jeanflop/post_ocr_correction2 huggingface dataset:
marque une reprise généralisée de la sédimentation. Sur la plate-forme distale, il est représenté par des marnes et des calcaires argileux glauconieux à galets et ammonites remaniés et phosphatés. Dans les environnements les plus proximaux, sur le haut-fond vendéen, se déposent des calcaires crinoïdiques à pseudo-oncoïdes dans lesquels prédominent les organismes épibiontes et les ammonites; ils passent à des calcaires bioclastiques contenant également des ammonites, dans les gouttières mélusine et poitevine, puis à des calcaires à silex et à spicules de spongiaires sur le promontoire limousin. Le cortège de haut-niveau témoigne d'un accroissement du taux de sédimentation et d'une modification de la physiographie du réceptacle sédimentaire: les milieux les moins profonds se situent sur le promontoire limousin où s'accumulent des calcaires fins « sublithographiques » à l'abri d'une barrière formée par des calcarenites à entroques, la gouttière poitevine se comble entièrement de calcaires bioclastiques à pseudo-oncoïdes, ceux-ci se chargent en silex dans la région de Poitiers. Sur la plate-forme distale s'observent des calcaires à intraclastes et à silicisponges, qui s'amincissent vers l'W. Séquence de dépôt BT. 1 (Bajocien terminal-Bathonien inférieur pro parte). — Sur le domaine pictave, issu de la réunion du promontoire limousin et du haut-fond vendéen, le cortège de bas-niveau n'est selon toute vraisemblance que partiellement représenté. Dans les secteurs de Queaux et de Civaux, se sont déposés des calcaires à pseudo-oncoïdes renfermant des petits biohermes et des biostromes à polypiers, avec localement des intercalations d'argiles laguno-lacustres à ostracodes et à characées. Cet ensemble passe dans la région de Poitiers à des calcaires bioclastiques à pseudo-oncoïdes, contenant des silex dispersés et des petites colonies isolées de polypiers, puis en domaine encore plus externe, à des calcaires à intraclastes avec de nombreux silicisponges, qui s'épaississent progressivement vers l'W. Le cortège transgressif se caractérise du côté aquitain par un niveau condensé repéré (le « banc pourri » des anciens carriers) de marnes et de calcaires argileux très riches en ammonites; sur le domaine pictave, il est représenté par des calcaires bioclastiques à nombreux pectinidés et à ammonites, qui témoignent d'environnements de nouveau très ouverts. Sur ce haut-fond, le cortège de
de bas-niveau n'est selon toute vraisemblance que partiellement représenté. Dans les secteurs de Queaux et de Civaux, se sont déposés des calcaires à pseudo-oncoïdes renfermant des petits biohermes et des biostromes à polypiers, avec localement des intercalations d'argiles laguno-lacustres à ostracodes et à characées. Cet ensemble passe dans la région de Poitiers à des calcaires bioclastiques à pseudo-oncoïdes, contenant des silex dispersés et des petites colonies isolées de polypiers, puis en domaine encore plus externe, à des calcaires à intraclastes avec de nombreux silicisponges, qui s'épaississent progressivement vers l'W. Le cortège transgressif se caractérise du côté aquitain par un niveau condensé repéré (le « banc pourri » des anciens carriers) de marnes et de calcaires argileux très riches en ammonites; sur le domaine pictave, il est représenté par des calcaires bioclastiques à nombreux pectinidés et à ammonites, qui témoignent d'environnements de nouveau très ouverts. Sur ce haut-fond, le cortège de haut-niveau se compose essentiellement de calcaires à pseudo-oncoïdes riches en lamellibranches endobiontes, alors que dans les zones plus distales se déposent des calcaires à intraclastes et spongiaires, dont l'épaisseur décroît vers l'W. Séquence de dépôt BT.2 (fin du Bathonien inférieur-début du Bathonien moyen). Il