A globally fragmented and mobile lithosphere on Venus

Venus has been thought to possess a globally continuous lithosphere, in contrast to the mosaic of mobile tectonic plates that characterizes Earth. However, the Venus surface has been extensively deformed, and convection of the underlying mantle, possibly acting in concert with a low-strength lower crust, has been suggested as a source of some surface horizontal strains. The extent of surface mobility on Venus driven by mantle convection, however, and the style and scale of its tectonic expression have been unclear. We report a globally distributed set of crustal blocks in the Venus lowlands that show evidence for having rotated and/or moved laterally relative to one another, akin to jostling pack ice. At least some of this deformation on Venus postdates the emplacement of the locally youngest plains materials. Lithospheric stresses calculated from interior viscous flow models consistent with long-wavelength gravity and topography are sufficient to drive brittle failure in the upper Venus crust in all areas where these blocks are present, confirming that interior convective motion can provide a mechanism for driving deformation at the surface. The limited but widespread lithospheric mobility of Venus, in marked contrast to the tectonic styles indicative of a static lithosphere on Mercury, the Moon, and Mars, may offer parallels to interior–surface coupling on the early Earth, when global heat flux was substantially higher, and the lithosphere generally thinner, than today

The Ayyubid Orogen: An Ophiolite Obduction-Driven Orogen in the Late Cretaceous of the Neo-Tethyan South Margin

A minimum 5000-km long obduction-driven orogeny of medial to late Cretaceous age is located between Cyrenaica in eastern Libya and Oman. It is herein called the Ayyubid Orogen after the Ayyubid Empire that covered much of its territory. The Ayyubid orogen is distinct from other Alpide orogens and has two main parts: a western, mainly germanotype belt and an eastern mainly alpinotype belt. The germanotype belt formed largely as a result of an aborted obduction, whereas the alpinotype part formed as a result of successful and large-scale obduction events that choked a nascent subduction zone. The mainly germanotype part coincides with Erich Krenkel's Syrian Arc (Syrischer Bogen) and the alpinotype part with Ricou's Peri-Arabian Ophiolitic Crescent (Croissant Ophiolitique péri-Arabe). These belts formed as a consequence of the interaction of one of the now-vanished Tethyan plates and Afro-Arabia. The Africa-Eurasia relative motion has influenced the orogen's evolution, but was not the main causative agent. Similar large and complex obduction-driven orogens similar to the Ayyubids may exist along the Ordovician Newfoundland/Scotland margin of the Caledonides and along the Ordovician European margin of the Uralides

