jeanflop/post_ocr_correction2 huggingface dataset:
Crétacé supérieur. Cependant, la discordance érosive située à la base du Mésozoïque est très claire sur les profils sismiques et scelle la tectonique compressive sous-jacente. Ainsi, les écailles profondes rencontrées en forage ne peuvent être constituées que de terrains antérieurs au Mésozoïque. Les séquences quartzitiques rencontrées ne semblent pas correspondre à des formations dévoniennes, et certains faciès calcaires traversés par le forage ont des caractéristiques similaires à celles des formations d'âge cambrien rencontrées plus à l'Ouest dans les Andes. Ces faciès calcaires présentent également des similitudes avec l'éocambrien carbonaté impliqué dans les structures de la chaîne Tucavaca, située sur le bord sud du bouclier brésilien, et appartenant au cycle orogénique « brésilien ». Nous supposons donc que les écailles sont formées de matériel d'âge éocambrien à Cambro-ordovicien. Ceci est en bon accord avec le fait que les ensembles lithologiques situés plus à l'Est, en direction du craton brésilien, et qui présentent la même signature sismique que l'écaillé atteinte par le forage, montrent des « onlaps » progressifs sur le socle d'âge précambrien. Les niveaux d'anhydrite du Cambrien pourraient avoir joué le rôle de niveaux de décollement basal pour le système chevauchant, et le raccourcissement absorbé dans cette structure semble très important, comparable à celui du raccourcissement andin estimé par [1], [2], [12]. Il faut cependant signaler que, si la partie supérieure du système chevauchant reconnu par forage est assez claire en sismique, la partie inférieure, et notamment la profondeur du décollement basal est mal contrainte par les données. La culmination tectonique engendrée à l'aplomb des structures compressives semble influencer la répartition des dépôts dévoniens rencontrés par forage au Sud de la structure (fig. 3), et peut-être également les dépôts siluriens sous-jacents. Le Mésozoïque, constitué de terrains d'âge jurassique à crétacé, se dépose, après une forte érosion, sur une surface régulière. Ce Mésozoïque montre une épaisseur constante d'environ 400-500 m et ne présente que peu de traces de tectonique, à l'exception de quelques failles normales pour lesquelles on peut envisager une activité contemporaine de la sédimentation mésozoïque et de failles inverses fonctionnant au Néogène. Le Cénozoïque s'épaissit graduellement d'Est en Ouest
important, comparable à celui du raccourcissement andin estimé par [1], [2], [12]. Il faut cependant signaler que, si la partie supérieure du système chevauchant reconnu par forage est assez claire en sismique, la partie inférieure, et notamment la profondeur du décollement basal est mal contrainte par les données. La culmination tectonique engendrée à l'aplomb des structures compressives semble influencer la répartition des dépôts dévoniens rencontrés par forage au Sud de la structure (fig. 3), et peut-être également les dépôts siluriens sous-jacents. Le Mésozoïque, constitué de terrains d'âge jurassique à crétacé, se dépose, après une forte érosion, sur une surface régulière. Ce Mésozoïque montre une épaisseur constante d'environ 400-500 m et ne présente que peu de traces de tectonique, à l'exception de quelques failles normales pour lesquelles on peut envisager une activité contemporaine de la sédimentation mésozoïque et de failles inverses fonctionnant au Néogène. Le Cénozoïque s'épaissit graduellement d'Est en Ouest jusqu'à atteindre plus de 3 500 m d'épaisseur au voisinage du front subandin. Ces sédiments molassiques, typiques d'un bassin d'avant-pays, enregistrent les effets les plus externes de la tectonique andine tertiaire. Les structures andines les plus externes, situées à l'avant du front de chevauchement subandin montrent une orientation E-W à N 60°, oblique par rapport à la direction de raccourcissement andin, mais identique à celle des linéaments éo-paléozoïques sous-jacents. Les