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\begin{document}

\cleardoublepage
\vspace*{\stretch{1}}
\begin{center}
    %\begin{minipage}{10cm}
        \textit{Ce travail a été cofinancé par TOTAL et le BRGM dans le cadre du projet de recherche OROGENE - Source-to-Sink.}

\bigskip

        \textit{This work is funded and carried out in the framework of the BRGM-TOTAL project  OROGENE - Source-to-Sink.}
    %\end{minipage}
\end{center}
\vspace*{\stretch{1}}

\newpage

\section*{Résumé}

\medskip
\begin{itemize}
\item 
\end{itemize}

\begin{itemize}
\item 
\end{itemize}

\cleardoublepage
\section{Abstract}

\newpage
\section{Remerciements}

\tableofcontents

\cleardoublepage
\listoffigures

\listoftables

\newpage

\begin{figure}[!ht]
\begin{center}
{\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/avantpropos/ChronostratChart2018-08}}
\caption*{Charte chronostratigraphique utilisée pour cette étude \citep{ogg2016concise}}
\end{center}
\end{figure}

\newpage

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/avantpropos/CarteToponynique}}
\caption*{Carte toponymique de la zone d'étude}
\end{figure}

\newpage
\chapter*{Introduction}
\chaptermark{Introduction}
 \markboth{Introduction}{}
\addcontentsline{toc}{chapter}{Introduction}
\clearpage{\thispagestyle{empty}\cleardoublepage}

Les Pyrénées et le Bassin d’Aquitaine occupent une place importante dans l’imaginaire collectif géologique français. 
Les Pyrénées ont fait dans l’immédiat post-tectonique des plaques - dans les années 70s - l’objet de discussions âpres et passionnées quant à leurs structures compressives entre les groupes de Montpellier (Pierre Choukroune, Michel Séguret et Maurice Mattauer) et de Toulouse (Pierre Souquet, Bernard Peybernès et Marcel Castéras), clôt par l’acquisition d’une ligne sismique à écoute longue imageant la croûte jusqu’au Moho dans le cadre du projet ECORS (Choukroune, 1989 ; Roure et al., 1989). Les années 2000 ont elles été marquées par un débat non moins passionnant sur les processus extensifs et l’exhumation du manteau, d’âge crétacé inférieur, à l’origine des structures inversées lors de l’orogène pyrénéenne (groupes de Yves Lagabrielle, de Gianreto Mantaschal et de Joseph Canérot, voir Lagabrielle et Bodinier, 2008 ; Jammes et al., 2009 ; Canérot et al., 2005). Plusieurs grands projets structurant sont alors nés (ANR PYROPE de Mary Ford, projet BRGM-RGF Pyrénées, projet TOTAL-BRGM OROGEN, projet TOTAL-BRGM « Source-to-sink » compressif dans lequel s’inscrit cette thèse). Une des principales contributions de ces projets fut  d’améliorer notre connaissance de la structure profonde de la chaine (par exemple Chevrot et al., 2014, 2018).
Le bassin d’Aquitaine, avec la découverte du champ gazier de Lacq en 1949 (Bonnard, 1950; Winnock et Pontalier, 1970), fournissait le gaz naturel nécessaire au développement de la France des « trente glorieuses ». Le bassin d’Aquitaine fut le premier projet de synthèse régionale sur le territoire national, transférant la connaissance du monde industriel (les ancêtres de TOTAL et d’EXXON) au monde académique via le truchement du BRGM (BRGM et al., 1974).  La thèse d’Etat de Marie-Françoise Brunet (Brunet, 1984, 1986, 1989) allait quantifier la subsidence et montrer le caractère « complexe » du bassin d’Aquitaine, successivement rift (Trias), bassin intracratonique (Jurassique), rift p.p. (Crétacé inférieur), marge passive et bassin compressif (Crétacé supérieur – Actuel). La synthèse pilotée par le BRGM et l’IFP pour la Direction des Hydrocarbures (Serrano et al., 2006) faisait définitivement rentrer la culture de la sismique réflexion et de la géométrie 3D des bassins dans le monde académique français.

Parallèlement, à l’échelle internationale, se posait la question des bilans sédimentaires globaux ou locaux de l’érosion des reliefs terrestres, et plus particulièrement des chaînes de montagne. Hay et collaborateurs (Hay et al., 1989, 1990 ; Wold et Hay, 1990), reprenant les synthèses mondiales des géologues russes soviétiques (N.M. Strakhov, A.P. Vinogradov, A.B. Ronov, plusieurs atlas et traités en langue russe, certains traduits par le BRGM), proposaient une courbe mondiale d’évolution des flux sédimentaires terrigènes. Cette courbe devait susciter un débat – toujours d’actualité – sous l’impulsion de Peter Molnar et de son fameux articles « Late Cenozoic uplift of mountain ranges and global climate change : chicken or egg ? », sur la cause de l’augmentation des flux au Plio-pleistocène (Molnar et England, 1990), la question étant de savoir si cette augmentation (1) existe et (2) si elle résulte du refroidissement climatique global se produisant durant le Plio-Pleistocène (Molnar, 2004; Champagnac et al., 2014; Herman and Champagnac, 2016; Schildgen et al., 2018). Ce débat a conduit à l’émergence d’un nouveau thème de recherche en Sciences de la Terre, la mesure – à différentes échelles de temps et d’espace – des bilans érosion – sédimentation, connue sous le nom d’approche « source-to-sink », abrégé en S2S ou s2s.
Ces études ont tout d’abord été menées sur des systèmes (sub)fermés – des lacs et leurs bassins versants amont – par le groupe de Gerhard Einsele (par exemple Einsele et al., 1997, 1998), puis à une échelle plus globale. Ce furent un premier bilan de l’érosion des Alpes (England, 1981, suivi des excellents travaux de Joachim Kuhlemann - Kuhlemann, 2000; Kuhlemann et al., 2002) ou du système himalayen s.l. (Métivier et al., 1999 ; Clift et al., 2006). Parallèlement le groupe de l’USGS, piloté par Willie Poag, réalisait une remarquable analyse de la marge du New Jersey (Poag et Sevon, 1989) et des reliefs amont (Pazzaglia et Gardner, 1994 ; Pazzaglia et Brandon, 1996), suivie par une non moins remarquable synthèse  des marges du golfe du Mexique (Galloway et Williams, 1991; Galloway et al., 2011) qui devait susciter des études sophistiquées de provenance des sédiments (par exemple Blum et  Pecha, 2014 ; Sharman et al., 2017) dans la tradition pétrologique ouest-américaine de William Dickinson de l’Université d’Arizona. Ces études se focalisaient principalement sur l’aspect « sink », l’approche « source » étant essentiellement fondée sur des approches par modélisation numérique (par exemple Pazzaglia et Brandon, 1996).
Les progrès de la thermochronologie basse température (traces de fission sur apatite) dans les années 90s, ont permis de proposer des mesures de l’exhumation et de la dénudation (Gallagher et Brown, 1999), modulo des hypothèses sur le gradient géothermique. Le couplage de différentes méthodes thermochronologiques, la sophistication des méthodes d’inversion et l’utilisation de bases de données de plus en plus exhaustives ont amélioré la qualité de ces données (par exemple Fox et al., 2016).

Le propos de cette thèse est d’étudier le système « source-to-sink » du système Pyrénées et de son rétro bassin d’avant-pays, le bassin d’Aquitaine et son équivalent profond, le golfe de Gascogne (« Bay of Biscay »), durant le Cénozoïque. Il a également pour objectif de discuter la contribution d’une deuxième « fournisseur » de sédiment, le domaine de socle hercynien du Massif central, à ce systèmes S2S.
Cette étude se fonde sur un jeu de 75 000 km de lignes sismiques acquises par l’industrie pétrolière couvrant le golfe de Gascogne, le Plateau landais, la partie submergée du bassin d’Aquitaine (disponible chez TOTAL) et la partie immergée du bassin d’Aquitaine (disponible au BRGM) et sur les puits associés (puits pétroliers et puits divers disponibles dans la Banque de Données du Sous-Sol – BSS - du BRGM).
Ce travail a nécessité :
•   une ré-évaluation biostratigraphique de certains forages, soit au travers de nouvelles analyses (en collaboration avec Geobiostratdata, S. Popescu et J.P. Suc), soit au travers d’une réattribution stratigraphique de déterminations de faunes et flores déjà disponibles (en collaboration avec Eradata, C. Bourdillon) ;
•   une analyse en terme de stratigraphie sismique des lignes sismiques, calées en lithologie, âge et milieu de sédimentation sur les puits ;
•   une analyse géomorphologique des formes du relief du Massif central, menée en collaboration avec G. Baby (Rennes/Paris), P. Bessin (Le Mans) et J. Baptiste (BRGM-Orléans) ;
•   une synthèse de l’ensemble de ces données sous forme de cartes d’isopaques, de paléogéographie et de surfaces d’aplanissement.
Ce travail a aussi bénéficié – concernant la mesure de la dénudation des Pyrénées à partir des données thermochronologiques de basse température – du travail de master de D. Norman (Sorbonne Université) supervisé par C. Fillon (TOTAL).

\newpage
\chapter{Contexte géologique}
\chaptermark{Contexte géologique}
\label{contexte}
\thispagestyle{empty}
\cleardoublepage

\section{La cinématique Ibérie Eurasie : de l'extension à la collision}
\sectionmark{Cinématique Ibérie Eurasie}

Cette section vise à caractériser à travers les nombreux travaux publiés des années 60 à nos jours, l'évolution cinématique, du Mésozoïque au Cénozoïque, des plaques Ibérie et Eurasie ceci a fin de mettre en évidence les grands traits de l'évolution des domaines considérés de l'ouverture du Golfe de Gascogne à la collision pyrénéenne.

\subsection{Cinématique de l'ouverture de golfe de Gascogne}
\label{ouverture}

\medskip

Les reconstructions cinématiques et paléogéographiques des plaques Ibérie et Eurasie sont encore sujettes à de nombreuses controverses sur différents points clés qui amènent à des interprétations de l'évolution géodynamique au cours des temps géologiques complètement différentes. La plupart des discordes associées à la relation Ibérie/Eurasie (fig. \ref{plaquetecto}) concernent, la quantité de déplacement, la localisation des pôles de rotations et la chronologie des évènements, ainsi que l’interprétation des anomalies magnétiques.

\medskip

\textbf{L'ouverture du golfe de Gascogne, la migration de l’Ibérie pendant l’ouverture de l’Atlantique Nord : comparaison des modèles.}

\medskip

Depuis les années 60, et les travaux de \citet{carey1958continental} qui ont pour la première fois montré que l’ouverture du golfe de Gascogne était liée à la rotation de l’Ibérie autour d’un pôle de rotation situé dans la partie occidentale des Pyrénées, de nombreuses études se sont attachées à comprendre l’évolution des plaques ibérique et eurasiatique pendant l’ouverture de l’Atlantique Nord \citep{van1969paleomagnetic,lepichon1970faille,lepichon1971hypothese,
sibuet1971structure,mattauer1971relations,choukroune1973caracteristiques,
choukroune1978tectonique,peybernes1984basement,savostin1986kinematic,
galdeano1989new,debroas1990flysch,srivastava1990motion,srivastava2000magnetic,roest1991kinematics,
olivet1996kinematics,moreau1997new,sibuet2004pyrenean,thinon1999structure,
thinon2002couverture,jammes2009tectonosedimentary,jammes20103d,schettino2011,
Roca2011,vissers2012mesozoic,vissers2012iberian,tugend2013mapping,
tugend2014formation,vissers2016cretaceous,nirrengarten2017nature,
nirrengarten2018kinematic}.

\medskip

Les travaux cités sont principalement rattachées à des études géologique et géophysique. L’apport de la géophysique et en particulier du paléomagnétisme a permis pour la première fois avec les travaux de \citet{van1969paleomagnetic} de contraindre la rotation de l’Ibérie par rapport à l’Europe fixe pendant le Mésozoïque.

\medskip

Les différents modèles de déplacement de l’Ibérie, lié a l’ouverture du golfe de Gascogne, en relation avec la propagation septentrionale de l’ouverture de l’Atlantique Nord \citep{srivastava1988results} ont toujours été partagés entre des arguments géologiques (restauration de coupes dans les Pyrénées et analyse des bassins flexurales) et des arguments géophysiques (études des anomalies magnétique des fonds océaniques).

\medskip

\textbf{Géologie de terrain et paléomagnétisme}

\medskip

Les premiers modèles réalisées des années 60 aux années 80, font état de quatre modèles plausibles d’ouverture du golfe de Gascogne  proposés par \citet{carey1958continental,bacon1970gravity,lepichon1970faille,
montadert1971histoire} et synthétisés par \citet{choukroune1973caracteristiques} sur la figure \ref{4modele}.

\begin{figure}[!ht]
\centering
{\includegraphics[width=15cm]{Figure/Chapitre2/4modele}}
\caption[Les quatre principaux modèles
cinématiques d'ouverture du
Golfe de Gascogne, \citep{choukroune1973caracteristiques}]{Les quatre principaux modèles
cinématiques d'ouverture du
Golfe de Gascogne, \citep{choukroune1973caracteristiques}}
\label{4modele}
\end{figure}

Les 4 différents modèles :

\begin{itemize}

\item 1- \textbf{Le modèle d’ouverture en ciseaux de \citet{carey1958continental}}, figure \ref{4modele} A : ce premier modèle applique un pôle de rotation quelque part dans les Pyrénées centrales. La position de ce pôle de rotation implique un synchronisme de l’ouverture du golfe de Gascogne et de la formation de la chaîne pyrénéenne. De plus une variation spatiale extrêmement rapide du raccourcissement devrait etre observée dans les Pyrénées (0 près du pôle de rotation et 200 km plus à l’Est de ce pôle). 
Cette hypothèse est rejetée par \citet{choukroune1973caracteristiques} pour plusieurs raisons – la formation du golfe de Gascogne devrait être alors ante-Crétacé Supérieur ce qui n'est pas démontré par les données géologiques qui prouvent la prédominance d’un régime extensif dans les Pyrénées au même moment.

\item 2- \textbf{Le modèle d’ouverture en deux phases de \citet{bacon1970gravity}}, figure \ref{4modele} B : le deuxième modèle considère deux phases d’ouverture distinctes. Une première phase de rotation, au plus tard jurassique, avec un pôle de rotation situé non loin de la partie ouest des Pyrénées (hypothèse semblable à celle de \citet{carey1958continental}). Une seconde phase de rotation, pendant le Jurassique supérieur, appliquant un pôle de rotation plus au Nord et qui induit un décrochement senestre le long de la faille Nord Pyrénéenne et du fossé Nord espagnole. Cela implique la présence d’un domaine océanique, au cours du Jurassique, à l’Est des Pyrénées. Il en découle qu’il aurait fallu absorber environ 200 à 300 km de décrochement dans la suite de l’histoire pyrénéenne. 
Cette hypothèse est rejetée par \citet{choukroune1973caracteristiques}) pour plusieurs raisons – le Jurassique est une période caractérisée par un faible taux de subsidence et de distension dans les Pyrénées, ce qui est contradictoire avec une phase intensive d’ouverture du golfe de Gascogne – il n’y a pas d’évidence de volcanisme calco-alcalin et de tectonique extensive pendant le Jurassique – il est géologiquement peu probable qu’une large province océanique existe à l’Est de l’Ibérie et dans le Sud de la France – l’ouverture anté Crétacé du golfe de Gascogne semble ainsi impossible.

\item 3- \textbf{Le modèle du pôle de rotation corse de \citet{montadert1971histoire}}, figure \ref{4modele} C : ce troisième modèle considère que le golfe de Gascogne est la terminaison ouest d’un système extensif qui se propagerait jusqu’en Provence, avec un angle de rotation entre 10 et 20 degrés . Ceci implique un pôle de rotation dans la partie Sud de la Corse. Ce modèle pourrait expliquer la différence de taux d’extension entre le golfe de Gascogne et les bassins mésozoïques pyrénéens. 
Cette hypothèse est rejetée par \citet{choukroune1973caracteristiques} pour plusieurs raisons – l’angle de rotation (8 degrés) diminue ce qui implique un grand décalage des bords des continents – le taux d’extension diminue linéairement vers l’Est et reste à un minimum de 150 km d'extension dans le Bassin Aquitain, ce qui n’est pas en adéquation avec les observations de terrain.

\item 4- \textbf{Le modèle du pôle de rotation situé près de Paris de \citet{lepichon1970faille}}, figure \ref{4modele} D : ce quatrième modèle propose que l’ouverture serait associée à un seul épisode de rotation, avec un pôle de rotation proche de Paris. Cette rotation finie correspondrait aux deux rotations successives du modèle de \citet{bacon1970gravity}. Ceci implique donc une ouverture du golfe de Gascogne accompagnée d’un mouvement décrochant le long de la Faille Nord-Pyrénéenne entre le Jurassique et la fin du Crétacé supérieur. Cette hypothèse explique donc le diachronisme entre l’ouverture du golfe de Gascogne et la mise en place de l’orogéne Pyrénéenne \citep{mattauer1971relations}. Les travaux de \citet{leborgne1971aeromagnetic} ont montré, à l’aide de relevés aéromagnétiques, que cette réorganisation amenant à l’ouverture du golfe de Gascogne aurait pu débuter pendant le Trias avec le début de la dislocation de la Pangée.
Cette hypothèse est rejetée par \citet{choukroune1973caracteristiques} pour plusieurs raisons – comme pour le modèle de \citet{bacon1970gravity} les données montrent une absence de continuité de la Faille Nord-Pyrénéenne dans la partie ouest des Pyrénées. Cependant \citet{mattauer1971relations} expliquent cela par le diachronisme du régime tectonique le long des Pyrénées (à la fin Crétacé, il y aurait le début de la compression à l’Est et de la subsidence liée à l’extension à l’Ouest) – la rotation totale pendant le Mésozoïque expliquerait seulement la moitié de l’ouverture du golfe de Gascogne, \citet{mattauer1971relations} proposent un début d’ouverture pendant le Trias, cependant aucun mouvement senestre majeure n’est enregistré pendant le Trias le long des Pyrénées.

\end{itemize}
\medskip
Les modèles exprimés ci-dessus se basaient essentiellement sur des données de terrains accompagnées des premières interprétations des linéations magnétiques du golfe de Gascogne. L’apport des études des anomalies magnétiques dans le fond des océans ont permis de contextualiser le mouvement de l’Ibérie pendant l’ouverture de l’Atlantique Nord.

\medskip

Les études paléomagnétiques \citep{storetvedt1987palaeomagnetism,storetvedt1990multicomponent,
van1969paleomagnetic,galdeano1989new,moreau1997new,gong2008rotation} ont tenté de mettre en évidence la cinématique de la rotation de l’Ibérie grâce à un échantillonnage dans différents bassins sédimentaires mésozoïques (Bassin d’Algarve, Bassin Lusitanien, Bassin d’Organyà). Cependant malgré les nombreuses études disponibles, cette méthode est encore sujette à controverses au vu des nombreuses incertitudes liées à différents paramètres pour la période du crétacé. Par exemple le manque d’âges radiométriques précis, le nombre faible de sites et d’échantillons, l’absence de tests de terrain concluants, les corrections de l’inclinaison dans les roches sédimentaires mal définies ainsi que les corrections paléohorizontales inconnues dans les roches magmatiques ignées \citep{neres2013testing}.

\medskip

\textbf{Etudes des anomalies magnétiques des fonds océaniques}

\medskip

Depuis \citet{wegener1915entstehung} et les premiers travaux sur l’étude de la cinématique des plaques tectoniques, de nombreux modèles ont été proposés sur l’ouverture de l’Atlantique en relation avec le mouvement des plaques Afrique, Amérique, Eurasie et Ibérie. L’étude des anomalies magnétiques des fonds marins et des fractures océaniques ont permis de faire émerger différents modèles de cinématiques \citep{nirrengarten2017nature}. Depuis les premières acquisitions aéromagnétiques de \citep{leborgne1971aeromagnetic} cantonnées au golfe de Gascogne, de nombreuses acquisitions, en particulier de part et d’autre de la ride médio-Atlantique, sont venues étoffer ces différents modèles \citep{srivastava1990motion,olivet1996kinematics,rosenbaum2002relative,
sibuet2004pyrenean,jammes2009tectonosedimentary,jammes20103d,schettino2011,
vissers2012iberian,macchiavelli2017,nirrengarten2018kinematic}.

\medskip

\begin{figure}[!ht]
\centering
{\includegraphics[width=13cm]{Figure/Chapitre2/fig2}}
\caption[A : les plaques tectoniques et leurs limites, considérées dans les reconstitutions géodynamiques \citep{olivet1996kinematics}, B : Cartes des anomalies magnétiques, présentée dans \citet{filleaudeau2011croissance} et modifiée d'après \citet{roest1991kinematics}]{A : les plaques tectoniques et leurs limites, considérées dans les reconstitutions géodynamiques \citep{olivet1996kinematics}, B : Cartes des anomalies magnétiques, présentée dans \citet{filleaudeau2011croissance} et modifiée d'après \citet{roest1991kinematics}}
\label{plaquetecto}
\end{figure}

\medskip

Le principe de base de cette méthode est d’identifier les anomalies magnétiques 
(fig. \ref{plaquetecto}) sur le fond marins et de les considérer isochrones : ceci permet donc de reconstruire par pas de temps l’évolution cinématique des différentes plaques mises en jeu. Cependant quelques incertitudes et questions ont été soulevées par certaines études quant à l’utilisation d’anomalies magnétiques qui ne seraient pas isochrones et donc inutilisables pour des reconstructions. De plus certaines anomalies magnétiques ont une durée d’existence extrêmement longue, c’est le cas de l’anomalie majeur de l’ouverture du golfe de Gascogne, la C34 « Cretaceous Normal Polarity Super Chron » ou « Cretaceous Quiet Zone » (de 124 Ma à 84 Ma ; \citep{ogg2016concise}). Ceci induit donc de nombreuses incertitudes sur l’interprétation des anomalies magnétiques, la répartition des données et le choix des isochrones \citep{jammes2009tectonosedimentary}.

\medskip

A partir de ces nouvelles données plusieurs modèles ont été proposées qui bouleversent en partie les modèles plus anciens décrits dans la partie précédente.

\medskip

\textbf{Modèle d’ouverture en rift décrochant}

\medskip

Ce premier modèle (fig. \ref{ducouxsynthese} A) reprend les idées de bases du modèle de \citep{lepichon1970faille} et des apports de géologie de terrain d’autres auteurs \citep{mattauer1971relations,choukroune1978tectonique,peybernes1984basement,
savostin1986kinematic,debroas1990flysch}. Ce modèle met en évidence une ouverture liée à un mouvement extensif décrochant senestre qui induit la formation de rift transtensif (fig. \ref{riftdecrochant}). Ce mouvement est accommodé par la Faille Nord Pyrénéenne \citep{lepichon1971hypothese} où la « Zone Transformante Nord-Pyrénéenne » \citep{choukroune1978tectonique}. Cette hypothèse est appuyée par différents auteurs utilisant l’étude des anomalies magnétiques des fond océaniques \citep{olivet1984cinematique,olivet1996kinematics,stampfli2002western,
handy2010reconciling}.\citet{olivet1984cinematique} appuient ce modèle en utilisant deux reconstitutions, une à l’anomalie 33 (Campanien) et une l’anomalie J (Barrémien-Aptien Inférieur). Les principales implications de ce modèle sont – la confirmation du caractère diachrone de l’ouverture du golfe de Gascogne et de la compression pyrénéenne – une ouverture du golfe Gascogne entre 114 et 88 Ma entraînant un décrochement senestre de 300 km dans les Pyrénées – une première phase de mouvement à caractère distensif du Barrémien à l’Albien Moyen, un seconde phase à caractère décrochant de l’Albien Moyen au Sénonien Inférieur \citep{olivet1996kinematics} -  une ouverture presque finie du golfe de Gascogne alors que l’Europe et l’Amérique du Nord sont seulement espacées d’une centaine de kilomètres \citep{olivet1996kinematics}, impliquant une vitesse d’ouverture plus importante du bloc Afrique/Ibérie comparée au bloc eurasiatique, par rapport a l’Amérique .

\medskip

\begin{figure}[!ht]
\centering
{\includegraphics[width=13cm]{Figure/Chapitre2/riftdecrochant}}
\caption[Le modèle décrochant dans un rift étroit avec formation de bassin de type pull-appart. a) reconstitution de la zone transformante nord-pyrénéenne et architecture des bassins en pull-appart durant l’Albien, d’après \citet{choukroune1978tectonique}. b) bassins de type pull-appart albo-cénomaniens compatible avec un mouvement décrochant senestre et transtensif, d’après \citet{choukroune1992tectonic}.]{Le modèle décrochant dans un rift étroit avec formation de bassin de type pull-appart. a) reconstitution de la zone transformante nord-pyrénéenne et architecture des bassins en pull-appart durant l’Albien, d’après \citet{choukroune1978tectonique}. b) bassins de type pull-appart albo-cénomaniens compatible avec un mouvement décrochant senestre et transtensif, d’après \citet{choukroune1992tectonic}.}
\label{riftdecrochant}
\end{figure}

\medskip

\begin{figure}[!ht]
\centering
{\includegraphics[width=11cm]{Figure/Chapitre2/ducouxdifferentmodele}}
\caption[Synthèse des scénario de la cinématique des plaques Ibérie/Europe et notamment des déplacements de la plaque ibérique durant le Crétacé Inférieur (anomalie M0, ~120 Ma) et durant le début de la convergence fin Crétacé (anomalie A33 à 80 Ma) (modifié d’après \citet{vissers2016cretaceous}) NA : Amérique du Nord ; IB : Ibérie ; EUR : Europe ; NGFZ : Zone de fracture Açores-Gibraltar. a) Modèle de rift transtensif \citep{olivet1996kinematics} b) Modèle d’ouverture en ciseaux \citep{srivastava2000magnetic,sibuet2004pyrenean}. c) Modèle d’ouverture en ciseaux \citep{vissers2012iberian}. d) Reconstruction cinématique du mouvement Mésozoïque de l’Ibérie impliquant un mouvement transtensif durant la fin Jurassique, suivi par une convergence orthogonale durant le Crétacé supérieur \citep{jammes2009tectonosedimentary}. La figure synthétique est issue de \citet{ducoux2017structure}]{Synthèse des scénario de la cinématique des plaques Ibérie/Europe et notamment des déplacements de la plaque ibérique durant le Crétacé Inférieur (anomalie M0, ~120 Ma) et durant le début de la convergence fin Crétacé (anomalie A33 à 80 Ma) (modifié d’après \citet{vissers2016cretaceous}) NA : Amérique du Nord ; IB : Ibérie ; EUR : Europe ; NGFZ : Zone de fracture Açores-Gibraltar. a) Modèle de rift transtensif \citep{olivet1996kinematics} b) Modèle d’ouverture en ciseaux \citep{srivastava2000magnetic,sibuet2004pyrenean}. c) Modèle d’ouverture en ciseaux \citep{vissers2012iberian}. d) Reconstruction cinématique du mouvement Mésozoïque de l’Ibérie impliquant un mouvement transtensif durant la fin Jurassique, suivi par une convergence orthogonale durant le Crétacé supérieur \citep{jammes2009tectonosedimentary}. La figure synthétique est issue de \citet{ducoux2017structure}}
\label{ducouxsynthese}
\end{figure}

\medskip

L’un des principaux problèmes de ce modèle est le choix des isochrones afin de contraindre l’évolution cinématique. En effet l’anomalie J utilisée par \citet{olivet1996kinematics} suscite de nombreux débats quant à sa nature \citep{bronner2011magmatic,gillard2016fault,nirrengarten2017nature}. \citet{bronner2011magmatic} en comparant les données sismiques et les données magnétiques prouvent que cette anomalie serait liée à un pulse magmatique précèdant la rupture continentale. Il rajeunit également l’âge de cette anomalie entre l’Aptien Supérieur et l’Albien Inférieur. \citet{nirrengarten2017nature}  reprend cette idée et prouvent que cette anomalie correspond à plusieurs évènements magmatiques qui prennent place pendant et après la formation de la première croûte océanique. Ces deux études montrent le caractère diachrone de cette anomalie, par conséquent celle-ci n’est pas utilisable pour contraindre et proposer une évolution cinématique viable.

