jeanflop/post_ocr_correction2 huggingface dataset:
sont distingués : un faciès d'avant-delta qui prograde de l'Est vers l'Ouest, un faciès de milieu de delta à tendance évaporitique, correspondant au bassin potassique de Pampelune, un faciès conglomératique de haut de delta, dans les secteurs d'Izaga à l'Ouest et de San Juan de la Peña à l'Est. Les minéraux argileux ont été étudiés sur des échantillons prélevés dans les phases détritiques fines : à la base des séquences d'avant-delta et dans les horizons à pédogenèse des séquences de milieu et de haut de delta. Les analyses semi-quantitatives ont été effectuées (sur 89 échantillons) à l'aide de lames orientées sur diffractogrammes de rayons X. DESCRIPTION. — Une évolution dans les associations des minéraux argileux se manifeste depuis les faciès d'avant-delta jusqu'aux faciès de haut de delta. Les argiles enregistrent les superpositions de ces faciès. La combinaison des argiles dépend du milieu de dépôt : en milieu marin, les minéraux argileux sont tous hérités [7]; en milieu continental apparaît un mélange de minéraux hérités des massifs périphériques et néoformés sur place par altération. 1. L'avant-delta, dans la formation Éocène supérieur des grès de Liedena (coupe de Salinas de Javier, fig. 1 a) [4] et dans la formation Éocène supérieur de Belsué Atares (coupe de Nocito) [5], présente des séquences stratocroissantes et granocroissantes avec, à la base, des marnes grises de milieu marin à tendance plus ou moins confinée, et au sommet des grès dont le cortège pétrographique est formé de minéraux provenant du Massif de l'Èbre, au Sud. L'analyse des marnes, qui contiennent jusqu'à 40% de CaCO3, montre que villite est prédominante : elle représente environ 80% de l'ensemble des minéraux argileux. Elle est associée à de la chlorite, de la kaolinite et à des traces de smectite et d'interstratifiés (10-14 Å). L'évolution verticale des faciès est très faible. Ces mélanges d'argiles semblent issus des zones émergées du piémont. Il en ressort que, dans ce milieu de transition, l'illite, la chlorite, la kaolinite sont héritées, ainsi vraisemblablement qu'une partie des smectites, le reste étant néoformé in situ. Cette néoformation de smectite semble être favorisée par un milieu confiné carbonate et
Belsué Atares (coupe de Nocito) [5], présente des séquences stratocroissantes et granocroissantes avec, à la base, des marnes grises de milieu marin à tendance plus ou moins confinée, et au sommet des grès dont le cortège pétrographique est formé de minéraux provenant du Massif de l'Èbre, au Sud. L'analyse des marnes, qui contiennent jusqu'à 40% de CaCO3, montre que villite est prédominante : elle représente environ 80% de l'ensemble des minéraux argileux. Elle est associée à de la chlorite, de la kaolinite et à des traces de smectite et d'interstratifiés (10-14 Å). L'évolution verticale des faciès est très faible. Ces mélanges d'argiles semblent issus des zones émergées du piémont. Il en ressort que, dans ce milieu de transition, l'illite, la chlorite, la kaolinite sont héritées, ainsi vraisemblablement qu'une partie des smectites, le reste étant néoformé in situ. Cette néoformation de smectite semble être favorisée par un milieu confiné carbonate et inhibée par un milieu confiné sulfaté. Les faciès de haut de delta sont caractérisés par des séquences de 2e ordre strato-et granodécroissantes dont la base est ravinante et le sommet coloré en argilite rouge ou marne ocre bigarrée par altération ou pédogenèse. Dans le haut de delta à Salinas de Javier, le pourcentage de kaolinite passe progressivement de quelques pour cent à 25 % environ, tandis que l'illite, le chlorite et les interstratifiés gardent entre eux les mêmes rapports. A Santo Domingo, le cortège s'enrichit de pyrophyllite. A Santa Orosia (fig. 1 b), le