jeanflop/post_ocr_correction2 huggingface dataset:
formations anté-burundiennes. L'accident nord-sud sépare deux domaines différents : — à l'est, un Burundien peu ou pas métamorphique, reposant sur le socle, affecté de plis droits simples; — à l'ouest, un Burundien métamorphique, interrompu par de vastes affleurements de socle, affecté de plis complexes et peut-être d'écaillés et donc fortement soulevé. Les images montrent que l'accident est à pendage ouest : le contact est sinueux et suit le flanc oriental d'une ligne de crêtes. Les séries les plus métamorphiques étant à l'ouest, cette géométrie est celle d'une faille inverse et non celle d'une faille verticale décrochante. L'interprétation en faille inverse régionale n'exclut d'ailleurs pas qu'il puisse y avoir une forte composante décrochante. OBSERVATIONS DE TERRAIN. — Sur le terrain, le passage de l'accident nord-sud est souligné par la présence d'ultramylonites homogènes. Près de Gitega, le long de talus routiers, des affleurements bien dégagés permettent d'observer une tectonique d'écaillés, séparées par des cisaillements à pendage d'environ 35 à 55° vers l'ouest (fig. 2). La figure 2A montre un talus de route situé à 400 m à l'ouest du contact principal. Sous une bande d'ultramylonites à pendage vers l'ouest, des métaquartzites et des quartzophyllades du Burundien moyen à moyen-inférieur sont déformées en failles inverses, poissons et plis d'entraînement. Il s'agit là sans doute d'une géométrie locale représentative de la géométrie en grand de l'accident. Celui-ci pourrait donc avoir un pendage assez moyen de l'ordre de 35 à 55° vers l'ouest. Dans les mylonites, une foliation de direction nord-sud, à pendage W 35 à 50°, porte une linéation d'étirement et d'intersection à pitch NW 40-45°, ce qui indique que la zone d'accidents inverses a une composante décrochante senestre. Plus au sud (fig. 2B), une coupe au travers du contact permet de voir une ultramylonite silicifiée reposant sur des schistes et des subgrauwackes non métamorphiques à couleur "LÉGENDES DES FIGURES" Fig. 1. — Carte structurale du centre du Burundi, d'après l'analyse des images Landsat-MSS. 1 : alluvions; 2 : Malagarasien; 3 : conglomérats Nkoma; 4 : Kibarien (Burundien); 5 : Rusizien; 6 : granités; 7 : roches ultrabasiques; 8 : chevauchement. Fig. 1. —
failles inverses, poissons et plis d'entraînement. Il s'agit là sans doute d'une géométrie locale représentative de la géométrie en grand de l'accident. Celui-ci pourrait donc avoir un pendage assez moyen de l'ordre de 35 à 55° vers l'ouest. Dans les mylonites, une foliation de direction nord-sud, à pendage W 35 à 50°, porte une linéation d'étirement et d'intersection à pitch NW 40-45°, ce qui indique que la zone d'accidents inverses a une composante décrochante senestre. Plus au sud (fig. 2B), une coupe au travers du contact permet de voir une ultramylonite silicifiée reposant sur des schistes et des subgrauwackes non métamorphiques à couleur "LÉGENDES DES FIGURES" Fig. 1. — Carte structurale du centre du Burundi, d'après l'analyse des images Landsat-MSS. 1 : alluvions; 2 : Malagarasien; 3 : conglomérats Nkoma; 4 : Kibarien (Burundien); 5 : Rusizien; 6 : granités; 7 : roches ultrabasiques; 8 : chevauchement. Fig. 1. — Structural map of Central Burundi, from analysis of Landsat-MSS images. 1: alluvials; 2: Malagarasian; 3: Nkoma conglomerates; 4: Kibarian (Burundian); 5: Rusizian; 6: granites; 7: ultrabasites; 8: overthrust. Fig. 2. — Dessins schématiques de structures en failles inverses affleurant au passage de l'accident nord-sud. A. Dessin des affleurements du talus routier (repéré en A sur la figure 1). 1 : allure des strates ou de la foliation; 2 : mylonite à ultramylonite; 3 : faille inverse. B. Coupe schématique en bordure de route (repéré en B sur la figure 1). I et II : unités tectoniques chevauchantes. 1 : chevauchement; 2 : silicification intense de la semelle tectonique à la base de l'unité II; 3 : mylonite à ultramylonite à la base de l'unité I; 4 : Série du Tchéné, du Burundien moyen-supérieur; 5 : série lie-de-vin, volcano-sédimentaire, du Burundien moyen; 6 : magmatites basiques du Buhoro. Fig. 2. — Schematic views of a reverse fault zone in the vicinity of the north-south striking fault. A. Outcrops along the road (shown in A on Figure 1). 1: pattern of layers or foliation; 2: mylonite or ultramylonite; 3: reverse fault. B. Schematic cross section along the road (shown in B on