\medskip

\textbf{Modèle d’ouverture en ciseaux}

\medskip

Ce second modèle (fig. \ref{ducouxsynthese} B et \ref{ducouxsynthese} C) utilisant de nouvelles données magnétiques sur la marge du Newfoundland \citep{srivastava1988results,srivastava1990motion,roest1991kinematics}, confirme le principe de « Jumping Plate Boundary » proposé par \citet{schouten1984iberian} dans lequel, au cours de l’histoire méso-cénozoïque, l’Ibérie évolue soit avec la plaque Afrique soit avec la plaque Eurasie. Pour \citep{roest1991kinematics} l’Ibérie faisait partie de la plaque Afrique du chron 34 au chron 18, puis du chron 18 au chron 6c, l’Ibérie était une plaque indépendante et enfin depuis le chron 6c l’Ibérie fait partie de la plaque Eurasie \citep{srivastava1990motion}. 
    Ce modèle correspond à une ouverture en ciseaux en accord avec la rotation antihoraire de 35 degré de l’Ibérie. Cette ouverture en ciseaux induit une quantité d’extension importante et donc la formation de croûte océanique appartenant à la Néo-Théthys qui est par la suite subduite sous la plaque Europe. Cette hypothèse donne un âge de début de convergence à l’Albien \citep{srivastava1990motion,srivastava2000magnetic,rosenbaum2002relative,
vissers2012iberian,vissers2012mesozoic,vissers2016cretaceous}. \citep{sibuet2004pyrenean} grâce à ses données bathymétriques, sismiques et à l’identification des anomalies magnétiques M0 et M3 (118.5 Ma, 126 Ma) dans le golfe de Gascogne, vieillissent l’âge de fin d’extension, anté M3 dans cette zone. Ceci va dans le sens de ce modèle pour l’âge de début de la convergence. Cependant ce modèle est rejeté par \citet{jammes2009tectonosedimentary} et \citet{bronner2011magmatic} sur des arguments d’absence de marqueurs de métamorphisme de subduction dans les Pyrénées.

\medskip

Ce modèle implique que la Faille Nord-Pyrénéenne est active en décrochement pendant la collision à 83 Ma \citep{vissers2012iberian,vissers2016cretaceous}. Il implique également que la Zone Nord-Pyrénéenne correspond aux marges hyperamincies d’un large bassin océanique, où le métamorphisme HT-BP et le magmatisme serait lié au détachement du slab \citep{vissers2012iberian,vissers2016cretaceous}.

\medskip

\textbf{Modèle d’ouverture en transtension}

\medskip

Le troisième modèle (fig. \ref{ducouxsynthese} D ; fig. \ref{transtension}) se base essentiellement sur des données géologiques et sur des nouvelles connaissances sur les marqueurs de l’extension dans les Pyrénées \citep{jammes2009tectonosedimentary}. L’étude de \citet{jammes2009tectonosedimentary} propose deux phases distinctes, la première correspond à un déplacement en transtension entre la fin du Jurassique (Tithonien, 147 Ma, \citep{schettino2011}) et le début de l’Aptien, puis une deuxième phase de rotation antihoraire de l’Ibérie entraînant l’ouverture du golfe de Gascogne entre l’Aptien et le début de l’Albien. Ce modèle permet donc de coller avec certaines observations majeures de terrain, comme par exemple l’exhumation du manteau lors de la rupture continentale. Il met également en évidence l’existence de failles de transfert SSW-NNE qui partitionnent les bassins extensifs et donc les zones hyperamincies \citep{jammes2009tectonosedimentary,masini2014tectono,tugend2014formation}.

\medskip

\begin{figure}[!ht]
\centering
{\includegraphics[width=18cm]{Figure/Chapitre2/jammes10}}
\caption[Interprétation de la cinématique des plaques eurasiatique et ibérique du Tithonien à l'Eocene, \citep{jammes2009tectonosedimentary}]{Interprétation de la cinématique des plaques eurasiatique et ibérique du Tithonien à l'Eocene, \citep{jammes2009tectonosedimentary}}
\label{transtension}
\end{figure}

\medskip

Ce modèle exprime donc le début de la convergence durant le Crétacé supérieur. Ce modèle est également le premier à rendre compte des observations de manteau exhumé dans certains bassins extensifs pyrénéens.

\medskip

\textbf{Remarques générales}

\medskip

Cette partie visait à exprimer les différents modèles d’ouverture du golfe de Gascogne associés à l’ouverture de l’Atlantique Nord pendant le Mésozoïque. Ceci montre de grandes discordes entre les auteurs sur les modalités d’ouverture et sur les différentes phases tectoniques associées.

\medskip

L’exemple le plus flagrant se trouve entre le modèle d’ouverture en ciseaux \citep{srivastava1990motion,srivastava2000magnetic,roest1991kinematics,
sibuet2004pyrenean,vissers2016cretaceous} et le modèle d’ouverture en transtension \citep{jammes2009tectonosedimentary,jammes2010interaction,schettino2011}. En effet le premier modèle émet l’hypothèse d’une subduction océanique alors que le second modèle, lui, exprime un hyperamincissement et l’exhumation du manteau. Or il a été prouvé dans les Pyrénées depuis plusieurs années maintenant l’existence de manteau exhumé associé à l’extension albienne \citep{lagabrielle2008submarine}.

\medskip

Comme souligné auparavant, l’utilisation des anomalies magnétiques des fond océaniques est aussi à la fois inévitable pour les reconstitutions cinématiques mais également sujette à controverses quant à l’utilisation de certaines d’entre elles (anomalie J, M0, M3).

\medskip

Les études citées ci-dessus arrivent à bien contraindre l’évolution cinématique pour la fin du Jurassique et pour le Crétacé supérieur. Cependant le Crétacé inférieur est encore une période débattue en lien aux différentes incertitudes sur les anomalies magnétiques et à la difficulté de corréler la géophysique et les observations de terrains.

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\subsection{Convergence Ibérie-Eurasie : La remontée de l’Ibérie et la collision continentale. Comparaison des modèles}
\label{convergence}

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\section{La structure profonde des Pyrénées et de son avant-pays nord}
\label{structure profonde}

\medskip

La chaîne des Pyrénées est une chaîne intracontinentale résultant de la collision entre la plaque Ibérie et la plaque Eurasie. Les processus d’extension lié à l’ouverture du golfe de de Gascogne ainsi que l’héritage anté extension ont permis la mise en place de structure qui joueront un rôle très important dans cet épisode orogénique, tant sur la structure profonde que sur celle de surface.

\medskip

\textbf{Les premières études de terrains}

\medskip

Les premières études géologiques (jusqu’au années 80), de surface essentiellement, ont mis en évidence plusieurs trait structuraux important dans la compréhension de la chaîne pyrénéenne malgré la divergence quant à l’interprétation globale (fig. \ref{lacanavantecors}), \citep{choukroune1976discussion,boillot1977pyrenees,choukroune1978tectonique,
williams1984balanced,deramond1985nouveau,seguret1986crustal,mattauer1990autre}.

\begin{figure}[!ht]
\centering
{\includegraphics[width=12cm]{Figure/Chapitre2/lacanmodeleavantecors}}
\caption[Les principaux modèles des géométries de l'orogène pyrénéenne avant les campagnes ECORS,  A : d'après \citet{choukroune1976discussion,mattauer1990autre}  ; B : d'après \citet{boillot1977pyrenees} ; C : d'après \citet{williams1984balanced} ; D : \citet{deramond1985nouveau}, la figure synthétique est issue de \citet{lacan2008activite}]{Les principaux modèles des géométries de l'orogène pyrénéenne avant les campagnes ECORS,  A : d'après \citet{choukroune1976discussion,mattauer1990autre}  ; B : d'après \citet{boillot1977pyrenees} ; C : d'après \citet{williams1984balanced} ; D : \citet{deramond1985nouveau}, la figure synthétique est issue de \citet{lacan2008activite}}
\label{lacanavantecors}
\end{figure}

\medskip

    Elles ont mis en évidence :

\begin{itemize}

\item La disposition en éventail de la chaîne en observant la Zone Axiale, la Zone Nord-Pyrénéenne et la Zone Sud-Pyrénéenne, éventail également visible dans les bassins d’avant-pays.
\item La continuité des grands domaines structuraux le long de la chaîne
\item Des chevauchements superficiels s’enracinant dans une zone de déformation ductile située sous la chaîne 
\item L’épaississement crustal de la Zone Axiale dû à des mouvements le long de la Faille Nord-Pyrénéenne
\item Une subduction de la lithosphère européenne vers le Sud 
\item Le charriage de la lithosphère européenne le long d’un plan de chevauchement a faible pendage vers le Nord
\item Des chevauchements intra-crustaux à fort pendage, branchés sur un plan de décollement profond au niveau du moho

\end{itemize}

\medskip 
\textbf{L'apport de la géophysique, ECORS}

Les premières études de sismiques réfraction \citep{daignieres1982implications} ainsi que la première campagne d'acquisition de sismique réflexion dans les années 80 du programme ECORS Central Pyrénées et Arzacq ont permis de mieux comprendre la structure profonde des Pyrénées. L'interprétation de ces profils et la réalisation de coupes restaurées (fig. \ref{ecors}) et équilibrées par  \citet{choukroune1989ecors,roure1989ecors} et les précisions apportées ensuite par \citet{munoz1992} et \citet{beaumont2000} conduisent à proposer un modèle d'évolution pour lequel la plupart des auteurs s'accordent sur les grands traits. Ce modèle est en accord avec la structuration pré-orogénique et la
morphologie des bassins albiens.

\medskip

\begin{figure}[!ht]
\centering
{\includegraphics[width=16cm]{Figure/Chapitre2/ECORS}}
\caption[Modèle proposé pour la structure profonde des Pyrénées, à partir du profil de sismique réflexion ECORS, \citet{filleaudeau2011croissance} modifié d’après \citet{munoz1992}.]{Modèle proposé pour la structure profonde des Pyrénées, à partir du profil de sismique réflexion ECORS, \citet{filleaudeau2011croissance} modifié d’après \citet{munoz1992}.}
\label{ecors}
\end{figure}

\medskip

Le modèle communément admis pour la structure profonde de la chaîne
dans sa partie centrale (fig. \ref{ecors}) est caractérisé par :

\begin{itemize}

\item un prisme de croûte supérieure en forme d’éventail, déversé vers le Sud

\item une subduction au moins partielle de la croûte inférieure ibérique sous la lithosphère eurasiatique.

\item La Faille Nord-Pyrénéenne y est considérée comme une faille transformante verticale qui séparait la plaque ibérique de la plaque eurasiatique amincie, elle a ensuite été déformé au cours de la collision et de la subduction de l'Ibérie sous l'Eurasie

\item La chaîne pyrénéenne correspond à un prisme orogénique à double vergence ce qui implique une déformation premièrement localisée au niveau des bassins albiens puis une progradation en séquences des chevauchements

\end{itemize}

LE MOHO

La profondeur du Moho est donnée dans le Zone Axiale et la Zone Nord-Pyrénéenne par sismique
(Daignières et al., 1982). Sous la Zone Axiale épaissie lors de la convergence, le Moho est identifié à plus
de 50 km. Un saut dans la profondeur du Moho se produit à l’aplomb de la Faille Nord-Pyrénéenne,
sa profondeur passant de 50 à 30 km. Ce saut dans la profondeur du Moho, couplé aux observations
surface, a conduit à interpréter la Faille Nord-Pyrénéenne comme la limite de plaque.

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\newpage

\section{L'évolution climatique au cours du Tertiaire}
\sectionmark{Evolution climatique}

\medskip

L'évolution climatique du Tertiaire est présentée sur la figure \ref{climat}. Au cours du Tertiaire, plusieurs grandes période climatiques se sont succédées \citep{zachos2001trends} :

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/climat}}
\caption[Evolution climatique du Tertaire, courbe de delta O18 \citep{zachos2001trends}, spectre palynologique obtenue dans cette étude, analayse réalisée par Popescu. S et Suc. J.P, courbe d'ariditée provenant de Guillocheau, F. (pers. comm.), évolution des latitudes auxquelles se trouvaient le bassin d'Aquitaine d'après \citep{torsvik2012phanerozoic}]{Evolution climatique du Tertaire, courbe de delta O18 \citep{zachos2001trends}, spectre palynologique obtenue dans cette étude, analayse réalisée par Popescu. S et Suc. J.P, courbe d'ariditée provenant de Guillocheau, F. (pers. comm.), évolution des latitudes auxquelles se trouvaient le bassin d'Aquitaine d'après \citep{torsvik2012phanerozoic}}
\label{climat}
\end{figure}

\medskip

\begin{itemize}

\item un réchauffement globale du Danien jusqu'à l'"Early Eocene Climatic Opitmum" datée de l'Yprésien, cette période est marquée par la présence de deux hyperthermaux, le premier aux environs de la limite Paléocène/Eocène ("Paleocene-Eocene-Thermal-Maximum) et un deuxième pendant l'Yprésien moyen (ETM2)\citep{zachos2001trends},

\item un refroidissement de la fin de l'Yprésien jusqu'à la base du Rupélien, cette phase est caractérisée par la présence d'un hyperthermal à la limite Lutétien-Bartonien ("Mid-Eocene-Climatic-Optimum"). Cette phase de refroidissement atteint son paroxysme avec la glaciation à la base du Rupélien (Oi-1-Glaciation)

\item un réchauffement globale s'initie à la fin de l'Oligocène et se termine au Langhien avec le "Mid-Miocene-Climatic-Optimum". Pendant cette période \citet{zachos2001trends} met en évidence à la limite Oligocène-Miocène une phase de refroidissement ("Mi-1 Glaciation")

\item du Miocène moyen à l'actuel la tendance globale est au refroidissement (fig. \ref{climat}).

\end{itemize}

\medskip

Les grands changements climatiques sont associées, pour la plupart, à des évènements bien précis. Par exemple, le refroidissement enregistrée à la limite Eocène-Oligocène est provoqué par la première glaciation de l'Antarctique dont le volume de glace augmente pendant le Rupélien inférieur \citep{zachos2001trends,mosbrugger2005cenozoic}. Au cours du Néogène et du Quaternaire plusieurs évènements climatiques se produisent, comme par exemple, au Pliocene ou une phase de réchauffement importante s'opère au Plaisancien ("mid-Piacenzian Warm period") cette période est la dernière période plus chaude qu'aujourd'hui \citep{de2013northern}. La glaciation de l'hémisphère nord qui s'opère aux alentours de 2.7 Ma et entraine l'augmentation des cyclicités à 41 k. La "Mid-Plesitocene-Transition" à environs 800 ka marque le passage de la dominance des cyclicités à 100 ka comparée à celle à 41 ka \citep{lisiecki2007plio}.

\medskip

Au cours du Tertiaire, la plaque eurasiatique a connue des déplacements majeures qui ont entrainée sa migration vers le Nord (fig. \ref{climat}). Ces changements induisent le passage de notre zone d'étude dans différentes ceintures climatiques qui se traduisent par des bouleversements, par exemple, du ratio humidité/aridité. La figure \ref{climat} montre une évolution de ce ratio à partir des résultats obtenues sur les spectre palynologiques (Guillocheau, F. pers. comm.). L'évolution de ce ratio au cours du Tertiaire peut être décrit comme (fig. \ref{climat}) :

\begin{itemize}

\item une période humide (climat tropical à subtropical) allant de l'Yprésien à la fin du Bartonien

\item une période aride qui s'étend du Priabonien au Chattien inférieur

\item une progressive augmentation de l'humidité jusqu'à l'Aquitanien et qui se stabilise jusqu'au Langhien inférieur

\item une aridification progressive jusqu'à l'actuel.
\end{itemize}

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\newpage
\section{L'évolution du remplissage sédimentaire du bassin d'Aquitaine au Tertiaire}
\label{evolutionremplissagebiblio}

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\chapter{Sediment routing system and sink preservation during the post-orogenic evolution of a retro-foreland basin: the case example of the North Pyrenean (Aquitaine, Biscay Bay) Basins}
\chaptermark{Sediment routing sytem and sink preservation}
\label{papier1}
\thispagestyle{empty}
\cleardoublepage
\includepdf[pages=1-20]{article1.pdf}
\includepdf[pages=1-3]{sm1.pdf}
\includepdf[pages=1-2]{sm2.pdf}
\includepdf[pages=1-2]{sm3.pdf}
%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%

\cleardoublepage
\chapter{Évolution du remplissage sédimentaire du bassin d'Aquitaine et du Golfe de Gascogne du Priabonien au Pliocène}
\chaptermark{Évolution du remplissage sédimentaire}
\label{evolutionremplissagesédimentaire}
\thispagestyle{empty}
\cleardoublepage
%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%

\section{Introduction}
\sectionmark{Introduction}

Le chapitre \ref{papier1} a permis de mieux contraindre l’évolution sédimentaire, du bassin d’Aquitaine et du Golfe de Gascogne, dans un cadre temporel bien définis (tab. \ref{tableausequence} et fig. \ref{wheeler}). Cependant cette étude s’est essentiellement focalisée sur la reconnaissance des géométries majeures en 2D issues des données sismiques. Dans le chapitre \ref{papier1}, seules deux cartes d’épaisseurs ont été construites et interprétées. Afin de mieux comprendre l’évolution de ces bassins sédimentaires il est donc important de construire des cartes d’isohypses, d’épaisseurs et paléogéographiques à différentes échelles afin d’apprécier les géométries 3D.

\medskip

\textbf{Calage biostratigraphique, orbitostratigraphique et équivalence latérale des formations}

\begin{figure}[!ht]
\begin{center}
{\includegraphics[width=16cm]{Figure/Chapitre3/logibislaborde}}
\caption[Logs sédimentologiques et nouveaux calages biostratigraphiques de deux forages du Bassin d'Aquitaine et du Golfe de Gascogne, localisation dans le chapitre \ref{papier1}]{Logs sédimentologiques et nouveaux calages biostratigraphiques de deux forages du Bassin d'Aquitaine et du Golfe de Gascogne, localisation dans le chapitre \ref{papier1}}
\label{log}
\end{center}
\end{figure}

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/wheeler}}
\caption[Diagramme de Wheeler du bassin d'aquitaine et de la marge Aquitaine]{Diagramme de Wheeler du bassin d'aquitaine et de la marge Aquitaine}
\label{wheeler}
\end{figure}

\begin{table}[!ht]
\begin{center}
\includegraphics[scale=0.8]{Figure/Chapitre3/tableausequence}
\caption[Tableau synthétique des âges obtenus par biostratigraphie et orbitostratigraphie]{Tableau synthétique des âges obtenus par biostratigraphie et orbitostratigraphie}
\label{tableausequence}
\end{center}
\end{table}

\medskip

Ce chapitre présente donc l’évolution du remplissage sédimentaire de ces deux bassins du Priabonien au Pliocène. Les calages biostratigraphiques et orbitostratigrahiques sont présentées sur le tableau \ref{tableausequence} sur la figure \ref{tableaubiostratigraphique} et sur la figure \ref{log}. Les cartes présentées dans ce chapitre font toutes appelles à ces calages temporels.

\medskip

La figure \ref{wheeler} est la représentation en fonction du temps des dépôts du bassin d'Aquitaine jusqu'à la marge Aquitaine, elle permet de comprendre les équivalences entre les différentes formations du bassin d'Aquitaine mentionnées dans le chapitre \ref{contexte}. Ce diagramme aidera à la compréhension globale du système sédimentaire du Priabonien au Pliocène.

\medskip

\subsection{Méthode de réalisation des cartes présentées dans ce chapitre} 
\subsectionmark{méthode3}

\medskip

Les différentes cartes présentées dans ce chapitre ont été réalisé à partir de plusieurs données et méthodes :

\medskip

\begin{itemize}

\item \textbf{Différence entre isohypse et isobathe.} Pour rappel une isohypse est la valeur en mètre d'une surface considérée par rapport à un niveau repère, dans notre étude c'est le niveau de la mer qui a été choisit. C'est-à-dire que cette surface aura une valeur positive si elle se trouve au dessus du niveau marin et une valeur négative si elle se trouve au-dessous. La différence avec une isobathe (profondeur en mètres par rapport à la topographie) est que l'isohypse s'affranchit complètement des variations de valeurs de la topographie. En d'autres mots, l'utilisation d'isohypse et non d'isobathe permet de s'affranchir des incisions quaternaires importantes dans le bassin d'Aquitaine. Nous avons donc choisis d'utiliser des isohypses dans ce chapitre.
\medskip
\item \textbf{Les cartes d'isohypses et d'épaisseurs du Golfe de Gascogne} ont toutes été obtenues grâce a la propagation de surfaces remarquables (tab. \ref{tableausequence}) sur les données sismiques (fig. \ref{limitedonnees}), de la base Tertiaire jusqu'à la base Pliocène. Ces données ont ensuite été converti en profondeur grâce l'utilisation de loi de vitesse (voir chapitre \ref{papier1}).
\medskip
\item \textbf{Les cartes d'isohypses et d'épaisseurs du Bassin d'Aquitaine} ont été réalisées avec la même méthode que pour le Golfe de Gascgogne pour la période s'étalant de la base du Priabonien à la base du Miocène. Lorsque la formation sédimentaire (dans la période considérée) était à l'affleurement, nous avons utilisées les descriptions d'épaisseurs faites dans les cartes géologiques au 1/50 000 ème, et lorsque cette information n'était pas disponible nous avons estimé grâce aux outils de SIG et à une analyse cartographique classique l'épaisseur de la formation. Pour la période allant du Miocène à l'actuel, les données sismiques ne permettaient pas de propager des surfaces remarquables. Nous avons donc utilisées les données de forages (fig. \ref{limitedonnees}) disponibles dans le bassin d'Aquitaine. Nous avons utilisé les données de la Banque du Sous-Sol (BSS), cette base de donnée recense tous les forages réalisés en France (pétroliers, piézomètre, etc.), pour la plupart de ces forages des informations lithologiques sont détaillées. A partir de ces informations et de la connaissance biostratigraphique et stratigraphique des zones d'études, des formations ont été "codées" en fonction de la profondeur et donc sur une grande partie des forages des formations sont formellement identifiées. C'est à partir de cela que nous avons construit les cartes du Miocène jusqu'à l'actuel. Enfin pour les formations identifiées à l'affleurement nous avons utilisé la même méthode que citée ci-dessus.
\medskip
\item \textbf{L'interpolation des données} a été réalisé à partir du logiciel SIG, ArcGIS. Afin d'harmoniser tous les résultats il a été choisi dans cette étude d'utiliser une seule méthode d'interpolation, la méthode d'interpolation de voisin naturel qui a été décrit par \citet{sibson1981brief}. Cette méthode utilise un algorythme qui recherche le sous-ensemble d'échantillons en entrée le plus proche d'un point désigné et lui applique une pondération sur la base de surfaces proportionnelles afin d'interpoler une valeur. Ses proriétés de base sont son caractère local et la garantie que les hauteurs  interpolées se situent dans la plage des échantillons utilisés. Il ne déduit aucune tendance et ne produit pas de sommets, dépressions, crêtes ou vallées autres que ceux déjà représentés par les échantillons en entrée. La surface passe par les échantillons en entrée ; elle est lisse partout, sauf aux emplacements correspondant à ces échantillons.
\end{itemize}

\medskip

\subsection{La limite des données de forages et de puits}

\medskip

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/limitedonnees}}
\caption[Carte de répartition des données de forages et de puits sur l'ensemble de la zone étudiée]{Carte de répartition des données de forages et de puits sur l'ensemble de la zone étudiée}
\label{limitedonnees}
\end{figure}

\medskip

La figure \ref{limitedonnees} illustre la répartition des différentes données de forages et de puits utilisées au sein de cette étude pour la réalisation des cartes qui seront présentées dans la suite de ce chapitre. La figure \ref{limitedonnees} montre aussi, en bleu, la répartition des zones où les données, soit de forage soit de sismique, sont absentes. En effet, l'interpolateur prend en compte les valeurs les plus proches afin de données une valeur dans la zone d'absence de données. Ces zones d'absences de données seront donc, dans les cartes présentées ci-après, des zones d'incertitudes.

%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%

\newpage

\section{Le Priabonien : dépôtcentres et paléogéographie}
\label{priabonien}
\sectionmark{Le Priabonien}

\subsection{Le Priabonien du Bassin d'Aquitaine, cartes d’isohypses et carte paléogéographique}\label{chresultpriabonien}

\textbf{Carte d'isohypses onshore de la base du Priabonien (fig. \ref{carteHRpriabonien}) :}

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/ISOHYPSEBASEPRIBONIEN}
\caption[Carte d'isohypses onshore de la base du Priabonien]{Carte d'isohypses onshore de la base du Priabonien}
\label{carteHRpriabonien}
\end{figure}

\medskip

La carte d'isohypses de la base du Priabonien (fig. \ref{carteHRpriabonien}) met en évidence la présence de plusieurs sous-bassins déjà identifiés par les différents auteurs \citep{sztrakos1998eocene,serrano2001cretace}, leur structurations se seraient opéré dès le Jurassique supérieur pour \citet{brunet1991subsidence}. La limite septentrionale de ces différents bassins est marquée par l'isohypse -500 m qui correspond à l'orientation et à la disposition de la "flexure celtaquitaine" (cf. chapitre \ref{papier1}), elle correspond à la limite entre les domaines subsidents au Sud et non subisdents au Nord \citep{desegaulx1990tectonic}.

\medskip

 La répartition actuelle des isohypses (déformation postérieure) permet d'identifier plusieurs domaines et sous-bassins (description d'Est vers l'Ouest) :
\medskip

\begin{itemize}
    \item   à l'Est, le \textbf{Bassin de Carcassonne}, situé entre Boussens et Toulouse (fig. \ref{carteHRpriabonien}) est bien délimité par l'isohypse -750 m. Sa terminaison oriental, dans notre étude, est mal contrainte du fait du peu de données disponibles dans cette zone (fig. \ref{limitedonnees}). Cependant \citep{ford2016retro} montre la présence d'un haut "Carcassonne High" à l'Est de ce bassin qui serait donc sa limite oriental. L'isohypse -1000 m marque la profondeur actuelle de la base du Priabonien dans ce bassin.

    \item   à l'Ouest du Bassin de Caracassone, la structure de Saint-Médard (fig. \ref{carteHRpriabonien}) dont les mouvements sont anté et syn-Priabonien (cf. chapitre \ref{papier1}, coupe R6, épaissiemment du Priabonien au Nord de la structure) segmente et délimite les bassins de Carcassonne et de Mirande. Le \textbf{Bassin de Mirande} est limité au Sud par la ride de Maubourguet-Antin (fig. \ref{carteHRpriabonien})orienté Sud-Est Nord-Ouest, son âge de structuration est anté-Priabonien. Ce bassin est marquée par l'isohypse - 750 m sur la figure \ref{carteHRpriabonien}, il est limité au Nord, comme énoncé précédemment par la "Flexure Celtaquitaine". La profondeur actuelle maximale de ce bassin est représentée par l'isohypse -1250 m.