Géologie et stratigraphie de la région d'Istanbul

La région d’Istanbul fait partie d’un fragment continental connu sous le nom de Rhodope-Pontides. Dans cet ensemble, la zone d’Istanbul comprend, à la base, un socle cristallin néoprotérozoïque contenant des reliques de croûte océanique, d’arcs volcaniques et de croûte continentale, qui affleurent seulement à l’est d’Istanbul, près de Zonguldak. Ce socle est recouvert par une séquence sédimentaire continue, bien développée de l’Ordovicien inférieur au Carbonifère inférieur. Le flysch carbonifère reflète une tectonique compressive qui a affecté toute la séquence paléozoïque. Celle-ci a été recoupée par l’intrusion de granitoïdes permiens, puis recouverte en discordance par les grès rouges et les conglomérats du Permien supérieur-Trias inférieur. Le Trias est présent à l’est d’Istanbul et montre un caractère transgressif. Le Jurassique est absent, probablement à cause de la fermeture de la Paléo-Téthys et la formation des Cimmerides qui en résultent. Seuls le Crétacé supérieur et le Paléocène sont bien développés dans la région d’Istanbul, avec un cortège de sédiments clastiques, de carbonates et de roches volcaniques andésitiques qui recouvre en discordance les terrains antérieurs. La fermeture de la suture intra-Pontides le long de la zone d’Istanbul lors de sa collision avec le Continent de Sakarya a provoqué un autre épisode compressif important durant l’évolution Alpide de la région. Les premières formations post-orogéniques sont des calcaires nummulitiques du Lutétien-Bartonien, suivis par une séquence de calcaires et de sables miocènes du domaine de la Paratéthys, principalement d’âge Vallésien, qui incluent le gisement de vertébrés de Küçükçekmece étudié ici. Le Pliocène est représenté par des dépôts fluviatiles clastiques. Le Pléistocène a été déposé sur une surface d’érosion, déformée ultérieurement et dans laquelle s’est creusée la vallée fluviale qui est à l’origine du Bosphore. Cette vallée fut ennoyée par la mer au cours de l’Holocène, ce qui a conduit au remplissage de la Mer Noire.The Istanbul region is a part of a bigger continental fragment called the Rhodope-Pontide Fragment. Within this continental fragment, the Istanbul Zone consists, at the base, of a Neoproterozoic middle to high-grade crystalline rocks with relicts of volcanic arc and continental crust, which are not observed in Istanbul itself, but farther east near Zonguldak. This basement is overlain by a continuous, well-developed sedimentary sequence extending from the Lower Ordovician to the Lower Carboniferous. The Carboniferous flysch marks the progress of a shortening event. This event led to the folding and faulting of the Palaeozoic sequence which was intruded by an uppermost Permian granitoid and unconformably overlain by the Upper Permian to Lower Triassic red sandstones and conglomerates. The Triassic series is better formed east of Istanbul showing a typical transgressive development. The Jurassic sequence is absent, most likely as a result of the closure of the Palaeo-Tethys and the resultant generation of the Cimmerides. There is a small outcrop of Lower Cretaceous shallow marine sedimentary rocks and a much more widespread Upper Cretaceous-Lower Eocene clastic, carbonate and andesitic volcanic rocks unconformably covering the Palaeozoic, Triassic and Lower Cretaceous rocks. The pre-Bartonian closure of the Intra-Pontide suture along the Istanbul Zone as a consequence of its collision with the Sakarya Continent created another episode of shortening in this area, an event that was part of the Alpide evolution. The Intra-Pontide suture is the boundary between the Istanbul and Sakarya magmatic arcs in northwestern Turkey. During the Cainozoic, the first post-orogenic structures are Lutetian-Bartonian nummulitic limestones, which themselves are covered by a Paratethyan sequence of Miocene limestones and sandstones of mainly the Vallesian Stage, which include the Küçükçekmece vertebrate bearing horizon. The Pliocene is entirely fluviatile terrestrial clastics. The Pleistocene was deposited on an erosion surface which later became warped and into which the originally fluvial valley of the Bosphorus was entrenched. This valley was invaded by the Sea during the Holocene and caused the refilling of the Black Sea.</p

The geometry of the North Anatolian transform fault in the Sea of Marmara and its temporal evolution: implications for the development of intracontinental transform faults