est fort probable que le cortège de bas-niveau ne soit qu'en partie représenté sur le domaine pictave. De l'E vers l'W, on distingue des argiles lagunolactres à ostracodes dulçaquicoles et d'eaux saumâtres, des calcaires oncolithiques, des calcaires oolitiques à stratifications entrecroisées, et des calcaires pseudo-oncoïdiques à silex. Sur le versant aquitain du seuil, ce cortège qui s'épaissit légèrement vers l'W, est constitué uniformément de calcaires à intraclastes, dans lesquels abondent les spongiaires siliceux. Le cortège transgressif correspond du côté aquitain au retour des marnes et des calcaires argileux, remplacés sur le domaine pictave par des calcaires bioclastiques à pseudo-oncoïdes. Les ammonites abondent alors, tant en domaine distal que sur le haut-fond; elles se raréfient dans le cortège de haut-niveau, dont les faciès montrent une répartition comparable à celle du cortège suivant de la séquence BT. 1. LES FACTEURS DE CONTRÔLE DE LA SÉDIMENTATION. Ce découpage séquentiel est très proche de celui proposé pour la Normandie par
de bas-niveau ne soit qu'en partie représenté sur le domaine pictave. De l'E vers l'W, on distingue des argiles lagunolactres à ostracodes dulçaquicoles et d'eaux saumâtres, des calcaires oncolithiques, des calcaires oolitiques à stratifications entrecroisées, et des calcaires pseudo-oncoïdiques à silex. Sur le versant aquitain du seuil, ce cortège qui s'épaissit légèrement vers l'W, est constitué uniformément de calcaires à intraclastes, dans lesquels abondent les spongiaires siliceux. Le cortège transgressif correspond du côté aquitain au retour des marnes et des calcaires argileux, remplacés sur le domaine pictave par des calcaires bioclastiques à pseudo-oncoïdes. Les ammonites abondent alors, tant en domaine distal que sur le haut-fond; elles se raréfient dans le cortège de haut-niveau, dont les faciès montrent une répartition comparable à celle du cortège suivant de la séquence BT. 1. LES FACTEURS DE CONTRÔLE DE LA SÉDIMENTATION. Ce découpage séquentiel est très proche de celui proposé pour la Normandie par M. Rioult et coll., avec les séquences 2.1 a à 2.2 b. Les légers décalages chronologiques constatés entre les limites de certains cortèges ou séquences résulteraient, selon nous, d'une indétermination liée à l'existence de lacunes sédimentaires en Normandie, mais également de différences d'interprétation des unités biostratigraphiques. Les 4 séquences de dépôt sont induites par des variations relatives du niveau marin de troisième ordre. Leur fréquence élevée et leur bon synchronisme sur l'ensemble de la bordure orientale de la Terre armoricaine, permettent d'envisager un contrôle eustatique à court terme, comme le supposent Théquin et coll. Cependant ces séquences s'inscrivent dans un cycle régressif-transgressif qui serait déterminé par l'activité tectonique de [18], [19]) des domaines voisins (Téthys occidentale et détroit nord-atlantique), relayée par les assises varisques [18]. La séquence BJ.2 (fig. 1 b et 2), de type progradant [19], caractériserait le stade ultime d'une phase régressive de second ordre, probablement amorcée à la fin de l'Albien avec la séquence BJ.1 [3]. Les biseautés des paraséquences 15 à 18 à l'approche du haut-fond vendéen (fig. 1 b), résultent, selon nous, non seulement d'une réduction importante de l'espace disponible à la sédimentation, mais également d'une tranchée d'érosion liée d'une part à la baisse du
