jeanflop/post_ocr_correction2 huggingface dataset:
du faciès Schistes Verts au faciès Amphibolite) indiquent un cisaillement syn-métamorphique lors de l'épisode de P intermédiaires; en tous cas, le cisaillement se prolonge ultérieurement car des roches de moyen degré chevauchent d'autres à bas degré et des mylonites sont aussi formées dans des conditions rétrométamorphiques. Fig. 1. Schéma structural de la Sierra de los Filabres et de la Sierra Nevada orientale. 1, unité de Veleta; 2, pli-nappe de Calar Alto: 2 a, Fm. Tahal et Fm. Huertecica; 2 b, Fm. Monténégro; 2 c, plis couchés de Fm. Tahal et Fm. Monténégro à position de flanc inverse; 3, pli-nappe de Bédar-Macael: 3 a, Fm. Tahal et marbres d'Atalaya; 3 b, Fm. Monténégro et orthogneiss; 4, complexe Alpujarride. Contacts, le sens du mouvement étant indiqué: C, chevauchement; F, faille normale à petit angle. Fig. 1. Structural scheme of the Sierra de los Filabres and eastern Sierra Nevada. 1, Veleta unit. 2, Calar Alto fold-nappe: 2a, Tahal Fm. and Huertecica Fm.; 2b, Monténégro Fm.; 2c, recumbent folds of the Tahal Fm. and Monténégro Fm. at lower limb position. 3, Bédar-Macael fold-nappe: 3 a, Tahal Fm. and Atalaya marbles; 3 b, Monténégro Fm. and granite-gneiss. 4, Alpujarride nappes. Contacts, with indication of the transport sensé: C, thrust; F, low-angle normal fault. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1389-1395, 1988 1393 L'AMINCISSEMENT EN DISTENSION DES NEVADO-FILABRIDES (V. G.-D. et J. M. M. M.). — Les nappes et les formations lithologiques des Nevado-Filabrides apparaissent réduites entre les Alpujarrides, au-dessus, et l'unité de Veleta, au-dessous (fig. 3). Tout le long de cette zone d'omission tectonique, une épaisseur de 5-6 km de matériaux est supprimée, le décollement soustractif étant oblique et postérieur à l'empilement des nappes du fait qu'il recoupe des plis déversés vers le S affectant les mylonites et les chevauchements. L'analyse des omissions lithologiques, du clivage de crenulation en distension, des roches de faille et du cortège de structures mineures démontre le régime en distension de la zone de faille. L'angle entre cette dernière et les foliations Sm et Se est <20° et très fréquemment <10°; le bloc supérieur s'est déplacé
transport sensé: C, thrust; F, low-angle normal fault. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1389-1395, 1988 1393 L'AMINCISSEMENT EN DISTENSION DES NEVADO-FILABRIDES (V. G.-D. et J. M. M. M.). — Les nappes et les formations lithologiques des Nevado-Filabrides apparaissent réduites entre les Alpujarrides, au-dessus, et l'unité de Veleta, au-dessous (fig. 3). Tout le long de cette zone d'omission tectonique, une épaisseur de 5-6 km de matériaux est supprimée, le décollement soustractif étant oblique et postérieur à l'empilement des nappes du fait qu'il recoupe des plis déversés vers le S affectant les mylonites et les chevauchements. L'analyse des omissions lithologiques, du clivage de crenulation en distension, des roches de faille et du cortège de structures mineures démontre le régime en distension de la zone de faille. L'angle entre cette dernière et les foliations Sm et Se est <20° et très fréquemment <10°; le bloc supérieur s'est déplacé vers N190-270 E (maximum au SW), dans un sens descendant par rapport à