International audienceThe North Anatolian Fault is a 1200 km long strike-slip fault system connecting the East Anatolian convergent area with the Hellenic subduction zone and, as such, represents an intracontinental transform fault. It began forming some 13-11 Ma ago within a keirogen, called the North Anatolian Shear Zone, which becomes wider from east to west. Its width is maximum at the latitude of the Sea of Marmara, where it is 100 km. The Marmara Basin is unique in containing part of an active strike-slip fault system in a submarine environment in which there has been active sedimentation in a Paratethyan context where stratigraphic resolution is higher than elsewhere in the Mediterranean. It is also surrounded by a long-civilised rim where historical records reach well into the second half of the first millennium BCE (before common era). In this study, we have used 210 multichannel seismic reflexion profiles, adding up to 6210 km profile length and high-resolution bathymetry and chirp profiles reported in the literature to map all the faults that are younger than the Oligocene. Within these faults, we have distinguished those that cut the surface and those that do not. Among the ones that do not cut the surface, we have further created a timetable of fault generation based on seismic sequence recognition. The results are surprising in that faults of all orientations contain subsets that are active and others that are inactive. This suggests that as the shear zone evolves, faults of all orientations become activated and deactivated in a manner that now seems almost haphazard, but a tendency is noticed to confine the overall movement to a zone that becomes narrower with time since the inception of the shear zone, i.e., the whole keirogen, at its full width. In basins, basin margins move outward with time, whereas highs maintain their faults free of sediment cover, making their dating difficult, but small perched basins on top of them in places make relative dating possible. In addition, these basins permit comparison of geological history of the highs with those of the neighbouring basins. The two westerly deeps within the Sea of Marmara seem inherited structures from the earlier Rhodope-Pontide fragment/Sakarya continent collision, but were much accentuated by the rise of the intervening highs during the shear evolution. When it is assumed that below 10 km depth the faults that now constitute the Marmara fault family might have widths approaching 4 km, the resulting picture resembles a large version of an amphibolite-grade shear zone fabric, an inference in agreement with the scale-independent structure of shear zones. We think that the North Anatolian Fault at depth has such a fabric not only on a meso, but also on a macro scale. Detection of such broad, vertical shear zones in Precambrian terrains may be one way to get a handle on relative plate motion directions during those remote times.La faille nord-anatolienne est constituée d’un système de failles décrochantes d’une longueur de 1200 km qui relie le secteur convergent anatolien à la zone de subduction hellénique elle représente ainsi, une faille transformante intracontinentale. Elle a commencé à se former il y a environ 13 à 11 Ma dans une ceinture déformée dominée par des déplacements de décrochement (« keirogène »), nommé la zone de cisaillement nord-anatolienne; elle s’élargit d’est en ouest. Elle atteint sa largeur maximale de 100 km à la latitude de la mer de Marmara. Le bassin de Marmara est unique en ce qu’il contient une partie d’un système actif de failles de décrochement dans un environnement sous-marin où il y a eu de la sédimentation active dans un contexte de mer Paratéthys et où la résolution stratigraphique est plus élevée qu’ailleurs en Méditerranée. La faille est aussi entourée par une bordure où, grâce aux civilisations de longue date, il existe des documents historiques datant de la deuxième moitié du premier millénaire avant notre ère. Dans la présente étude, nous avons utilisé les données obtenues par 210 profils de réflexion sismique multicanale, ce qui donne un total de 6210 km de profils; nous avons aussi utilisé de la bathymétrie à haute résolution et des profils de fluctuation de longueur d’onde disponibles dans la littérature pour cartographier toutes les failles plus récentes que l’Oligocène. Pour ces failles, nous distinguons celles qui recoupent la surface et celles qui ne la recoupent pas. Pour ces dernières, nous avons créé un tableau temporel de génération de failles basée sur la reconnaissance de la séquence sismique. Les résultats sont surprenants; en effet, peu importe l’orientation des failles, elles contiennent toutes des sous-ensembles actifs et des sous-ensembles non actifs. Cela suggère qu’à mesure de l’évolution de la zone de cisaillement, les failles de toutes directions sont activées et désactivées d’une manière qui semble presque aléatoire. Cependant, nous notons une tendance à restreindre le mouvement général à une zone qui se rétrécit avec le temps depuis de début de la zone de cisaillement, c.-à-d. tout le « keirogène », à sa pleine largeur. Dans les bassins, avec le temps, les bordures se déplacent vers l’extérieur alors que les zones surélevées gardent leurs failles libres de couverture sédimentaire, ce qui complique la datation. Toutefois, de petits bassins à leur sommet permettent d’obtenir une datation relative. De plus, ces bassins permettent de comparer l’histoire géologique des zones surélevées à celle des bassins avoisinants. Deux creux, situés à l’ouest dans la mer de Marmara, semblent être des structures héritées de la collision entre le fragment Rhodope–Pontide et le continent Sakarya. Cependant, ils ont été grandement accentués par le soulèvement des zones surélevées durant l’évolution du cisaillement. Lorsque nous partons de l’hypothèse qu’à une profondeur supérieure à 10 km, les failles qui forment actuellement la famille de failles de Marmara pourraient avoir des largeurs approchant les 4 km, l’image qui en ressort ressemble à une version agrandie d’une fabrique de zone de failles au faciès des amphibolites. Cette inférence concorde avec une structure de zones de cisaillement, indépendante de l’échelle. Nous croyons que la faille nord-anatolienne constitue un système qui a une telle fabrique en profondeur, non seulement à échelle moyenne mais aussi à grande échelle. La détection de telles larges zones verticales de cisaillement dans des terrains précambriens pourrait être une manière de comprendre les directions relatives des plaques à ces temps anciens

Cinématique de la jonction triple de Kahramanmaraş et de Chypre: mise en évidence du partitionnement de la déformation.