dépôt sont induites par des variations relatives du niveau marin de troisième ordre. Leur fréquence élevée et leur bon synchronisme sur l'ensemble de la bordure orientale de la Terre armoricaine, permettent d'envisager un contrôle eustatique à court terme, comme le supposent Théquin et coll. Cependant ces séquences s'inscrivent dans un cycle régressif-transgressif qui serait déterminé par l'activité tectonique de [18], [19]) des domaines voisins (Téthys occidentale et détroit nord-atlantique), relayée par les assises varisques [18]. La séquence BJ.2 (fig. 1 b et 2), de type progradant [19], caractériserait le stade ultime d'une phase régressive de second ordre, probablement amorcée à la fin de l'Albien avec la séquence BJ.1 [3]. Les biseautés des paraséquences 15 à 18 à l'approche du haut-fond vendéen (fig. 1 b), résultent, selon nous, non seulement d'une réduction importante de l'espace disponible à la sédimentation, mais également d'une tranchée d'érosion liée d'une part à la baisse du niveau marin de la fin de la séquence BJ.2, et d'autre part à l'épisode largement transgressif de la séquence aggradante [19] BJ.3. Le début de la phase transgressive de second ordre. Durant la phase de haut-niveau suivante (fig. 1 b et 2), la relative stabilité des faciès et donc des environnements sédimentaires, constatée sur une même verticale, atteste d'un équilibre entre la production carbonatée qui est élevée, et l'espace disponible créé. Enfin, au cours du Jurassique avec les séquences BT. 1 et BT.2 (fig. 1 b et 2), le taux de sédimentation diminue assez nettement alors que, d'après l'échelle-temps, la fréquence des variations du niveau marin semble s'accentuer. Le facteur tectonique serait également responsable d'une modification de la paléogéographie régionale. En effet, au cours du Bajocien supérieur, on constate un déplacement des environnements les plus proximaux depuis le haut-fond vendéen vers le promontoire limousin. Compte tenu de la quasi absence jusqu'au Bathonien de rejoints synsédimentaires des deux domaines. démentaire accidents hercyniens, et de l’uniformité des taux de sédimentation sur les 2 domaines, ce phénomène ne semble pourvoir résulter que d’une subsidence différentielle affectant la zone axiale du seuil du Poitou. CONCLUSION. Une interprétation nouvelle de l’organisation sédimentaire sur le seuil
environnements sédimentaires, constatée sur une même verticale, atteste d'un équilibre entre la production carbonatée qui est élevée, et l'espace disponible créé. Enfin, au cours du Jurassique avec les séquences BT. 1 et BT.2 (fig. 1 b et 2), le taux de sédimentation diminue assez nettement alors que, d'après l'échelle-temps, la fréquence des variations du niveau marin semble s'accentuer. Le facteur tectonique serait également responsable d'une modification de la paléogéographie régionale. En effet, au cours du Bajocien supérieur, on constate un déplacement des environnements les plus proximaux depuis le haut-fond vendéen vers le promontoire limousin. Compte tenu de la quasi absence jusqu'au Bathonien de rejoints synsédimentaires des deux domaines. démentaire accidents hercyniens, et de l’uniformité des taux de sédimentation sur les 2 domaines, ce phénomène ne semble pourvoir résulter que d’une subsidence différentielle affectant la zone axiale du seuil du Poitou. CONCLUSION. Une interprétation nouvelle de l’organisation sédimentaire sur le seuil du Poitou, de la fin du Bajocien inférieur au début du Bathonien moyen est proposée. Quatre séquences de dépôt ont été mises en évidence. Leur synchronisme avec celles reconnues en Normandie est remarquable. Ces séquences, probablement déterminées par l’eustatisme, s’inscrivent dans un cycle régressif-transgressif qui aurait été induit par l’activité tectonique des domaines géodynamiques avoisinants. Régionalement, on peut également imputer au facteur tectonique l’origine d’une modification de la physiographie générale du réceptacle sédimentaire. Note remise le 19 octobre 1992, acceptée après révision le 19 novembre 1992. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] P. R. VAIL, J. P. COLIN, R. JAN DU CHÊNE, J. KUCHLY, F. MEDIAVILLA et V. TRIFILIEFF, Bull. Soc. géol. Fr., (8), III, 7, 1987, p. 1301-1321. [2] J. REY, Géobios (à l’impression). [3] Ch. GONNIN, E. CARIOU et P. BRANGER, C. R. Acad. Sci. Paris, 315, série II, 1992, p. 853-859. [4] J. GABILLY, E. CARIOU et P. HANTZPERGUE, Com. Trav. hist. scient., Poitiers, Bull. Sect. Sci., 9, 1985, p. 141-159. [5] R. ENAY, Ch. MANGOLD, E. CARIOU, D. CONTINI, S. DEBRAND-PASSARD, P. DONZE, J. GABILLY, A. LEFAVRAIS-RAYMOND, R. MOUTERDE et J. THIERRY (Coordinateurs), Docum. Lab. Géol. Lyon, H.S., 5, 1980, 210 p. [6] J. DELFAUD, Thèse Doct. Sci. nat.,
tectonique des domaines géodynamiques avoisinants. Régionalement, on peut également imputer au facteur tectonique l’origine d’une modification de la physiographie générale du réceptacle sédimentaire. Note remise le 19 octobre 1992, acceptée après révision le 19 novembre 1992. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] P. R. VAIL, J. P. COLIN, R. JAN DU CHÊNE, J. KUCHLY, F. MEDIAVILLA et V. TRIFILIEFF, Bull. Soc. géol. Fr., (8), III, 7, 1987, p. 1301-1321. [2] J. REY, Géobios (à l’impression). [3] Ch. GONNIN, E. CARIOU et P. BRANGER, C. R. Acad. Sci. Paris, 315, série II, 1992, p. 853-859. [4] J. GABILLY, E. CARIOU et P. HANTZPERGUE, Com. Trav. hist. scient., Poitiers, Bull. Sect. Sci., 9, 1985, p. 141-159. [5] R. ENAY, Ch. MANGOLD, E. CARIOU, D. CONTINI, S. DEBRAND-PASSARD, P. DONZE, J. GABILLY, A. LEFAVRAIS-RAYMOND, R. MOUTERDE et J. THIERRY (Coordinateurs), Docum. Lab. Géol. Lyon, H.S., 5, 1980, 210 p. [6] J. DELFAUD, Thèse Doct. Sci. nat., Univ. Bordeaux, 1969, 857 p. [7] F. BERNARD, J. J. BIZON et H. J. OERTLI, Bull. Soc. géol. Fr., (6), VI, 6, 1956, p. 753-770. [8] J. GABILLY, Trav. Inst. Géol. Anthr. préh. Fac. Sci. Poitiers, V, 1964, p. 65-107. [9] J. GABILLY, A. BRILLANCEAU, E. CARIOU, J. DUCLOUX, J. DUPUIS, P. HANTZPERGUE, P. MOREAU, P. SANTALLIER et M. TERS, Guides géol. rég., Masson, Paris, 1978, 200 p. [10] G. BEAULIEU, Thèse Doct. 3e Cycle, n° 683, Univ. Poitiers, 1978, 89 p. (dépôt Soc. géol. Fr., Paris). [11] B. BENVEL, Thèse Doct. 3e Cycle, n° 684, Univ. Poitiers, 1978, 90 p. (dépôt Soc. géol. Fr., Paris). [12] B. BALUSSEAU, Thèse Doct. 3e Cycle, n° 762, Univ. Poitiers, 1980, 140 p. (dépôt Soc. géol. Fr., Paris). [13] J. P MOURIER, Thèse Doct. 3e Cycle, n° 901, Univ. Poitiers, 1983, 192 p. (dépôt Soc. géol. Fr., Paris). [14] L. LEGENDRE, Thèse Doct. 3e Cycle, n° 1016, Univ. Poitiers, 1984, 222 p. (dépôt Soc. géol. Fr., Paris). [15] P. BRANGER, Thèse Doct., Univ. Poitiers, n° 238, 1989, 208 p. (dépôt Soc. géol. Fr., Paris). [16] E. CARIOU, P. BRANGER, Ch. GONNIN et L. LEGENDRE, Pre-Symposium field trip, 3rd Int. Symp. Jurassic Strat., Poitiers,
DUPUIS, P. HANTZPERGUE, P. MOREAU, P. SANTALLIER et M. TERS, Guides géol. rég., Masson, Paris, 1978, 200 p. [10] G. BEAULIEU, Thèse Doct. 3e Cycle, n° 683, Univ. Poitiers, 1978, 89 p. (dépôt Soc. géol. Fr., Paris). [11] B. BENVEL, Thèse Doct. 3e Cycle, n° 684, Univ. Poitiers, 1978, 90 p. (dépôt Soc. géol. Fr., Paris). [12] B. BALUSSEAU, Thèse Doct. 3e Cycle, n° 762, Univ. Poitiers, 1980, 140 p. (dépôt Soc. géol. Fr., Paris). [13] J. P MOURIER, Thèse Doct. 3e Cycle, n° 901, Univ. Poitiers, 1983, 192 p. (dépôt Soc. géol. Fr., Paris). [14] L. LEGENDRE, Thèse Doct. 3e Cycle, n° 1016, Univ. Poitiers, 1984, 222 p. (dépôt Soc. géol. Fr., Paris). [15] P. BRANGER, Thèse Doct., Univ. Poitiers, n° 238, 1989, 208 p. (dépôt Soc. géol. Fr., Paris). [16] E. CARIOU, P. BRANGER, Ch. GONNIN et L. LEGENDRE, Pre-Symposium field trip, 3rd Int. Symp. Jurassic Strat., Poitiers, 1991, 85 p. [17] GROUPE FRANÇAIS D’ÉTUDE DU JURASSIQUE, Réactualisation des échelles d’ammonites, Abstracts volume, 3rd Int. Symp. Jurassic Strat., Poitiers, 1991, p. 124-134. [18] M. RIOULT, O. DUGUÉ, R. JAN DU CHÊNE, C. PONSOT, G. FILY, J. M. MORON et P. R. VAIL, Bull. Centres Rech. Explor.