    \item   au Sud du Bassin de Mirande, le \textbf{Bassin de Tarbes} est confiné entre deux structures. Au Nord, la ride de Maubourguet-Antin, à l'Ouest la réseau de failles décrochantes de Séron-Larcis orienté Sud-Est Nord-Ouest qui semble se raccordé à la structure d'Audignon (fig. \ref{carteHRpriabonien}). Ce bassin est également bien délimité par l'isohypse -750 m, la profondeur maximale actuelle est marquée par l'isohypse -1250 m.

    \item au Nord-Ouest du Bassin de Tarbes, le \textbf{Bassin d'Arzacq} est limité à l'est par la réseau de faille décrochantes de Séron-Larcis (fig. \ref{carteHRpriabonien}) et au Nord par la structure d'Audignon. Cette structure est réactivée jusqu'au Priabonien \citep{serrano2001cretace}. Le bassin d'Arzacq est bien délimité par l'isohypse -750 m et montre une profondeur maximale actuelle de -1000 m.

    \item au Nord de la structure d'Audignon, le \textbf{Bassin de Tartas} (fig. \ref{carteHRpriabonien}) est limité au Nord par la "Flexure celtaquitaine", et il s'ouvre vers l'Ouest en direction du bassin profond situé au niveau de la côte actuelle. Le Bassin de Tartas est étroit et est limité à l'Est par la structure de Lussagnet (situé au Nord-Est d'Aire-sur-L'Adour sur la figure \ref{carteHRpriabonien}). Cela induit donc une absence de connection entre le Bassin de Mirande et de Tartas au cours du Priabonien.

    \item à l'Ouest du Bassin de Tartas, le \textbf{Bassin de la façade atlantique} donc les isohypses suivent également le tracé de la "flexure celtaquitaine" est limité au Sud par des accidents qui ont été actifs au cours de l'Oligocène \citep{zolnai1971front,zolnai1975existence,gely2000evolution,gely2001tectonique}. Ce bassin dont l'orientation est Nord-Est Sud-Ouest (valeur isohypse -1500 m) semble suivre le tracé du Haut des Landes dans ce secteur (cf. chapitre \ref{papier1}). La profondeur maximale actuelle de ce bassin est marquée par l'isohypse -1500 m.

    \item au \textbf{Nord de la "Flexure Celtaquitaine"} (fig. \ref{carteHRpriabonien}) les isohypses montrent la présence d'un domaine à très faible pente. La carte \ref{carteHRpriabonien} met également en évidence la présence de deux incisions majeures orientées Est-Ouest soulignées par l'isohypse 0 m, la première au Nord d'Agen et la deuxième à l'Est de Bordeaux.
\end{itemize}
\medskip

\subsection{Carte d'isopaques du Priabonien}
\medskip

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/ISOPAQUEPRIBONIEN}
\caption[Carte d'isopaques onshore du Priabonien]{Carte d'isopaques onshore du Priabonien}
\label{carteEPAISSEURpriabonien}
\end{figure}

\medskip

La figure \ref{carteEPAISSEURpriabonien} montre au premier ordre une forte accumulation de sédiments au Sud de la "flexure celtaquitaine" et à l'Est de la Structure d'Audignon avec des valeurs de sédiments préservés pouvant atteindre 900 m. Nous présenterons ici la répartition des sédiments par bassins (extension temporelle = 3.9 Myr) :

\begin{itemize}
    \item \textbf{Le Bassin de Carcassonne} segmenté par les accidents décrits ci-dessus, montre une épaisseur maximale de 900 m pour la préiode priabonienne. L'accident majeur qui traverse ce bassin est la faille de Toulouse-Villefranche-de-Rouergue qui est une faille crustale héritée de l'orogène hercynienne \citep{souquet1977chaine}(fig. \ref{carteEPAISSEURpriabonien}).Il n'est observé aucun indice au cours de cette période  pour l'activité de cette faille dans le bassin aux vues de la répartition des épaisseurs de sédiments préservés. Cette importante accumulation de sédiments est corrélée avec l'accélération des taux de subsidence identifiée par \citet{ford2016retro}.

    \item \textbf{Le Bassin de Mirande} présente deux dépôtcentres distinct (1) le premier situé à l'Ouest de la structure de Saint-Médard (fig. \ref{carteEPAISSEURpriabonien}) est étiré vers le Sud et montre une valeur maximale de sédiments préservés de 600 m (2) le deuxième est localisée plus à l'Ouest sur la terminaison Ouest de la ride Maubourguet-Antin, montre des valeurs maximales de sédiments préservés pouvant atteindre 800 m.

    \item \textbf{Le Bassin de Tarbes} montre une répartition concentrique des sédiments préservés du Priabonien. La carte \ref{carteEPAISSEURpriabonien} met en évidence la possible connections entre le Bassin de Tarbes et la partie Ouest du Bassin de Mirande. Les valeurs maximales de sédiment préservés dans ce bassin sont de 900 m.

    \item \textbf{Le Bassin d'Arzacq} confiné autour des deux structures orientées Sud-Est Nord-Ouest (réseau de failles décrochantes de Séron-Larcis et Chevauchement Frontal Pyrénéen) montre des valeurs de sédiments préservés moins importantes que dans le Bassin de Tarbes par exemple (fig. \ref{carteEPAISSEURpriabonien}). Les valeurs maximales identifiées sont de 600 m pour le Bassin d'Arzacq.

    \item \textbf{Le Bassin de Tartas} présente les valeurs de sédiments préservés les moins importantes du domaine situé au Sud de la "Flexure Celtaquitaine". Les valeurs maximales dans ce bassin orienté Nord-Ouest Sud-Est sont de 500 m. La connections avec le Bassin de la façade atlantique semble possible cependant à l'Est la Structure d'Audignon au Nord d'Aire-sur-L'Adour semble bloquée la connections avec le Bassin de Mirande.

    \item \textbf{Le Bassin de la façade atlantique} montre une répartition particulière. En effet les sédiments préservés du Priabonien sont principalement localisés à l'Est du réseau de failles décrochante de Thétieu (fig. \ref{carteEPAISSEURpriabonien}). Cette répartition est essentiellement dû à la disposition des progradations pendant cette période (voir la figure 4 dans le chapitre \ref{papier1}), en effet les géométries de "foreset" se trouve juste à l'Est du réseau de failles et les géométries de "bottomsets" à l'Ouest. Cela induit donc naturellement (sans activité tectonique décrochante marquée) cette variation d'épaisseur. La limite Nord de cette accumulation sédimentaire se trouve au niveau de la "Flexure Celtaquitaine". Les valeurs maximales observées dans cette zone sont de l'ordre de 700 m de sédiments.

    \item \textbf{Au Nord de la "flexure Celtaquitaine"} quelques zones d'accumulations sédimentaires sont identifiées dont les valeurs maximales sont de l'ordre de 400 m de sédiments dans des zones extrêmement localisées (fig. \ref{carteEPAISSEURpriabonien}).
\end{itemize}
\medskip

\textbf{Carte paléogéographique du Priabonien supérieur (35.1 Ma = PC-MRS-7 à 33.8 Ma = PC-SB-8)(fig. \ref{cartePALEOpriabonien}) :}

\medskip

L’extension maximale du domaine marin change drastiquement entre le Bartonien et le Priabonien. En effet le Bartonien montre des incursions marines, marquées par les Formations de Fontaine de la Médaille et les Calcaires de Brassempouy \citep{sztrakos1998eocene,serrano2001cretace}, atteignant le Nord-Ouest de Pau dans la partie Sud du bassin d'Aquitaine. Le Priabonien est caractérisée par une avancé vers l'Ouest de la shoreline (fig. \ref{cartePALEOpriabonien}), qui, dans le Sud du basin d'Aquitaine est identifiée par \citet{sztrakos1998eocene,serrano2001cretace} au niveau de Dax. A l'Ouest d'Agen (fig. \ref{cartePALEOpriabonien}) le domaine marin qui sépare la partie Nord et la partie Sud du bassin d'Aquitaine ne présente pas de changement de position majeur entre le Bartonien et le Priabonien. Les structures inversées au début du Tertiaire et réactivées au cours du Priabonien (Audignon, Villagrains-Landiras) sont des zones de non-sédimentation qui forment des barrières à la propagation du domaine marin vers l'Est.

Au Nord, les études de \citet{gayet1985ensemble,capdeville1987synthese,dubreuilh1989synthese} montrent également l'avancé de la shoreline d'environ 50 km vers l'Ouest pour atteindre les environs de Bordeaux au Priabonien (fig. \ref{cartePALEOpriabonien}). 
\medskip

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/PALEOGEOGRAPHIEPRIBONIEN}}
\caption[Carte paléogéographique du Priabonien supérieur, modifié d'après \citep{gayet1985ensemble,capdeville1987synthese,dubreuilh1989synthese,sztrakos1998eocene,serrano2001cretace,synthesepyrenees}]{Carte paléogéographique du Priabonien supérieur, modifié d'après \citep{gayet1985ensemble,capdeville1987synthese,dubreuilh1989synthese,sztrakos1998eocene,serrano2001cretace,synthesepyrenees}}
\label{cartePALEOpriabonien}
\end{figure}

\medskip

{\itshape Domaine marin} :

\begin{itemize}

\item \textbf{La Formation des Marnes de la côte des Basques}, localisée dans la partie Ouest du bassin d'Aquitaine (fig. \ref{cartePALEOpriabonien}), a été reconnue à l'affleurement et en forage par \citet{mathelin1993eocene,sztrakos1998eocene,serrano2001cretace}. Cette Formation est découpée en plusieurs membres détaillés dans \citet{sztrakos1998eocene}. Elle est caractérisée par des marnes contenants des débris de coquilles, et se correspond à un milieu épibathyale à circalittoral \citep{mathelin1993eocene,kieken1975notice,sztrakos1998eocene,serrano2001cretace}. Cette Formation est l'équivalent latéral de la Formation des Calcaires de Siest.

\begin{figure}[!ht]
\centering
\includegraphics[width=16cm]{Figure/Chapitre3/eocenesup}
\caption[Log sédimentologique issus des forages étudiés par \citet{sztrakos1998eocene}, les marnes de Brihande correspondent à un des membres de la Formation des Marnes de la côte des Basques] {Log sédimentologique issus des forages étudiés par \citet{sztrakos1998eocene}, les marnes de Brihande correspondent à un des membres de la Formation des Marnes de la côte des Basques}
\label{formationpriabonien}
\end{figure}

\item \textbf{La Formation des Calcaires de Siest} a été reconnue à l'affleurement et en forage (fig. \ref{cartePALEOpriabonien}), la partie basale de cette Formation se trouve au Bartonien \citep{kieken1975notice,sztrakos1998eocene,serrano2001cretace,sztrakos2005lithostratigraphie}. Elle est composée de calcaires microgrumeleux  plus ou moins sableux à nombreux rotalidés, elle présente par endroits des intercalations de marnes sableuses \citep{kieken1975notice,sztrakos1998eocene,serrano2001cretace,sztrakos2005lithostratigraphie}. Au dessus de celle-ci se trouve les Calcaires de Cachaou, qui pourraient correspondre au derniers dépôts du Priabonien marin proximal. Cette formation est identiques à celle de des Calcaires de Siest. \citet{cahuzac1980} identifie à Thétieu des calcaires marneux Priabonien qui serait équivalent des formations décrites ci-dessus. Ces formations correspondent à un milieu de dépôt infralittoral. La Formation de Siest se retrouve également plus au Nord, ou l'extension du domaine infralittoral semble plus importante (fig. \ref{cartePALEOpriabonien}).

\begin{figure}[!ht]
\centering
{\includegraphics[width=14cm]{Figure/Chapitre3/priabonienmarinnord}}
\caption[Coupe synthétique des formations marines priaboniennes au Nord-Ouest de Bordeaux, \citep{dubreuilh1973notice754}]{Coupe synthétique des formations marines priaboniennes au Nord-Ouest de Bordeaux, \citep{dubreuilh1973notice754}}
\label{priaboniencorrelnord}
\end{figure}

\item \textbf{Les Marnes à Sismondia et Ostrea bersonensis} sont localisées au Nord du bassin d'Aquitaine (fig. \ref{cartePALEOpriabonien}) et constituent l'équivalent latéral du Calcaire de Siest, cependant la limite entre ces deux formations n'est pas formellement identifiée. Cette formation décrit, par \citet{benoist1885,fabre1939description}, est constituée d'alternances de niveaux de calcaires sablo-argileux et de marnes \citep{dubreuilh1973notice754}. Ils renferment des Milioles et des Orbitolites.  \citet{mouline1977notice779} met en évidence la présence des Marnes à Ostrea (fig. \ref{priaboniencorrelnord}) qui est une Formation composée d'argiles calcaires à nombreuses coquilles d'huîtres Bersonensis. Le milieu de dépôts de ces différentes formations est donc infralittoral, comme pour le Calcaire de Siest.

\item \textbf{Les Calcaires sableux et grès à Anomies et Calcarénites} sont également présents au Nord du bassin d'Aquitaine (fig. \ref{priaboniencorrelnord}) et constitue l'équivalent latéral proximal des Marnes à Sismondia et Ostrea bersonensis. La Formation des Calcaires Sableux et Grès à Anomies décrits par \citet{dubreuilh1973notice754} est composée de grès et de calcaires avec par endroits des "ripple marks". La Formation des Calcarénites est composée de calcaires en bancs massifs puis à Orbitolites à la base et d'un calcaire plus friable en haut de le série. Ces formations témoignent d'un environnement infralittoral lagunaire et/ou estuairien \citep{mouline1977notice779}.

\medskip

\end{itemize}

{\itshape Domaine continental} :
\begin{itemize}

\item \textbf{Les Poudingues de Palassou} ont été identifiés en forage et à l'affleurement par \citet{palassou1784essai,crochet1989palassou}. Les poudingues de Palassou sont divisées en trois séquences, la troisième séquence est attribuée au Priabonien. Cette Formation s'étend de la partie Sud-Est du bassin de Carcassonne \citep{crochet1989palassou} jusqu'à l'Ouest d'Orthez \citep{hourdebaigt1988stratigraphie}(fig. \ref{cartePALEOpriabonien}). Dans la partie Ouest ces poudingues sont les Poudingues de Jurançon d'après les datations de \citep{hourdebaigt1986poudingue}. Les Poudingues de Palassou sont des dépôts de types cônes alluviaux composés de conglomérats polygéniques.

\item \textbf{La Formation de Campagne} a été reconnue en forage par \citet{sztrakos1998eocene}. \citet{sztrakos2017} indique que cette Formation peut déborder en âge sur l'Oligocène basal. Elle est présente dans l'ensemble de la partie sud du bassin d'Aquitaine de Toulouse à la shoreline priabonienne (fig. \ref{cartePALEOpriabonien}). Le contact avec les Calcaires de Brassempouy sous-jacents est une surface d'érosion bien marquée \citep{sztrakos1998eocene}, que nous avons identifiée dans le chapitre \ref{papier1}, qui correspond à la première discordance du Priabonien (SbPC = 37.7 Ma). Elle est composée d'alternances d'argiles à Charophytes, d'argiles versicolores gypseuses et de dépôts lacustres \citep{sztrakos1998eocene,serrano2001cretace}. Les auteurs identifient également des calcaires et du gypses indiquant la présence de dépôts lagunaires due par des inondations marines ponctuelles \citep{sztrakos1998eocene,serrano2001cretace}. Cette Formation correspond donc à une vaste plaine d'inondation où des lacs peuvent se former.

\item Les calcaires du bassin de Castres et de Carcassonne, \textbf{Le Calcaire de Varen, le Calcaire de Houmoux et Villeneuve-la-comtal}. Le Calcaire de Varen surmonte les argiles à graviers et est composé de calcaires blancs et de calcaires marneux \citep{burgnajac906}. \citet{burgnajac906} identifient la présence d'arrivée terrigènes dans ce bassin lacustre venant du NNO et du OSO (fig. \ref{cartePALEOpriabonien}). Le Calcaire de Houmoux et Villeneuve-la-comtal reposent sur des séries conglomératiques, ils sont composés de calcaire blanc à rosé. Ils se trouvent au Sud dans le bassin de Carcassonne entre la Montagne Noir et les Pyrénées. Ces deux formations correspondent à des environnements lacustres où il est possible d'observer des arrivées terrigènes venants des reliefs avoisinants.

\item \textbf{La molasse de Puylaurens} est localisée entre les deux dépôts lacustres décrits ci-dessus dans le bassin de Castres (fig. \ref{cartePALEOpriabonien}). Cette formation identifiée par \citet{casteras1956formations} correspond à un épandage dallant des argiles sableuses aux conglomérats \citep{mouline1977notice985}.

\item Les calcaires de la plate-forme Aquitaine, \textbf{Le Calcaire des Ondes, le Calcaire d'Issigeac} sont les dépôts localisés au Nord d'Agen (fig. \ref{cartePALEOpriabonien}). Le Calcaire des Ondes est un calcaire lacustre composé essentiellement de calcaire blanc crayeux micritique. A sa base il est possible d'observer des calcrètes \citep{capdeville2000notice879}. Ces niveaux peuvent passées latéralement à des argiles carbonatées \citep{capdevillenotice854}. Le Calcaire d'Issigeac est situé au Nord-Ouest du Calcaire des Ondes (fig. \ref{cartePALEOpriabonien}). Il est composé d'un calcaire micritique beige à rose, microbrèchifié quelque fois surmonté par des dépôts marneux \citep{platelnotice829}. Ces deux formations sont attribuées à des environnent lacustres.

\item \textbf{La Formation de Boisbreteau, partie inférieure} se trouve tout au Nord de la figure \ref{cartePALEOpriabonien}. Cette formation est composée de sables argileux avec quelque galets (quartzites) et d'argiles silteuses. La partie supérieure est constituée d'argiles silteuses parfois sableuses à petits niveaux ferrugineux \citep{platelnotice757}. \citet{dubreuilh1989synthese} interprète ces dépôts comme des systèmes fluviatiles donc l'orientation est Nord-Est Sud-Ouest (fig. \ref{cartePALEOpriabonien}).

\item \textbf{La Molasse de Fronsadais, partie inférieure} est identifiée à l'Est de Bordeaux et également à l'Est de d'Agen (fig. \ref{cartePALEOpriabonien}). Elle constitue l'équivalent latéral de la Formation de Campagne du bassin sud-Aquitain. Cependant la limite entre ces deux formations est difficilement traçables. Cette molasse est composée de sables et d'argiles micacées \citep{capdevillenotice854}, cette formation s'ordonne suivant une séquence positive comportant à la base des grès tendres à élèments plus ou moins grossiers passant à des argiles silteuses. \citet{capdevillenotice854} interprète ces dépôts comme une nouvelle venue détritique chenalisante où les argiles constituent la plaine d'inondation. Enfin \citep{dubreuilh1989synthese} indique que ces distributaires fluviatiles seraient de type anastomosés, induisant une faible pente.

\end{itemize}

\textbf {Pour résumer :}
\begin{itemize}

\item Le Priabonien marin est marquée par une avancé de la shoreline jusqu'au environ de Dax et Bordeaux (fig. \ref{cartePALEOpriabonien}). Le domaine marin est scindé en deux régions lithologiquement différentes (1) au Sud de la structure de Villagrains-Landiras, les dépôts marins (Calcaire de Siest, Marnes de la Côte des Basques) mettent en évidence une importante fraction carbonatée, (2) au Nord de la structure de Villagrains-Landiras les faciès marins sont caractérisées par une fraction terrigène plus importante sans doute du à la connections avérée des systèmes fluviatiles venant de l'Est qui alimentent le domaine marin en élèments terrigènes (fig. \ref{cartePALEOpriabonien}).

\item Le Priabonien continental est marquée, comme depuis l'Yprésien, par des arrivées terrigènes importantes matérialisées par les distributaires fluviatiles au Nord d'Agen et à l'Est de Bordeaux (fig. \ref{cartePALEOpriabonien}), les systèmes continentaux dans cette région avancent d'environ 50 km entre le Bartonien et le Priabonien. C'est au Sud que l'avancée des sédiments continentaux vers l'Ouest est la plus importante, elle peut atteindre par endroits 80 km d'avancé \citep{sztrakos1998eocene}. Elle est matérialisé par la Formation de Campagne (fig. \ref{cartePALEOpriabonien}). Au Nord comme au Sud il est possible d'observer des dépôts lacustres dont l'extension géographique est importante.

\end{itemize}
\medskip
D’un point de vue des zones d’alimentation terrigène, le Priabonien met en évidence plusieurs sources :

\begin{itemize}

\item au Nord-Est de Bordeaux les systèmes fluviatiles de la Formation de Boisbreteau semblent être alimentés par des sources venants du Nord-Est et de l'Est (fig. \ref{cartePALEOpriabonien}). Cela induit donc une alimentation provenant des Monts du Limousin du Plateau de Millevaches et du Périgord Noir (fig. \ref{cartePALEOpriabonien}).

\item au Nord d'Agen les systèmes fluviatiles de la Formation de la Molasse du Fronsadais montrent des directions d'alimentation Est-Ouest et Nord-Est Sud-Est qui induisent probablement une source sédimentaire issue du Détroit de Rodez (fig. \ref{cartePALEOpriabonien}).

\item à l'Est de Toulouse le dépôt de la Molasse de Puylaurens (fig. \ref{cartePALEOpriabonien}) prend sa source à l'Est, sans doute depuis les Monts de Lacaunes.

\item au Sud les Poudingues de Palassou (fig. \ref{cartePALEOpriabonien}) sont issus de l'érosion de la chaîne pyrénéenne. Ces apports semblent limités au Sud de Dax pour la partie la plus occidentale.

\end{itemize}

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\newpage

\section{L'Oligocène : dépôtcentres et paléogéographie}
\sectionmark{L'Oligocène}

\subsection{Le Rupélien du Bassin d'Aquitaine et du Golfe de Gascogne, cartes d’isohypses et carte paléogéographique}\label{chresultrupelien}
\textbf{Carte d'isohypses onshore de la base du Rupélien (fig. \ref{carteHRoligocene}) :} 
\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/ISOHYPSEBASEOLIGOCENE}
\caption[Carte d'isohypses onshore de la base du Rupélien]{Carte d'isohypses onshore de la base du Rupélien}
\label{carteHRoligocene}
\end{figure}

\medskip

La carte d'isohypses de la base du Rupélien (fig. \ref{carteHRoligocene}) met en évidence la présence de plusieurs sous-bassins déjà présentés dans la section \ref{priabonien}. Comme pour le Priabonien la "Flexure Celatquitaine" marque la limite (fig. \ref{carteHRoligocene}) entre les bassins subsidents au Sud et le domaine non-subsidents au Nord. L'Oligocène est la dernière période ou cette délimitation est effective. La répartition des sous-bassins semblent être en tout point identique à la période Priabonienne. Cependant quelques différences sur la répartition au sein même des sous-bassins est à noter.

\medskip

 La répartition actuelle des isohypses (déformation postérieure) montre une répartition des bassins (description d'Est vers l'Ouest) :
\medskip

\begin{itemize}
    \item   à l'Est le \textbf{Bassin de Carcassonne}, situé entre Boussens et Toulouse (fig. \ref{carteHRoligocene}) est bien délimité par l'isohypse -500 m. Cette délimitation se trouve essentiellement à l'Est de la Faille de Toulouse (fig. \ref{carteHRoligocene}), ce qui marque la différence majeure comparée aux isohypses de la base du Priabonien (fig. \ref{carteHRpriabonien}). Cette observation sera reprise et confirmé sur la carte d'isopaques de l''Oligocène (fig. \ref{carteEPAISSEURoligocene}).

    \item   à l'Ouest du Bassin de Caracassone, la structure de Saint-Médard (fig. \ref{carteHRpriabonien}) dont la phase de structuration majeure est anté-Rupélien (cf. chapitre \ref{papier1}, coupe R6, aucun epaississement de part et d'autre de la structure) segmente et délimite les bassins de Carcassonne et de Mirande. Le \textbf{Bassin de Mirande} est limité au Sud par la ride de Maubourguet-Antin (fig. \ref{carteHRoligocene})orienté Sud-Est Nord-Ouest, son âge de structuration est anté-Priabonien. Ce bassin est marquée par l'isohypse - 500 m sur la figure \ref{carteHRoligocene}. La profondeur actuelle maximale de ce bassin est représentée par l'isohypse -750 m. C'est ce bassin qui montre les valeurs d'isohypses les plus importantes.

    \item   au Sud du Bassin de Mirande, le \textbf{Bassin de Tarbes} est confiné entre deux structures. Au Nord, la ride de Maubourguet-Antin, à l'Ouest la réseau de failles décrochantes de Séron-Larcis orienté Sud-Est Nord-Ouest qui semble se raccordé à la structure d'Audignon (fig. \ref{carteHRoligocene}). Ce bassin est délimité par l'isohypse -250 m et la profondeur maximale de celui-ci atteint difficilement  500 m.

    \item au Nord-Ouest du Bassin de Tarbes, le \textbf{Bassin d'Arzacq} est limité à l'est par la réseau de faille décrochantes de Séron-Larcis (fig. \ref{carteHRoligocene}) et au Nord par la structure d'Audignon. Cette structure n'est plus active pendant l'Oligocène \citep{serrano2001cretace}. Le bassin d'Arzacq est bien délimité par l'isohypse -250 m et montre une profondeur maximale de 500 m. La carte \ref{carteHRoligocene} met en évidence la présence d'un corridor entre Orthez et Dax (à l'Ouest de la structure d'Audignon) qui n'était pas aussi visible pendant le Priabonien.

    \item au Nord de la structure d'Audignon, le \textbf{Bassin de Tartas} (fig. \ref{carteHRoligocene}) est limité au Nord par la "Flexure celtaquitaine", et il s'ouvre vers l'Ouest (plus largement comparé au Priabonien) en direction du bassin profond situé au niveau de la côte actuelle. Le blocage de la connections, entre le Bassin de Mirande et de Tartas, par la structure de Lussagnet est moins important (comparée au Pirabonien) aux regards des isohypses de la base du Rupélien (fgi. \ref{carteHRoligocene}). Le Bassin de Tartas est délimité par l'isohypse -500 m.

    \item à l'Ouest du Bassin de Tartas, le \textbf{Bassin de la façade atlantique} montre des profondeurs maximales de plus de -1500 m (fig. \ref{carteHRoligocene}). La différence majeure comparée à la période priabonienne est le changement de localisation des valeurs maximales. En effet pendant le Priabonien celles-ci étaient surtout localisée à l'Est du réseau de failles décrochantes de Thétieu, alors qu'au Rupélien celles-ci se trouvent principalement à l'Ouest (fig. \ref{carteHRoligocene}). Ce qui induit un mouvement majeur sur cette faille que nous détaillerons sur la carte d'isopaques de l'Oligocène (fig. \ref{carteEPAISSEURoligocene}).