We present an up-to-date velocity field around the north of the eastern Mediterranean, southern Turkey, Cyprus, Levant, and East Anatolian faults therein and discuss its tectonic implications. We perform a block model inversion to calculate rigid block motion, slip rates on the dislocation sources along block boundaries. Our best fitting model locates the Sinai-Anatolia Euler pole at 32.04±1.8° N, 38.21±2.4° E with a 0.596±0.084 clockwise rotation rate. Convergence rate on the Cyprus arc is 3-6 mm/yr, progressively decreasing from west to east. Kyrenia range has a left lateral slip behavior with a 3-4 mm/yr rate. We thus show that there is shear partitioning between the Cyprus subduction and Kyrenia fault zone. The northeast prolongation of the Kyrenia fault east of the Adana basin accommodates extensional and strike-slip motion, which is consistent with focal mechanisms. Further East, the relative strike-slip motion between Arabia and Anatolia is partitioned between the East Anatolian Fault (slip rates 5-6 mm/yr) and the Çardak and Malatya faults (slip rates 1.7-1.8 mm/yr), and also causes distributed deformation between these two fault systems. The Levant fault has a 3.2-4.0 mm/yr left-lateral slip rate, decreasing northward. A continuum kinematic model shows a compressional to transpressional strain accumulation across the Cyprus arc that is also compatible with its progressive change of orientation. The largest values for the second invariant of strain rate tensor define a region from Hatay to Malatya corresponding to a 50-60 km wide East Anatolian shear zone. The whole area north of the Kahramanmara{{\c{s}}} triple junction appear to be under E-W extension. Strain rates appear relatively small in the Taurus and vary from extensional to compressional along the mountain range.Nous présentons un champ de vitesse à jour autour du nord de la Méditerranée orientale, du sud de la Turquie, de Chypre, du Levant et des failles de l'Anatolie orientale et discutons de ses implications tectoniques. Nous effectuons une inversion de modèle de bloc pour calculer le mouvement du bloc rigide et les taux de glissement sur les sources de dislocation le long des limites du bloc. Notre modèle le mieux adapté localise le pôle d'Euler Sinaï-Anatolie à 32,04 ± 1,8 ° N, 38,21 ± 2,4 ° E avec un taux de rotation dans le sens des aiguilles d'une montre de 0,596 ± 0,084. Le taux de convergence sur l'arc de Chypre est de 3 à 6 mm/an, diminuant progressivement d'ouest en est. La faille de Kyrenia présente un mouvement décrochant senestre avec un taux de 3 à 4 mm/an. Nous montrons ainsi qu'il existe une partition du cisaillement entre la subduction de Chypre et la zone de faille de Kyrenia. Le prolongement nord-est de la faille de Kyrenia à l'est du bassin d'Adana accommode extension et décrochement, ce qui est cohérent avec les mécanismes au foyer Plus à l'est, le mouvement de décrochement relatif entre l'Arabie et l'Anatolie est partagé entre la faille de l'Anatolie orientale (taux de glissement 5-6 mm/an) et les failles de Çardak et Malatya (taux de glissement 1,7-1,8 mm/an), et provoque également une déformation distribuée entre ces deux systèmes de failles. La faille du Levant a un taux de glissement senestre de 3,2 à 4,0 mm/an, diminuant vers le nord. Un modèle cinématique continu montre une accumulation de déformations compressives à transpressives à travers l'arc de Chypre qui est également compatible avec son changement progressif d'orientation. Les valeurs les plus élevées du deuxième invariant du tenseur de vitesse de déformation définissent une région allant de Hatay à Malatya correspondant à une zone de cisaillement Est Anatolienne de 50 à 60 km de large. Toute la zone au nord de la triple jonction Kahramanmaraş semble être sous extension E-W. Les taux de déformation semblent relativement faibles dans le Taurus et varient de l'extension à la compression le long de la chaîne de montagnes

Cinématique de la jonction triple de Kahramanmaraş et de Chypre: mise en évidence du partitionnement de la déformation.