structures anticlinales sont localisées à l'aplomb de rampes situées sous la discordance mésozoïque et liées à la réactivation andine de structures antédévonienne (fig. 3 et 4). DISCUSSION. — Ces structures andines situées à l'avant du front subandin et orientées E-W à N 60° ne se rencontrent pas seulement dans la zone étudiée, mais sont également nombreuses plus à l'Est, à proximité du coude de Santa Cruz. Elles sont interprétées comme des zones de transfert sénestres [14] surimposées à la limite de bassins paléozoïques [5]. Notre analyse suggère que les structures tectoniques d'âge cénozoïque situées à l'avant du front subandin se moulent également sur des directions structurales héritées. Cette déformation qui semble affecter des terrains éocambriens à cambro-ordoviciens correspondrait, soit à la phase d'âge Ordovicien supérieur connue au Nord de l'Argentine
N 60°, oblique par rapport à la direction de raccourcissement andin, mais identique à celle des linéaments éo-paléozoïques sous-jacents. Les structures anticlinales sont localisées à l'aplomb de rampes situées sous la discordance mésozoïque et liées à la réactivation andine de structures antédévonienne (fig. 3 et 4). DISCUSSION. — Ces structures andines situées à l'avant du front subandin et orientées E-W à N 60° ne se rencontrent pas seulement dans la zone étudiée, mais sont également nombreuses plus à l'Est, à proximité du coude de Santa Cruz. Elles sont interprétées comme des zones de transfert sénestres [14] surimposées à la limite de bassins paléozoïques [5]. Notre analyse suggère que les structures tectoniques d'âge cénozoïque situées à l'avant du front subandin se moulent également sur des directions structurales héritées. Cette déformation qui semble affecter des terrains éocambriens à cambro-ordoviciens correspondrait, soit à la phase d'âge Ordovicien supérieur connue au Nord de l'Argentine et au Sud de la Bolivie et appelée « Ocloyic » ([15], [16], [17]), soit au cycle orogénique « brésilien » ([11], [18]), qui s'étend du Protérozoïque terminal à l'éocambrien. Le fait que cette structuration semble contrôler la répartition des sédiments paléozoïques du Silurien et du Dévonien ainsi que la localisation des biseaux sédimentaires sous la discordance à la base du Mésozoïque, est plutôt en faveur de l'hypothèse d'un jeu durant la phase « Ocloyic », sans que le rôle d'un héritage antérieur [11] puisse être écarté. On retrouve ici la notion d'héritage, déjà envisagée [5], guidant l'organisation sédimentaire paléozoïque et la localisation et le style des structures andines. (fig. 5) 1-2, sédimentation précambrienne et éocambrienne dans un bassin péricratonique sur le socle du bouclier brésilien; 3, phase compressive antédévonienne, formation d'une cordillère et dépôt de sédiments paléozoïques; 4, érosion et dépôt de sédiments mésozoïques; 5, érosion, dépôt et phase compressive andine. Sketch of the structural development of the studied area. 1-2, sédimentation took place in a pre-Cambrian and eo-Cambrian pericratonic basin; 3, Compressive event: formation of a cordillera followed by Paleozoic sedimentation; 4, erosion, followed by deposition of Mesozoic sediments; 5, erosion and deposition of Cenozoic sediments followed by
localisation des biseaux sédimentaires sous la discordance à la base du Mésozoïque, est plutôt en faveur de l'hypothèse d'un jeu durant la phase « Ocloyic », sans que le rôle d'un héritage antérieur [11] puisse être écarté. On retrouve ici la notion d'héritage, déjà envisagée [5], guidant l'organisation sédimentaire paléozoïque et la localisation et le style des structures andines. (fig. 5) 1-2, sédimentation précambrienne et éocambrienne dans un bassin péricratonique sur le socle du bouclier brésilien; 3, phase compressive antédévonienne, formation d'une cordillère et dépôt de sédiments paléozoïques; 4, érosion et dépôt de sédiments mésozoïques; 5, érosion, dépôt et phase compressive andine. Sketch of the structural development of