    \item au \textbf{Nord de la "flexure Celtaquitaine"} (fig. \ref{carteHRoligocene}) les isohypses montrent la présence d'un domaine à très faible pente. 
\end{itemize}
\medskip

\textbf{Carte d'isohypses onshore et offshore de la base du Rupélien (fig. \ref{carteHRoligocene}) } 
\medskip

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/BASEOLIGOCENEISOHYPSEOFFSHORE}
\caption[Carte d'isohypses onshore et offshore de la base du Rupélien]{Carte d'isohypses onshore et offshore de la base du Rupélien}
\label{carteBRoligocene}
\end{figure}

La figure \ref{carteBRoligocene} montre l'extension offshore des domaines décrits ci-dessus. Comme pour la carte onshore (fig. \ref{carteHRoligocene}) la "Flexure Celtaquitaine" limite les domaines profonds au Sud et les domaines moins profonds au Nord. Cette limite semble se poursuivre vers le Nord-Ouest et est marquée entre les isophypses -500 et -1000m (fig. \ref{carteBRoligocene}).

\medskip

Le Plateau landais, domaine de transition entre la plate-forme et la plaine abyssale, n’est pas homogène aux vues des isohypses. Il est segmenté en deux domaines, un au Nord situé au niveau du Bassin de Parentis/Cap Ferret et un deuxième au Sud, situé sur le Haut des Landes (fig. \ref{carteBRoligocene}). La limite entre ces deux domaines correspond au système de failles orientées Est-Ouest héritées de l'extension (faille bordière mériodionale du Bssin de Parentis) et reprise pendant l'épisode compressif \citep{ferrer2012evolution}. (1) Le domaine Nord est limité par l'isohypse -2000 m et montre la présence de rentrant également marqué par cette isohypse. L'activité des diapirs continue durant cette période \citep{ferrer2012evolution} et forment des hauts dans ce domaine, marqués par le tracé des isohypses -500 m (orange sur la figure \ref{carteBRoligocene}). (2) Le domaine Sud se trouve relativement haut par rapport au domaine Nord, avec le prolongement de l'isohypse -1000 m en offshore (fig. \ref{carteBRoligocene}). Les isohypses s'approfondissent progressivement vers le Nord-Ouest sur la bordure de ce plateau.
\medskip

L’actuelle plaine abyssale du Golfe de Gascogne est caractérisée par la présence de plusieurs domaines, (1) des domaines relativement haut (fig. \ref{carteBRoligocene}), le "Gascogne High" dont l'extension maximale est délimitée par l'isohypse -6000 m. Ce haut résulte de l'inversion de bassins mésozoïques (Albiens) durant la phase compressive pyrénéenne \citep{fidalgo1995monts,thinon1999structure} et constitue donc un haut pendant l'Oligocène. Un autre haut, durant l'Oligocène, situé à l'Ouest du bassin profond marqué par l'isohypse -6000 m, est le Mont Cantabria. Il est également interprété comme un bassin mésozoïque inversé au cours de la phase pyrenéenne \citep{montadert1971histoire}. (2) des domaines relativement profond sont identifiés. Au Sud du bassin profond du Golfe de Gascogne, deux domaines profonds marqués par l'isohypse -7000 m ont été identifiées. Il sont localisés au niveau des chevauchements pyrénéens du Golfe de Gascogne (BWF = Biscay Wedge Front sur la figure \ref{carteBRoligocene}). Ils correspondent à la création d'espace disponible, dans cette empilement de chevauchements, liée à la dernière phase de structuration dans cette zone. L'isohypse -7500 m correspond à la la dépression crée au front du chevauchement frontal (BWF).
\medskip

\subsection{Carte d'isopaques de l'Oligocène}
\medskip

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/ISOPAQUEOLIGOCENE}
\caption[Carte d'isopaques onshore de l'Oligocène]{Carte d'isopaques onshore de l'Oligocène}
\label{carteEPAISSEURoligocene}
\end{figure}

\medskip

La figure \ref{carteEPAISSEURoligocene} montre au premier ordre une forte accumulation de sédiments au Sud de la "flexure celtaquitaine" comme pour la période priabonienne. Cependant les principaux dépôcentres de l'Oligocène se retrouvent également à l'Ouest de la structure d'Audignon (fig. \ref{carteEPAISSEURoligocene}). La répartition des sédiments met également en évidence des épaisseurs plus importantes au Nord des structures de Maubourguet-Antin et d'Audignon. Les valeurs maximales de sédiment préservées sont de 1200 m. Nous présenterons ici la répartition des sédiments par bassins (extension temporelle = 10.87 Myr) :

\begin{itemize}
    \item \textbf{Le Bassin de Carcassonne} montre une épaisseur maximale de 900 m. La répartition des sédiments préservés au sein de ce bassin confirme les observations faites sur la carte d'isohypses onshore de la base du Rupélien (fig. \ref{carteHRoligocene}). En effet les sédiments sont principalement préservés à l'Est de la faille de Toulouse (fig. \ref{carteEPAISSEURoligocene}). Cela induit donc un mouvement sur cette faille au cours de l'Oligocène qui crée de l'espace disponible à l'Est de cette faille. Il est possible que cette faille ait eu un jeu normale (composante décrochante ?) pendant l'Oligocène en relation avec l'ouverture du Golfe du Lion, mais ceci reste à ce jour une hypothèse.

    \item \textbf{Le Bassin de Mirande} montre une épaisseur maximale de sédiments de 1100 m. A l'Est de la structure de Saint-Médard (fig. \ref{carteEPAISSEURoligocene}), un dépôcentre (900 m au plus épais) a été identifié qui correspond à une zone de non-préservation pendant le Priabonien. A l'Ouest et au Sud de la structure de Saint-Médard, deux dépôcentres sont identifiés et sont limités au Sud par la ride de Maubourguet-Antin. Leur orientation est WNW-ESE. La limite méridionale de ces dépôtcentres est bien marquée par la ride de Maubourguet-Antin.

    \item \textbf{Le Bassin de Tarbes} montre des valeurs de sédiments préservés atteignant 800 m. Au Priabonien (fig. \ref{carteEPAISSEURpriabonien}), le Bassin de Tarbes montre des accumulations sédimentaires plus importantes que dans le Bassin de Mirande. A l'Oligocène (fig. \ref{carteEPAISSEURoligocene}), cette tendance s'inverse, on observe donc la migration du dépôcentre vers le Nord.

    \item \textbf{Le Bassin d'Arzacq} montre une accumulation maximale de sédiments de 800 m. Il est observé au Nord-Ouest d'Orthez un dépôtcentre (700 m au plus épais) qui n'était pas présent pendant le Priabonien. Cette création d'espace disponible avait était déjà argumentée indirectement par les travaux de \citep{zolnai1971front,zolnai1975existence,gely2000evolution,gely2001tectonique}. Ces auteurs montrent qu'entre le Ruélien inférieur (NP 21) et le Chattien supérieur (NP 25), une phase de déformation importante engendre l'avancé de l'Unité de Peyrehorade (chevauchement situé entre Dax et Orthez) de 30 à 40 km vers le NNO, ce qui induit une augmentation de l'espace disponible au front de ce chevauchement. \citep{sztrakos2017} appuient cette hypothèse et mettent également en évidence la présence d'un demi-cycle rétrogradant au Sud (Formation de Mugron et de Moulin de Batan) synchrone d'une régression généralisée dans le reste du bassin (Molasse de l'Agenais), cela induit donc la création d'espace disponible liée à l'activité tectonique en compression. Le dépôcentre situé au Sud de la structure d'Audignon (fig. \ref{carteEPAISSEURoligocene}) à l'Est d'Orthez semble être contrôlé par le prolongement du réseau de failles décrochantes de Thétieu.

    \item \textbf{Le Bassin de Tartas} montre une épaisseur maximale de sédiments préservées de 900 m. La connections avec le Bassin de la facade atlantique est bien marquée sur la figure \ref{carteEPAISSEURoligocene}. Du côté Est la carte d'isopaques \ref{carteEPAISSEURoligocene} semble indiqué une connections entre les Bassins de Mirande et de Tartas. Cette accumulation sédimentaire est contrôlé par le fonctionnement du synclinal de Tartas qui guide la transgression du Chattien supérieur \citep{sztrakos2017}.

    \item \textbf{Le Bassin de la façade atlantique} contient les plus fortes épaisseurs de sédiments préservés dans le bassin d'Aquitaine avec des valeurs atteignant 1200 m. Comme annoncé sur la carte d'isohypses onshore de la base du Rupélien (fig. \ref{carteHRoligocene}) le dépôtcentre de ce bassin se trouve à l'Ouest du réseau de failles décrochantes de Thétieu, alors que celui-ci se trouvait à l'Est de cette structure durant le Priabonien. Les géométries associées sont imagées sur la figure 4 du chapitre \ref{papier1}. L'épaissiement à l'Ouest est donc lié à l'activité de ce réseau de failles pendant l'Oligocène. L'activité de cette faille est sans doute relié à l'avancé des chevauchements plus au Sud pendant cette période.

    \item \textbf{Au Nord de la "Flexure Celtaquitaine"} montre au premier ordre très peu de sédiments préservés entre Agen et et la côte actuelle. Entre Agen et la faille de Toulouse deux dépôcentres marqués par les valeurs d'isopaques 300 m sont identifiés. Leur origine n'est cependant à ce jour pas expliqué. Enfin à l'Est de la faille de Toulouse un dépôtcentre plus important (valeurs maximales de sédiments préservés, 500 m) est observé. Cependant sa véracité et son interprétation sont impossibles aux vues du peu de données disponibles dans cette zone (fig. \ref{limitedonnees}).
\end{itemize}
\medskip

%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%

\textbf{Carte paléogéographique du Rupélien moyen (32.2 Ma = PC-MFS-8)(fig. \ref{cartePALEOrupelien})}

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\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/RUPELIENPALEOGEOGRAPHIE}}
\caption[Carte paléogéographique du Rupélien moyen, modifié d'après \citep{sztrakos2017,synthesepyrenees}]{Carte paléogéographique du Rupélien moyen, modifié d'après \citep{sztrakos2017,synthesepyrenees}}. 
\label{cartePALEOrupelien}
\end{figure}

\medskip

L’extension maximale du domaine marin au Rupélien moyen montre des différence majeures comparées au Priabonien (fig. \ref{cartePALEOrupelien}), principalement dans la partie Nord du bassin d'Aquitaine. Au Sud la shoreline montre deux avancées (30 à 40 km vers l'Est d'après \citet{sztrakos2017}), (1) au Sud-Est de Dax (fig. \ref{cartePALEOrupelien}) le domaine marin franchit les domaines émergés au Priabonien (fig. \ref{cartePALEOpriabonien}), ce qui est nous le verrons sur la carte d'isopaques de l'Oligocène (fig. \ref{carteEPAISSEURoligocene} est induit par une augmentation de l'espace disponible au front des unitées chevauchantes de l'Ouest du bassin d'Aquitaine, (2) au Nord-Est de Mont-de-Marsan (fig. \ref{correlationoligocenesztrakos}) la shoreline se déplace vers l'Est comparée à la période priabonienne. Au Nord du bassin d'Aquitaine, le Rupélien moyen correspond à la transgression majeure de l'Oligocène \citep{pratviel1972essai,alvinerie1977notice803,cahuzac1980,sztrakos2017} où la mer des Calcaires à Astéries avance de l'ordre de 90 km vers l'Est (fig. \ref{cartePALEOrupelien}). La carte \ref{cartePALEOrupelien} met également en évidence une plate-forme carbonatée plus étendue au Nord qu'au Sud. Au Sud la Formation de Gass passe rapidement à la Formation de Capcosle, alors qu'au Nord l'équivalent circalittoral à épibathyale des Calcaires à Astéries se retrouve plus à l'Ouest sur la marge Aquitaine. Cette différence est également corrélée avec les domaines identifiés sur la carte d'isohypses de la base du Rupélien (fig. \ref{carteHRoligocene}), ou la partie Nord correspond à un domaine de très faible pente.

\medskip

{\itshape Domaine marin} :

\begin{itemize}

\item \textbf{La Formation des Calcaires à Astéries} est localisée au Nord du bassin d'Aquitaine (fig. \ref{cartePALEOrupelien}). Cette formation est présente pendant toute la période oligocène (fig. \ref{correlationoligocenesztrakos}), mais le maximum de trangression a été reconnu par \citet{sztrakos2017} pendant le Rupélien moyen (P19 et P20 inf)(fig. \ref{correlationoligocenesztrakos}). Cette formation a été caractérisée par \citet{delbos1847recherches} et a fait l'objets de nombreuses descriptions \citep{benoist1887esquisse,pratviel1972essai,dubreuilh1973notice754,alvinerie1977notice803}. Enfin elle a été replacé, précisément, dans un cadre biostratigraphique par \citet{sztrakos2017}. Elle est composée d'un ensemble dominant de calcaire bioclastiques à mélobésiées, foraminifères, bryozoaires, échinodermes (Astéries) et polypiers \citep{sztrakos2017}. Cette formation présente par endroits des affinitées récifales comme pour la Formation de Gaas au Sud. Au sein des cette formation il est possible d'observer des niveaux carbonatées ou argileux à huitres \citep{delbos1847recherches}. Cela traduit donc un milieu de plate-forme oscillant entre plate-forme interne et externe.

\begin{figure}[!ht]
\centering
\includegraphics[width=14cm]{Figure/Chapitre3/correlasterie}
\caption[Corrélation de forages au Nord de Mont-de-Marsan montrant la succession oligocène et en particulier la transgression du Rupélien moyen, \citep{sztrakos2017}] {Corrélation de forages au Nord de Mont-de-Marsan montrant la succession oligocène et en particulier la transgression du Rupélien moyen, \citep{sztrakos2017}}
\label{correlationoligocenesztrakos}
\end{figure}

\item \textbf{La Formation de Gaas} est l'équivalent au Sud de la Formation des Calcaires à Astéries. Elle a été caractérisée pour la première fois par \citet{raulin1897statistique}. Cette Formation a été replacée dans un contexte biostratigraphique précis par \cite{cahuzac1997,cahuzac2002associations}. Elle est caractérisée par l'alternance de calcaire bioclastiques, de marnes et d'argiles. Elle est également remarquable de part l'absence de faciès sableux quartzeux \citep{sztrakos2017}. La formation de Tuc de Saumon, faisant partie de la Formation de Gaas, a été décrit par \citet{boulanger1970recif} et est présenté sur la figure \ref{tucdesaumon}. Elle correpond à la partie la plus récifale de la Formation de Gaas qui est interprété par \citet{boulanger1970recif,cahuzac1980} comme un récif frangeant adossé à une île.

\begin{figure}[!ht]
\centering
\includegraphics[width=6cm]{Figure/Chapitre3/tucdesaumon}
\caption[Description sédimentaire de l'ensemble lithologique du récif du Tuc de Saumon, présenté dans \citet{platel1990notice} et issue de \citet{boulanger1970recif}] {Description sédimentaire de l'ensemble lithologique du récif du Tuc de Saumon, présenté dans \citet{platel1990notice} et issue de \citet{boulanger1970recif}}
\label{tucdesaumon}
\end{figure}

\item \textbf{La Formation de Capcosle} est l'équivalent latéral de la Formation de Gaas au Sud du bassin d'Aquitaine (fig. \ref{cartePALEOrupelien} et \ref{correlationoligocenesztrakos}) et a été introduite par \citet{sztrakos2017}. Elle s'étend sur la totalitée de la période oligocène. Elle est formée par des lithologies à dominante argileuse qui appartiennent majoritairement aux milieux circalittoral et épibathyale. \citet{sztrakos2017} signale également la présence de petits niveaux turbiditiques sableux ou carbonatés.

\end{itemize}
\medskip
{\itshape Domaine continental} :
\begin{itemize}

\item \textbf{Les Poudingues de Palassou} ont été identifiés en forage et à l'affleurement par \citet{palassou1784essai,crochet1989palassou}. Le dernier membre de cette formation est normalement attribué au Priabonien, cependant, dans le chapitre \ref{papier1} nous avons montré sur la coupe R6 que ce système de piedmont était actif au moins jusqu'à la base du Chattien (PCf6 = 27.1 Ma). Cette Formation s'étend de la partie Sud-Est du bassin de Carcassonne \citep{crochet1989palassou} jusqu'au Sud d'Orthez \citep{hourdebaigt1988stratigraphie}(fig. \ref{cartePALEOpriabonien}). Dans la partie Ouest ces poudingues sont les Poudingues de Jurançon d'après les datations de \citep{hourdebaigt1986poudingue}. Les Poudingues de Palassou sont des dépôts de types cônes alluviaux composés de conglomérats polygéniques.

\item \textbf{La Formation de la Molasse de l'Agenais, partie inférieure} est la formation continental dominante du bassin d'Aquitaine pendant le Rupélien moyen (fig. \ref{cartePALEOrupelien}). A la base, elle est caractérisée par des grès fins à grossiers admettant la présence de quelque graviers (fig. \ref{molasseagenais}). \citet{capdevillenotice904} identifie la présence de litages obliques induisant la présence d'un système fluviatile. \citet{synthesepyrenees} mettent en évidence une chenalisation à la base, argument également en faveur d'un système fluviatile. Enfin la suite de la série sédimentaire est caractérisée par des silts carbonatés et d'argiles carbonatées à traces de pédogénése (fig. \ref{molasseagenais}). Cette Formation correspond donc à la base a un système fluviatile, puis la suite de la série est représentative d'une vaste plaine d'inondation avec développements par endroits de sols.

\begin{figure}[!ht]
\centering
\includegraphics[width=10cm]{Figure/Chapitre3/molasseagenais}
\caption[Description sédimentaire de l'ensemble lithologique de la Molasse de l'Agenais inférieure et supérieure, \citep{capdevillenotice904}] {Description sédimentaire de l'ensemble lithologique de la Molasse de l'Agenais inférieure et supérieure, \citep{capdevillenotice904}}
\label{molasseagenais}
\end{figure}

\item Les calcaires du bassin de Castres et de Carcassonne, \textbf{Le Calcaire de Briatexte et de Belesta} sont les deux formations prédominantes dans les bassins de Castres et Carcasssonne. Le Calcaire de Briatexte renferme de nombreux fossiles \citep{mouline1977notice985} et correspond à un environnement lacustres où des arrivées terrigènes peuvent être observées. Le Calcaire de Belesta identifié par \citet{demange1997notice1011} est caratérisée par un ensemble palustre à lacustre. La base de la série peut montré des arrivées terrigènes rappelant la Molasse de Puylaurens (Priabonien). Au sommet de la série ce sont les faciès lacustres et palustres qui sont dominants.

\item \textbf{La Formation de Saint-Denis-Catus} est localisée au Nord-Est d'Agen et a été identifiée par \citet{astruc1986notice856,astruc1990notice832} et a été reconnue à l'affleurement. Elle repose sur les séries jurassico-crétacées, elle remplit une paléovallée orientée Nord-Sud. Elle est composée d'une épaisse couche de galets pouvant atteindre 20 cm. L'épaisseur total de cette épandage est d'environ 20 m au Nord et 70 m au Sud \citep{astruc1986notice856,astruc1990notice832}. Les auteurs y observent des stratifications obliques et entrecroisée attestant de la présence d'un réseau fluviatile. Le matériel alluvial est majoritairement constitué de quartz.

\end{itemize}

\textbf {Pour résumer :}
\begin{itemize}

\item Le Rupélien moyen marin est une transgression majeure dans le bassin d'Aquitaine. Celle-ci est plus importante au Nord (Calcaire à Astéries) qu'au Sud (Formation de Gaas). Les lithologies identifiées, dans le domaine de plate-forme, sont essentiellement carbonatée avec au Sud des affinités récifales (Récif du Tuc de Saumon). Le domaine bathyale se trouve exclusivement au Sud (Formation de Capcosle), au Nord le domaine de plate-forme des Calcaires à Astéries se prolonge à l'Ouest de la côte actuelle.

\item Le Rupélien moyen continental est principalement dominé par la présence d'une vaste plaine d'inondation (Molasse de l'Agenais) essentiellement arigleuse et silteuse. Au niveau du piedmont pyrénéen les Poudingues de Palassou et les Poudingues de Jurançon constituent les derniers dépôts de piedmont du Paléogène. L'extension géographique des ces dépôts de types cônes alluviaux est moins importante comparée à la période priabonienne. Dans les bassins de Castres et de Carcassonne ce sont les faciès lacustres et palustres qui sont prédominants. Enfin la Formation de Saint-Denis-Catus met en évidence la présence d'un système fluviatile orientée Nord-Sud.

\end{itemize}
\medskip
D’un point de vue des zones d’alimentation terrigène, le Rupélien moyen met en évidence plusieurs sources :

\begin{itemize}

\item  au Nord du bassin d'Aquitaine les apports terrigènes sont absents au Nord et à l'Est de Bordeaux (fig. \ref{cartePALEOrupelien}), les premières venues terrigènes semblent provenir du Périgord Noir et alimentent la molasse de l'Agenais. La Formation de Saint-Denis-Catus met en évidence des apports provenant sans doute du Plateau de Millevaches. Cet épandage alluvial peut également alimenté la Molasse de l'Agenais à l'Est d'Agen. Au Nord des Calcaires des bassins de Castres et de Carcassone, ou la Molasse de l'Agenais est présente (fig. \ref{cartePALEOrupelien}), il est possible que la Montagne du Lévezou et le Détroit de Rodez soit les deux principales sources de cette vaste plaine d'inondation.

\item  au Sud du bassin d'Aquitaine, les apports terrigènes proviennent bien évidemment des Pyrénées et sont cantonnées au Sud d'Orthez pour la partie la plus occidentale (fig. \ref{cartePALEOrupelien}). Ces sources alimentent les Poudingues de Palassou et de Jurançon ainsi que la plaine d'inondation de la Molasse de l'Agenais.

\end{itemize}

\medskip

\newpage

\subsection{Le Chattien du Bassin d'Aquitaine, carte paléogéographique}\label{chresultchattien}

\textbf{Carte paléogéographique du Chattien supérieur (24.5 Ma = CT-MFS-12)(fig. \ref{cartePALEOchattien})}

\medskip

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/CHATTIENPALEOGEOGRAPHIE}}
\caption[Carte paléogéographique du Chattien supérieur, modifié d'après \citep{gayet1985ensemble,cahuzac1995biostratigraphie,capdevillenotice854,sztrakos2017,synthesepyrenees}]{Carte paléogéographique du Chattien supérieur, modifié d'après \citep{gayet1985ensemble,cahuzac1995biostratigraphie,capdevillenotice854,sztrakos2017,synthesepyrenees}}. 
\label{cartePALEOchattien}
\end{figure}

\medskip

Le Chattien supérieur montre un changement radical de la répartition des domaines marins et continentaux (fig. \ref{cartePALEOchattien}). Ce changement est remarquable dans la partie Nord du bassin d'Aquitaine ou les termes continentaux représentés par la partie supérieure de la Formation de la Molasse de l'Agenais avance d'environ 60 km vers l'Ouest \citep{sztrakos2017} et recouvre la mer des Calcaires à Astéries du Rupélien moyen. Cependant au Sud les faciès marins semblent transgressés vers l'Est d'une dizaine de kilomètres au Nord-Est de Dax. A l'Ouest de Mont-de-Marsan la shoreline est sensiblement à la même position que pendant la période rupélienne (fig. \ref{cartePALEOchattien} et \ref{cartePALEOrupelien}). Au Sud, entre Bayonne et Dax, \citep{cahuzac1995} met en évidence la présence du canyon de Saubrigues dont nous avons montré la continuité occidentale dans le chapitre \ref{papier1}. Comme pour la période rupélienne les faciès les plus profonds (Formation de Capcosle) observés en aquitaine se trouvent à l'Ouest de Dax. Le domaine continental, essentiellement formé par la partie supérieur de la Molasse de l'Agenais, montre également une disposition qui marque changement majeur comparé au rupélien moyen. En effet, cette formation et tout autres dépôts de type piedmont sont absent dans la partie sud du bassin d'Aquitaine. Nous avons également identifiés sur la l'interprétation de la ligne sismique R6 du chapitre \ref{papier1} les zones préservées à 24.5 Ma (entre CT-SB-12b et CTF7). Celles-ci sont cantonnées au Sud et au Nord de la structure de Saint-Médard. Cependant la cartographie de ces dépôts n'a pas été réalisé et induit donc une incertitude importante sur la paléogéographie de cette zone (aplat blanc sur la figure \ref{cartePALEOchattien}). Au Nord de nombreux chenaux sableux sont mis en évidences \citep{capdevillenotice854}, cependant leurs extensions générale reste encore incertaine. Enfin les environnements de dépôts lacustres sont moins nombreux et moins étendus comparée à la période rupélienne (fig. \ref{cartePALEOchattien}).

\medskip

{\itshape Domaine marin} :

\begin{itemize}

\item \textbf{La Formation des Calcaires à Astéries, partie supérieure} est localisée au Nord du bassin d'Aquitaine (fig. \ref{cartePALEOchattien}). Cette formation est présente pendant toute la période oligocène (fig. \ref{correlationoligocenesztrakos}) et elle marque au Chattien supérieur la dernière incursion marine du Paléogène. La partie supérieure de la Formation des Calcaires à Astéries sup. est caractérisée par des calcaires de type packstone à grainstone bioclastiques. \citet{mouline1982notice853} signale que la partie supérieure de cette Formation voit sa fraction sableuse augmentée. La proximité des distributaires fluviatiles est sans doute à l'origine des cette augmentation (fig. \ref{cartePALEOchattien}). Cette formation est donc caractéristique de dépôts de plate-forme.

\item \textbf{La Formation d'Escornebéou} appartient à la biozone NP25 et est l'équivalent latéral des formations supérieures des Calcaires à Astéries et de Capcosle (fig. \ref{correlationoligocenesztrakos}). Elle a été définit pour la première fois par \citet{steurbaut1984otolithes} et les datations de celle-ci ont été confirmées par \citet{cahuzac2010}. Cette formation est composée d'un ensemble marneux \citep{cahuzac1980,cahuzac2002associations} où \citet{sztrakos2017} mettent en évidence la présence niveaux de calcaires gréseux ou sableux à caractère turbiditique. Elle est facilement reconnaissable dans les forages de part sont augmentation de radioactivité naturelle qui marque l'augmentation d'argilosité. \citet{sztrakos2017}, grâce à leur étude des foraminifères, mettent en évidence une tranche d'eau minmale d'environ 50 mètres pour cette formation.

\item \textbf{La Formation de Capcosle} est présente sur l'ensemble de la période oligocène \citep{sztrakos2017}. Pendant le Chattien supérieur (fig. \ref{cartePALEOchattien}) cette formation est composée de marne grise, sableuse, micacée, glauconieuse et \citet{sztrakos2017} mettent évidence la présence de galets de roches éruptives. Cette formation, pendant le Chattien supérieur, marque le passage d'un milieu circalittoral à infralittoral.

\medskip

\end{itemize}

{\itshape Domaine continental} :
\begin{itemize}

\item \textbf{La Formation de la Molasse de l'Agenais, partie supérieure} est la formation continental dominante du bassin d'Aquitaine pendant le Chattien supérieur (fig. \ref{cartePALEOchattien}). Le second membre de cette formation est séparé du premier par le Calcaire de Monbzillac, en l'absence de ce niveaux repère il est extrêmement difficile de différencier les deux membres de la Formation de la Molasse de l'Agenais. Cette formation est presque identique au premier membre (fig. \ref{molasseagenais}). Cependant il diffère de part l'apparition d'une nouvelle venue terrigène au sommet accompagnée d'une prédominance de dépôts chenalisants à straitifcations obliques \citep{capdevillenotice904,synthesepyrenees}. Entre les deux arrivées terrigènes, ce sont des argiles et des silts qui prédominent. Cette formation est donc, comme pour la partie inférieure, une vaste plaine d'inondation avec des intermittences de systèmes fluviatiles et sols (fig. \ref{cartePALEOchattien}). L'équivalent latéral de cette formation dans le bassin de Castres et de Carcassonne correspond sans doute à la Molasse du Tolosan, cependant aucune cartographie précise de celle-ci n'est disponible.