la foliation en allant du NE au SW. Il s'agit d'un grand décollement en distension avec des paliers et des rampes à petit angle. D'autres décollements sont situés au-dessus, par exemple entre Malaguides et Alpujarrides, ce qui explique la plus grande partie de l'amincissement crustal (15 km environ) qui existe entre le N de la Sierra Nevada et la côte méditerranéenne [10]. Les décollements en distension, plissés pendant le Miocène sup., ont eu lieu pendant le Miocène inf. et moyen, en même temps qu'au moins la dernière partie du déplacement vers l'W du Domaine crustal d'Alboran. Ce travail a été financé par C.S.I.C. et C.A.I.C.Y.T. (Espagne), projet 2-461-2/PR 84-0079-C04-02. Note reçue le 27 juin 1988, acceptée le 9 août 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] J. C. BALANYÀ et V. GARCÍA-DUENAS, C. R. Acad. Sci. Paris, 304, série II, 1987, p. 929-933; J. C. BALANYÀ et V. GARCÍA-DUENAS, Simposio cinturones orogénicos, II Congr. geol. Espana, 1988, p. 35-44. [2] V. GARCÍA-DUENAS, J. M. MARTÍNEZ MARTÍNEZ, M. OROZCO et D. MARTÍN RAMOS, Geogaceta, 3, 1987, p. 11-13; V. GARCÍA-DUENAS, J. M. MARTÍNEZ MARTÍNEZ et J. I. SOTO, Simposio cinturones orogénicos,
explique la plus grande partie de l'amincissement crustal (15 km environ) qui existe entre le N de la Sierra Nevada et la côte méditerranéenne [10]. Les décollements en distension, plissés pendant le Miocène sup., ont eu lieu pendant le Miocène inf. et moyen, en même temps qu'au moins la dernière partie du déplacement vers l'W du Domaine crustal d'Alboran. Ce travail a été financé par C.S.I.C. et C.A.I.C.Y.T. (Espagne), projet 2-461-2/PR 84-0079-C04-02. Note reçue le 27 juin 1988, acceptée le 9 août 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] J. C. BALANYÀ et V. GARCÍA-DUENAS, C. R. Acad. Sci. Paris, 304, série II, 1987, p. 929-933; J. C. BALANYÀ et V. GARCÍA-DUENAS, Simposio cinturones orogénicos, II Congr. geol. Espana, 1988, p. 35-44. [2] V. GARCÍA-DUENAS, J. M. MARTÍNEZ MARTÍNEZ, M. OROZCO et D. MARTÍN RAMOS, Geogaceta, 3, 1987, p. 11-13; V. GARCÍA-DUENAS, J. M. MARTÍNEZ MARTÍNEZ et J. I. SOTO, Simposio cinturones orogénicos, II Congr. geol. Espana, 1988, p. 17-26. [3] V. GARCÍA-DUENAS, J. M. MARTÍNEZ MARTÍNEZ et F. NAVARRO-VILLA, Geogaceta, 1, 1986, p. 17-19; V. GARCÍA-DUENAS et J. M. MARTÍNEZ MARTÍNEZ, Geogaceta, 4, 1988 (sous presse). [4] H. J. NIJHUIS, Thèse, Univ. Amsterdam, 1964, 151 p.; W. KAMPSCHUUR, Tectonophysics, 27, 1975, p. 5781; K. LINTHOUT et R. L. M. VISSERS, Geol. en Mijnbouw, 58, 1979, p. 49-56. [5] E. PUGA, Tesis Doctorales, Univ. Granada, 133, 1976, 269 p.; E. PUGA, A. DIAZ DE FEDERICO et J. M. FONTBOTÉ, Estudios geol, 30, 1974, p. 543-548; E. PUGA et A. DIAZ DE FEDERICO, Reun. Geod. Bética y Mar de Alboran, Granada, 1978, p. 79-114. [6] J. M. MARTÍNEZ MARTÍNEZ, Cuad. Geol. Univ. Granada, 12, 1985, p. 127-144; J. M. MARTÍNEZ MARTÍNEZ, Cuad, Geol. Univ. Granada, 13, 1986, 194 p. [7] A. JABALOY et F. GONZÁLEZ LODEIRO, Estudios geol. (sous presse). [8] J. L. BOUCHEZ et A. PÉCHER, Bull. Soc. géol. France, XVIII, 1976, p. 1377-1385; A. ETCHECOPAR, Tectonophysics, 39, 1977, p. 121-139; D. BERTHÉ, P. CHOUKROUNNE et P. JEGOUZO, J. Struct. Geol, 1, 1979, p. 31-42; P. COBBOLD et H. QUINQUIS, J. Struct. Geol, 2, 1980, p. 119-126; C. SIMPSON et S. SCHMID, Geol.