cortège argileux, en l'absence de chlorite et pyrophyllite, montre que l'érosion n'a pas encore atteint les roches métamorphisées des Pyrénées. Les sommets à argilites de certaines séquences présentent soit des taux élevés de kaolinite (20%) et de carbonate très faibles, soit des taux importants de smectites (40 à 50%) et des poupées calcaires. Ces résultats analytiques permettent de différencier les zones drainées des zones inondées. En effet, sur les pentes, la pédogenèse et l'altération favorisent la formation de kaolinite en milieu acide et éluviant. En bas des pentes et dans les plaines d'inondation, le milieu est confiné, le pH basique, les conditions de néoformation des smectites
Javier, le pourcentage de kaolinite passe progressivement de quelques pour cent à 25 % environ, tandis que l'illite, le chlorite et les interstratifiés gardent entre eux les mêmes rapports. A Santo Domingo, le cortège s'enrichit de pyrophyllite. A Santa Orosia (fig. 1 b), le cortège argileux, en l'absence de chlorite et pyrophyllite, montre que l'érosion n'a pas encore atteint les roches métamorphisées des Pyrénées. Les sommets à argilites de certaines séquences présentent soit des taux élevés de kaolinite (20%) et de carbonate très faibles, soit des taux importants de smectites (40 à 50%) et des poupées calcaires. Ces résultats analytiques permettent de différencier les zones drainées des zones inondées. En effet, sur les pentes, la pédogenèse et l'altération favorisent la formation de kaolinite en milieu acide et éluviant. En bas des pentes et dans les plaines d'inondation, le milieu est confiné, le pH basique, les conditions de néoformation des smectites sont réunies. Une évaporation intense et/ou une diminution de la pression partielle de CO2 due aux variations saisonnières provoque la précipitation de carbonate de calcium sous forme de poupées, nodules, caliches... Lorsque ces mêmes milieux sont inondés accidentellement ou périodiquement par des eaux marines, la néoformation de smectite semble inhibée et le cortège argileux redevient essentiellement hérité. Des Observations, il ressort que les altérations et la pédogenèse qui se sont développées sur chaque séquence en milieu continental ont opté, selon le milieu confiné ou ouvert, pour la néoformation de l'une ou l'autre de ces deux argiles. DISCUSSION. — La subsidence qui anime l'aire d'accumulation comprise entre la haute chaîne (au Nord) et le Bassin de l'Ebre (au Sud) conditionne l'extension du domaine à smectite. Celle-ci se développe à une cote voisine de zéro. Leur accumulation sur près de 2000 m (dans la plaine médio-deltaïque) prouve cette forte subsidence certainement induite par la limite croûte épaissie-croûte normale. La période sédentaire des reliefs amont est attestée par les mélanges d'argiles héritées et formées (illite, kaolinite, chlorite, pyrophyllite, smectite, interstratifiés) et d'oxydes ferriques. La mobilité saccadée de la zone « axiale » se répercute au niveau des associations minéralogiques et l'érosion de la
et le cortège argileux redevient essentiellement hérité. Des Observations, il ressort que les altérations et la pédogenèse qui se sont développées sur chaque séquence en milieu continental ont opté, selon le milieu confiné ou ouvert, pour la néoformation de l'une ou l'autre de ces deux argiles. DISCUSSION. — La subsidence qui anime l'aire d'accumulation comprise entre la haute chaîne (au Nord) et le Bassin de l'Ebre (au Sud) conditionne l'extension du domaine à smectite. Celle-ci se développe à une cote voisine de zéro. Leur accumulation sur près de 2000 m (dans la plaine médio-deltaïque) prouve cette forte subsidence certainement induite par la limite croûte épaissie-croûte normale. La période sédentaire des reliefs amont est attestée par les mélanges d'argiles héritées et formées (illite, kaolinite, chlorite, pyrophyllite, smectite, interstratifiés) et d'oxydes ferriques. La mobilité saccadée de la zone « axiale » se répercute au niveau des associations minéralogiques et l'érosion de la chaîne interne est confirmée par la présence de pyrophyllite. La chimie du remplissage du bassin de piémont enregistre la naissance et la dénudation des reliefs montagneux. L'alternance de périodes à pédogenèse et de périodes d'abrasion explique la formation et la composition argileuse de ces molasses équivalentes aux « Red Beds » de l'Ecole américaine et caractérisées par un mélange de minéraux argileux formés dans des conditions géochimiques très différentes. Ces pédogenèses à kaolinite et smectites correspondent à des sols fersiallitiques qui se développent sous un climat à saisons contrastées vraisemblablement de type méditerranéen. Elles ressemblent aux pédogenèses subactuelles observées au Maghreb; la formation de minéraux argileux se fait sous des climats secs et chauds. De plus, les cortèges minéralogiques évoquent ceux décrits par G. Thomas dans le bassin du Chélif; là aussi, des mélanges interviennent à la suite de mouvements néotectoniques. Note reçue le 11 août 1987, acceptée le 19 septembre 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] C. PUIGDEFABREGAS, Monographias del Instituto de Estudios Pirenaicos, 104, 1975, p. 1-187. [2] J. DELFAUD et J. H. DUTILH, 8e R.A.S.T., Lyon, 1979, p. 175. [3] J. DELFAUD, 5e Congrès I.A.S., Marseille, 1984, p. 136-137. [4] I. LÉON CHIRINOS, Thèse 3e cycle, Univ. Pau, 1985,
» de l'Ecole américaine et caractérisées par un mélange de minéraux argileux formés dans des conditions géochimiques très différentes. Ces pédogenèses à kaolinite et smectites correspondent à des sols fersiallitiques qui se développent sous un climat à saisons contrastées vraisemblablement de type méditerranéen. Elles ressemblent aux pédogenèses subactuelles observées au Maghreb; la formation de minéraux argileux se fait sous des climats secs et chauds. De plus, les cortèges minéralogiques évoquent ceux décrits par G. Thomas dans le bassin du Chélif; là aussi, des mélanges interviennent à la suite de mouvements néotectoniques. Note reçue le 11 août 1987, acceptée le 19 septembre 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] C. PUIGDEFABREGAS, Monographias del Instituto de Estudios Pirenaicos, 104, 1975, p. 1-187. [2] J. DELFAUD et J. H. DUTILH, 8e R.A.S.T., Lyon, 1979, p. 175. [3] J. DELFAUD, 5e Congrès I.A.S., Marseille, 1984, p. 136-137. [4] I. LÉON CHIRINOS, Thèse 3e cycle, Univ. Pau, 1985, 247 p. [5] F. MEDJADJ, Thèse 3e Cycle, Univ. Pau, 1985, 417 p. [6] A. CHAVEZ, Thèse 3e Cycle, Univ. Pau, 1986, 249 p. [7] H. CHAMLEY, Oceanol. Acta, 1981, p. 105-110. [8] G. MILLOT, Géologie des argiles, Masson, Paris, 1964, 499 p. [9] H. PAQUET, Mém. Serv. Carte géol. Als.-Lorr., Strasbourg, 30, 1970, 212 p. [10] M. THOMAS, Géologie Méditerranéenne, IX, 4, 1982, p. 487-500. [11] P. TURNER, Developments in Sedimentology 29, Continental Red Beds, Elsevier, Amsterdam, Oxford, New York, 1980, 562 p. [12] R. SABRIER, I. LÉON CHIRINOS et F. MEDJADJ, 11e R.S.T., Clermont-Ferrand, 1986, p. 161. [13] J. HUBSCHMANN, Thèse Ing. Doc, Univ. Toulouse, 1967, 152 p. [14] A. RUELLAN, Thèse Sci., Univ. Strasbourg, 1970 et Mém. O.R.S.T.O.M., 54, 1971, 302 p. [15] G. THOMAS, Thèse Sci., Univ. Pau, 1985, 594 p. Laboratoire de Géodynamique des Bassins sédimentaires, C.U.R.S., Université de Pau, avenue Philippon, 64000 Pau. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1553-1559, 1988 The foliation strikes NW-SE on average and dips slightly NE. The mineral and stretching lineation trends N50-70E. The non-coaxial deformation criteria indicate a northeastward shear. If the islands suffered any tilting since Miocene, it was towards the SW, hence