routier (repéré en A sur la figure 1). 1 : allure des strates ou de la foliation; 2 : mylonite à ultramylonite; 3 : faille inverse. B. Coupe schématique en bordure de route (repéré en B sur la figure 1). I et II : unités tectoniques chevauchantes. 1 : chevauchement; 2 : silicification intense de la semelle tectonique à la base de l'unité II; 3 : mylonite à ultramylonite à la base de l'unité I; 4 : Série du Tchéné, du Burundien moyen-supérieur; 5 : série lie-de-vin, volcano-sédimentaire, du Burundien moyen; 6 : magmatites basiques du Buhoro. Fig. 2. — Schematic views of a reverse fault zone in the vicinity of the north-south striking fault. A. Outcrops along the road (shown in A on Figure 1). 1: pattern of layers or foliation; 2: mylonite or ultramylonite; 3: reverse fault. B. Schematic cross section along the road (shown in B on Figures 1 ). I et II: overthrusted tectonic units. 1: thrust; 2: strong silicification at the base of unit II; 3: mylonite or ultramylonite at the base of unit I; 4: Tchéné rock unit of the middle Burundian; 5: red volcano-sedimentary rock unit of the middle-late Burundian; 6: Buhoro magmatic basalt. Fig. 3. — Coupe géologique du fossé nord-Tanganyika et d'une partie de la chaîne kibarienne au Burundi. La coupe est repérée en XY sur la figure 1. 1 : faille normale cénozoïque; 2 : déformation cénozoïque ductile; 3 : cisaillement kibarien. Fig. 3. — Geological cross-section of the north Tanganyikan rift and of part of the Kibarian belt in Burundi. 1: Cenozoic normal fault; 2: Cenozoic ductile deformation; 3: Kibarian shear. Nos observations de terrain sur les miroirs de failles récentes mettent en évidence une extension cénozoïque NW-SE (fig. 1), confirmée par la plupart des mécanismes au foyer [10]. Le fossé est exactement parallèle à l'accident nord-sud. Il est asymétrique. Bordé à l'ouest par la zone majeure de failles normales d'Uvira à rejet cumulé plurikilométrique, son substratum se relève progressivement vers l'est en flexure, accidentée de failles normales à rejet relativement faible (fig. 3). Plusieurs auteurs [11] ont insisté
basalt. Fig. 3. — Coupe géologique du fossé nord-Tanganyika et d'une partie de la chaîne kibarienne au Burundi. La coupe est repérée en XY sur la figure 1. 1 : faille normale cénozoïque; 2 : déformation cénozoïque ductile; 3 : cisaillement kibarien. Fig. 3. — Geological cross-section of the north Tanganyikan rift and of part of the Kibarian belt in Burundi. 1: Cenozoic normal fault; 2: Cenozoic ductile deformation; 3: Kibarian shear. Nos observations de terrain sur les miroirs de failles récentes mettent en évidence une extension cénozoïque NW-SE (fig. 1), confirmée par la plupart des mécanismes au foyer [10]. Le fossé est exactement parallèle à l'accident nord-sud. Il est asymétrique. Bordé à l'ouest par la zone majeure de failles normales d'Uvira à rejet cumulé plurikilométrique, son substratum se relève progressivement vers l'est en flexure, accidentée de failles normales à rejet relativement faible (fig. 3). Plusieurs auteurs [11] ont insisté sur le rôle des grands accidents chevauchants préexistants dans la formation des rifts. La faille normale bordière majeure s'inclinerait progressivement en profondeur pour passer à une faille normale ductile qui finalement se raccorderait à un chevauchement ductile ancien. Ce modèle est compatible avec les observations structurales disponibles dans la région nord-Tanganyika. Sous l'effet d'une extension régionale, ici NW-SE, le chevauchement ancien rejouerait en sens contraire et permettrait ainsi au rift de se localiser en arrière immédiat du front de chevauchement. 