\end{itemize}

\textbf {Pour résumer :}
\begin{itemize}

\item Le Chattien supérieur marin dans la partie nord du bassin d'Aquitaine avance très largement vers l'Ouest et reste à la même position dans la partie Sud, comparée a la période rupélienne (fig. \ref{cartePALEOchattien} et \ref{cartePALEOrupelien}). Au Nord ce sont les faciès de plate-forme carbonatée proximale qui dominent (Calcaire à Astéries sup.) avec une augmentation de la fraction sableuse comparée à la période rupélienne. Au Sud, les formations d'Escornebéou et de Capcosle montrent des lithologies marneuses dominantes avec une augmentation de la fraction argileuse. En résumé les lithologies marines du chattien supérieur montrent une augmentation de la fraction terrigènes. Enfin l'apparition, pour la première fois, du canyon de Saubrigues permet sans doute le transfert des sédiments vers le golfe de Gascogne dans la partie sud.

\item Le Chattien supérieur continental est majoritairement caractérisé par la partie supérieure de la Formation de la Molasse de l'Agenais (fig. \ref{cartePALEOchattien}). Les distributaires fluviatiles reconnus au sein de cette formation sont principalement visible au Nord d'Agen et au Nord de Toulouse, dans le bassin de Castres. Le changement majeure, comparée à la période rupélienne, est l'absence de sédiments préservés dans la partie sud du bassin d'Aquitaine (bassin de  Tarbes et d'Arzacq) ainsi qu'au Nord de Bordeaux.

\end{itemize}
\medskip
D’un point de vue des zones d’alimentation terrigène, le Chattien supérieur met en évidence plusieurs sources :

\begin{itemize}

\item  au Nord, les distributaires fluviatiles de la Formation de la Molasse de l'Agenais montrent des alimentations provenant à la fois du Nord-Est et de l'Est. Cela induit donc des sources localisées au niveau du Périgord-Noir et du Détroit de Rodez (fig. \ref{cartePALEOchattien}).

\item  à l'Est, dans le bassin de Castres, deux distributaires fluviatiles sont identifiés, cependant leur continuité vers l'Ouest est difficilement identifiable. Leurs orientation Nord-Est Sud-Ouest induit donc des apports provenant sans doute du Détroit de Rodez et de la Montagne du Lévezou (fig. \ref{cartePALEOchattien}).

\item au Sud, au niveau du domaine proximal pyrénéen, l'absence de faciès de types cônes alluviaux indiquent une importante chute de la quantité d'apports provenant des Pyrénées. à l'Ouest la mise en place du canyon de Saubrigues permet sans doute au sédiments qui transitent dans le Sud du bassin de rejoindre directement le canyon de Capbreton formé pendant cette période (cf. chapitre \ref{papier1}, âge de la première incision du canyon de Capbreton, entre 25.2 Ma et 22.5 Ma).

\end{itemize}

\medskip

\medskip

\subsection{L'Oligocène du Golfe de Gascogne}

\medskip

Les forages pétroliers offshore (fig. \ref{cartePALEOoligobob}) sur la marge Aquitaine sont essentiellement localisés dans le prolongement en mer du bassin de Parentis, seulement quelques forages sont présents dans la partie Sud, au Nord du Canyon de Cap breton. Le plateau Landais est lui dépourvu de forages. L'Oligocène a été reconnu sur de nombreux forages offshore.
\medskip
Nos investigations biostratigraphiques sur les forages offshores IBIS 2 et PINGOUIN n'étaient pas focalisées sur le Paléogène de cette région. Nous nous basons donc sur les calages temporelles existants issus des rapports de fin de sondage.
\medskip

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/OLIGOCENEPALEOGEOGRAPHIEBoB2019}}
\caption[Carte paléogéographique du Golfe de Gascogne à l'Oligocène modifié d'après \citet{iglesias2009,Cadenas2017}]{Carte paléogéographique du Golfe de Gascogne à l'Oligocène modifié d'après \citet{iglesias2009,Cadenas2017}}
\label{cartePALEOoligobob}
\end{figure}

Les forages disponibles sur le plateau continental mettent en évidence plusieurs domaines lithologiques différents qui montrent la continuité des domaine lithologiques décrits pour la période Oligocène :

\begin{itemize}
\item le prolongement offshore de la plate-forme carbonatée des Calcaires à Astéries a été reconnu sur les forages CEPHEE, BELLATRIX et CASTOR (fig. \ref{cartePALEOoligobob}). Il y est décrit des calcaires bioclastiques glauconieux. Leur extension vers le Nord n'a pas pu être identifiée sur les forage ORCA et ALBATROS.

\item le prolongement de la Formation d'Escornebéou trouve également une continuitée dans le domaine offshore sur les forages ALDEBARAN, ORION, LE SEXTANT, ANTINEOUS, PHOENIX et ANTARES. Les lithologies rencontrées dans ces forages sont essentiellement des argiles calcaires passsant par endroits à des argiles silteuses (fig. \ref{cartePALEOoligobob}).

\item les forages CORMORAN, FREGATE, PINGOUIN, IBIS et PELICAN sont composés de marnes calcaires à silteuses ou des intercalations argileuses sont également présentes (fig. \ref{cartePALEOoligobob}). Ces lithologies semblent correspondre à la Formation de Capcosle décrite en onshore.

\item au Nord du canyon de Capbreton (fig. \ref{cartePALEOoligobob}) le Haut des Landes montrent la présence de plate-formes récifalles isolées. Sur les forages DANU, ESUS et TARANIS les descriptions lithologiques mettent en évidence la présence de calcaire wackstone à packstone parfois crayeux à nombreux débris de bryozoaires de formainifères et de polypiers (fig. \ref{cartePALEOoligobob}).

\end{itemize}

\medskip

\textbf{L'Oligocène de la marge asturienne} 
\medskip

La marge asturienne (fig. \ref{cartePALEOoligobob}) n'a pas été étudiée en détail pour son évolution sédimentaire paléogène, cependant les travaux de \citet{Cadenas2017} sur les forages de cette marge mettent en évidence la présence de dépôts oligocènes sur deux forages. Au Nord-Est d'Oviedo (fig. \ref{cartePALEOoligobob}), un forage met en évidence la présence calcaires oligocènes où des intercalations de marnes et de silts sont observées. La sédimentation carbonatées est continues sur ce forage depuis le Paléocène. L'épaisseur totale préservées est de 70 m. A l'Ouest de Santander, un deuxième forage identifie une série oligocène épaisse de 1800 m. Les lithologies rencontrées sont, à la base, des conglomérats, puis des argiles et des silts surmontées par à nouveaux des conglomérats et enfin des calcaires argileux et des marnes où des bancs sableux peuvent être observés \citep{Cadenas2017}.

\medskip

Plusieurs études ont été réalisées sur l'évolution sédimentaire du domaine turbiditique du Golfe de Gascogne \citep{cremer1983,iglesias2009}. Nous avons résumé les éléments les plus importants permettant de comprendre l'évolution de ce domaine, en relation avec le bassin d'Aquitaine, pendant l'Oligocène sur la figure \ref{cartePALEOoligobob}.

\medskip

\textbf{L'Oligocène du bassin profond du Golfe de Gascogne} identifié dans la séquence C2 d'\citet{iglesias2009} qui représente le Chattien inférieur et la partie inférieure la séquence Ib de \citet{cremer1983}.

\medskip

Pendant cette période le canyon de Cap Ferret n'est pas encore actif en tant que tel et le peu de sédiments qui transitent depuis le bassin d'Aquitaine sont piégés dans la dépression du Cap Ferret (bassin de Parentis) \citep{cremer1983,iglesias2009}. \citet{cremer1983} identifie pendant cette période la mise en place timide du canyon de Cap Ferret qui s'individualise grâce à l'édification de banquettes de part et d'autres de ce paléochenal. Le canyon de Cap Ferret, d'après \citet{iglesias2009}, connait une nouvelle phase de susbidence liée à la convergence Nord-Ouest Sud-Est pendant cette période. Il évoque également le soulèvement des Pyrénées (Cantabrie) à cette période qui induit, par exemple, le soulèvement du "Jovellanos High" (fig. \ref{cartePALEOoligobob}). Cet uplift entraîne une érosion fluviatile importante à terre qui permet des apports sédimentaires dans les canyons situés au Nord de cette marge (Santander, Torrelavega). Il met en évidence la présence de lobes turbiditques sur le glacis du golfe de Gascogne aux débouchés des canyons de Santander et de Torrelavega (fig. \ref{cartePALEOoligobob}). Enfin il identifie un autre lobe au Sud de Banc le Danois. Ces corps turbiditiques ne montrent pas de levées associées. A cette période où nous avons montré que le canyon de Capbreton n'était toujours pas actif (cf. chapitre \ref{papier1}) il semble peut probable que la connetions entre le canyon de Capbreton et de Santander soit presente.

%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%
\newpage

\section{L'Aquitanien et le Burdigalien : dépôtcentres et paléogéographie}\label{aquiburdi}
\sectionmark{L'Aquitanien et le Burdigalien}

\medskip

\subsection{L’Aquitanien du Bassin d’Aquitaine et du Golfe de Gascogne, cartes d’isohypses et carte paléogéographique}\label{chresultataqui}

\medskip

\textbf{Carte d'isohypses onshore de la base de l’Aquitanien (fig. \ref{carteHRaquitanien})}

\medskip La partie sud du bassin d’Aquitaine est dépourvue de sédiments préservés, seule une petite aire de sédimentation est préservée au Nord-Est de Boussens (fig. \ref{carteHRaquitanien} et  \ref{cartePALEOaquitanien}). Cette absence de préservation de sédiments peut être due soit, à un non-dépôt/transit (« by-pass ») lié à une réorganisation de la subsidence, soit à une surrection postérieure. 
\medskip
La carte d'isohypses de la base de l’Aquitanien (fig. \ref{carteHRaquitanien}) ne montre pas de déformation de courte à moyenne longueur d’onde (au moins dans la zone de sédimentation du triangle landais). Cette carte met en évidence plusieurs grands domaines (description de l'Est vers l'Ouest) : 
\begin{itemize}
    \item   un premier domaine de faible pente (de + 200 à 0 m) qui s’étend de l’Ouest de Toulouse jusqu’à un méridien entre Dax et Mont-de-Marsan qui correspond au domaine influencé à la fois par les incursions marines et par les dépôts continentaux

    \item   un second domaine (de 0 à – 250 m) à pente plus importante. Ce domaine est également constitué de « rentrant », le premier à l’Ouest de Mont-de-Marsan orienté vers le Sud-Ouest vers le domaine continental et le second au Nord du premier orienté vers le Nord
    \item   un troisième domaine (de -250 à -500 m) localisé au Nord-Ouest de Dax, à pente plus importante
\end{itemize}
\medskip

Des dépôts, identifiées dans le Massif central (cadre noir sur la figure \ref{carteHRaquitanien}),attribués au Miocène inférieur, car recouverts par des coulées basaltiques, premières coulées datées à 13 Ma \citep{nehlig2001}, et au contact de sédiments oligocènes \citep{broussecoord}. Ces dépôts culminent aujourd'hui à 600 mètres d'altitude environ.
\medskip

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/AQUITANIEN_ISOHYPSE_2019}
\caption[Carte d'isohypses onshore de la base de l'Aquitanien]{Carte d'isohypses onshore de la base de l'Aquitanien}
\label{carteHRaquitanien}
\end{figure}

\medskip
La carte d’isohypses haute résolution entre Agen et le Quercy Blanc montre un gradient plus élevé des isohypses (selon une direction NE-SW) avec une pente plus accentuée comparée au premier domaine de pente faible caractérisé ci-dessus. Ceci résulte d’une surrection postérieure à la sédimentation aquitanienne que nous détaillerons plus loin dans ce chapitre (section \ref{evolutiontectomiocene}).
La répartition des différentes isohypses de la base de l’Aquitanien met en évidence un changement radical dans le partitionnement de la déformation finie depuis l’Aquitanien dans les différents sous-bassins du bassin d’Aquitaine. En effet les domaines subsidents antérieurs étaient principalement localisés dans le « foredeep » (bassin de Carcassonne, Tarbes, Arzacq, Mirande) au Sud de l’anticlinal d’Audignon. Durant l’Aquitanien, la déformation finie (subsidence associée) est clairement localisée dans un couloir situé entre l’anticlinal d’Audignon et l’anticlinal de Villagrains-Landiras. Nous développerons ce point plus précisément dans la reconstitution de l’évolution tectono-sédimentaire du Miocène (section \ref{evolutiontectomiocene}). 
\medskip

\textbf {Carte d'isohypses onshore et offshore de la base de l’Aquitanien (fig. \ref{carteBRaquitanien})}:

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/BASEMIOCENEISOHYPSEOFFSHORE}}
\caption[Carte d'isohypses onshore et offshore de la base de l'Aquitanien]{Carte d'isohypse onshore et offshore de la base de l'Aquitanien}
\label{carteBRaquitanien}
\end{figure}

\medskip

La carte onshore/offshore de la base de l’Aquitanien  montre l’extension et la continuité du domaine de plate-forme, détaillée à terre dans la partie précédente, sur la marge aquitaine. En effet les structures orientées NW-SE héritées ("Flexure Celtaquitaine") de la formation de la Marge armoricaine pendant la phase de rifting contrôlent la disposition des isohypses de la base de l’Aquitanien (par exemple, sur les valeurs de -500 m à -2000 m), cette agencement a déjà été reconnu sur la carte d'isohypses onshore et offshore de la base du Rupélien (fig. \ref{carteBRoligocene}). Ce trait structurale controle le positionnement des différents domaines bathymétriques de l'Aquitanien.

\medskip

Le Plateau landais, domaine de transition entre la plate-forme et la plaine abyssale, n’est pas homogène aux vues des isohypses. Le Plateau landais segmenté en deux parties nord et sud montre au Sud un haut préexistant, avec la présence de plate-forme carbonatée récifale Paléogène et au Nord le prolongement en mer du bassin de Parentis. Les isohypses mettent en évidence sur le Plateau landais une zone nord composée de plusieurs « rentrants » (visibles grâce aux isohypses -1000 et -2000) qui renferment les incisions de type canyon cartées sur la figure \ref{carteBRaquitanien}.
L’actuelle plaine abyssale du Golfe de Gascogne montre à l’Aquitanien l’accentuation de l’individualisation des bassins profonds armoricain et nord-espagnol. La limite entre ces deux domaines (crête structurale orientée Est Ouest entre le "Gascogne High" et la Mont Cantabria) est héritée de la phase compressive paléogène. Le sous-bassin nord-espagnol, délimité par l’isohypse -6000 m montre une orientation Est-Ouest. Sa terminaison orientale se trouve au pied du bassin de Parentis incisé par les différentes branches du système du canyon du Cap Ferret.
\medskip

La figure \ref{carteBRaquitanien} permet de caractériser la répartition des incisions qui permettent le transfert des sédiments du bassin d’Aquitaine jusqu’au bassin profond nord-espagnol. Deux systèmes distincts s’individualisent de part et d’autre du haut des Landes :
\begin{itemize}

\item au Sud, le Cap breton et son prolongement en onshore, canyons de Saubrigues, actif depuis le Chattien \citep{cahuzac2000}. Ce segment orienté Est-Ouest rejoint le canyon de Santander orienté Sud-Nord jusqu’à son extrémité terminale que constitue le système turbiditique profond.
\item au Nord, conformément aux données bathymétriques actuelles du canyon du Cap Ferret, aux environ de l’isohypse -500 m, trois domaines sont identifiés et montrent le développement de « gullies », les deux systèmes les plus méridionaux se ramifiant afin de former une seule branche du canyon qui n’est actuellement plus observée dans la bathymétrie actuelle. Les gouttières les plus septentrionalles , se ramifient afin de former un canyon qui, en termes de géométries se rapprochent de l’actuel canyon du Cap Ferret avec une position plus orientale en raison de la position du talus continental à l’Aquitanien.

\end{itemize}

\medskip

\textbf{Carte paléogéographique de l'Aquitanien dans le bassin d'Aquitaine (fig. \ref{cartePALEOaquitanien})}
\medskip

L’extension maximale du domaine marin ("shoreline") est symbolisée par la ligne bleue sur la figure \ref{cartePALEOaquitanien}. Celle-ci marque un changement avec les dispositions des périodes antérieures par sa position centrale dans le bassin d’Aquitaine (triangle landais) et son extension jusqu’à Agen. Certaines structures émergées (Audignon, Villagrains-Landiras) tout au long du Miocène sont des barrières topographiques pour la transgression de la mer vers le domaine continental.

\medskip

{\itshape Domaine marin} : L’Aquitanien est caractérisé par une plate-forme carbonatée, elle a été largement étudiée depuis la proposition du stratotype de l’Aquitanien par \citet{mayer1857} dans le Bordelais \citep{moyes1966,poignant1976,alvinerie1969,cahuzac1980,parize2008}. Cependant aucune carte paléogéographique montrant les réelles zones en érosion et en sédimentation n’a été réalisée à ce jour pour l’ensemble du Bassin d’Aquitaine. 
Plusieurs entitées lithologiques de calcaires bioclastiques poreux appelés « Faluns », sont répertoriées pour la période aquitanienne. La chronologie relative d'apparition de ces différents faluns est encore sujette à controverses du fait d’une présence parfois limitée de faune permettant une datation précise. Cependant il est possible de citer plusieurs dépôts de type « falun » bien contraints, en lithologie et en âge, dans le bassin d’Aquitaine.
Au Nord, les faluns de Saucats et de Labrède, régions stratotypiques sont des calcaires peu consolidés, renfermant une faible proportion de sable quartzeux et en général très fossilifères. Ils montrent des variations latérales de faciès. La coupe du Moulin de Bernachon qui correspond à la base de la série des faluns est très carbonatée contrairement à la coupe de l’Ariey (suite de la succession) qui montre une augmentation de la proportion des calcaires sableux \citep{alvinerie1977}. La coupe du Moulin de l’Eglise est semblable à celle de l’Ariey cependant il y est observé une augmentation de la fraction détritique \citep{pratviel827cartepessac}.

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/AQUITANIENPALEOGEOGRAPHIE_2019.jpg}}
\caption[Carte paléogéographique de l'Aquitanien]{Carte paléogéographique de l'Aquitanien}
\label{cartePALEOaquitanien}
\end{figure}

Ces faluns se retrouvent sur une grande partie du Bordelais et s’étendent sur l’ensemble du golfe du triangle landais.
\medskip
Au Sud, dans la région de Dax, un autre système de « falun » a été reconnu et attribué à l’Aquitanien, le système de Poustagnac et la partie aquitanienne du Falun de Saint-Avit  ; \citep{platel1990notice950,karnaynotice}.

\begin{itemize}

\item \textbf{Les Faluns de Poustagnac} subaffleurant dans le vallon de Poustagnac sont des calcaires légèrement sableux. Les niveaux de calcaires sableux sont très riches en faunes (miogypsines, globigérines, ostracodes). Les forages de la BSS (loaclisation sur la figure \ref{limitedonnees}) présentent des sables plus ou moins argileux souvent coquilliers avec des intercalations de sables grossiers à graviers surtout à la base. La Formation de Poustagnac est donc également connue pour son « poudingue » (conglomérat à galets arrondis) à sa base qui présente des lithologies plus grossières à graviers quartzeux et à galets de calcaires de quelques décimètres \citep{karnaynotice}. \citet{cahuzac1980} interprète cela comme un « cône deltaïque » très peu profond qui s’avançait sur la plate-forme. Du fait du caractère progradant (lithologie plus grossière à la base) de ces dépôts, nous les interprétons comme des deltas de cônes alluviaux (« fan delta »). Dans la partie Sud-Ouest du Bassin d’Aquitaine, c’est le seul dépôt à dominance terrigène identifié marquant un apport significatif venant du Sud.

\item \textbf{Les Faluns de Saint-Avit} (partie aquitanienne), également appelés Formation de Saint-Paul-lès-Dax, s'étendent sur une longue période temps, du Chattien supérieur (NP25, P,22 et SBZ23 ; \citep{sztrakos2017} à l’Aquitanien \citep{cahuzac1980,cahuzac1995,cahuzac1997,cahuzac1988,cahuzac1988poustagnac,cahuzacjanssen2010}. Ils peuvent également s’étendre jusqu’au Burdigalien. La coupe de référence montre une succession d'environnements de dépôts fluviatiles et marins (équivalent des « poudingues » de la base de la Formation de Poustagnac), puis marins francs et enfin s'achèvent par un niveau lacustre \citep{karnaynotice}. Cette succession est typique de la succession bien connue de la "trilogie Agenaise". Les dépôts ont des lithologies variées avec toutefois une dominante des faciès sableux.  La coupe du moulin de Carro décrite par \citet{benoist1874} et reprise par \citet{degrange1912} montre que le faciès marin sommitale de cette succession est composé de calcaire gréseux à intercalations de sables fossilifères avec à la base un falun sableux riche en débris coquilliers représentant la partie la plus marine de cette succession \citep{karnaynotice}.

\item \textbf{Les Marnes à Ostrea aginensis} affleurent dans la région d’Agen (fig. \ref{formationaquitanien}), est composé de sables moyens à grossiers à petits niveaux d’argiles et à débris de lamellibranches. Viennent ensuite des silts carbonatés à nodules de calcaires gris durs, centimétriques contenant parfois des valves d’huîtres. Au Sud-Est de Bordeaux, ce faciès, à caractère marin plus franc, est représenté par des argiles carbonatées contenant de grosses coquilles d’Ostréides mais également des valves d’Ostrea aginensis \citep{capdeville1992}. Une telle sédimentation témoigne de milieux de dépôts estuariens ou de lagune peu salée.

\item \textbf{Les Marnes de Saubrigues}, identifiées dans le canyon portant le même nom (entre Dax et Bayonne), montre un remplissage également marin. Cette formation est composée de marne grise sableuse, de petits bancs de marne et de calcaire gréseux.
\end{itemize}

\medskip
\begin{figure}[!h]
\begin{center}
{\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/formationaquitanien.jpg}}
\caption[Coupe synthétique des formations sédimentaires de la "Trilogie Agenaise" de l'Aquitanien au Nord d'Agen \citet{capdevillenotice878}]{Coupe synthétique des formations sédimentaires de la "Trilogie Agenaise" de l'Aquitanien au Nord d'Agen \citet{capdevillenotice878}}
\label{formationaquitanien}
\end{center}
\end{figure}
\medskip

{\itshape Domaine continental} :

\begin{itemize}

\item \textbf{Le Calcaire Blanc de l’Agenais}, délimité sur la figure \ref{cartePALEOaquitanien}, est le premier dépôt continental de l’Aquitanien. Il est caractérisé par l’absence de faciès terrigènes bien marqués (fig. \ref{formationaquitanien}). En effet le faciès dominant de cette foramtio est un calcaire lacustre blanchâtre micritique et un autre faciès plus marneux. Ces deux faciès peuvent renfermer des gastéropodes d’eau douce, des oogones de charophytes et par endroits des voiles algaires. De tels dépôts évoquent un milieu de sédimentation protégé lacustre, sans doute profond permettant la concentration puis le dépôt de carbonates ou même de gypse.

\item \textbf{La partie continentale des Marnes à Ostrea aginensis}, faciès sableux délimité sur la figure \ref{cartePALEOaquitanien}. Au contact direct du Calcaire Blanc de l’Agenais il est reconnu au Nord-Ouest d’Auch et au Nord d’Agen (fig. \ref{formationaquitanien}) un faciès sableux comportant des graviers de quartz qui par endroits se chenalise et présente des stratifications à plans obliques. Ce faciès évolue au Nord-Ouest d’Auch vers des argiles carbonatées silteuses à marmorisations puis le sommet de cette série terrigène montre par endroits des traces de paléosols. Au Nord d’Agen ce faciès évolue vers des argiles carbonatées à nodules de calcaires. Au Sud-Est d'Agen \citet{capdevillevalence} considère que la succession observée évoque des milieux de dépôt de plaine d'inondation alimentés par des chenaux en tresse.

\item \textbf{Les Marnes à Unios} n’ont pas une extension géographique importante (faciès sableux au Sud-Est de Villagrains-Landiras sur la figure \ref{cartePALEOaquitanien}). Cependant cette formation dans son terme continental est équivalente à la partie sableuse des Marnes à Ostrea Aginensis. En effet c’est un faciès gréseux remplissant des chenaux dans le toit de la Molasse de l’Agenais et contenant des nodules algaires ayant encrouté des lamellibranches d’eau douce \citep{synthesepyrenees} Nous interprétons ce faciès comme un réseau fluviatile isolé trouvant son exutoire dans un environnement lacustre.

\item \textbf{Le Calcaire Gris de l’Agenais} est le terme final continental de la "Triologie Agenaise" (fig. \ref{formationaquitanien}), il correspond au dépôts de l'Aquitanien supérieur. Il représente une surface moins importante que la Formation du Calcaire Blanc de l’Agenais. Il est essentiellement composé d’une roche carbonatée grise chargée de matière organique, il est souvent rencontré dans ces niveaux des moules internes de planorbes de limnées et d’Hélix témoignant d’un environnement palustre (Syntthèse géologique Pyrénées). Au Nord d’Auch, \citet{crouzel1957miocene} a reconnu des arrivées terrigènes à dominante sableuse venant du Sud (fig. \ref{cartePALEOaquitanien}).

\item \textbf{La partie inférieure de la Formation du Calcaire Inférieur de Saint-Ybars} se trouve au Nord-Est de Boussens (fig. 3). Son terme initial est composé de poudingues, cailloutis, sables et molasses grossières.\citet{crouzel1957miocene} observa que ces niveaux terrigènes avaient fortement raviné les formations sous-jacentes.  Nous l’interprétons comme un système fluviatile proximal (entre cône alluvial et système fluviatile en tresse).

\item \textbf{Les sables micacés à bancs marneux} du sous-sol toulousain. \citet{antoine2006} met en évidence grâce à son étude biostratigraphique sur les mammifères, la présence de sables micacés à bancs marneux, datés de la MN1 (Aquitanien basal). Les élèments fauniques recueillis indiquent la présence d'environnements forestiers et ouverts en bordure de cours d'eau de faible énergie. Cependant cette formation a été reconnues sur un seul forage seulement, aucune cartographie précise de ces dépôts n'a pas été réalisée et donc nous ne pouvons que placer une zone d'apport terrigène à l'Est de Toulouse pour l'Aquitanien inférieur.
\end{itemize}

\medskip

\textbf{Pour résumer :}

\begin{itemize}

\item L’Aquitanien est donc une période dominée par des milieux de dépôts lacustres plus étendus pendant l’Aquitanien inférieur (Calcaire Blanc de l’Agenais) que pendant l’Aquitanien supérieur (Calcaire Gris de l’Agenais). Les distributaires terrigènes sont peu présents, il est cependant possible d’identifier plusieurs zones d’alimentation différentes selon les périodes : L’Aquitanien inférieur et moyen montrent des distributaires prédominants entre Agen et Bordeaux, un autre au Nord-Est de Dax et enfin une petite zone d'alimentation mal contrainte à l'Est de Toulouse ; L’Aquitanien Supérieur montre quant à lui plusieurs distributaires sur une même latitude entre Aire-sur-l’Adour et Toulouse et un autre distributaire au Nord-Est de Boussens. Le domaine marin est dominé par le dépôt de calcaires bioclastiques poreux (« faluns »).