-Prod. Elf Aquitaine, 15, 1, 1991, p. 101-194. [19] Th. JACQUIN, J. P. GARCIA, C. PONSOT, J. THIERRY et P. R. VAIL, C. R. Acad. Sci. Paris, 315, série II, 1992, p. 353-362. Laboratoire de Géobiologie, Biochronologie et Paléontologie humaine, Université de Poitiers, 40, avenue du Recteur-Pineau, 86022 Poitiers Cedex et U.R.A. n° U-C.N.R.S. EXPLICATIONS DE LA PLANCHE Fig. 2. — Unités génétiques de dépôt, cortèges sédimentaires et séquences de dépôt de la fin du Bajocien inférieur au Bathonien moyen du Poitou, et leur datation d’après l’échelle d’ammonites du Groupe français d’Étude du Jurassique (1991). Comparaison avec la courbe d’aggradation côtière de M. Rioult et coll. (1991). Fig. 2. — Depositional units, systems tracts and depositional sequences of the late Lower Bajocian to Middle Bathonian series of Poitou area, and their dating according to the ammonite scale of the Groupe français d’Étude du Jurassique (1991). Comparison with the coastal onlap curve of M.
15, 1, 1991, p. 101-194. [19] Th. JACQUIN, J. P. GARCIA, C. PONSOT, J. THIERRY et P. R. VAIL, C. R. Acad. Sci. Paris, 315, série II, 1992, p. 353-362. Laboratoire de Géobiologie, Biochronologie et Paléontologie humaine, Université de Poitiers, 40, avenue du Recteur-Pineau, 86022 Poitiers Cedex et U.R.A. n° U-C.N.R.S. EXPLICATIONS DE LA PLANCHE Fig. 2. — Unités génétiques de dépôt, cortèges sédimentaires et séquences de dépôt de la fin du Bajocien inférieur au Bathonien moyen du Poitou, et leur datation d’après l’échelle d’ammonites du Groupe français d’Étude du Jurassique (1991). Comparaison avec la courbe d’aggradation côtière de M. Rioult et coll. (1991). Fig. 2. — Depositional units, systems tracts and depositional sequences of the late Lower Bajocian to Middle Bathonian series of Poitou area, and their dating according to the ammonite scale of the Groupe français d’Étude du Jurassique (1991). Comparison with the coastal onlap curve of M. Rioult et al. (1991). PLANCHE/PLATE CHRISTOPHE GONNIN Fig.2 Géodynamique /Geodynamics Répartition des mouvements décrochants et chevauchants le long de frontière NW de la plaque Mer des Philippines Nicolas PINET Résumé — Les dispositifs au niveau des îles de Luzon et de Taïwan montrent l’association de structures parallèles chevauchantes et décrochantes en contexte de subduction (au sud) et de collision (au nord). Par contre, le détroit séparant ces deux îles est caractérisé par des failles d’orientation variées (NW-SE et NE-SW). Cette structuration résulte probablement de la géométrie acquise par la marge après le début de la collision. Partitioning of strike-slip and upthrust motions along the NW boundary of the Philippine Sea Plate Abstract — The structural organization of both Luzon and Taiwan islands shows the association of parallel thrusts and strike-slip fault(s) in regimes of subduction (in the south) and collision (in the north). On the contrary, the strait between these two islands is characterized by faults of various strike (NW-SE and NE-SW), This structuration is probably due to the post-collisional geometry of the Manila Trench. Abridged English Version — The boundary between the Eurasian and Philippine Sea plates is marked by the transition between subduction at Luzon latitudes and collision