1668 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1663-1668, 1988 Cette interprétation doit être replacée dans un contexte régional plus large. Le rift est bordé à l'ouest par un chapelet de fossés panafricains subméridiens, notamment l'Itombwe [12] : ces accidents ont très bien pu également être remobilisés lors de l'extension cénozoïque et jouer un rôle dans la formation du rift. Le modèle de cisaillement simple adopté ici a également été appliqué au niveau du Gregory Rift, au Kenya [13] : dans ce cas, le modèle de réactivation en failles normales de rampes frontales est associé avec la réactivation en failles décrochantes de rampes latérales panafricaines, pour former respectivement des fossés et des secteurs à valeur de zones
nord-Tanganyika. Sous l'effet d'une extension régionale, ici NW-SE, le chevauchement ancien rejouerait en sens contraire et permettrait ainsi au rift de se localiser en arrière immédiat du front de chevauchement. 1668 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1663-1668, 1988 Cette interprétation doit être replacée dans un contexte régional plus large. Le rift est bordé à l'ouest par un chapelet de fossés panafricains subméridiens, notamment l'Itombwe [12] : ces accidents ont très bien pu également être remobilisés lors de l'extension cénozoïque et jouer un rôle dans la formation du rift. Le modèle de cisaillement simple adopté ici a également été appliqué au niveau du Gregory Rift, au Kenya [13] : dans ce cas, le modèle de réactivation en failles normales de rampes frontales est associé avec la réactivation en failles décrochantes de rampes latérales panafricaines, pour former respectivement des fossés et des secteurs à valeur de zones transformantes intracontinentales [14]. La partie centrale du lac Tanganyika est superposée à une zone transformante intracontinentale cénozoïque [15] reprenant de grands décrochements du Protérozoïque inférieur [16]. Le dispositif du lac Tanganyika pourrait, à l'échelle régionale, associer également le rejet de rampes frontales, au niveau du fossé nord-Tanganyika, avec le rejet de rampes latérales, au niveau du secteur Tanganyika central. Note reçue le 30 mai 1988, acceptée le 4 août 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [I] L. PEETERS, Ann. Mus. roy. Congo belge, Tervuren, Se. géol, 17, 1956, 189 p.; L. CAHEN et K. THEUNISSEN, Mus. roy. Afr. Centr. Tervuren (Belg.), Rapp. ann., 1979, 1980, p. 215-217; M. FERNANDEZ-ALONZO, J. LAVREAU et J. KLERKX, Chemical Geology, 57, 1986, p. 217-234; K. THEUNISSEN et J. KLERKX, Mus. roy. Afr. Centr. Tervuren (Belg.), Rapp. ann., 1979, 1980, p. 207-214. [2] J. KLERKX, J. LAVREAU, J.-P. LIÉGEOIS et K. THEUNISSEN (J. KLERKX et J. MICHOT éd.), Tervuren, 1984, p. 29-46; J. KLERKX, J.-P. LIÉGEOIS, J. LAVREAU et W. CLAESSENS, American Geophysical Union, 1987, p. 217-233. [3] I. RADULESCU, Burundi, Carte géologique, 1 : 500000, Ministère de l'Énergie et des Mines, Projet de Recherches Minières, 1981; A. WALEFFE, Carte géologique du Burundi au 1 : 100000, feuille
de rampes latérales, au niveau du secteur Tanganyika central. Note reçue le 30 mai 1988, acceptée le 4 août 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [I] L. PEETERS, Ann. Mus. roy. Congo belge, Tervuren, Se. géol, 17, 1956, 189 p.; L. CAHEN et K. THEUNISSEN, Mus. roy. Afr. Centr. Tervuren (Belg.), Rapp. ann., 1979, 1980, p. 215-217; M. FERNANDEZ-ALONZO, J. LAVREAU et J. KLERKX, Chemical Geology, 57, 1986, p. 217-234; K. THEUNISSEN et J. KLERKX, Mus. roy. Afr. Centr. Tervuren (Belg.), Rapp. ann., 1979, 1980, p. 207-214. [2] J. KLERKX, J. LAVREAU, J.-P. LIÉGEOIS et K. THEUNISSEN (J. KLERKX et J. MICHOT éd.), Tervuren, 1984, p. 29-46; J. KLERKX, J.