We present an up-to-date velocity field around the north of the eastern Mediterranean, southern Turkey, Cyprus, Levant, and East Anatolian faults therein and discuss its tectonic implications. We perform a block model inversion to calculate rigid block motion, slip rates on the dislocation sources along block boundaries. Our best fitting model locates the Sinai-Anatolia Euler pole at 32.04±1.8° N, 38.21±2.4° E with a 0.596±0.084 clockwise rotation rate. Convergence rate on the Cyprus arc is 3-6 mm/yr, progressively decreasing from west to east. Kyrenia range has a left lateral slip behavior with a 3-4 mm/yr rate. We thus show that there is shear partitioning between the Cyprus subduction and Kyrenia fault zone. The northeast prolongation of the Kyrenia fault east of the Adana basin accommodates extensional and strike-slip motion, which is consistent with focal mechanisms. Further East, the relative strike-slip motion between Arabia and Anatolia is partitioned between the East Anatolian Fault (slip rates 5-6 mm/yr) and the Çardak and Malatya faults (slip rates 1.7-1.8 mm/yr), and also causes distributed deformation between these two fault systems. The Levant fault has a 3.2-4.0 mm/yr left-lateral slip rate, decreasing northward. A continuum kinematic model shows a compressional to transpressional strain accumulation across the Cyprus arc that is also compatible with its progressive change of orientation. The largest values for the second invariant of strain rate tensor define a region from Hatay to Malatya corresponding to a 50-60 km wide East Anatolian shear zone. The whole area north of the Kahramanmara{{\c{s}}} triple junction appear to be under E-W extension. Strain rates appear relatively small in the Taurus and vary from extensional to compressional along the mountain range.Nous présentons un champ de vitesse à jour autour du nord de la Méditerranée orientale, du sud de la Turquie, de Chypre, du Levant et des failles de l'Anatolie orientale et discutons de ses implications tectoniques. Nous effectuons une inversion de modèle de bloc pour calculer le mouvement du bloc rigide et les taux de glissement sur les sources de dislocation le long des limites du bloc. Notre modèle le mieux adapté localise le pôle d'Euler Sinaï-Anatolie à 32,04 ± 1,8 ° N, 38,21 ± 2,4 ° E avec un taux de rotation dans le sens des aiguilles d'une montre de 0,596 ± 0,084. Le taux de convergence sur l'arc de Chypre est de 3 à 6 mm/an, diminuant progressivement d'ouest en est. La faille de Kyrenia présente un mouvement décrochant senestre avec un taux de 3 à 4 mm/an. Nous montrons ainsi qu'il existe une partition du cisaillement entre la subduction de Chypre et la zone de faille de Kyrenia. Le prolongement nord-est de la faille de Kyrenia à l'est du bassin d'Adana accommode extension et décrochement, ce qui est cohérent avec les mécanismes au foyer Plus à l'est, le mouvement de décrochement relatif entre l'Arabie et l'Anatolie est partagé entre la faille de l'Anatolie orientale (taux de glissement 5-6 mm/an) et les failles de Çardak et Malatya (taux de glissement 1,7-1,8 mm/an), et provoque également une déformation distribuée entre ces deux systèmes de failles. La faille du Levant a un taux de glissement senestre de 3,2 à 4,0 mm/an, diminuant vers le nord. Un modèle cinématique continu montre une accumulation de déformations compressives à transpressives à travers l'arc de Chypre qui est également compatible avec son changement progressif d'orientation. Les valeurs les plus élevées du deuxième invariant du tenseur de vitesse de déformation définissent une région allant de Hatay à Malatya correspondant à une zone de cisaillement Est Anatolienne de 50 à 60 km de large. Toute la zone au nord de la triple jonction Kahramanmaraş semble être sous extension E-W. Les taux de déformation semblent relativement faibles dans le Taurus et varient de l'extension à la compression le long de la chaîne de montagnes