Als.-Lorr., Strasbourg, 30, 1970, 212 p. [10] M. THOMAS, Géologie Méditerranéenne, IX, 4, 1982, p. 487-500. [11] P. TURNER, Developments in Sedimentology 29, Continental Red Beds, Elsevier, Amsterdam, Oxford, New York, 1980, 562 p. [12] R. SABRIER, I. LÉON CHIRINOS et F. MEDJADJ, 11e R.S.T., Clermont-Ferrand, 1986, p. 161. [13] J. HUBSCHMANN, Thèse Ing. Doc, Univ. Toulouse, 1967, 152 p. [14] A. RUELLAN, Thèse Sci., Univ. Strasbourg, 1970 et Mém. O.R.S.T.O.M., 54, 1971, 302 p. [15] G. THOMAS, Thèse Sci., Univ. Pau, 1985, 594 p. Laboratoire de Géodynamique des Bassins sédimentaires, C.U.R.S., Université de Pau, avenue Philippon, 64000 Pau. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1553-1559, 1988 The foliation strikes NW-SE on average and dips slightly NE. The mineral and stretching lineation trends N50-70E. The non-coaxial deformation criteria indicate a northeastward shear. If the islands suffered any tilting since Miocene, it was towards the SW, hence the gneissification occurred in a distensive context. The Aegean extension is explained by a recovering of the crust thickness previously thickened by the Eocene-Oligocene nappe tectonics. Abridged English Version — The Cycladic archipelago is generally considered as a tectonic window where the most metamorphic units of the Hellenides outcrop through the Pelagonian units ([1], [2], [3]). Three tectono-metamorphic events are recognized: (i) an Eocene phase corresponding to nappe tectonics during high pressure-low temperature (HP/LT) metamorphism ([4], [5]); (ii) an Oligocene phase responsible for the emplacement of gneiss domes and for high temperature metamorphism ([6], [7], [8]); (iii) a late Miocene phase characterized by granitoid intrusions in the islands of Mykonos, Delos, Tinos, Ikaria, Naxos and Serifos ([8], [9]). It is well established that the extensional deformation of Crete and the Aegean Sea ([10], [11], [12]) also occurred during the Miocene. This Note aims to describe the ductile deformation of the Mykonos granite and to interpret it in the framework of the Aegean distension. The islands of Mykonos and Delos consist of a middle Miocene porphyritic granite intruded into the blueschist units of the Attic-Cycladic window and a gravity sliding nappe emplaced from south to north in late Tortonian times (between
the Pelagonian units ([1], [2], [3]). Three tectono-metamorphic events are recognized: (i) an Eocene phase corresponding to nappe tectonics during high pressure-low temperature (HP/LT) metamorphism ([4], [5]); (ii) an Oligocene phase responsible for the emplacement of gneiss domes and for high temperature metamorphism ([6], [7], [8]); (iii) a late Miocene phase characterized by granitoid intrusions in the islands of Mykonos, Delos, Tinos, Ikaria, Naxos and Serifos ([8], [9]). It is well established that the extensional deformation of Crete and the Aegean Sea ([10], [11], [12]) also occurred during the Miocene. This Note aims to describe the ductile deformation of the Mykonos granite and to interpret it in the framework of the Aegean distension. The islands of Mykonos and Delos consist of a middle Miocene porphyritic granite intruded into the blueschist units of the Attic-Cycladic window and a gravity sliding nappe emplaced from south to north in late Tortonian times (between 8 and 6.5 Ma. [14], [15]). The granite is almost completely transformed into orthogneiss and the main gneissic facies are: augen gneiss, biotite-hornblende gneiss and leucocratic gneiss. Moreover, kilometer-scale xenoliths of marble, amphibolite and micaschist are found in the central part of the plutonic complex. K-Ar and Rb-Sr radiometric data [7] range between 14 and 10 Ma and apatite fission track (FT) ages cluster around 10 Ma. The gneissification occurred most likely before 10 Ma since the FT ages indicate the