-P. LIÉGEOIS, J. LAVREAU et W. CLAESSENS, American Geophysical Union, 1987, p. 217-233. [3] I. RADULESCU, Burundi, Carte géologique, 1 : 500000, Ministère de l'Énergie et des Mines, Projet de Recherches Minières, 1981; A. WALEFFE, Carte géologique du Burundi au 1 : 100000, feuille Mwishanga, République du Burundi, Minist. Géol. Mines et Industrie, 1979. [4] H. LADMIRANT et A. WALEFFE, Bull. Soc. Belge de Géologie, 93, 1984, p. 213-225. [5] J. CHOROWICZ et C. THOUIN, CR. Acad. Sci. Paris, 301, série II, 1985, p. 835-840. [6] A. WALEFFE, MUS. roy. Afr. centr., Tervuren, Belg., Ann., Série in 8°, Se. géol., 48, 1965, 312 p. [7] J. LEPERSONNE, Carte géologique du Burundi au 1 : 10000 : feuille Makamba, République du Burundi, Minist. Géol. Mines et Industrie, 1977. [8] J. KLERKX et K. THEUNISSEN, Mus. roy. Afr. Centr., Tervuren (Belg.), Rapp. ann., 1976, 1977, p. 95-100. [9] J. WOHLENBERG, Tectonophysics, 8, n° 4/6, 1969, p. 567-577. [10] K. TANAKA, S. HORIUCHI, T. SATO et N. ZANA, Journal of Phys. Earth (J.P.N.), 28, n° 1, 1980, p. 45-57. [11] B. WERNICKE, Nature, 291, 1981, p. 645-648; R. W. ALLMENDINGER, J. W. SHARP, D. V. TISH, I. SERPA, L. BROWN, S. KAUFMAN, J. OLIVER et R. B. SMITH, Geology, 11, 1983, p. 532-536; R. F. ANDERSON, M. I. ZOBACK et G. A. THOMPSON, Geological Society of America Bull, 94, 1983, p. 1055-1072. [12] M. VILLENEUVE, Bull. Centres Rech. Explor.-Prod. Elf-Aquitaine, 1, n° 1, 1983, p. 163-174. [13]
Ann., Série in 8°, Se. géol., 48, 1965, 312 p. [7] J. LEPERSONNE, Carte géologique du Burundi au 1 : 10000 : feuille Makamba, République du Burundi, Minist. Géol. Mines et Industrie, 1977. [8] J. KLERKX et K. THEUNISSEN, Mus. roy. Afr. Centr., Tervuren (Belg.), Rapp. ann., 1976, 1977, p. 95-100. [9] J. WOHLENBERG, Tectonophysics, 8, n° 4/6, 1969, p. 567-577. [10] K. TANAKA, S. HORIUCHI, T. SATO et N. ZANA, Journal of Phys. Earth (J.P.N.), 28, n° 1, 1980, p. 45-57. [11] B. WERNICKE, Nature, 291, 1981, p. 645-648; R. W. ALLMENDINGER, J. W. SHARP, D. V. TISH, I. SERPA, L. BROWN, S. KAUFMAN, J. OLIVER et R. B. SMITH, Geology, 11, 1983, p. 532-536; R. F. ANDERSON, M. I. ZOBACK et G. A. THOMPSON, Geological Society of America Bull, 94, 1983, p. 1055-1072. [12] M. VILLENEUVE, Bull. Centres Rech. Explor.-Prod. Elf-Aquitaine, 1, n° 1, 1983, p. 163-174. [13] W. BOSWORTH, Geology, 15, p. 397-400. [14] J. CHOROWICZ, M. GUEZLANE, J.-P. RUDANT et G. VIDAL, CR. Acad. Sci. Paris, 307, 1988, série II, p. 83-88. [15] J. CHOROWICZ, J. LE FOURNIER et G. VIDAL, Geological J., 22, Thematic issue African Geology Review, P. BOWDEN et J. KINNAIRD éd., 1987, p. 495-513. [16] J. CHOROWICZ, I. ROGGERI, J.-P. RUDANT, G. TAMAIN et P. YANDA, In Image analysis, radiometric survey and geological control of Landsat-TM data in Tanzania, J. LAVREAU et C. BARDINET éd., Tervuren (Belgique), 1988 (sous presse). J. C. et G. T. : Département de Géotectonique (U.A. 215, C.N.R.S.), Université Pierre-et-Marie-Curie, 4, place Jussieu, 75252 Paris Cedex 05; N. T. : Ministère des Travaux publics, Énergie et Mines, Bujumbura, Burundi. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1675-1680, 1988 1675 Tectonique/ Tectonics Décrochements en transtension dans la couverture des massifs subalpins septentrionaux : relations avec la tectonique du socle Jean-Louis MUGNIER et Maurice GIDON Résumé — Bien que formés au voisinage d'un secteur où le socle est soumis à une compression, les décrochements des massifs subalpins septentrionaux sont des structures en transtension. Ce voisinage de deux régimes différents au cours d'une même phase tectonique s'explique par
p. 495-513. [16] J. CHOROWICZ, I. ROGGERI, J.-P. RUDANT, G. TAMAIN et P. YANDA, In Image analysis, radiometric survey and geological control of Landsat-TM data in Tanzania, J. LAVREAU et C. BARDINET éd., Tervuren (Belgique), 1988 (sous presse). J. C. et G. T. : Département de Géotectonique (U.A. 215, C.N.R.S.), Université Pierre-et-Marie-Curie, 4, place Jussieu, 75252 Paris Cedex 05; N. T. : Ministère des Travaux publics, Énergie et Mines, Bujumbura, Burundi. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1675-1680, 1988 1675 Tectonique/ Tectonics Décrochements en transtension dans la couverture des massifs subalpins septentrionaux : relations avec la tectonique du socle Jean-Louis MUGNIER et Maurice GIDON Résumé — Bien que formés au voisinage d'un secteur où le socle est soumis à une compression, les décrochements des massifs subalpins septentrionaux sont des structures en transtension. Ce voisinage de deux régimes différents au cours d'une même phase tectonique s'explique par les particularités de la géométrie du toit du socle héritées des phases antérieures. Il illustre la complexité des associations de structures développées dans la zone externe d'une chaîne de collision lorsque le champ de contraintes est perturbé par la géométrie des interfaces limitant les milieux de différentes compétences. Transtension and strike-slip faults in the cover of the subalpine chains: their relationships with basement tectonics Abstract — Late strike-slip faults cut through the cover of the subalpine chains of the Chartreuse and Bauges. They have a NE-SW trend, show a dextral movement with a small extensional component and constantly down thrown to S.E. These extensional characteristics are induced by specificities of the basement geometry. The Belledonne crystalline massif could move toward the S.W. with respect to the basement located below the subalpine massifs, and induce in the cover of these latter a dextral bulk shear. These cover rocks are located over a basement deep bounded on the N.W. side by the Cévenol normal fault System, and on the S.E. by the basement of the crystalline massifs. The small obliquity between these two boundaries implies that during the movement of the crystalline massifs, transtension in the cover rocks of the subalpine chains
strike-slip faults in the cover of the subalpine chains: their relationships with basement tectonics Abstract — Late strike-slip faults cut through the cover of the subalpine chains of the Chartreuse and Bauges. They have a NE-SW trend, show a dextral movement with a small extensional component and constantly down thrown to S.E. These extensional characteristics are induced by specificities of the basement geometry. The Belledonne crystalline massif could move toward the S.W. with respect to the basement located below the subalpine massifs, and induce in the cover of these latter a dextral bulk shear. These cover rocks are located over a basement deep bounded on the N.W. side by the Cévenol normal fault System, and on the S.E. by the basement of the crystalline massifs. The small obliquity between these two boundaries implies that during the movement of the crystalline massifs, transtension in the cover rocks of the subalpine chains occurred. Abridged English Version — The aim of this paper is: (a) to describe the specificities of the geometry of the late strike-slip faults in the cover of the Chartreuse and Bauges massifs; (b) to incorporate these structures in a regional alpine model. LATE STRIKE-SLIP FAULTING IN THE MESOZOIC COVER, with a NE-SW trending, cuts through the compressional fold/thrust structures of the subalpine chains of Chartreuse and Bauges ([1], [2]) (Fig. 1) and are related to a late tectonic event. They are only located in these chains and continue neither westward in the foreland area, nor eastward in the crystalline massif of Belledonne. These faults show, both in Chartreuse and Bauges, a dextral movement described in 1947 by [1], and a small extensional component detailed in this paper (Fig. 2) for the Chartreuse massif and already observed in the Bauges massif [7]. They constantly down throw to the S.E. ([5], [6]). Many are branched to the frontal thrust of the deformed belt [3], and could be related to lateral ramps of a late displacement of the cover structures towards the S.SW. [4]. LATE TECTONICS IN THE BASEMENT of the External Alps is compressive. Seismic thrust and oblique slip events act