\item Les cartes d'isohypses et la carte paléogéographique mettent en évidence l'absence de sédiments préservées dans le foredeep (au Sud d'une même latitude entre Toulouse et Orthez) et à l'Ouest de Boussens, cela est sans doute dû à une absence de sédimentation, et non une absence de préservation, qui serait lié à une réorgansiation générale des zones en subsidence et en surrection. Cela induit donc que cette zone était soit un domaine dominé par le transit de sédiments et/ou un domaine en érosion. Cependant l'absence de venues terrigènes bien marquées induit que ces deux processus n'étaient pas très efficaces.
\end{itemize}
\medskip

\newpage

\subsection{Le Burdigalien du Bassin d’Aquitaine, cartes d’isohypses et carte paléogéographique} \label{Burdigalienremplissage}
\medskip

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/BURDIGALIENHR2019.jpg}}
\caption[Carte d'isohypses onshore de la base du Burdigalien] {Carte d'isohypses onshore de la base du Burdigalien}
\label{carteHRburdigalien}
\end{figure}

\medskip

{\bfseries Carte d'isohypses onshore de la base du Burdigalien (fig. \ref{carteHRburdigalien}):} 
\medskip

La partie Sud-Ouest du bassin d’Aquitaine dans les régions d’Orthez et de Pau et jusqu’à Aire-sur-l’Adour au Nord est dépourvues de sédiments préservés comme pour la carte de l'Aquitanien. A l’Est d’une ligne entre Aire-sur-l’Adour et Tarbes, les dépôts préservés sont en position plus méridionale comparée aux dépôts aquitaniens. La petite aire de sédimentation au Nord-Est de Boussens est également préservée au Burdigalien.

La carte d'isohypses onshore de la base du Burdigalien (fig. \ref{carteHRburdigalien}) ne montre pas de déformation de courte à moyenne longueur d’onde (au moins dans la zone de sédimentation du triangle landais) La carte d’isohypses onshore met en évidence plusieurs grands domaines d'amont en aval : 
\begin{itemize}

\item un premier domaine de faible pente (+ 200 à 0 m) qui s’étend du Nord de Tarbes et Boussens jusqu’à une verticale entre les structures d’Audignon et de Villagrains-Landiras. Ce domaine est beaucoup plus étendu qu’à l’Aquitanien

\item un deuxième domaine à pente plus importante (0 à -200 m) localisé entre les structures énoncées auparavant et un méridien à l’Ouest de Dax. Ce domaine met en évidence un promontoire marqué par l’isohypse -200 m.

\item un troisième domaine à pente plus importante encore (- 200 à – 450 m) localisé à l’Ouest d’une verticale situé à Dax. Ce domaine montre également deux « rentrants » marqués par l’isohypse – 350 m.
\end{itemize}
\medskip

La carte d’isohypse haute résolution de la base du Burdigalien (fig. \ref{carteHRburdigalien}). montre également une zone de sédimentation burdigalienne préservée au Sud-Ouest de la structure d’Audignon orientée selon un axe NW-SE entre Dax et Orthez. Ce rentrant apparaît au Burdigalien et sera, nous le verrons, également observé pendant le Langhien-Serravallien.
D’un point de vue de la répartition des isohypses et de l’aire de sédimentation conservée, le Burdigalien montre beaucoup de similitudes avec la carte haute résolution de l’Aquitanien (fig. \ref{carteHRaquitanien}) En effet la déformation finie du Burdigalien est clairement localisée entre les structures d’Audignon et de Villagrains-Landiras. Cependant la grande différence avec la période aquitanienne est le rapprochement de la zone de sédimentation vers le domaine pyrénéen au moins dans la zone située entre Tarbes et Boussens.

\medskip

{\bfseries Carte paléogéographique du Burdigalien dans le Bassin d’Aquitaine (fig. \ref{cartePALEOburdigalien})}

\medskip

L'extension maximale du domaine marin est symbolisée par la ligne bleue sur la figure \ref{cartePALEOburdigalien}. Celle-ci montre une répartition semblable à celle de l’Aquitanien cependant la mer burdigalienne n’a pas été aussi loin vers l'Est. Cette limite met également en évidence un « rentrant » à l'Est de la structure de Villagrains-Landiras. Dans la partie sud, il est possible d’observer la mise en place d’un golfe entre Dax et Orthez (absent à l’Aquitanien), ce golfe marin perdurera pour la période suivante (Langhien-Serravallien). 
La répartition des dépôts continentaux préservés montre une disposition plus méridionale comparée à l’Aquitanien, cependant celle-ci est cantonnée à une zone entre Tarbes et Boussens. A l’Ouest de Tarbes aucun dépôt n'est préservé au cours de cette période.

\medskip

{\itshape Domaine marin} :
\medskip

Les lithologies reconnues et attribuées au Burdigalien en Aquitaine sont très proches de celle observées durant l’Aquitanien.  En effet ce sont des dépôts de calcaires bioclastiques poreux de type « faluns » qui dominent dans le domaine marin.

\medskip
\begin{itemize}

\item \textbf{La partie burdigalienne des Faluns de Saucats} dont la description est donnée dans la partie Aquitanienne. Le faciès burdigalien de cette formation est identique à celui de l’Aquitanien.

\item \textbf{Les Calcaires Gréseux à miogypsines} se rencontrent à l’Est de la structure de Villagrains-Landiras. Cette formation met en évidence la dernière incursion marine du Miocène inférieur dans la position la plus orientale rencontrée dans le bassin d’Aquitaine. Elle est caractérisée par, à la base, un grès fin calcifié contenant le plus souvent des moules internes de Cardita, puis au-dessus s’est déposé un calcaire gréseux a stratifications obliques contenant des gravelles de débris roulés de lamellibranches, gastéropodes, échinodermes et mélobésiées \citep{capdeville1996}. Nous interprétons cette formation comme des dépôts littoraux à influence tidale.

\item \textbf{Les Faluns de Léognan et du Haillan} font partie de la région stratotypique de la région de Saucats. Le gisement repère se trouve à Pont-Pourquey. Il constitue l’équivalent latéral des Calcaires Gréseux à miogypsines. Ce falun est constitué de sables carbonatés et siliceux, cependant ils diffèrent de la formation des Calcaires Gréseux à miogypsines par le pourcentage de carbonates présent dans la formation. En effet ces faluns sont composés à 90 \% de carbonates dans la région de Saucats \citep{pratviel827cartepessac}. Ils sont également très fossilifères. Les milieux de dépôts associés à cette formation vont du domaine lagunaire au domaine marin proximal en passant par un domaine de type plage \citep{pratviel827cartepessac}.

\item \textbf{Les Faluns de Pontonx} sont les dépôts (fig. \ref{cartePALEOburdigalien}) qui constituent le Burdigalien marin à l’Ouest de Mont-de-Marsan mais également dans le golfe entre Dax et Orthez. Ils sont reconnus à l’affleurement dans la région de Dax (Pontonx et Saint-Paul-lès-Dax). Cette formation est composée de calcaires coquillers et faluns sableux jaunâtres surmontant un sable carbonaté moins fossilifère. Les faluns sont très riches en coraux et en mollusques marins \citep{platel1990notice926}.

\item \textbf{Le canyon de Saubrigues}, montre un remplissage également marin comme à l'Aquitanien, appelé "Marnes de Saubrigues". Cette formation est composée de marnes grises sableuses, de petits bancs de marnes et de calcaires gréseux.

\end{itemize}

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/BURDIGALIENPALEOGEOGRAPHIE2019.jpg}
\caption[Carte paléogéographique du Burdigalien] {Carte paléogéographique du Burdigalien}
\label{cartePALEOburdigalien}
\end{figure}

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/BURDIGALIENCROUZEL2019.jpg}
\caption[Carte paléogéographique du Burdigalien, zoom sur la zone sud modifiée d'après \citet{crouzel1957miocene}, légende sur la figure \ref{cartePALEOburdigalien}] {Carte paléogéographique du Burdigalien, zoom sur la zone sud modifiée d'après \citet{crouzel1957miocene}, légende sur la figure \ref{cartePALEOburdigalien}}
\label{cartePALEOburdigaliencrouzel}
\end{figure}

\medskip
{\itshape Domaine continental :}
\medskip
\begin{itemize}
\item \textbf{La Molasse de l’Armagnac} est la formation qui constitue la transition du domaine de piedmont au domaine de plate-forme littorale (fig. \ref{cartePALEOburdigalien}). Cette formation bien connue dans les régions de Mont-de-Marsan et à l’Ouest d’Agen correspond principalement à un milieux de dépôt fluviatile et lacustre. En effet, cette formation est constituée d’une argile carbonatée silteuse parfois rubéfiées et gypsifère, il y ont été observés quelques niveaux organiques à mouchetures de lignite. La présence de gypse semble s’atténuer en direction du Sud \citep{capdeville1992} Les passages latérales de faciès, les changements brusques de lithologies et de milieu de dépôts seront détaillés dans la description précise des niveaux 1 à 6 de \citet{crouzel1957miocene} ci-après sur la figure \ref{cartePALEOburdigaliencrouzel}. En résumé la Molasse de l’Armagnac constituée d'éléments détritiques fins à traces de pédogenèse est interprétée comme un milieu de plaine d'inondation.

\item \textbf{Le Calcaire de Gondrin}, premier dépôt de piedmont du Burdigalien, montre une disposition plus méridionale des dépôts comparés à celle du Calcaire Gris de l’Agenais (fig. \ref{cartePALEOaquitanien} et \ref{cartePALEOburdigaliencrouzel}). Cependant la répartition des cônes terrigènes montre des similitudes avec l’Aquitanien supérieur au moins pour la partie Ouest, au niveau d’Auch. Le grand changement s’effectue à l’Ouest de Toulouse où un important système sableux a été cartographié par \citet{crouzel1957miocene} qui perdure au moins jusqu’au Burdigalien moyen. Une partie de ce cône sableux provient du Massif central comme indiqué par les études de minéraux lourds \citep{crouzel1957miocene}. Ces arrivées terrigènes, venant du Massif central, sont les premières préservées au Nord de Toulouse. Pour rappel au cours de l’Aquitanien inférieur et moyen (Fig. \ref{cartePALEOaquitanien}) les zones d'alimentations centraliennes étaient situées au Nord d’Agen. Il faut également noter que par endroits (au Nord d’Auch par exemple) les sables burdigaliens ravinent le sommet de dépôts marneux équivalent du Calcaire Gris de l’Agenais. Il est également possible d’observer des stratifications entrecroisées.  Le Calcaire de Gondrin est caractérisé par d'autres dépôts molassiques. Par exemple, les niveaux de calcaires lacustres sont bien représentés sur la carte (Fig. \ref{cartePALEOburdigaliencrouzel}), les dépôts marneux grumeleux, correspondant eux à des dépôts marécageux \citep{crouzel1957miocene}. Pour cette formation les dépôts marécageux sont plus étendus que les dépôts lacustres. L’équivalent du Calcaire de Gondrin dans la région au Nord-Est de Boussens est le Calcaire Inférieur de Saint-Ybars déjà décrit dans la description paléogéographique de l’Aquitanien.

\item \textbf{Le Calcaire de Herret}, se trouve en position plus méridionale comparée au Calcaire de Gondrin. Les apports terrigènes montrent un agencement à peu près équivalent à la Formation des Calcaire de Gondrin. La masse sableuse décrite ci-dessus à l’Ouest de Toulouse est toujours présente, cependant aucune étude de minéraux lourds pour cette période n’atteste formellement d’une provenance scindée entre le Massif central et les Pyrénées. La répartition de ces dépôts peut attester d’un possible pourcentage de sédiments terrigènes provenant du Massif central. La seule différence avec les dépôts terrigènes du Calcaire de Gondrin est l'importance moindre des dépôts terrigènes dans la région d’Auch. Ces apports terrigènes sont composés de sables fins, cependant \citet{crouzel1957miocene} met en évidence la présence de conglomérats remaniant des éléments de calcaires lacustrse miocène, ce qui indique le caractère érosif des chenaux terrigènes dans le substratum carbonaté. Les dépôts lacustres de cette formation sont plus étendus qu’auparavant. Ils sont essentiellement constitués de calcaires, cependant des arrivées marneuses et finement détritiques peuvent s’observer. Les milieux de dépôts marécageux représentés par la présence de marnes sont moins présents durant le dépôt de cette formation \citep{crouzel1957miocene}.

\item \textbf{Le Calcaire de Pellecahus}, premier dépôt préservé du Burdigalien moyen (fig. \ref{cartePALEOburdigaliencrouzel}), est également préservé plus au Sud que la Formation du Calcaire de Herret. La disposition des cônes terrigènes trouve des similitudes avec la Formation du Calcaire de Gondrin. En effet trois distributaires majeurs sont observés (à l’Ouest d’Auch, à Auch, et à l’Ouest de Toulouse), ils semblent cependant plus importants en terme de taille. Ces niveaux détritiques ravinent les niveaux carbonatés sous-jacent, et se présentent sous la forme de sables micacés, les niveaux conglomératiques sont extrêmement rares \citep{crouzel1957miocene}. Les autres dépôts molassiques associées à cette formation sont des calcaires lacustres et des marnes. Selon \citet{crouzel1957miocene} les niveaux lacustres auraient pu former un lac unique pendant cette période. Les dépôts lacustres sont constitués de calcaire blanc à gris, crayeux souvent grumeleux admettant par endroit une apparence de brèche. Cette période est donc marquée par des distributaires terrigènes plus importants et dépôts lacustres également plus étendus comparés aux dépôts marneux de type marécages.

\item \textbf{Le Calcaire Supérieur de Saint-Ybars}, une formation comprise entre la fin du Burdigalien inférieur et le Burdigalien moyen, est l’équivalent latéral des deux formations décrites ci-dessus (Calcaire de Herret et Calcaire de Pellecahus). Cette formation préservée au Nord-Est de Boussens, est en contact avec la Formation des Poudingues de Palassou \citep{crouzel1957miocene}. Elle est remarquable par la préservation de conglomérat de type « poudingue » dans la partie ouest de la zone de sédiments préservés, qui passe à des sables dans le domaine plus distal. Celui-ci constitue la zone principale d’alimentation terrigène et est accompagné par la présence d’une autre zone de moindre importance à l’Est mais essentiellement sableuse. \citet{taillefer1971cartes} signale, pour la partie Nord-Est de cette aire de sédimentation la présence de marnes blanches litées passant à des bancs calcaires blanc parfois brèchoïde. \citet{crouzel1957miocene} observe la succession bien marquée des calcaires et des conglomérats, cela indique que les dépôts carbonatés et terrigènes ne font pas partie de la même entité séquentielle. Respectivement la première appartient sans doute à la période remontée du niveau de base avec l’installation de lacs et la seconde appartient sans doute à la chute du niveau de base avec la mise en place de système terrigènes.

\item \textbf{Le Calcaire Inférieur de Lectoure}, deuxième dépôt préservé du Burdigalien moyen (fig. \ref{cartePALEOburdigaliencrouzel}), montre un agencement des apports terrigènes un peu différent comparé à la formation précédente. En effet le distributaire terrigène à l’Ouest de d’Auch n’est plus observé, cependant à Auch et à l’Ouest de Toulouse des dépôts terrigènes sont encore préservés. Pour la première fois durant le Burdigalien, une arrivée détritique est observée au Sud-Ouest d’Agen avec une orientation du Nord vers le Sud. \citet{crouzel1957miocene} cite les sables de La Romieu, et met en évidence grâce aux cortèges de minéraux lourds un mixte entre des éléments à affinités centralienne et pyrénéenne. Il évoque un apport majoritaire du Massif central pour ce cortège et invoque le recyclage du substratum ante burdigalien pour expliquer la présence de minéraux lourds d’origine pyrénéenne. Les dépôts lacustres sont typiques des sédiments carbonatés déjà décrits auparavant, ce sont des calcaires blancs grumeleux qui présentent par endroit des débris de moules d’Helix. La répartition des dépôts lacustres trouve une extension maximale entre le Nord d’Auch et le Sud d’Auch. Les dépôts marneux sont moins étendus que les dépôts lacustres \citep{crouzel1957miocene}.

\item \textbf{Le Calcaire de Larroque Saint-Sernin}, premier dépôt préservé du Burdigalien supérieur (fig. \ref{cartePALEOburdigaliencrouzel}), marque un changement dans les lithologies préservés. En effet, au Burdigalien supérieur, montre pour la première fois des conglomérats de type « poudingue » préservés au Nord-Est de Tarbes \citep{crouzel1957miocene}. Antérieurement à ces dépôts, seule la région au Nord-Est de Boussens contenait ce type de dépôts. Il se trouve au Sud-Ouest d’Auch et leurs dépôts plus distaux sont sableux, marquant un système de piedmont classique caractérisé par un granoclassement croissant en direction des reliefs. Un troisième système, plus oriental, situé au Nord de Boussens est constitué de sables uniquement. Les systèmes fluviatiles associés à ces dépôts ont une extension vers le Nord plus importante que les autres périodes du Burdigalien détaillée au-dessus, ils montrent une extension ou en tous cas une préservation de l’ordre d’une soixantaine de kilomètres pour les plus grands. L’alimentation de ses afflux terrigènes montre pour la première fois au Burdigalien une absence des arrivées venant de l’Est et du Sud-Est. Ce fait concerne essentiellement cette formation. Les dépôts lacustres sont alignés selon une direction Nord-Sud, ils sont composés de calcaires blancs, souvent marneux, ils sont identiques aux différents calcaires décrits plus tôt dans ce chapitre.

\item \textbf{La Molasse de Carla-Bayle} est l’équivalent latéral (fig. \ref{cartePALEOburdigaliencrouzel}) des Formations du Calcaire Inférieur de Lectoure et du Calcaire de Larroque Saint-Sernin \citep{crouzel1957miocene}, il correspond donc à l’enregistrement sédimentaire de la fin du Burdigalien moyen et du début du Burdigalien supérieur. Ces dépôts ne sont préservés que sur les sommets des coteaux et leur extension géographique est moins importante que les dépôts du Burdigalien inférieur dans cette région. Deux couloirs terrigènes ont été identifiés par \citet{crouzel1957miocene} où le faciès conglomératique est prédominant. Ils montrent des stratifications entrecroisées. \citet{crouzel1957miocene} donne des indications sur l’origine des galets présents dans ce conglomérat : « Les 2/5 des éléments sont formés de granites, pegmatites, gneiss, avec quelques roches vertes, toutes pourries, mais mieux conservées que dans les poudingues de l’Astarac. De plus 2/5 sont fournis par des quartz et des quartzites et 1/5 seulement par des galets calcaires ou schisteux décomposés ». Les dépôts calcaires sont très peu présents dans cette région pendant cette période. Cette formation correspond aux derniers dépôts du Miocène préservés dans cette zone avant le dépôt des « Argiles à Galets » du Messinien-Pliocène. Le hiatus s’étend donc du Burdigalien moyen jusqu’au Messinien dans cette région.

\item \textbf{Le Calcaire Supérieur de Lectoure}, dernier dépôt préservé du Burdigalien (fig. \ref{cartePALEOburdigaliencrouzel}), montre une répartition des dépôts particulière, en effet à l’Est d’Auch ce sont les dépôts terrigènes qui dominent alors qu’à l’Ouest d’Auch ce sont les dépôts carbonatés qui dominent. La venue terrigène la plus significative se trouve au Nord de Tarbes, c’est le seul endroit ou \citet{crouzel1957miocene} a observé des conglomérats dans sa zone d’étude. Trois autres distributaires terrigènes sont observés à l’Est d’Auch, essentiellement sableux. Des apports venant du Sud-Est sont marqués par le petit système fluviatile à l’Ouest de Toulouse. Les venues détritiques ravinent les marnes sommitales du Calcaire de Larroque Saint-Sernin. Les faciès carbonatés sont toujours identiques et se présentent sous la forme de calcaire blanc grumeleux \citep{crouzel1957miocene}.

\end{itemize}

\medskip

\textbf {Pour résumer :}
\begin{itemize}

\item le Burdigalien marin montre de grandes similitudes avec la période aquitanienne, et est représenté par une grande diversité de calcaire bioclastique poreux « falun » et contient également quelques dépôts de type coraux. Cependant la Formation des Calcaires Gréseux à miogypsines, à l’Est de la structure de Villagrains-Landiras montre une fraction terrigène plus importante. Le canyon de Saubrigues enregistre également une fraction terrigène plus importante témoignant du fonctionnement du canyon au Burdigalien.

\item Le Burdigalien (continental) est une période caractérisée par un recul progressif des dépôts de piedmont vers le domaine Pyrénéen, cela peut être due soit à une absence de sédimentation soit à une non préservation dûe à une érosion postérieure. En termes de stratigraphie séquentielle, cette période est caractérisée par des périodes de chute du niveau de base avec l’incision locale des dépôts molassiques antérieurs par des systèmes fluviatiles à sables fins essentiellement pour le Burdigalien inférieur et moyen. Ce système est connecté au domaine de transition (Molasse de l’Armagnac) qui connaît une phase d’exondation alternée avec des sédiments de type marécageux. Enfin, en période remontée du niveau de base ce sont les dépôts lacustres et marécageux qui dominent la zone de piedmont avec peu d’apport terrigènes. Ce système est connecté à la Molasse de l’Armagnac qui pendant cette phase correspond à une grande plaine d’inondation. Entre Tarbes et Hendaye, aucun dépôt continental n’est préservé (en tous cas formellement identifié comme sédiments burdigalien), le golfe entre Dax et Orthez est dépourvu d’apports terrigènes majeures. Cela nous amène a conclure que dans cette région en période de by-pass, le peu de sédiments pouvant transiter empruntait directement le canyon de Saubrigues.

\medskip

D’un point de vue des zones d’alimentation terrigène, le Burdigalien est scindé en plusieurs périodes :

\begin{itemize}
\item le Burdigalien inférieur montre des apports terrigènes venant des Pyrénées, les zones d’apports se propagent vers l’Ouest pendant cette période. Les apports venant de l’Est et du Sud-Ouest de Toulouse sont également importants et prouvent une source centralienne de certains dépôts du Burdigalien inférieur. Au Nord-Est de Boussens, la source pyrénéenne est plus proche et cette zone d’alimentation sera active jusqu’à la fin du Burdigalien moyen (débordant un peu sur le Burdigalien supérieur). 
\item le Burdigalien moyen met encore en évidence la source pyrénéenne entre Boussens et Tarbes avec toujours cette propagation vers l’Ouest de la zone d’alimentation. La source centralienne semble diminuer pendant le Burdigalien moyen. Le changement majeur s’opère au Sud-Ouest d’Agen où cette période est marquée par des apports orientés Nord-Sud. Ce couloir d’alimentation semble provenir du cannibalisme des dépôts molassiques antérieurs situés au Nord d’Agen.

\item le Burdigalien supérieur annonce la fin du fonctionnement du système d’alimentation à l’Est de Boussens et montre encore la propagation des couloirs d’alimentation vers l’Ouest pour arriver jusqu’à Tarbes.

\end{itemize}

\end{itemize}

\subsection{Carte d'isopaques de l'Aquitanien et du Burdigalien }
\medskip

La carte d’épaisseur représentée sur la figure \ref{carteEPAISSEURaquiburdi} montre des valeurs de sédiments préservés qui s’étendent de 0 m à 450 m. Ces dépôts ont été soumis à de nombreuses érosions postérieures (Langhien-Serravallien, Tortonien,Pliocène et Pléistocène) principalement dans le domaine de piedmont et de transition, il est donc important de voir cette carte, avant toute interprétation, comme le minimum de sédiments préservés pour ce pas de temps. L’Aquitanien et le Burdigalien (extension temporelle = 7.06 Myr) présentent une répartition des sédiments en plusieurs domaines :

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/AQUITANIENBURDIGALIENISOPAQUE2019.jpg}
\caption[Carte d'isopaques de l'interval Aquitanien/Burdigalien] {Carte d'isopaques de l'interval Aquitanien/Burdigalien}
\label{carteEPAISSEURaquiburdi}
\end{figure}

\begin{itemize}
\item le domaine de piedmont au Sud d’Auch caractérisé dans les sections précédentes, montre des épaisseurs de sédiments préservés allant de 0 m à 100 m. La zone au Nord-Est de Boussens montre une préservation limitée n’excédant pas 50 m de dépôts. Deux zones marquées par l’iso valeur 50 m (fig. \ref{carteEPAISSEURaquiburdi}) sont identifiées. La première entre Boussens et Auch et la seconde entre Tarbes et Auch. La première semble cantonnée à cette zone de piedmont et ne montre pas de prolongement vers le domaine de transition. La deuxième, quant à elle, met en évidence une continuité avec les valeurs à plus de 150 m de sédiments préservés observées dans la zone de transition à l’Est de Aire-sur-l’Adour. Ces épaisseurs sont principalement liées au fonctionnement de type piedmont décrit pendant le Burdigalien (cf. section \ref{Burdigalienremplissage}).

\item le domaine de transition entre Auch et un méridien entre Mont-de-Marsan et Bordeaux est caractérisé par des valeurs de sédiments préservés s’étalant de 0 m à + de 150 m. La zone au Nord-Ouest d’Auch marquée par l’iso valeur 150 m (fig. \ref{carteEPAISSEURaquiburdi}) est interprétée comme une zone d’accumulation transitionnelle qui piège une partie des sédiments venant des Pyrénées (majoritaire) et du Massif central. Cette zone de préservation se situe sur ligne appelée « Flexure celtaquitaine » qui pendant le Paléogène est une zone haute « forebugle » qui n’enregistre pas de fort taux de sédimentation. Cette accumulation néogène est liée à l’évolution et la réorganisation de la subsidence dans le bassin que nous détaillerons dans le chapitre (\ref{evolutiontectomiocene}). Au Nord-Ouest de cette zone, les valeurs de sédiments préservées sont plus faibles, avec une moyenne proche de 50 m et des pics à 100 m. Ce domaine est interprété comme le vrai domaine de transition entre le domaine de piedmont et la marge Aquitaine qui se trouve sous des conditions de transit « by-pass ». Cependant au Nord de la Structure d’Audignon on relève un patch d’accumulation identifié par l’iso valeur 100 m, nous l’interprétons comme la fin du remplissage de cette dépression crée par la subsidence tectonique liée à la réactivation de la structure d’Audignon au Paléogène. La structure de Villagrains-Landiras ne semble pas avoir été recouvert d’une épaisseur importante de sédiments du Miocène inférieur. Au Nord de la Garonne, entre Agen et le Quercy Blanc les épaisseurs préservées sont pelliculaires.

\item le domaine de plus forte épaisseur est situé à l'Ouest d'une verticale entre Dax et Bordeaux, ces valeurs s'étendent de 100 m à 450 m. Ce domaine ne dépasse pas vers le Nord une horizontale au niveau de la structure de Villagrains-Landiras. Au Nord de cette horizontale les dépôts préservés n'excèdent pas plus de 100 m d’épaisseur. Au Sud de cette ligne, l’iso valeur 150 m (fig. \ref{carteEPAISSEURaquiburdi}) montre des petits bassins segmentés avec un maximum d'épaisseur d'environ 200 à 250 m. Enfin au Nord-Ouest de Dax, où se trouve la zone comprenant le plus de sédiments préservés, il est observé un rapprochement des isohypses invoquant donc une augmentation rapide de l'épaisseur sédimentaire. Cette augmentation correspond  au système progradant vers l'Ouest, c’est-à-dire au clinoforme progradant-aggradant de l’Aquitanien et du Burdigalien  (cf. Chapitre \ref{papier1}).