5781; K. LINTHOUT et R. L. M. VISSERS, Geol. en Mijnbouw, 58, 1979, p. 49-56. [5] E. PUGA, Tesis Doctorales, Univ. Granada, 133, 1976, 269 p.; E. PUGA, A. DIAZ DE FEDERICO et J. M. FONTBOTÉ, Estudios geol, 30, 1974, p. 543-548; E. PUGA et A. DIAZ DE FEDERICO, Reun. Geod. Bética y Mar de Alboran, Granada, 1978, p. 79-114. [6] J. M. MARTÍNEZ MARTÍNEZ, Cuad. Geol. Univ. Granada, 12, 1985, p. 127-144; J. M. MARTÍNEZ MARTÍNEZ, Cuad, Geol. Univ. Granada, 13, 1986, 194 p. [7] A. JABALOY et F. GONZÁLEZ LODEIRO, Estudios geol. (sous presse). [8] J. L. BOUCHEZ et A. PÉCHER, Bull. Soc. géol. France, XVIII, 1976, p. 1377-1385; A. ETCHECOPAR, Tectonophysics, 39, 1977, p. 121-139; D. BERTHÉ, P. CHOUKROUNNE et P. JEGOUZO, J. Struct. Geol, 1, 1979, p. 31-42; P. COBBOLD et H. QUINQUIS, J. Struct. Geol, 2, 1980, p. 119-126; C. SIMPSON et S. SCHMID, Geol. Soc. Am. Bull, 94, 1983, p. 1281-1288; G. S. LISTER et A. W. SNOKE, J. Struct. Geol, 6, 1984, p. 617-638. [9] H. N. A. PRIEM, N. A. I. M. BOELRIJK, E. H. HEBEDE et R. H. VERSCHURE, Geol. en Mijnbouw, 45, 1966, p. 184-187; E. H. HEBEDE, N. A. I. M. BOELRIJK, H. N. A. PRIEM, E. A. TH. VERDURMEN, R. H. VERSCHURE et O. J. SIMON, Earth Planet. Sci. Lett., 47, 1980, p. 81-90. [10] E. BANDA et J. ANSORGE, Geophys. J. R. astr. Soc, 63, 1980, p. 515-532. V. G.-D., J. M. M. M. et J. I. S. : Instituto Andaluz de Geología Mediterránea et Departamento de Geodinámica, C.S.I.C. C, Universidad de Granada, Campus Fuentenueva, 18071 Granada, España; M. O. : Departamento de Geología, Universidad de Sevilla, España. 1394 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série H, p. 1389-1395, 1988 EXPLICATIONS DE LA PLANCHE Fig. 2. — Séquences des termes lithologiques de chacune des nappes Nevado-Filabrides telles qu'elles apparaissent dans la Sierra de los Filabres. A. M., associations minérales (métapélites) du maximum métamorphique dans les conditions de P/T intermédiaires. Fig. 2. — Vertical sections showing the lithological terms within the Nevado-Filabride nappes as they are superimposed
I. M. BOELRIJK, H. N. A. PRIEM, E. A. TH. VERDURMEN, R. H. VERSCHURE et O. J. SIMON, Earth Planet. Sci. Lett., 47, 1980, p. 81-90. [10] E. BANDA et J. ANSORGE, Geophys. J. R. astr. Soc, 63, 1980, p. 515-532. V. G.-D., J. M. M. M. et J. I. S. : Instituto Andaluz de Geología Mediterránea et Departamento de Geodinámica, C.S.I.C. C, Universidad de Granada, Campus Fuentenueva, 18071 Granada, España; M. O. : Departamento de Geología, Universidad de Sevilla, España. 1394 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série H, p. 1389-1395, 1988 EXPLICATIONS DE LA PLANCHE Fig. 2. — Séquences des termes lithologiques de chacune des nappes Nevado-Filabrides telles qu'elles apparaissent dans la Sierra de los Filabres. A. M., associations minérales (métapélites) du maximum métamorphique dans les conditions de P/T intermédiaires. Fig. 2. — Vertical sections showing the lithological terms within the Nevado-Filabride nappes as they are superimposed in Sierra de los Filabres. A.M., mineral assemblages (metapelites) of the metamorphic peak from the medium P/T ratio event. Fig. 3. — Coupes structurales simplifiées de la Sierra Nevada (I-II, en partie en dehors de la figure 1) et de la Sierra de los Filabres (III-IV, voir fig. 1). A, flanc inverse cisaillé du pli-nappe de Calar Alto. B, structure schématique du pli-nappe de Bédar-Macael au NE de Sorbas. Légende : 1, unité de Veleta; 2, nappe de Calar Alto (2a, Fm. Tahal et Fm. Huertecica; 2b, Fm. Monténégro); 3, nappe de Bédar-Macael; 4, complexe Alpujarride. Fig. 3. — Simplified structural sections