with a NE-SW trending, cuts through the compressional fold/thrust structures of the subalpine chains of Chartreuse and Bauges ([1], [2]) (Fig. 1) and are related to a late tectonic event. They are only located in these chains and continue neither westward in the foreland area, nor eastward in the crystalline massif of Belledonne. These faults show, both in Chartreuse and Bauges, a dextral movement described in 1947 by [1], and a small extensional component detailed in this paper (Fig. 2) for the Chartreuse massif and already observed in the Bauges massif [7]. They constantly down throw to the S.E. ([5], [6]). Many are branched to the frontal thrust of the deformed belt [3], and could be related to lateral ramps of a late displacement of the cover structures towards the S.SW. [4]. LATE TECTONICS IN THE BASEMENT of the External Alps is compressive. Seismic thrust and oblique slip events act in the basement ([8], [9]). The present geometry of the top of the basement deepens below the subalpine chains ([10], [11], [12]): in the west, stable basement of the alpine foreland is offset by a number of Thetysian normal faults [13] and Hercynian transpressive structures [14], whereas to the east, the basement of the Belledonne massif is uplifted by a major lithospheric thrust which has induced a large part of the shortening in the subalpine massif cover [15]. THE RELATIONSHIPS BETWEEN THE BASEMENT AND THE COVER TECTONICS are governed by dextral movement at depth along the west side of the crystalline massifs of the external Alps. This movement induces a dextral shear of the whole sedimentary sequence located between the stable foreland and the crystalline massifs [16]. Strike-slip faults in the field are then Riedel fractures [17]. Down-thrown to the S.E. and an extensional component of the strike-slip faults are nonetheless uncharacteristic of the Riedel fractures. These specificities could be related to the regional geometry boundary conditions which define the cover shear. A first regional problem is the small obliquity between the trend of the "Cévenol" normal faults in the basement below the northwest boundary of the subalpine chain, and
the basement of the Belledonne massif is uplifted by a major lithospheric thrust which has induced a large part of the shortening in the subalpine massif cover [15]. THE RELATIONSHIPS BETWEEN THE BASEMENT AND THE COVER TECTONICS are governed by dextral movement at depth along the west side of the crystalline massifs of the external Alps. This movement induces a dextral shear of the whole sedimentary sequence located between the stable foreland and the crystalline massifs [16]. Strike-slip faults in the field are then Riedel fractures [17]. Down-thrown to the S.E. and an extensional component of the strike-slip faults are nonetheless uncharacteristic of the Riedel fractures. These specificities could be related to the regional geometry boundary conditions which define the cover shear. A first regional problem is the small obliquity between the trend of the "Cévenol" normal faults in the basement below the northwest boundary of the subalpine chain, and the trend of the external basement axis on the southeast boundary (Fig. 1). This obliquity could be related to a counter-clockwise rotation of the crystalline massifs [18]. Indeed, when the external crystalline massifs move toward the S.W., the cover of the subalpine chains undergoes a dextral shear with divergent boundaries (Fig. 3) and shows that here its area increases. This increase implies a tectonic thickening of the cover, while the basement area is preserved. As southward the east rigid boundary is not present (i.e. the external basement massifs) there are no extensional characteristics of the strike-slip faults in the subalpine chains of the south. A second regional problem is the deepening toward the south of the floor décollement in the cover [19]. This deepening is related: (a) to a stratigraphic thickening; (b) a deeper location of the décollement level in the sedimentary pile. As the cover located at the S.E. of a dextral strike-slip system moves more toward the S.W., the difference of slip vectors along the décollement level, for two blocks adjacent to a same strike-slip fault, leads to a down movement of the S.W. block (Fig. 4). Finally, the strike-slip faults could be listric at depth and induce