\end{itemize}

\medskip

\subsection{L'Aquitanien et le Burdigalien du Golfe de Gascogne}

\medskip

Les forages pétroliers offshore (fig. \ref{cartePALEOaquiburdibob}) sur la marge Aquitaine sont essentiellement localisés dans le prolongement en mer du bassin de Parentis, seulement quelques forages sont présents dans la partie Sud, au Nord du Canyon de Cap breton. Le plateau Landais est lui dépourvu de forages. Les descriptions lithologiques et les analyses de faciès, pour les périodes allants du Néogène à l'actuel, sont souvent absentes car celles-ci n'étaient pas des objectifs  de l'exploration pétrolière de cette zone.
\medskip
Cependant d’après les nouvelles données biostratigraphiques (deux forages concernés) et notre étude systématique des forages disponibles, il est possible de faire ressortir les principales lithologies dans cette zone pour l’Aquitanien et le Burdigalien. 
\medskip

Les deux forages stratégiques (localisation sur la figure \ref{cartePALEOaquiburdibob}):
\begin{itemize}
\item sur le forage IBIS 2, l’Aquitanien et le Burdigalien ont été reconnus entre les côtes 1500 m et 1350 m. Les lithologies rencontrées sont, entre 1500 et 1412 m, un ensemble de marneux et de 1412 à 1350 m, un ensemble argilo-silteux. Le Miocène inférieur dans ce forage correspond à un milieu de plate-forme largement ouverte. 
\item sur le forage PINGOUIN, le Burdigalien a été reconnu aux environs de la côte 1500 m. La lithologie rencontrée est essentiellement marneuse. 
\end{itemize}
\medskip

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/AQUITANIENBURDIGALIENPALEOGEOGRAPHIEBoB2019}}
\caption[Carte paléogéographique du Golfe de Gascogne à l'Aquitanien et au Burdigalien modifié d'après \citet{iglesias2009}]{Carte paléogéographique du Golfe de Gascogne à l'Aquitanien et au Burdigalien modifié d'après \citet{iglesias2009}}
\label{cartePALEOaquiburdibob}
\end{figure}

Les autres forages disponibles sur le plateau continental mettent en évidence plusieurs domaines lithologiques différents :

\begin{itemize}
\item le prolongement en mer des calcaires bioclastiques poreux "falun" (fig. \ref{cartePALEOaquitanien},\ref{cartePALEOburdigalien}) a été reconnu sur plusieurs forages (BELLATRIX,ORION,CASTOR). Dans ces forages il est décrit pour le Miocène inférieur des calcaires glauconieux à bioclastes avec des intercalations de calcaire très riches en quartz clastiques à rares intercalations d'argiles.

\item les lithologies marneuses identifiées sur les figures \ref{cartePALEOaquitanien}  et \ref{cartePALEOburdigalien} trouvent également leur continuité sur le plateau continental (fig. \ref{cartePALEOaquiburdibob}) sur différents forages (CEPHEE, ERIDAN, CORMORAN, PELICAN, IBIS). La disposition de ces dépôts semble suivre l'isohypse -500 m qui marque la limite entre les dépôts de type "falun" et les dépôts marneux (fig. \ref{cartePALEOaquiburdibob}).

\item un calcaire argileux a été reconnu sur différents forages (ANTARES, LE SEXTANT), la répartition de ces dépôts est mal contrainte à cause de la disposition des forages qui ne permet pas de bien caractériser leur extension (fig. \ref{cartePALEOaquiburdibob}). Cette lithologie s'observe également dans la zone des forages de DANU et TARANIS où le pourcentage de carbonate est compris entre 30 et 40 \%.

\item sur le forage PHOENIX, c'est un calcaire gréseux qui domine pour le Miocène inférieur, celui-ci est décrit comme ayant des affinités avec la région de Biscarosse (au niveau de la côte, à l'Est de ce forage) cependant cette similitude n'a pas pu être mise en évidence sur nos cartes.

\end{itemize}

\medskip

\textbf{L'Aquitanien et le Burdigalien des marges asturiennes et Sud-armoricaine} 
\medskip

La marge asturienne (fig. \ref{cartePALEOaquiburdibob}) n'a pas été étudiée en détail pour son évolution sédimentaire néogène, cependant les travaux de \citet{Cadenas2017} sur les forages de cette marge mettent en évidence des dépôts du Miocène inférieur. Un forage localisé à quelques kilomètres au Sud-Ouest de la tête de canyon de Lastres a mis en évidence la présence d'un Miocène inférieur essentiellement marneux d'une épaisseur d'environ 434 m qui se trouve aujourd'hui à l'affleurement sur le plateau continental de la Marge asturienne.

\medskip

Le Néogène de la marge Sud-armoricaine a été largement étudié par \citet{bellec2003} grâce l'utilisation de données sismiques de haute résolution. L'Aquitanien et le Burdigalien sont respectivement les séquences U6 et U5 de \citet{bellec2003}. Ses travaux (localisation sur la figure \ref{cartePALEOaquiburdibob}) mettent en évidence des dépôts aquitanien progradants vers le Sud-Ouest sous une tranche d'eau assez importante, ces progradations seraient éloignées des zones d'alimentation. Le passage de l'Aquitanien au Burdigalien se fait par une surface érosive qui tronque les dépôts aquitaniens. Cette surface orientée NW-SE à pendage vers le Sud-Ouest montre une seule incision remarquable et quelques incisions de type "gullies". Les dépôts du Burdigalien reposent en onlap sur cette surface \citep{bellec2003}.

\medskip

Plusieurs études ont été réalisées sur l'évolution sédimentaire du domaine turbiditique du Golfe de Gascogne \citep{cremer1983,iglesias2009}. Nous avons résumé les élèments les plus importants permettant de comprendre l'évolution de ce domaine, en relation avec le bassin d'Aquitaine, pendant le Miocène inférieur sur la figure \ref{cartePALEOaquiburdibob}.

\medskip

\textbf{L'Aquitanien du bassin profond du Golfe de Gascogne} est identifié dans la séquence C1 d'\citet{iglesias2009}  et dans la séquence Ib de \citet{cremer1983} qui s'étale respectivement de la fin du Chattien jusqu'à la limite Aquitanien/Burdigalien et du Chattien moyen à la limite Aquitanien/Burdigalien.

\begin{itemize}
\item le canyon du Cap Ferret enregistre un changement majeur durant cette période. En effet durant le Chattien ce canyon n'était pas encore développé comme à l'actuel, les sédiments étaient piégés dans le grabben du Cap Ferret (prolongement du Bassin de Parentis)\citep{cremer1983,iglesias2009}. L'Aquitanien marque donc le début de l'export des sédiments par les prémices du canyon du Cap Ferret \citep{iglesias2009}. Notre étude met en évidence l'existence d'un deuxième système d'incision  en position plus méridionale , parallèle à la branche actuelle du canyon (cf. \ref{chresultataqui}). Sur la figure \ref{cartePALEOaquiburdibob}, on observe que ces deux branches se rejoignent et une levée turbiditique est associée sur son flanc nord. Enfin le terme final est le lobe turbiditique \citep{cremer1983,iglesias2009}.

\item le canyon de Cap breton dont la première incision en offshore est observée entre 25.2 Ma et 22.5 Ma (cf. \ref{papier1}) présente une importante levée sur le Plateau Landais mise en évidence par \citet{iglesias2009} (fig. \ref{cartePALEOaquiburdibob}). Ce canyon rejoint le canyon de Santander où notre étude montre l'existence de deux branches au niveau de l'isohypse -5000 m (fig. \ref{cartePALEOaquiburdibob}. Enfin, deux levées turbiditiques sont mises en évidences de par et d'autre du système chenalisant. La partie distale du système rejoint le lobe turbiditique du Cap Ferret \citep{iglesias2009}.

\item le canyon de Torrelavega (fig. \ref{cartePALEOaquiburdibob}) semble alimenté par le canyon de Lastres et le terme distale est remarquable par l'absence de levée et de lobe montrant un fonctionnement moins important comparé aux deux canyons mentionnés ci-dessus. Enfin ce système distal est restreint au Sud du "Jovellanos high" \citep{iglesias2009}.

\end{itemize}

\medskip

\textbf{Le Burdigalien du bassin profond du Golfe de Gascogne} identifié dans la séquence B2 d'\citet{iglesias2009} qui couvre la période burdigalienne et  encore dans la séquence Ib de \citet{cremer1983}.

\medskip

Le Burdigalien dans le Golfe de Gascogne (fig. \ref{cartePALEOaquiburdibob}) montre beaucoup de similitude avec le système aquitanien, en particulier sur la disposition des incisions de type canyons. Cependant l'existence la branche sud du canyon du Cap Ferret est incertaine. La première différence est l'appartition de levée au niveau du Banc le Danois (fig. \ref{cartePALEOaquiburdibob}) attribuée au canyon de Lastres. La deuxième différence se trouve dans les dépôts de levées du système du canyon de Santander, en effet, seulement une seule levée au Nord du système chenalisant a été cartographiée par \citet{iglesias2009}. Enfin la troisième différence est le changement de positionnement du système distal du canyon de Torrelavega qui se trouve maintenant au Nord du "Jovellanos high" (fig. \ref{cartePALEOaquiburdibob}). \citet{iglesias2009} insiste également sur la diminution de taille des appareils turbiditiques (lobes, levées, chenaux), il observe également une augmentation de la sinuosité des systèmes chenalisants.

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\newpage

\section{Le Langhien et le Serravallien : dépôtcentres et paléogéographie}\label{lanserr}
\sectionmark{Le Langhien et le Serravallien}

\subsection{Le Langhien et le Serravallien du Bassin d’Aquitaine et du Golfe de Gascogne, cartes d’isohypses et carte paléogéographique}\label{lanserrsection}

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/LANGHIENSERRAVALLIENISOHYPSE2019}}
\caption[Carte d'isohypses onshore de la base du Langhien]{Carte d'isohypses onshore de la base du Langhien}
\label{carteHRlanghienserravallien}
\end{figure}

\medskip

\textbf{Carte d'isohypses onshore de la base du Langhien (fig. \ref{carteHRlanghienserravallien})}

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La carte d’isohypses de la base du Langhien (fig. \ref{carteHRlanghienserravallien}) met en évidence un changement majeur comparé aux deux cartes du Miocène inférieur (fig. \ref{carteHRaquitanien} et \ref{carteHRburdigalien}). En effet les cartes du Miocène inférieur ne montraient pas, grâce à la disposition des isohypses, d’incisions. La carte d’isohypses haute résolution de la base du Langhien (fig. \ref{carteHRlanghienserravallien}) est caractérisée par une absence de sédiments préservés au Nord et à l’Est de la Garonne et également au Sud d’une courbe qui suit Pau, Orthez, Bayonne. Cette carte ne met pas en évidence de déformation majeure pendant cette période, cependant le mouvement subtil de certaines structures et de certains domaines a été observé par différents auteurs. Nous détaillerons cet aspect dans la section \ref{evolutiontectomiocene}. Comme au Burdigalien, le Langhien/Serravallien montre une position de plus en plus proche des reliefs. De plus il est observé sur cette carte les premiers dépôts préservés Miocène entre Aire-sur-L'Adour et Orthez (premiers sédiments néogènes sur la structure d'Audignon).

\medskip

La carte d’isohypses haute résolution de la base du langhien met en évidence plusieurs grands domaines (description de la partie amont jusqu’à la partie avale) :
\begin{itemize}
\item un premier domaine, à pente moyenne, situé dans un « rectangle » entre Boussens, Orthez, Mont-de-Marsan, et l’Ouest de Toulouse, dont les isohypses s’étalent de 300 m à 50 m. Ce domaine est caractérisé par la présence d’incisions (fig. \ref{carteHRlanghienserravallien}) avec des orientations et des tailles d’incisions différentes.  A l’Est de Tarbes les incisions sont petites (entre 5 et 10 mètres environ d’incision) et montrent une orientation du Sud vers le Nord. Ce système chenalisant trouve son exutoire dans le domaine à pente plus faible que nous détaillerons après. A l’Ouest de Tarbes, les incisions ont une composante chenalisante plus importante. La profondeur de ces incisions (entre 20 et 40 mètres au maximum) et la largeur de ces vallées sont plus importantes (fig. \ref{carteHRlanghienserravallien}). Du point de vue de l’orientation, elles montrent une augmentation de la composante NW-SE en se rapprochant de Pau et de Mont-de-Marsan, enfin au niveau d’Orthez, elles sont très clairement orientées E-O.

\item un deuxième domaine à pente faible situé principalement au Nord d’une ligne entre Auch et Mont-de-Marsan (fig. \ref{carteHRlanghienserravallien}). Les isohypses de ce domaine s’étalent de 150 m à – 50 m. Ce domaine met également en évidence des incisions à l’Ouest d’Agen, orientées, NE-SO pour la plus septentrionale, SE-NO pour la plus méridionale et semblent se rejoindre dans une direction E-O. Elles atteignent une profondeur maximale de 20 mètres environ. Ce domaine met en évidence l’existence d’un promontoire au Nord de Dax qui sépare deux « rentrants » qui pourraient correspondre à la continuité des incisions décrites dans la partie sud-aquitaine.

\item un troisième domaine, à pente plus importante, est situé entre les isohypses -50 et -200 m. Il se trouve essentiellement près de la côte actuelle. Il présente un « rentrant » bien marqué à l’Ouest de Dax qui semble dessiner une vallée. Un second rentrant, au Nord de Dax, est mis en évidence par les isohypses -100 et -200 m. Ces deux rentrants pourraient constitués la continuité distale des incisions de la partie sud-aquitaine décrites ci-dessus.
\end{itemize}

\medskip

\textbf{Cartes paléogéographique du Langhien/Serravallien (fig. \ref{cartePALEOlanserr1} et \ref{cartePALEOlanserr2}) :}

\medskip

L’extension maximale du domaine marin au Langhien et au Serravallien est représentée par les lignes bleu pointillés et bleu en trait plein sur la figure \ref{cartePALEOlanserr1} et provient des travaux de \citet{ducasse1996}, \citet{ducasse1997}, \citet{gardere2005} et \citet{cahuzac2010}. Cette période met en évidence des changements majeurs dans l’agencement et la répartition des dépôts marins. 
\medskip
En effet, le Langhien marin (fig. \ref{cartePALEOlanserr1}) se retrouve assez loin vers l’Est, jusqu’à une horizontale entre Auch et Agen. Il forme un golfe à l’Est d’Aire-sur-L’Adour. Contrairement au Miocène inférieur, cette avancée marine ne semble pas s’observer, d’après les auteurs, juste au Nord de la structure d’Audignon. Au Nord de Bayonne le canyon de Saubrigues forme encore un rentrant. Le Langhien correspond aux derniers dépôts identifiés \citet{cahuzac2000} dans cette dépression. L’extension Nord du domaine marin au Langhien n’a pas été contrainte.
\medskip
Le Serravallien marin, quant à lui, montre une disposition différente. A l’Est celui-ci est en position plus occidentale comparée au Langhien, le golfe d’Aire-sur-L’Adour n’est plus visible. Cependant un autre golfe (golfe de Chalosse) a été identifié entre Dax et Orthez (fig. \ref{cartePALEOlanserr1}), il se trouve dans la même zone que le golfe du Burdigalien (fig. \ref{cartePALEOburdigalien}) mais avec une extension méridionale plus importante. Au Nord le domaine marin du Serravallien contourne la structure de Villagrains-Landiras et reste toujours à l’Ouest de la Garonne. Enfin le domaine marin serravallien semble avoir une aire plus importante que celle du Langhien.

\medskip

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/LANGHIENSERRAVALLIENPALEOGEOGRAPHIE2019}}
\caption[Carte paléogéographique du Langhien/Serravallien]{Carte paléogéographique du Langhien/Serravallien}
\label{cartePALEOlanserr1}
\end{figure}

\medskip

{\itshape Domaine marin} :

\begin{itemize}

\item \textbf{Les Faluns de Soustons} identifiés dans la région de Soustons (fig. \ref{cartePALEOlanserr1})  par \citet{karnaynotice} constituent dans cette zone les seuls dépôts marin préservé du Miocène. Les Faluns de Soustons se présentent sous la forme d’un sable plus ou moins argileux, micacé à niveaux riches en organismes divers (lamellibranches, gastéropodes, etc.) \citep{karnaynotice}. Leur attribution stratigraphique, longtemps controversée a été confirmée du Serravallien.

\item \textbf{Les Faluns de Sallespisse} sont les dépôts rencontrés dans le golfe de Chalosse entre Dax et Orthez (fig. \ref{cartePALEOlanserr1}). Les Faluns de Sallespisse, d’âge Serravallien \citep{cahuzac1995}, sont reconnus en forage et à l’affleurement \citep{henry1989notice1003}. Ce sont des sables moyens peu argileux à graviers, cailloutis et bioclastes. Ils sont surmontés par la Formation des Sables Fauves continentaux. \citet{dubreuilh1997carte1004} indiquent que cette formation correspond à un dépôt côtier de baie, certaines microfaunes mettent en évidence la présence d’un milieu de lagune hyposaline, donc caractérisée par des apports d’eau douce. La présence de graviers, et de cailloutis et l’apport d’eau douce permettent de conclure à un environnement d’estuaire ou deltaïque.

\item \textbf{Les Faluns de Tartas de Laurède et de Carcarès} sont les formations marines identifiées à l’affleurement au Sud de Mont-de-Marsan (fig. \ref{cartePALEOlanserr1}). Les Faluns de Laurède et de Carcarès affleurent à la faveur de l’érosion de l’Adour, sur le flanc Nord de la structure d’Audignon \citep{platel1990notice950}. Ils contiennent des sables fins à très fins argileux qui recèlent de fins bioclastes parmi lesquels sont reconnus des débris de bryozoaires, des dentales, des radioles d’oursins, des ostracodes et de nombreux foraminifères. \citet{mullerpujol1979} attribuent ce dépôt au Serravallien et l’assimile à la Formation bordelaise de Salles. Les Faluns de Tartas, dépôts plus grossiers que les Faluns de Laurède et de Carcarès, sont constitués de grès grossiers riches en débris bioclastiques et affectés parfois de stratifications obliques. Ils alternent parfois avec des calcaires microcristallins. Ils sont également attribués au Serravallien \citep{platel1990notice950} et correspondent à un milieu de dépôt littoral.

\item \textbf{Les Faluns de Roquefort et du Frêche} sont les dépôts marins identifiés à l’affleurement et en forage au Nord-Est de Mont-de-Marsan (fig. \ref{cartePALEOlanserr1}). Les Faluns de Roquefort présentent à la base, un calcaire sableux coquiller, puis un grès calcaire grossier mal lité, très riche en mollusques et en huîtres. Plusieurs structures en mégarides induisent de forts courants soumis au balancement des marées, donc le milieu de dépôt associé correspond à une baie favorable à la prolifération d’huitres et autres gros bivalves. Le Falun du Frêche est représenté par les mêmes caractéristiques lithologiques. \citet{platel1990notice926} explique que ces deux formations ; s’interstratifient avec la formation marine des Sables Fauves. Leur attribution d’âge reste compliquée, en effet ces dépôts littoraux forment la transition entre les Faluns de Manciet à l’Est d’Aire-sur-L’Adour d’âge Langhien inférieur et ceux de Tartas au Sud de Mont-de-Marsan d’âge Serravallien. \citet{gardere2005} identifie un falun à la base du remplissage serravallien à l’extrême Nord-Est de la limite de la mer serravallienne, qui peut être rapporté à ce falun.

\item \textbf{Les Faluns de Salles et Lassime} sont les dépôts marins identifiés au Sud-Ouest et au Nord-Ouest de la structure de Villagrains-Landiras. Les Faluns de Salles ont donné le nom à l’ancien stratotype Sallomacien, maintenant abandonné. Les lithologies observées sont essentiellement des alternances de bancs de sables fins et des dépôts faluniens bien marqués. Ces deux lithologies sont riches en bioclastes de différents organismes \citep{platel1992notice850}. Ces dépôts littoraux très proximaux ont été attribués au Serravallien par \citet{mullerpujol1979}. Les Faluns de Lassime sont les équivalents latéraux des Faluns de Salles et se retrouvent au Nord-Ouest de la structure de Villagrains-Landiras \citep{pratviel827cartepessac}. Leur extension est mal connue, car seulement un affleurement est connu et les données de forages mal contraintes. Cependant \citet{parize2008} réinterprètent celui-ci, montrant que cette formation repose en discordance sur le Burdigalien. Ce dépôt transgressif est composé, à la base d’un conglomérat contenant des galets de calcaire indurés (remaniés du Burdigalien sous-jacent), puis par un falun contenant des bivalves surmonté d’un horizon plus argileux et enfin le toit de la série est une marne à stratifications ondulées (possiblement de type vague)\citep{parize2008}. Le hiatus associé sera détaillé dans la section \ref{evolutiontectomiocene}.

\item \textbf{Les Faluns de Manciet} est la formation marine qui a permis de mettre en évidence le golfe à l’Est d’Aire-sur-L’Adour au Langhien (fig. \ref{cartePALEOlanserr1}). Cette formation est composée de grès, de marnes et de faluns (coquilles souvent brisées) où il a été observé des « flute cast » consolidées par un ciment calcaire \citep{crouzel1989notice953}. Par endroits \citet{crouzel1989notice953} identifie également des concrétions algaires. Ce sont donc des dépôts littoraux qui forment le golfe de Manciet (Lectoure).

\item \textbf{Les Sables Fauves et Sables verts} constituent les formations marines du Langhien et du Serravallien \citep{gardere2005}(fig. \ref{cartePALEOlanserr1}). La Formation des Sables Fauves marins est très bien connue, à l’affleurement et en forage, dans le bassin d’Aquitaine. Ces dépôts incisent largement les dépôts antérieurs, du Trias jusqu’aux dépôts molassiques du Miocène inférieur (niveau 1 à 7 de \citet{crouzel1957miocene,crouzel1989notice953}). Elle représente les deux phases transgressives majeures du Miocène moyen \citep{cahuzac1995,rey1997,gardere2005}. Au Langhien, le membre de Peyrecrechen \citep{gardere2002these} se retrouvent au-dessus des Faluns de Manciet et constituent le terme final de la transgression langhienne. Il est caractéristique d'un environement marin peu profond aux eaux chaudes et agitées, ou l'on trouvent par endroit des cordons sableux construits sous l'influence de courants côtiers \citep{gardere2002these}. Au cours du Langhien les faciès proximaux progradent vers le Nord et L'Ouest, ce qui marque bien le comblement progressif du bassin. Aux environs de la limite Langhien-Serravallien une phase d’érosion importante induit l’encaissement des dépôts serravalliens dans les dépôts langhiens (voir \citet{gardere2002these} pour la description complète). Ces incisions formeront des rias lors de la transgression serravalienne. Les Sables Fauves serravallien, le membre de Matillon \citep{gardere2002these}, dont l'extension est plus réduite qu'au Langhien montrent les même types de dépôts. \citet{gardere2002these} y observe des faciès très littoraux à influence tidal, marquée par une progradation rapide due à la proximité des apports continentaux. La Formation des Sables Fauves marins correspond donc à une sédimentation sableuse dans un milieu de plate-forme interne agitée \citep{crouzel1989notice953,gardere2002these}. Par endroit il est notifié qu’ils correspondent à des dépôts de types plage, à l’Est d’Aire-sur-l’Adour il est noté l’édification d’un vaste delta ramifié au débouché maritime d’un fleuve pyrénéen. La Formation des Sables Verts (fig. \ref{cartePALEOlanserr1}), reconnue à l’affleurement et en forage \citep{karnay1993notice875}, est composée de sables fins à moyens glauconieux, plus ou moins argileux, à petits débris de textulariidés \citep{platel1990notice926,capdeville1990notice951,karnay1993notice875}. Cette formation est interstratifiée par endroit avec le Sables Fauves, elle constitue l’équivalent marin plus distale des Sables Fauves. Ces sables verts couvrent la totalité du Langhien et du Serravallien, en effet \citet{dubreuilh1995dynamique} insiste sur l'âge langhien au Nord de Mont-de-Marsan et serravallien au Sud de la structure de Villagrains-Landiras.

\item \textbf{Les Marnes de Saubrigues} présentent les mêmes faciès marneux déjà détaillés au Miocène inférieur. La seule différence notable est le positionnement plus occidental dans le canyon de ces dépôts \citep{cahuzac2000}.

\end{itemize}

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/LANGHIENSERRAVALLIENPALEOGEOGRAPHIECROUZEL2019.jpg}}
\caption[Carte paléogéographique du Langhien et du Serravallien, zoom sur la zone Sud, modifié d’après \citet{crouzel1957miocene} \citet{antoine1997} \citet{gardere2005}]{Carte paléogéographique du Langhien et du Serravallien, zoom sur la zone Sud, modifié d’après \citet{crouzel1957miocene} \citet{antoine1997} \citet{gardere2005}}
\label{cartePALEOlanserr2}
\end{figure}

\medskip

{\itshape Domaine continental} :
\begin{itemize}

\item \textbf{Le Calcaire d’Auch} est le premier dépôt préservé du Langhien dans le bassin d’Aquitaine (fig. \ref{cartePALEOlanserr2}). Sa disposition met encore en évidence un recul progressif des faciès terrigènes proximaux vers le domaine pyrénéen. Comme précédemment la Formation du Calcaire d’Auch est plus terrigène à l’Est et plus carbonatée à l’Ouest. Cependant à l’Ouest des faciès plus proximaux, de type conglomérats, sont préservés. Entre Auch et Toulouse un couloir terrigène, composé essentiellement de sable, ce couloir est plus étendu que les distributaires observés à l’Ouest. En effet ils sont constitués de conglomérats et de sables en position plus distales mais sur une zone plus petite plus on se dirige vers l’Ouest (vers Tarbes)\citep{crouzel1957miocene}. Les domaines lacustres se trouvent essentiellement à l’Ouest d’Auch. Le Calcaire d’Auch est composé de deux bancs bien distincts, qui se confondent en allant vers le Nord d’Auch. Le premier banc carbonaté est constitué d’une marne grumeleuse contenant des moules d’Helix. Le second banc est plutôt dominé par un calcaire marneux \citep{crouzel1957miocene}.

\item \textbf{Le Calcaire Inférieur de l’Astarac} trouve plusieurs similitudes avec le Calcaire d’Auch. Les arrivées terrigènes grossières (poudingues) dans la partie ouest ravine par endroit le Calcaire d’Auch ainsi que le Calcaire Supérieur de Lectoure (Burdigalien supérieur). Comme précédemment, un système essentiellement sableux est reconnu entre Toulouse et Auch (fig. \ref{cartePALEOlanserr2}), l’alimentation de ce système passe d’une direction Sud-Nord (Calcaire d’Auch) à une direction Sud-Est Nord-Ouest. Enfin à l’Ouest d’Auch, trois distributaires plus grossiers ont été identifiés par \citet{crouzel1957miocene}, tous orientés du Sud vers le Nord. Les dépôts carbonatés s’agencent en bandes orientées Nord-Sud, ils forment un lac important au niveau d’Auch (fig. \ref{cartePALEOlanserr2}). Ces dépôts sont essentiellement composés de calcaire grumeleux blanc \citep{crouzel1957miocene}.