the studied area. 1-2, sédimentation took place in a pre-Cambrian and eo-Cambrian pericratonic basin; 3, Compressive event: formation of a cordillera followed by Paleozoic sedimentation; 4, erosion, followed by deposition of Mesozoic sediments; 5, erosion and deposition of Cenozoic sediments followed by the Andean compressive events. En conclusion, le scénario suivant peut être envisagé pour la zone étudiée (fig. 5) : 1) formation d'une cordillère antédévonienne; 2) dépôt des sédiments paléozoïques, dont la répartition est influencée par le voisinage de cette cordillère; cette dernière est elle-même affectée par une érosion importante; 3) dépôt des sédiments mésozoïques sur cette surface d'érosion; 4) durant la phase andine, et plus particulièrement la crise fini Oligocène-début Miocène, la région étudiée est d'abord le siège d'une sédimentation d'avant-pays; 5) enfin, des déformations d'âge Néogène à Quaternaire se produisent dans la zone étudiée. Elles se traduisent dans la couverture mésozoïque par de larges anticlinaux situés à l'aplomb des structures antédévonienne et de la limite principale du bassin paléozoïque. Même si l'ensemble du front Est Andin ne relève peut-être pas d'un scénario identique, les éléments apportés par cette Note confirment le rôle important des structures antédévonienne préexistantes dans l'organisation ultérieure des différentes structures qui se superposent lors des phases successives affectant l'actuelle zone Est-andine. Ainsi le coude marqué que présente le front subandin au niveau de Santa Cruz est une forme qui se retrouve également dans les chevauchements plus internes de l'orocline bolivienne, et même à l'Ouest au niveau
dépôt des sédiments mésozoïques sur cette surface d'érosion; 4) durant la phase andine, et plus particulièrement la crise fini Oligocène-début Miocène, la région étudiée est d'abord le siège d'une sédimentation d'avant-pays; 5) enfin, des déformations d'âge Néogène à Quaternaire se produisent dans la zone étudiée. Elles se traduisent dans la couverture mésozoïque par de larges anticlinaux situés à l'aplomb des structures antédévonienne et de la limite principale du bassin paléozoïque. Même si l'ensemble du front Est Andin ne relève peut-être pas d'un scénario identique, les éléments apportés par cette Note confirment le rôle important des structures antédévonienne préexistantes dans l'organisation ultérieure des différentes structures qui se superposent lors des phases successives affectant l'actuelle zone Est-andine. Ainsi le coude marqué que présente le front subandin au niveau de Santa Cruz est une forme qui se retrouve également dans les chevauchements plus internes de l'orocline bolivienne, et même à l'Ouest au niveau de la zone de subduction (coude d'Arica). Cette forme pourrait refléter un héritage structural guidant les variations de style et de taux de raccourcissement que présente latéralement la chaîne andine. Cet article a été réalisé dans le cadre d'une convention ORSTOM, YPFB et Université J.-Fourier (Grenoble), et nous remercions la direction de l'YPFB d'avoir autorisé sa publication. Note remise le 28 septembre 1992, acceptée après révision le 19 janvier 1993. REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] D. ROEDER, Tectonics, 1, 1988, p. 23-39. [2] T. SEMPERE, P. BABY, J. OLLER et G. HÉRAIL, C. R. Acad. Sci. Paris, 312, série II, 1991, p. 77-83. [3] P. BABY, G. HERAIL, R. SALINAS et T. SEMPERE, Tectonics, 11, 1992, p. 523-536. [4] T. SEMPERE, G. HÉRAIL J. OLLER et R. MAROCCO, in Symp. Int. Géodynamique Andine, Institut Français de Recherche Scientifique pour le Développement en Coopération, Paris, 1990, p. 167-170. [5] P. BABY, G. HERAIL, G. M. LOPEZ, J. OLLER, J. PAREJA, T. SEMPERE et D. TUFINO, C. R. Acad. Sci. Paris, 309, série II, 1989, p. 1717-1722. [6] Phillips Petroleum Company Bolivia, 1977, Villarroel-1 Wildcat well, unpublished report. [7] C. D. A. DAHLSTROM, Canad. Journ. Earth Sci., 6, 1969, p. 743-757. [8] S. E.