of Sierra Nevada (I-II, partially out of the Figure 1) and Sierra de los Filabres (III-IV, cf. Fig. 1). A, sheared lower limb of the Calar Alto fold-nappe. B, schematic structure of the Bédar-Macael fold-nappe (NE Sorbas). Legend: 1, Veleta unit; 2, Calar Alto nappe (2 a, Tahal Fm. and Huertecica Fm.; 2b, Monténégro Fm.); 3, Bédar-Macael nappe; 4, Alpujarride nappes. PLANCHE I VICTOR GARCÍA-DUENAS C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1397-1403, 1988 1397 Tectonique/Tectonics Systèmes de failles et états de contrainte sur une dorsale océanique émergée : l'Islande Françoise BERGERAT, Jacques ANGELIER et
flanc inverse cisaillé du pli-nappe de Calar Alto. B, structure schématique du pli-nappe de Bédar-Macael au NE de Sorbas. Légende : 1, unité de Veleta; 2, nappe de Calar Alto (2a, Fm. Tahal et Fm. Huertecica; 2b, Fm. Monténégro); 3, nappe de Bédar-Macael; 4, complexe Alpujarride. Fig. 3. — Simplified structural sections of Sierra Nevada (I-II, partially out of the Figure 1) and Sierra de los Filabres (III-IV, cf. Fig. 1). A, sheared lower limb of the Calar Alto fold-nappe. B, schematic structure of the Bédar-Macael fold-nappe (NE Sorbas). Legend: 1, Veleta unit; 2, Calar Alto nappe (2 a, Tahal Fm. and Huertecica Fm.; 2b, Monténégro Fm.); 3, Bédar-Macael nappe; 4, Alpujarride nappes. PLANCHE I VICTOR GARCÍA-DUENAS C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1397-1403, 1988 1397 Tectonique/Tectonics Systèmes de failles et états de contrainte sur une dorsale océanique émergée : l'Islande Françoise BERGERAT, Jacques ANGELIER et Thierry VILLEMIN Résumé — Les premiers résultats d'une étude de tectonique cassante en Islande montrent d'une part une étroite association entre tectonique décrochante et extension par failles normales, d'autre part l'existence d'une contrainte compressive perpendiculaire à la ride contrastant avec l'extension dominante, également perpendiculaire aux segments de rifts. Plusieurs hypothèses sont envisagées pour expliquer la distribution des contraintes ainsi reconnues, notamment les conséquences de la présence d'un point chaud sous l'Islande. Fault Systems and stress patterns on an emerged oceanic ridge: Iceland Abstract — The first results of fault slip analyses in Iceland show: (1) a close relationship between strike-slip faulting and predominantly normal dip-slip fault sets, and (2) the existence of a compressional stress that trends perpendicular to the rift axis. Several hypotheses are proposed, taking into account the particular position of Iceland above a mantle hot spot. Abridged English Version — We describe hereafter the preliminary results of paleostress reconstructions in Iceland using methods of paleostress tensor determinations [8] in two main areas: the Tjörnes peninsula and the Akranes-Borgarnes area (Fig. 1 C). I. NORMAL FAULTING TECTONIC REGIMES. — In the Tjörnes Peninsula, the average minimum principal stress σ3 computed by analysing normal fault-slip data sets in various
sont envisagées pour expliquer la distribution des contraintes ainsi reconnues, notamment les conséquences de la présence d'un point chaud sous l'Islande. Fault Systems and stress patterns on an emerged oceanic ridge: Iceland Abstract — The first results of fault slip analyses in Iceland show: (1) a close relationship between strike-slip faulting and predominantly normal dip-slip fault sets, and (2) the existence of a compressional stress that trends perpendicular to the rift axis. Several hypotheses are proposed, taking into account the particular position of Iceland above a mantle hot spot. Abridged