time when the granite reached the 120°C isotherm and no evidence of syntectonic chloritization has been detected. This gneissification was followed by a brittle deformation as indicated by the occurrence of cataclastic rocks and pseudotachylites [16]. To the southwest, the deformation is of viscous type. The foliation is a surface of magmatic origin as shown by: (1) synuous figures, (2) oriented plagioclase inclusions into orthoclase phenocrysts, (3) the lack of noticeable deformation of the magmatic minerals (e.g. biotite, feldspars, hornblende) and (4) the lack of lattice preferred orientations ([17], [18]). To the northeast, the plastic deformation responsible for the macroscopic foliation and lineation is dominant. The foliation strikes NW-SE in average and dips slightly to the NE. It bears
[7] range between 14 and 10 Ma and apatite fission track (FT) ages cluster around 10 Ma. The gneissification occurred most likely before 10 Ma since the FT ages indicate the time when the granite reached the 120°C isotherm and no evidence of syntectonic chloritization has been detected. This gneissification was followed by a brittle deformation as indicated by the occurrence of cataclastic rocks and pseudotachylites [16]. To the southwest, the deformation is of viscous type. The foliation is a surface of magmatic origin as shown by: (1) synuous figures, (2) oriented plagioclase inclusions into orthoclase phenocrysts, (3) the lack of noticeable deformation of the magmatic minerals (e.g. biotite, feldspars, hornblende) and (4) the lack of lattice preferred orientations ([17], [18]). To the northeast, the plastic deformation responsible for the macroscopic foliation and lineation is dominant. The foliation strikes NW-SE in average and dips slightly to the NE. It bears a mineral and stretching lineation trending N50 to N70E (Fig. 1). The deformation increases from the SW towards the NE but it is heterogeneous and concentrated along meter-scale mylonitic zones. As a whole, the texture of the orthogneiss is protomylonitic. Shear bands ("C" surfaces, Fig. 3, A, B, [9]) are conspicuous in any rock facies. The deformation regime is non-coaxial as shown also by sigmoidal biotite, boudinaged feldspars, oblique quartz shape fabric [20], asymmetric pressure shadows, rolling structures ([21], [22], Fig. 2) in sections parallel to the lineation and perpendicular to the foliation. These shear criteria indicate a displacement of the upper part from the SW to the NE. Marine seismic profiles show the presence northeast of Mykonos of a NW-SE trending graben with a slight southwestward tilting of the layers in its SW side [23]. Therefore, the dip of the foliation was initially steeper than present and thus the gneissification occurred in a distensive context. It is worth noting that the maximum extension direction inferred from brittle tectonics [10] coincides with the stretching lineation of the ductile deformation. The Neogene extension of Aegea has been explained either by the westward expulsion of Aegea due to the indentation effect of
conspicuous in any rock facies. The deformation regime is non-coaxial as shown also by sigmoidal biotite, boudinaged feldspars, oblique quartz shape fabric [20], asymmetric pressure shadows, rolling structures ([21], [22], Fig. 2) in sections parallel to the lineation and perpendicular to the foliation. These shear criteria indicate a displacement of the upper part from the SW to the NE. Marine seismic profiles show the presence northeast of Mykonos of a NW-SE trending graben with a slight southwestward tilting of the layers in its SW side [23]. Therefore, the dip of the foliation was initially steeper than present and thus the gneissification occurred in a distensive context. It is worth noting that the maximum extension direction inferred from brittle