direction de l'YPFB d'avoir autorisé sa publication. Note remise le 28 septembre 1992, acceptée après révision le 19 janvier 1993. REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] D. ROEDER, Tectonics, 1, 1988, p. 23-39. [2] T. SEMPERE, P. BABY, J. OLLER et G. HÉRAIL, C. R. Acad. Sci. Paris, 312, série II, 1991, p. 77-83. [3] P. BABY, G. HERAIL, R. SALINAS et T. SEMPERE, Tectonics, 11, 1992, p. 523-536. [4] T. SEMPERE, G. HÉRAIL J. OLLER et R. MAROCCO, in Symp. Int. Géodynamique Andine, Institut Français de Recherche Scientifique pour le Développement en Coopération, Paris, 1990, p. 167-170. [5] P. BABY, G. HERAIL, G. M. LOPEZ, J. OLLER, J. PAREJA, T. SEMPERE et D. TUFINO, C. R. Acad. Sci. Paris, 309, série II, 1989, p. 1717-1722. [6] Phillips Petroleum Company Bolivia, 1977, Villarroel-1 Wildcat well, unpublished report. [7] C. D. A. DAHLSTROM, Canad. Journ. Earth Sci., 6, 1969, p. 743-757. [8] S. E. BOYER et D. ELLIOTT, AAPG Bull., 66, 1989, p. 1196-1230. [9] Von GOSEN, J. Struc. Geol., 14, 1992, p. 643-667. [10] L. BROCKMANN, A. CASTANOS R. SUAREZ et P. TOMASI, Soc. Geol. Boliv., La Paz, 19, 1972, p. 1-36. [11] M. LITHERLAND, R. ANNELS, D. DARBYSHIRE, C. FLETCHER, M. HAWKINS, B. KLINCK, W. MITCHELL, E. O'CONNOR, P. PITFIELD, G. POWER et B. WEBB, Precambrian Research, 43, 1989, p. 157-174. [12] C. MARTINEZ, Trav. Doc. ORSTOM, 119, 1980, 352 p. [13] J. OLLER et T. SEMPERE, Int. symp. Andean Geodynamics, Grenoble, 1990, p. 237-240. [14] P. BABY, J. OLLER, B. GUILLER G. MONTEMURO et M. SPECHT, Conferencia International Cuencas Fanerozoicas del Gondwana Sudoccidental, Santa Cruz, Bolivia, 12-16 août 1992. [15] J. C. M. TOURNER, Actas IV, Journ. Geol. Argent. Mendoza, 1972, p. 181-209. [16] R. W. ALLMENDINGER, V. A. RAMOS, T. JORDAN et M. A. PALMA, Tectonics, 2, 1983, p. 1-16. [17] T. SEMPERE, XXVIII int. Geol. Cong., Washington, 3, 1989, p. 72-73. [18] B. BLEY de BRITOS NEVES et U. CORDANI, Precambrian Research, 53, 1991, p. 23-40. [19] T. SEMPERE, G. HÉRAIL J. OLLER et G. BONHOMME, Geology, 18, 1990, p. 923-949. [20] G. MONTEMURO, Conferencia International Cuencas Fanerozoicas del
B. KLINCK, W. MITCHELL, E. O'CONNOR, P. PITFIELD, G. POWER et B. WEBB, Precambrian Research, 43, 1989, p. 157-174. [12] C. MARTINEZ, Trav. Doc. ORSTOM, 119, 1980, 352 p. [13] J. OLLER et T. SEMPERE, Int. symp. Andean Geodynamics, Grenoble, 1990, p. 237-240. [14] P. BABY, J. OLLER, B. GUILLER G. MONTEMURO et M. SPECHT, Conferencia International Cuencas Fanerozoicas del Gondwana Sudoccidental, Santa Cruz, Bolivia, 12-16 août 1992. [15] J. C. M. TOURNER, Actas IV, Journ. Geol. Argent. Mendoza, 1972, p. 181-209. [16] R. W. ALLMENDINGER, V. A. RAMOS, T. JORDAN et M. A. PALMA, Tectonics, 2, 1983, p. 1-16. [17] T. SEMPERE, XXVIII int. Geol. Cong., Washington, 3, 1989, p. 72-73. [18] B. BLEY de BRITOS NEVES et U. CORDANI, Precambrian Research, 53, 1991, p. 23-40. [19] T. SEMPERE, G. HÉRAIL J. OLLER et G. BONHOMME, Geology, 18, 1990, p. 923-949. [20] G. MONTEMURO, Conferencia International Cuencas Fanerozoicas del Gondwana Sudoccidental, Santa Cruz, Bolivia, 12-16 août 1992. [21] B. ISACKS, J. Geoph. Res., 93, 1988, p. 3211-3231. D. Z.-R. et P. B. YPFB, Santa-Cruz, Casilla 1659, Bolivia. ORSTOM, Santa-Cruz, Casilla 4875, Bolivia; P. H., G. M. et J.