English Version — We describe hereafter the preliminary results of paleostress reconstructions in Iceland using methods of paleostress tensor determinations [8] in two main areas: the Tjörnes peninsula and the Akranes-Borgarnes area (Fig. 1 C). I. NORMAL FAULTING TECTONIC REGIMES. — In the Tjörnes Peninsula, the average minimum principal stress σ3 computed by analysing normal fault-slip data sets in various sites is horizontal and trends E-W (Figs. 1B1, 2 a). In the Akranes-Borgarnes area, the fault-slip data analysis allows reconstruction of paleostress tensors with an horizontal σ3 axis that trends N110°-130°E (Figs. 1A1, 2 c). Locally, some fault sets correspond to different σ3 axes that trend N140°-150°E (Fig. 1 M). In addition, a more variable direction of extension has been identified (Fig. 1 Al, Bl), with σ3 axes trending between N-S and NE-SW (azimuths 0-40°). II. STRIKE-SLIP FAULTING REGIMES. — In the Tjörnes Peninsula, we observed numerous dextral strike-slip faults trending N110°-130°E and likely to be related to the Husavik transform fault [9], with the same orientation and sense. Other sets of strike-slip faults are présent in both areas studied, thus demonstrating that in Iceland strike-slip faulting is also présent on the flanks of the axial rift zone. Paleostress determinations in the Tjörnes Peninsula show that the σ1 and σ3 axes are horizontal, respectively trending approximately N-S (azimuths 170-200°) and E-W (az. 80-110°) (Fig. 1B2, 2 b). In the Akranes-Borgarnes area, strike-slip fault systems are related to σ1 and σ3 axes which are horizontal and trend N35°E and N125°E, respectively (Fig. 1A2). An additional pattern of strike-slip faults has been
In addition, a more variable direction of extension has been identified (Fig. 1 Al, Bl), with σ3 axes trending between N-S and NE-SW (azimuths 0-40°). II. STRIKE-SLIP FAULTING REGIMES. — In the Tjörnes Peninsula, we observed numerous dextral strike-slip faults trending N110°-130°E and likely to be related to the Husavik transform fault [9], with the same orientation and sense. Other sets of strike-slip faults are présent in both areas studied, thus demonstrating that in Iceland strike-slip faulting is also présent on the flanks of the axial rift zone. Paleostress determinations in the Tjörnes Peninsula show that the σ1 and σ3 axes are horizontal, respectively trending approximately N-S (azimuths 170-200°) and E-W (az. 80-110°) (Fig. 1B2, 2 b). In the Akranes-Borgarnes area, strike-slip fault systems are related to σ1 and σ3 axes which are horizontal and trend N35°E and N125°E, respectively (Fig. 1A2). An additional pattern of strike-slip faults has been found in the Akranes-Borgarnes area and the σ1 and σ3 reconstructed axes are horizontal, with azimuths 95-115° and 5-25° respectively (Fig. 1A2). III. DISCUSSION. — Our results suggest that there is a strong relationship between the trends of rift axis segments and the directions of extension, which were found approximately perpendicular. A more surprising result is the importance of strike-slip faulting which is Note présentée par Jean AUBOUIN. 0249-6305/88/03071397 $2.00 © Académie des Sciences 1398 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1397-1403, 1988 not restricted to zones where transform motion prevails. There is a striking relationship between the directions of extension identified separately with predominantly strike-slip fault sets and predominantly normal dip-slip fault sets: the σ3 axes independently computed are identical. The difference between these régimes is basically related to variations of the ratio Δσ between principal stress differences [8], with a simple permutation between σ1 and σ2 axes. Another significant result is the presence of a compressional stress that trends perpendicular to the rift axis, with small-scale strike-slip faulting. Several hypotheses may be invoked in order to explain the existence of this type of compression: particular distribution of stresses around magma chambers [13], variations of