tectonics [10] coincides with the stretching lineation of the ductile deformation. The Neogene extension of Aegea has been explained either by the westward expulsion of Aegea due to the indentation effect of Arabia against Eurasia [24] or by a gravitational lithospheric collapse related to the Hellenic subduction [11], but we suggest taking into account an additional effect due to the Eocene-Oligocene crustal thickening ([25], [3]) as frequently observed in orogenic belts [26]. In the Hellenides, a stack of nappes was formed by the subduction and the collision of the Apulian continent below the Pelagonian continent in Eocene-Oligocene times. Such a collision gave rise to a thickened crust (double in first approximation), induced a high heat flow and enhanced the ductility of the crust. These processes can account for the Oligocene-Miocene high temperature metamorphism and granitic magmatism. Then the normal crust thickness is recovered by a combination of uplift, erosion and distension. In the Cyclades, the crust has already recovered its normal thickness [27]. Work in progress aims to quantify the ductile extension and to compare it with the estimated 30 to 40% stretching ([10], [28]) provided by neotectonic data and computer models [29]. INTRODUCTION — L'archipel des Cyclades est généralement interprété comme une fenêtre faisant apparaître les zones les plus métamorphiques des Hellenides ([1], [2], [3]). Trois événements tectono-métamorphiques y sont reconnus : (i) une phase eocène correspondant à une tectonique tangentielle
the subduction and the collision of the Apulian continent below the Pelagonian continent in Eocene-Oligocene times. Such a collision gave rise to a thickened crust (double in first approximation), induced a high heat flow and enhanced the ductility of the crust. These processes can account for the Oligocene-Miocene high temperature metamorphism and granitic magmatism. Then the normal crust thickness is recovered by a combination of uplift, erosion and distension. In the Cyclades, the crust has already recovered its normal thickness [27]. Work in progress aims to quantify the ductile extension and to compare it with the estimated 30 to 40% stretching ([10], [28]) provided by neotectonic data and computer models [29]. INTRODUCTION — L'archipel des Cyclades est généralement interprété comme une fenêtre faisant apparaître les zones les plus métamorphiques des Hellenides ([1], [2], [3]). Trois événements tectono-métamorphiques y sont reconnus : (i) une phase eocène correspondant à une tectonique tangentielle et un métamorphisme de haute pression-basse température (HP/BT) ([4], [5]). (ii) une phase oligocène (20-30 M.a.) responsable de dômes gneissiques et d'un métamorphisme de haute température-basse pression (HT/BP) ([6], [7], [8]). (iii) une phase d'âge miocène supérieur caractérisée par la mise en place de granitoïdes dans les îles de Mykonos, Delos, Tinos, Ikaria, Serifos, Naxos) ([7], [9]). On sait que c'est au cours du Miocène que se produit l'extension observée en Crète et en Égée ([10], [11], [12]). Dans cette Note nous nous proposons de décrire la déformation du granité de Mykonos et de l'interpréter dans le cadre de la distension égéenne. Foliation and lineation trends in the orthogneiss. The arrows show the sense of shear. Fig. 2. — Microphotographie d'une ultramylonite montrant une figure d'enroulement et des zones abritées (flèche) indiquant un sens de cisaillement du SW vers le NE. Fig. 2. — Microphotograph of ultramylonite showing a rolling structure and pressure shadows (arrow) indicating a shear sense from SW to NE. PLANCHE II/PLATE II Fig. 3. — Critères de cisaillement macroscopiques. A, Bandes de cisaillement du SW vers le NE dans les gneiss œillés. B, Bandes de cisaillement du SW vers le NE dans les gneiss à grain