-L. M. : Laboratoire de Géodynamique des Chaînes Alpines, URA-CNRS n 69, rue Maurice-Gignoux, Université Joseph-Fourier, 38031 Grenoble, France. Abridged English Version — The pre-Stephanian Carboniferous series of the Pyrenees exhibits a succession of platform carbonate and Culm deposits which can be explained in keeping with the model of migration of folding (Mirouse et al., 1983; Engel, 1984; Delvolvé, 1987; Perret, 1989; Delvolve and Perret 1989). The depositional system reconstruction, in a chronostratigraphic framework previously defined (Delvolvé, 1987; Perret, 1989; Aguirre, 1990), allows the characterization of a foreland basin migrating to the SW. This interpretation is deduced from the comparison of sections described in the Arize massif and the Axial Zone (Haute Chaine Primaire) (fig. 1). I. CARBONATE SERIES. — From NE to SW, Carboniferous limestones (fig. 2) : 1) rest on Devonian strata of increasing age (Mirouse, 1966) (erosional truncation) ; 2) start with increasingly more recent layers between the Tournaisian Tn 1 and the Visean V 1 (non-depositional hiatus, preceding
rue Maurice-Gignoux, Université Joseph-Fourier, 38031 Grenoble, France. Abridged English Version — The pre-Stephanian Carboniferous series of the Pyrenees exhibits a succession of platform carbonate and Culm deposits which can be explained in keeping with the model of migration of folding (Mirouse et al., 1983; Engel, 1984; Delvolvé, 1987; Perret, 1989; Delvolve and Perret 1989). The depositional system reconstruction, in a chronostratigraphic framework previously defined (Delvolvé, 1987; Perret, 1989; Aguirre, 1990), allows the characterization of a foreland basin migrating to the SW. This interpretation is deduced from the comparison of sections described in the Arize massif and the Axial Zone (Haute Chaine Primaire) (fig. 1). I. CARBONATE SERIES. — From NE to SW, Carboniferous limestones (fig. 2) : 1) rest on Devonian strata of increasing age (Mirouse, 1966) (erosional truncation) ; 2) start with increasingly more recent layers between the Tournaisian Tn 1 and the Visean V 1 (non-depositional hiatus, preceding the transgressions of Tnl, Tn 3 a and V 1 times); 3) end up higher and higher between the Visean V 3c and the Bashkirian G 2. As shown in figure 2, Carboniferous limestones are interpreted as a carbonate-siliceous ramp assemblage which was storm dominated since Early Serpukhovian. This ramp is bounded at its base by a major unconformity and its correlative conformity. It deepens basin wards to the NE, and retrogrades landwards to the SW. A) Arize massif. — In the Milles section, the succession is as follows: 1) amygdaloid limestones Tnl-Tn2 interrupted by flooding surfaces or by schist layers and overlain by lydite with phosphatic nodules (Latest Tournaisian, Delepine, 1935 a) ; 2) light-colored jaspers; 3) Visean pelites with limestones overlain by the Culm dated as the Latest Visean (Delepine, 1935 b). B) Haute Chaine Primaire. — In the Crouhens section, the limestones are subdivided into three terms: 1) amygdaloid limestones Tn I-Tn 2 and associated lydites; 2) amygdaloid Tn 3 c limestones ("Calcaires Intercalates", Crilat, 1981) overlain by Visean V 1-2 jaspers; 3) Visean V3 distal ramp limestones enriched with pelites towards the top. In the Bourg d'Oueil and Camparan sections, the limestone series is distinguished by
is bounded at its base by a major unconformity and its correlative conformity. It deepens basin wards to the NE, and retrogrades landwards to the SW. A) Arize massif. — In the Milles section, the succession is as follows: 1) amygdaloid limestones Tnl-Tn2 interrupted by flooding surfaces or by schist layers and overlain by lydite with phosphatic nodules (Latest Tournaisian, Delepine, 1935 a) ; 2) light-colored jaspers; 3) Visean pelites with limestones overlain by the Culm dated as the Latest Visean (Delepine, 1935 b). B) Haute Chaine Primaire. — In the Crouhens section, the limestones are subdivided into three terms: 1) amygdaloid limestones Tn I-Tn 2 and associated lydites; 2) amygdaloid Tn 3 c limestones ("Calcaires Intercalates", Crilat, 1981) overlain by Visean V 1-2 jaspers; 3) Visean V3 distal ramp limestones enriched with pelites towards the