en contexte de subduction (au sud) et de collision (au nord). Par contre, le détroit séparant ces deux îles est caractérisé par des failles d’orientation variées (NW-SE et NE-SW). Cette structuration résulte probablement de la géométrie acquise par la marge après le début de la collision. Partitioning of strike-slip and upthrust motions along the NW boundary of the Philippine Sea Plate Abstract — The structural organization of both Luzon and Taiwan islands shows the association of parallel thrusts and strike-slip fault(s) in regimes of subduction (in the south) and collision (in the north). On the contrary, the strait between these two islands is characterized by faults of various strike (NW-SE and NE-SW), This structuration is probably due to the post-collisional geometry of the Manila Trench. Abridged English Version — The boundary between the Eurasian and Philippine Sea plates is marked by the transition between subduction at Luzon latitudes and collision in Taiwan (Fig. 1). Several hypotheses concerning this transition in the Luzon strait, based on a few marine data have been published ([2] to [5]). The aim of this paper is to reconsider this problem with new structural data on northern Luzon, keeping in mind the geometry and evolution of a system associating both thrusts and strike-slip faults [1]. In Luzon island, the Philippine left-lateral strike-slip fault exhibits a major bend and runs from N 150 E in the south to N-S in the north where the fault splits into several splays [6]. Displacements at the northern island tip have been estimated by the offset of a syncline including Pliocene sediments [8]. The minimum rate for the westernmost fault (Vigan Aggao Fault) is 1 cm/yr for the last 4 Ma. The deformation regime in the Luzon strait is more complex (Fig. 1). On one hand, bathymetric and earthquake data show that the Philippine Fault continues northward up to 19°4'N. On the other hand, the Longitudinal Valley Fault of Taiwan, which corresponds to a thrust with a left-lateral strike-slip component, continues southward up to 21°7'N. Between these two latitudes, the Manila Trench bends and is marked at 21°3'N by the transition
a system associating both thrusts and strike-slip faults [1]. In Luzon island, the Philippine left-lateral strike-slip fault exhibits a major bend and runs from N 150 E in the south to N-S in the north where the fault splits into several splays [6]. Displacements at the northern island tip have been estimated by the offset of a syncline including Pliocene sediments [8]. The minimum rate for the westernmost fault (Vigan Aggao Fault) is 1 cm/yr for the last 4 Ma. The deformation regime in the Luzon strait is more complex (Fig. 1). On one hand, bathymetric and earthquake data show that the Philippine Fault continues northward up to 19°4'N. On the other hand, the Longitudinal Valley Fault of Taiwan, which corresponds to a thrust with a left-lateral strike-slip component, continues southward up to 21°7'N. Between these two latitudes, the Manila Trench bends and is marked at 21°3'N by the transition from the oceanic crust of the South China Sea to the Chinese continental margin. The north Luzon fore-arc basin ends at this latitude and is deformed only on its western edge in relation with the backthrusting of the inactive part of the Manila accretionary prism (Fig. 1). Going to the east, the Luzon volcanic arc is deformed both by NW-SE left-lateral strike-slip faults (nearly parallel with the Manila Trench) and by SW-NE right-lateral faults. The Taiwanese collision zone is marked by the sinking of the Chinese margin and by the subvertical Longitudinal Valley Fault which absorbs the major part of strike-slip movements. As in the Philippines, lithospheric motions seem partitioned (at least partly) along parallel thrusts and strike-slip fault(s) (Fig. 2). Note présentée par Jean AUBOUIN. Deformations in the Luzon Strait are not represented by a single transcurrent feature as is the case both to the south and to the north (Fig. 1). This complexity is due mainly to the margin geometry. Under the influence of the virgation of the Manila Trench, faults located backward accommodate a variable component of the convergence. For the geodynamic evolution of the NW border of the Philippine Sea Plate we can consider geological features