérozoïque inférieur de l’Afrique de l’Ouest : une zone de chevauchement majeur antérieure à l’accident de Sassandra; l'exemple des régions d’Odienné et