top. In the Bourg d'Oueil and Camparan sections, the limestone series is distinguished by the presence of "Calcaires à lamines" in the interval V 3 f-E 2. These limestones show hummocky cross-stratification (HCS, Harms et al., 1975, 1982) which develops in the following sections and indicates a storm dominated offshore platform. In the la Gradillère, Urdos and Escarra sections, the limestones are superposed on an erosional and non-depositional surface cutting a substratum of increasing age towards the south (Mirouse, 1966; Boersma, 1973; Bixel et al., 1985). They comprise: 1) Tn3 amygdaloid limestones and overlying jaspers; 2) Serpukhovian-Bashkirian G 1-G2 storm limestones ("Calcaires à lamines"). In the Especières section (Gavarnie nappe), the amygdaloid limestones began at the Lower Visean, are not associated with jaspers, and are overlain by carbonate storm deposits. At the top occurs either the Culm, which develops to the NE, or bioturbated limestones with gastropods and goniatites, which retrograde to the SW. II. THE CULM. — The Pyrenean Culm corresponds to turbidite sequences which include: 1) channelized bodies, siliciclastic (facies A 1, A 2, B, E and G according to Mutti and Ricci Lucchi, 1972), or mixed (debrites-turbidites couplets) and 2) slope apron carbonate facies (mudstones, calcarenites, breccias, olistoliths). It contains also carbonate hemipelagic mudstones with conodonts and goniatites. Numerous unconformities underlined
an erosional and non-depositional surface cutting a substratum of increasing age towards the south (Mirouse, 1966; Boersma, 1973; Bixel et al., 1985). They comprise: 1) Tn3 amygdaloid limestones and overlying jaspers; 2) Serpukhovian-Bashkirian G 1-G2 storm limestones ("Calcaires à lamines"). In the Especières section (Gavarnie nappe), the amygdaloid limestones began at the Lower Visean, are not associated with jaspers, and are overlain by carbonate storm deposits. At the top occurs either the Culm, which develops to the NE, or bioturbated limestones with gastropods and goniatites, which retrograde to the SW. II. THE CULM. — The Pyrenean Culm corresponds to turbidite sequences which include: 1) channelized bodies, siliciclastic (facies A 1, A 2, B, E and G according to Mutti and Ricci Lucchi, 1972), or mixed (debrites-turbidites couplets) and 2) slope apron carbonate facies (mudstones, calcarenites, breccias, olistoliths). It contains also carbonate hemipelagic mudstones with conodonts and goniatites. Numerous unconformities underlined by thick turbidite bodies or olistolith and breccia sheets, separate several wedges which begin later and later towards the SW, from the Visean V 3 c (NE: Arize) to the Westphalian (SW: Axial Zone). This Pyrenean Culm is interpreted as a syntectonic facies indicating a migration of foredeep depocentres landwards to the SW. In the Arize massif, the Culm includes two assemblages, one dated from the Latest Visean (goniatites, Delepine, 1935 b), the other posterior to the Namurian E2 (reworked Namurian limestones, Vachard et al., 1991). In the Ourse and Neste d'Aure valleys, two assemblages are also distinguished: one resting on V 3 r-E 2 limestones is Namurian H in age, the other is Namurian R-G because it begins with olistoliths of limestones with Serpukhovian E2 foraminifera (Massa and Vachard, 1979) and contains Bashkirian fauna (Legrand-Blain et al., 1983, 1984; Gandl and Delvolve, 1990). In the Ossau and Aspe valleys, the Culm rests on Namurian storm deposits and encloses several assemblages dated Namurian R 1, G 1 (goniatites, Kullmann and Delvolve, 1985) and Westphalian (reworked R to G 1 limestones with Bashkirian foraminifera, Delvolve and Perret 1987). In the valleys of Gallego, of Aragon and in the Gavarnie area, the