perpendicular. A more surprising result is the importance of strike-slip faulting which is Note présentée par Jean AUBOUIN. 0249-6305/88/03071397 $2.00 © Académie des Sciences 1398 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1397-1403, 1988 not restricted to zones where transform motion prevails. There is a striking relationship between the directions of extension identified separately with predominantly strike-slip fault sets and predominantly normal dip-slip fault sets: the σ3 axes independently computed are identical. The difference between these régimes is basically related to variations of the ratio Δσ between principal stress differences [8], with a simple permutation between σ1 and σ2 axes. Another significant result is the presence of a compressional stress that trends perpendicular to the rift axis, with small-scale strike-slip faulting. Several hypotheses may be invoked in order to explain the existence of this type of compression: particular distribution of stresses around magma chambers [13], variations of stress related to dike injection processes [14], reverse motion on previously normal faults as a response to differential vertical displacement of blocks drifting away from the rift axis [15], and elastic rebound that induces contraction on both sides of the rift axis, subsequent to extensional failure of the crust and to magma injection processes [16]. The presence of this stress pattern dominated by ESE-WNW compression and NNE-SSW extension may also be related to the particular situation of Iceland on a mantle hot spot [18]. INTRODUCTION. Située sur la dorsale médio-atlantique, dans le prolongement septentrional de la ride de Reykjanes, l’Islande est le plus grand segment émergé de dorsale océanique. C’est donc un domaine privilégié pour l'étude de la déformation liée au « rifting » océanique à partir de l’analyse des structures cassantes de la croûte. La tectonique de l’Islande est contrôlée par sa position sur la ride médio-atlantique, avec une prédominance des structures extensives; cependant, dans le détail, le schéma tectonique est complexe [1]. L’analyse des mécanismes au foyer des séismes a fait l’objet de nombreux travaux en Islande ([2], [3], [4]). De récentes mesures de contraintes in situ ([5], [6]) et plusieurs travaux sur la géométrie des dykes [7]
to magma injection processes [16]. The presence of this stress pattern dominated by ESE-WNW compression and NNE-SSW extension may also be related to the particular situation of Iceland on a mantle hot spot [18]. INTRODUCTION. Située sur la dorsale médio-atlantique, dans le prolongement septentrional de la ride de Reykjanes, l’Islande est le plus grand segment émergé de dorsale océanique. C’est donc un domaine privilégié pour l'étude de la déformation liée au « rifting » océanique à partir de l’analyse des structures cassantes de la croûte. La tectonique de l’Islande est contrôlée par sa position sur la ride médio-atlantique, avec une prédominance des structures extensives; cependant, dans le détail, le schéma tectonique est complexe [1]. L’analyse des mécanismes au foyer des séismes a fait l’objet de nombreux travaux en Islande ([2], [3], [4]). De récentes mesures de contraintes in situ ([5], [6]) et plusieurs travaux sur la géométrie des dykes [7] contribuent aussi à une meilleure connaissance de la tectonique récente. Les reconstitutions des tenseurs de contraintes à partir de l’analyse des miroirs de failles striés [8] ont été toutefois jusqu'à présent négligées. Nous présentons ici les premiers résultats d’une étude des contraintes associées à la tectonique cassante. Deux régions ont été choisies pour cette première approche (fig. 1 C) : — la péninsule de Tjörnes, proche de la zone axiale active, immédiatement au nord de la faille d’Husavik, c’est-à-dire dans la zone transformante dextre de Tjörnes qui relie la zone axiale islandaise à la ride de Kolbeinsey au nord [9]; — la région d’Akranes-Borgarnes, sur le flanc occidental du rift, plus éloignée de la zone axiale. Dans les deux régions étudiées, observations et mesures ont été effectuées dans des terrains volcaniques [1] d'âge plio-pléistocène (0,7-3,1 Ma.) ou tertiaire (3,1-10 Ma.). Les mêmes états de contrainte ont été caractérisés dans les terrains de ces deux tranches d’âge et sont donc plus récents que 0,7 Ma., ou du moins perdurent jusqu’après 0,7 Ma. Nous séparerons, pour la clarté de l’exposé, les tectoniques de failles normales et de décrochements. I. LES RÉGIMES TECTONIQUES DE FAILLES NORMALES. — Dans les deux régions étudiées, les
été choisies pour cette première approche (fig. 1 C) : — la péninsule de Tjörnes, proche de la zone axiale active, immédiatement au nord de la faille d’Husavik, c’est-à-dire dans la zone transformante dextre de Tjörnes qui relie la zone axiale islandaise à la ride de Kolbeinsey au nord [9]; — la région d’Akranes-Borgarnes, sur le flanc occidental du rift, plus éloignée de la zone axiale. Dans les deux régions étudiées, observations et mesures ont été effectuées dans des terrains volcaniques [1] d'âge plio-pléistocène (0,7-3,1 Ma.) ou tertiaire (3,1-10 Ma.). Les mêmes états de contrainte ont été caractérisés dans les terrains de ces deux tranches d’âge et sont donc plus récents que 0,7 Ma., ou du moins perdurent jusqu’après 0,7 Ma. Nous séparerons, pour la clarté de l’exposé, les tectoniques de failles normales et de décrochements. I. LES RÉGIMES TECTONIQUES DE FAILLES NORMALES. — Dans les deux régions étudiées, les failles normales sont nombreuses et souvent associées à des basculements de séries de blocs. Dans la péninsule de Tjörnes, ces failles indiquent le plus souvent une extension perpendiculaire à l’axe du rift : la contrainte principale minimale a3 est horizontale de C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1397-1403, 1988 1399 direction E-W (fig. 1, Bl). La figure 2 a montre un exemple caractéristique de site où cette extension est mise en évidence; les failles y portent des stries « dip-slip » ou légèrement obliques. Traitées séparément, ces failles à stries obliques indiquent une extension ESE-WNW que nous interprétons comme une déviation locale de contrainte liée au fonctionnement de la faille transformante d’Husavik (fig. 1). Dans la région d’Akranes-Borgarnes, les failles normales les plus abondantes sont dirigées N-S à NE-SW. Le tenseur des contraintes est caractérisé par un axe a3 horizontal d’azimut 110 à 130° (fig. 1, Al). La figure 2c montre un exemple de site où cette extension prédomine. Localement toutefois, certaines familles de miroirs indiquent une extension (a3) d’azimut 140-150°. Il est difficile de dire s’il s’agit de deux états de contrainte distincts ou bien d’une certaine instabilité dans la direction d’extension. D’une façon générale