\item \textbf{Le Calcaire de Sansan} constitue le dernier dépôt du Langhien (fig. \ref{cartePALEOlanserr2}). Cette formation est marquée par l’absence du domaine sableux très étendu entre Auch et Toulouse. En effet cette zone dominée au Langhien inférieur et moyen par des apports venants du Sud et Sud-Est, enregistre un changement important avec des directions d’apports orientées de l’Est vers l’Ouest \citep{crouzel1957miocene}. A l’Est de Tarbes, il est observé deux cônes terrigènes composés de conglomérats et de sable grossiers dans la partie distale. La disposition des distributaires terrigènes est semblable à celle observée auparavant au Langhien, à l’Est-ce sont les dépôts sableux qui dominent et à l’Ouest des dépôts conglomératiques avec leur équivalents distaux sableux sont prédominants. Enfin les dépôts lacustres sont restreints à certaines zones, au niveau d’Auch par exemple.

\item \textbf{Le Calcaire de Monlezun} est le premier dépôt du Serravallien caractérisée par \citet{crouzel1957miocene}. Le Serravallien montre une rétrogradation des faciès proximaux vers la chaîne pyrénéenne, ce phénomène s’observe depuis le Burdigalien. Cette formation est caractérisée par une recrudescence des apports terrigènes entre Boussens et Tarbes (fig. \ref{cartePALEOlanserr2}). Quatre cônes terrigènes ont été reconnus entre ces deux localités, ils sont essentiellement composés de conglomérats dans la partie proximale et de sables dans la partie distale. Enfin \citet{crouzel1957miocene} met encore en évidence des apports venant du Sud-Est entre Boussens et Toulouse (fig. \ref{cartePALEOlanserr2}). Les dépôts lacustres sont nombreux mais ne présentent qu'une épaisseur relativement importante au Nord-Est de Tarbes. Ces faciès correspondent à des calcaires marneux grumeleux \citep{crouzel1957miocene}. Il faut noter que sur ce dépôt du Serravallien inférieur, entre Saint-Gaudens et Tarbes, se superposeront directement les « argiles à galets », du Miocène supérieur. Ceci induit donc soit un hiatus de sédimentation ou une érosion entre ces deux formations.

\item \textbf{Le Calcaire de Bassoues}, formation attribuée également au Serravallien inférieur, a été décrit comme étant plus détritique à l’Est qu’à l’Ouest (fig. \ref{cartePALEOlanserr2}). Il présente trois venues terrigènes entre Boussens et Tarbes dont la plus importantes se trouve au Nord de Saint-Gaudens. Comme précédemment ces venues sont caractérisées par des conglomérats et des sables \citep{crouzel1957miocene}. A l’Est de Boussens un petit distributaire orienté Sud-Est Nord-Ouest est présent cependant il semble moins important comparé aux distributaires langhien. Enfin les dépôts lacustres sont essentiellement représentés à l’Ouest d’une verticale entre Saint-Gaudens et Tarbes et sont des calcaires grumeleux séparés par des marnes grumeleuses.

\item \textbf{Le Calcaire Supérieur de l’Astarac} est rattaché au Serravallien moyen. L’extension de cette formation diminue par rapport aux précédentes formations identifiées. Les directions d’apports montrent un changement important, en effet pendant le dépôt des autres formations du Miocène moyen les directions d’apports au front des Pyrénées sont clairement orientées du Sud vers le Nord, cependant il s’amorce à la fin du Serravallien inférieur et se concrétise au Serravallien moyen un changement d’orientation du Sud-Ouest vers le Nord-Est \citep{crouzel1957miocene}. Trois distributaires majeurs ont été mis en évidence par \citet{crouzel1957miocene} entre Saint-Gaudens et Tarbes, composés de conglomérats et sables. Quelques arrivées terrigènes sont notifiées par \citet{crouzel1957miocene} venant de l’Est mais ne semblent pas être significatives à la vue de la répartition des dépôts sableux. Les dépôts lacustres sont essentiellement marneux, il faut noter la disparition du niveau lacustre dans les environs de Boussens qui est liée à la phase d’incision anté « argiles à galets ».

\item \textbf{La Molasse de Fousseret} est attribué au Serravallien supérieur et correspond au dernier dépôt caractérisé par \citet{crouzel1957miocene} au Miocène moyen. L’extension des affleurements est encore réduite, à la fois par l’érosion anté « argiles à galets » mais également par les incisions quaternaires. Les directions d’apports semblent reprendre une direction du Sud vers le Nord (fig. \ref{cartePALEOlanserr2}).  Les cônes conglomératiques se trouvent à l’Ouest en majorité, juste à l’Est de Tarbes, au contraire, entre Saint-Gaudens et Boussens, les dépôts terrigènes sont moins présents (ou non préservés). Entre Auch et Toulouse, \citet{crouzel1957miocene} met en évidence un patch sableux correspondant à cette formation (fig. \ref{cartePALEOlanserr2}), cependant il est difficile de savoir si celui-ci est vient de l’Est de Toulouse ou si c’est un dépôt distal du système de piedmont pyrénéen dont la transition a été érodée plus tard. Les dépôts lacustres n’ont pas été préservés et donc leur caractérisation n’a pas été exhaustive.

\item \textbf{Les Sables Fauves} continentaux ont été appréhendés grâce leur teinte rouge ocre caractéristique. Ils sont identifiés dans deux régions distinctes (fig. \ref{cartePALEOlanserr1}), entre Tarbes et Bayonne et entre Agen et la structure de Villagrains-Landiras. Au Nord, ces dépôts sont attribués au Serravallien moyen et supérieur car ils reposent sur les Faluns de Salles \citep{mullerpujol1979, folliot1993}. Ils sont composés de sables fins à moyens, parfois quelques gravillons, qui remplissent des incisions identifiées sur la figure \ref{carteHRlanghienserravallien}. La direction des incisions et la position des niveaux sableux confirment la présence d’apports venant du Massif central. Au Sud, ces dépôts sont plus vieux. \citet{crouzel1957miocene} montre sur ces coupes que les Sables fauves incisent le niveau 8 (Calcaire de Inférieur de l’Astarac, Langhien moyen). Les autres contacts géologiques montrent que les Sables Fauves sont superposés au niveau marin des Faluns de Manciet (Langhien inférieur à moyen), des Faluns de Tartas (Serravallien) et à des calcaires bioclastiques d’âge serravallien. En outre les Sables Fauves sont recouverts par les Glaises Bigarrées dont l’âge basal est Tortonien.  D’après ces considérations, il est possible de conclure sur un âge s’étalant du Langhien supérieur jusqu’à la fin du Serravallien pour les Sables Fauves dans la partie sud. Du point de vue lithologique, ils sont constitués de deux séquences \citep{capdeville978cartehagetmau}, une première séquence chenalisante (incision jusqu’à 50 mètres) qui est remplie par des venues de galets de quartz qui soulignent les incisions. Une deuxième séquence plus « classique » est composée de sables bien classés parfois kaolinitique \citep{capdeville978cartehagetmau}. La répartition des sables montre une limite importante à l’Est d’Orthez (fig. \ref{cartePALEOlanserr1}) en effet au Sud de cette ligne ce sont des sables moyens à grossiers qui dominent alors qu’au Nord ils sont fins à moyens. Les associations de minéraux lourds montrent deux familles différentes, la première composée d’andalousite, tourmaline, staurotide issue de roche métamorphique et l’autre composée de rutiles et de zircons issues de roches granitiques \citep{bergounioux1949,duplaix1956}, cela induit une origine pyrénéenne de ces dépôts. Enfin il faut signaler la présence de ferruginisation au sommet de cette formation qui marque une phase d’altération postérieure importante. En résumé, cette formation diachrone du Nord au Sud est la première grande progadation fluviatile du Miocène. Une arrivée au Nord venant de l’Est daté du serravallien et une au Sud-Ouest venant du Sud débutant dès le Langhien moyen.

\end{itemize}

\textbf {Pour résumer :}
\begin{itemize}

\item Le Langhien et le Serravallien marin montrent des dispositions différentes. L’extension des domaines marins au Langhien est plus orientale comparée aux domaines marins serravallien. Cependant, sur la répartition Nord-Sud, le Serravallien marin est plus étendue, avec au Nord la zone des Faluns de Salles et de Lassime et au Sud le golfe entre Dax et Orthez. Les dépôts marins sont mixtes, avec cependant une prédominance des faciès sableux (Sables Fauves marins et Sables Verts) à influence tidale et deltaïques. Certaines zones ont enregistré le dépôt de faluns essentiellement dans des milieux très littoraux protégés, par exemple dans le golfe entre Dax et Orthez ou encore au Nord de la structure d’Audignon. Le Miocène moyen correspond à la dernière incursion marine majeure dans le bassin d’Aquitaine.

\item Le Langhien et le Serravallien continental sont caractéristiques pour le changement majeur de sédimentation comparée au Miocène inférieur. En effet, les venues détritiques sont plus marquées et plus abondantes. Au Sud, entre Boussens et Tarbes, ce sont des domaines alternants entre des cônes de déjections terrigènes (conglomérat et sables) et des dépôts lacustres, durant la totalité du Miocène moyen, qui montrent comme au Miocène inférieur la rétrogradation des faciès proximaux vers le domaine pyrénéen. Entre Tarbes et Bayonne ce sont les Sables Fauves (à partir du Langhien supérieur) qui dominent, l’absence de faciès intermédiaires carbonatés est remarquable et marque la grande différence avec le domaine situé à l’est de Tarbes. Ces sables alimentent le delta du golfe situé entre Dax et Orthez mais également une partie des Sables Fauves marins. Enfin, au Nord où les Sables Fauves continentaux sont plus jeunes (Serravallien moyen et supérieur), il est observé des sables fins à moyens, leur terme plus proximal a été érodé (par des mouvements tectoniques postérieurs) ou n’a jamais été déposé.

\end{itemize}
\medskip
D’un point de vue des zones d’alimentation terrigène, le Langhien et le Serravallien sont scindés en plusieurs périodes :

\begin{itemize}

\item Le Langhien inférieur dont les dépôts sont essentiellement localisés au niveau d’Auch montre des directions d’apports venant du Sud, les zones d’alimentation se trouvent au Sud d’une horizontale entre Tarbes et Boussens comme pour le Burdigalien. La position des Sables Fauves marins (au Nord d’Auch) permet d’invoquer également une source centrallienne.

\item Le Langhien moyen montre les mêmes directions d’apports pour la zone entre Tarbes et Boussens avec en plus une alimentation venant du Sud-Est à l’Est de Boussens. Un début d’alimentation venant du Sud entre Tarbes et Bayonne annonce les prémices du dépôt des Sables Fauves continentaux.

\item Le Langhien supérieur, dont les principaux distributaires entre Tarbes et Boussens tendent à se déplacer vers Tarbes, montrent des apports venant de l’Est aux environs de Toulouse, c’est la première fois du Miocène moyen que cette direction est identifiée. Entre Tarbes et Bayonne, les distributaires alimentant les Sables fauves sont bien établis et montrent des directions venant du Sud.

\item Le Serravallien inférieur reprend une disposition semblable à celle du Langhien moyen entre Tarbes et Boussens. Les distributaires alimentant les Sables Fauves à l’Ouest sont encore présents et vont perdurés jusqu’à la fin du Serravallien.

\item Le Serravallien moyen correspond aux prémices des dépôts des Sables Fauves au Sud-Est de la structure de Villagrains-Landiras et donc il marque le début des apports orientés de l’Est vers l’Ouest d’origine centrallienne. Dans la région entre Tarbes et Boussens, il est observé un changement de direction des apports, en effet elle passe d’une orientation du Sud vers le Nord à une orientation du Sud-Ouest vers le Nord-Est.

\item Le Serravallien supérieur montre à peu près les mêmes directions que le Serravallien moyen avec une reprise des apports venant de l’Est au niveau de Toulouse.

\end{itemize}

\subsection{Carte d'isopaques du Langhien et du Serravallien}
\medskip

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/LANGHIENSERRAVALLIENISOPAQUE2019}}
\caption[Carte d'isopaques du Langhien et du Serravallien]{Carte d'isopaques du Langhien et du Serravallien}
\label{carteEPAISSEURlanserr}
\end{figure}
\medskip

La carte d’épaisseur de sédiments préservés du Langhien et du Serravallien illustrée par la figure \ref{carteEPAISSEURlanserr} montre des valeurs s’étalant de 0 m à plus de 175 m dans le bassin d’Aquitaine. Ces dépôts ont été incisés par des événements postérieurs (Tortonien, Pliocène et Pléistoène) surtout dans le domaine de piedmont. Il est donc important de voir cette carte et ces valeurs comme représentant le minimum de sédiments préservés pour la période considérés. La Langhien et le Serravallien (extension temporelle = 4.34 Ma) met en évidence au première ordre un changement de répartition des valeurs maximales (ainsi qu’une diminution de ces valeurs) des sédiments préservés comparés au Miocène inférieur (fig. \ref{carteEPAISSEURaquiburdi}. La répartition des sédiments préservés montre l’existence de plusieurs domaines :
\begin{itemize}

\item Le domaine de piedmont, localisé entre Boussens et Orthez, montre deux zones de préservations différentes (fig. \ref{carteEPAISSEURlanserr}). La première à l’Est entre Boussens et Tarbes, est caractérisée par des valeurs allant de 50 à 100 m de sédiments préservés pour le Langhien Serravallien. Cet épaississement est lié au fonctionnement continu pendant cette période d’un système de piedmont qui recule progressivement vers le Sud. La deuxième à l’Ouest entre Tarbes et Orthez, montre des épaisseurs moindres allant de 0 m à 75 m au maximum (fig. \ref{carteEPAISSEURlanserr}). La relative diminution de l’épaisseur préservée est dûe à l’âge du premier dépôt dans cette zone, en effet les Sables Fauves dans cette zone sont au minimum d’âge Langhien supérieur, il y a donc une absence de sédiments préservés pour le Langhien inférieur et moyen. Enfin les variations d’épaisseurs observées dans cette zone sont essentiellement dûes au remplissage des incisions identifiées sur la figure \ref{carteHRlanghienserravallien} qui induisent une épaisseur plus importante dans les incisions et moins importante sur leurs flancs. La structure de Villagrains-Landiras est recouverte d’une épaisseur significative de sédiments, c’est la première fois depuis le Paléogène.

\item Le domaine de transition entre le piedmont et la valeur 25 m  (couleur rouge sur la figure \ref{carteEPAISSEURlanserr})  est caractérisé par une faible préservation de sédiments (inférieur à 25 m). A l’Ouest de Dax, cette zone fait la transition entre le domaine de piedmont et le canyon de Cap breton, cette absence de sédiments préservés peut induire le transfert direct des sédiments par le canyon de Saubrigues/Cap breton. Au Nord de la structure d’Audignon, il est observé un patch de sédiments contenant une épaisseur maximale de 50 mètres, celui-ci est interprété comme le remplissage, comme Miocène inférieur, de la dépression crée au Paléogène devant cette structure. Au Nord d’Auch ce domaine de faible préservation semble être présent même si la caractérisation est difficile à cause de la disposition en patch sur les sommets des butes des dépôts Langhien et Serravallien.

\item Le troisième domaine à l’Ouest d’une verticale entre Mont-de-Marsan et Bordeaux (fig. \ref{carteEPAISSEURlanserr}) est caractérisé par une épaisseur sédimentaire pouvant atteindre 175 m par endroit. Au Sud-Ouest de la structure de Villagrains-Landiras une zone d’accumulation préférentielle est observée avec des épaisseurs pouvant atteindre 150 m. Au Nord-Ouest de Mont-de-Marsan le même dispositif est identifié, cependant les valeurs maximales de sédiments préservées ne dépassent pas 100 m. Enfin au niveau de la côte actuelle deux zones de préservation importante sont identifiées et marquées les iso-valeurs 50 m. Elles correspondent à l’épaississement lié à la progradation des sédiments vers l’ouest (voir chapitre \ref{papier1}). L’épaisseur est moins importante comparée au Miocène inférieur à cause de la disposition du plateau continentale pendant le Langhien et le Serravallien. En effet cette période marque le début de progradations plus franches des clinoformes vers l’Ouest, c’est-à-dire que les épaisseurs que "foreset" (fortes épaisseurs) du début de la période et des « topset » (faibles épaisseurs) de la fin de cette période. Cela explique donc l’épaisseur moins importante préservés.

\end{itemize}

\medskip

\subsection{Le Langhien et le Serravallien du Golfe de Gascogne}

\medskip
Les nouvelles données biostratigraphiques acquises sur deux forages stratégiques (IBIS 2 et PINGOUIN) ainsi que l’étude systématique des forages disponibles, nous ont permis de reconnaître et d’identifier les lithologies dominantes sur le plateau continental pendant le Langhien/Serravallien. 
Les deux forages stratégiques (localisation sur la figure \ref{cartePALEOlanserrbob}) :

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/LANGHIENSERRAVALLIENPALEOGEOGRAPHIEBoB2019}}
\caption[Carte paléogéographique du Golfe de Gascogne au Langhien et au Serravallien modifié d'après \citet{iglesias2009}]{Carte paléogéographique du Golfe de Gascogne au Langhien et au Serravallien modifié d'après \citet{iglesias2009}}
\label{cartePALEOlanserrbob}
\end{figure}
\medskip

\begin{itemize}

\item sur le forage IBIS 2, le Langhien et le Serravallien ont été reconnus entre les côtes 1350 et 1250 m. Ils sont caractérisés par un ensemble argilo-silteux puis d’une dizaine de mètres d’argile à la fin du serravallien (débordant sur le Tortonien) qui témoigne comme au Miocène inférieur de la présence d’une plate-forme largement ouverte.

\item sur le forage PINGOUIN, le Langhien et le Serravallien ont été reconnus entre les côtes 1475 et 1310 m. Ils sont caractérisés par un ensemble argilo-marneux, avec une augmentation progressive de la fraction argileuse. Il est également reconnu à partir de la côte 1319 m des traces de lignites et des concrétions argilo pyriteuses. C’est également un milieu de plateforme largement ouverte pouvant déborder sur la pente continentale.
\end{itemize}

\medskip

Les autres forages disponibles sur le plateau continental mettent en évidence plusieurs domaines lithologiques différents :
\begin{itemize}

\item Le prolongement en offshore des faciès sableux caractéristiques de la Formation des Sables Fauves et des Sables Verts a été identifié sur les forages ANTARES et ANTINEOUS (fig. \ref{cartePALEOlanserrbob}). Il est essentiellement composé de sable et de grès fin à grossier à ciment calcaire admettant des traces lignites et de pyrite. Dans ces forages, il est possible de rencontrer des argiles calcaires.

\item les forages situés plus au Nord (CORMORAN, FREGATE, ERIDAN et LE SEXTANT), ce sont des argiles calcaires qui dominent le remplissage de cette période (fig. \ref{cartePALEOlanserrbob}). Les forages situés au Nord-Est de cette première zone ne bénéficient pas d’un contrôle géologique assez précis, nous ne pouvons donc pas caractériser la jonction entre les marnes et falun observer sur la carte de la figure (fig. \ref{cartePALEOlanserr1}).

\item les deux forages (PELICAN et PINGOUIN) montrent un remplissage dominé par des marnes durant cette période, avec une augmentation progressive de la fraction argileuse. Dans ces deux forages, des concrétions pyriteuses et des traces de lignites ont été caractérisées.

\item les forages (IBIS, PHOENIX, DANU) sont caractérisés par des argiles silteuses à glauconie. Elles peuvent passer par endroit à des argiles sableuses. Sur le forage DANU, il semblerait que des débris coquillers aient été reconnus.

\end{itemize}

\medskip

\textbf{Le Langhien et le Serravallien des marges asturiennes et Sud-armoricaine} 
\medskip

La marge asturienne (fig. \ref{cartePALEOlanserrbob}) ne montre pas de dépôts Langhien et Serravallien formellement identifiés. Cependant \citet{Cadenas2017} met en évidence la présence de Miocène indifférencié à l’Ouest de la tête du canyon de Lastres. Celui-ci serait composé de calcaire argileux et silteux.

\medskip

Le Néogène de la marge Sud-armoricaine, largement étudié par \citet{bellec2003}, montre un changement important comparé au Miocène inférieur. Le Langhien et le Serravallien sont représentés dans son étude par la formation U4 séparée par deux discontinuitées bien marquées S3 et S4 \citep{bellec2003}. Cette étude met en évidence trois chutes du niveau de base dans cet intervalle lié à des chutes du niveau marin. La base du Langhien, identifiée par la surface S4 montre une orientation Nord-Ouest Sud-Est, \citet{bellec2003} met en évidence la présence d’incision de types « gullies » pour la partie Nord et une incision plus prononcée au Sud. L’évolution du remplissage sédimentaire de cette zone au Langhien et au Serravallien correspond à une alternance entre des chutes du niveau de base qui induisent la formation de « gullies » d’origine fluviatiles et des progradations sigmoïdales dont la direction est majoritairement orientée vers le Sud-Ouest et des remontées du niveau de base qui induisent la sédimentation de matériel plus litée et sans doute plus fin \citep{bellec2003}. Au cours du Langhien et du Serravallien la position des chenaux est de plus en plus occidentale. Les géométries et la taille de ces incisions évoluent également au cours du temps, en effet les premiers chenaux sont instables et largement anastomosés, puis leurs tailles sont identiques, seul le nombres d’incisions augmentent et enfin la taille des chenaux augmente en profondeur, en largeur, sont plus stables et leur nombre diminuent \citep{bellec2003}. Les épaisseurs préservées de cette unité montrent une faible préservation au Nord et à l’Est, et une augmentation vers le Sud-Ouest induite par le caractère progradant sigmoïdal dont les valeurs atteignent environ 100 ms. Des augmentations localisées d’épaisseurs sont identifiées et sont dû au comblement d’incision antèrieure. Enfin la surface S5 qui délimite la partie supérieure de cet interval est largement érosive \citep{bellec2003}.

\medskip

\textbf{Le Langhien et le Serravallien du bassin profond du Golfe de Gascogne} identifié dans la séquence B1 d'\citet{iglesias2009} et dans la séquence II et le début de la III de \citet{cremer1983}.
\medskip

\begin{itemize}

\item \citet{cremer1983} met en évidence un changement de fonctionnement du système turbiditique pendant cette période. En effet il invoque le relative hausse du niveau marin pendant le Miocène moyen pour expliquer la diminution de l’efficacité de transport du canyon du Cap Ferret en particulier. Il indique que le peu de sédiments qui transite est stocké dans la dépression du Cap Ferret et peine à rejoindre le système profond du golfe de Gascogne. Il met également en évidence l’augmentation du creusement du canyon du Cap Ferret par construction de levée latérales \citep{cremer1983}. Les systèmes chenalisant antérieures ne sont plus entretenus à cause du ralentissement des apports sédimentaires. Enfin il observe que le canyon du Cap breton prendrait le dessus, en termes d’activité, sur le canyon du Cap Ferret et donc il serait le canyon principal d’alimentation du peu de dépôts observés sur le glacis du golfe de Gascogne.

\item \citet{iglesias2009} indique que cette période se trouve dans la continuité du remplissage burdigalien de cette zone (fig. \ref{cartePALEOlanserrbob}), il observe par exemple une diminution des « mass-transport deposits ». Il remarque, comme au Burdigalien (fig. \ref{cartePALEOaquiburdibob}), l’absence d’un lobe turbiditique bien marqué. Les systèmes de levées et de chenaux sont de taille équivalente (comparé au Burdigalien), seul leurs répartition spatiale change. En effet, au débuché des canyons de Torrelavega et de Santander (fig. \ref{cartePALEOlanserrbob}), la disposition des levées et des incisions change et acquière une sinuosité plus importante.

\end{itemize}

\medskip
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\newpage

\section{Le Tortonien et le Messinien: dépôtcentres et paléogéographie}
\sectionmark{Le Tortonien et le Messinien}

\subsection{Le Tortonien et le Messinien du Bassin d’Aquitaine et du Golfe de Gascogne, cartes d’isohypses et carte paléogéographique}\label{tormesssection}

\medskip

\textbf{Carte d'isohypses onshore de la base du Tortonien (fig. \ref{carteHRtortonien}):}

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/TORTONIENIsohypse2019}}
\caption[Carte d'isohypses onshore de la base du Tortonien]{Carte d'isohypses onshore de la base du Tortonien}
\label{carteHRtortonien}
\end{figure}

\medskip

La carte d’isohypses de la base du Tortonien (fig. \ref{carteHRtortonien}) met en évidence un changement important comparé aux cartes du Miocène inférieur et moyen (fig. \ref{carteHRlanghienserravallien} \ref{carteHRaquitanien}, \ref{carteHRburdigalien}). En effet la répartition des isohypses ne montre pas d’incisions comparable à celle observées à la base du langhien, excepté au Sud-Est de la structure de Villagrains-Landiras. Dans le domaine de piedmont de petites incisions sont observées mais semblent restreintes au Sud le valeur 300 m. Le recul progressif des isohypses vers le domaine de piedmont atteint son paroxysme au Tortonien avec des dépôts préservés en position de piedmont (pour la définition actuelle du piedmont pyrénéen). Enfin la répartition des isohypses est cantonnée entre Boussens et l’Ouest de Pau pour la partie proximale, entre Auch et Orthez pour la zone de transition et la limite orientale dans le triangle landais se trouve à plusieurs dizaines de kilomètres à l’Ouest d’Agen (fig. \ref{carteHRtortonien}).

\medskip

La carte d’isohypses onshore de la base du tortonien met en évidence plusieurs grands domaines (description de la partie amont jusqu’à la partie avale) :

\begin{itemize}

\item un premier domaine, à pente importante, localisé essentiellement entre Tarbes et Boussens (fig. \ref{carteHRtortonien}), est observé entre les valeurs 500 et 300 m. Il présente de petites incisions qui ne trouvent pas de continuités dans le domaine de transition au Nord. La particularité du domaine de piedmont au Tortonien est la dissymétrie de part et d’autre de Tarbes (fig. \ref{carteHRtortonien}). En effet à l’Ouest de Tarbes la pente est beaucoup plus faible qu’à l’Est de Tarbes, de plus les incisions sont plus étroites, plus nombreuses et plus localisées à l’Est comparée à l’Ouest où il est observé seulement une incision au Sud-Est de Pau.

\item un deuxième domaine, à pente moyenne, se trouve entre les valeurs 300 et 50 m. Il comprend la partie proximale à l’Ouest de Tarbes, décrit ci-dessus, et s’étend jusqu’à Mont-de-Marsan. Son extension latérale est cantonnée entre Orthez et Auch. Dans la partie Sud ce domaine ne présente pas d’incisions marquées, cependant, au Nord entre Mont-de-Marsan et la structure de Villagrains-Landiras deux incisions sont identifiées grâce à la répartition des isohypses. La première, la plus septentrionale, comprend deux incisions se rejoignant afin de former une seule incision orientée Est-Ouest. La deuxième, la plus méridionale, montre une orientation Est Ouest, puis elle devient Nord-Est Sud-Ouest (fig. \ref{carteHRtortonien}). Ces incisions ne semblent pas dépasser vers l’Ouest la valeur 0 m.

\item un troisième domaine, à pente plus importante, est situé entre les valeurs 50 et -100m. Ce domaine est scindé en deux zones différentes, la première au Sud montrant effectivement un gradient de pente plus élevé, la deuxième plus au Nord montrant un domaine de pente moins importante qui se rapproche plus de celle du domaine de transition. 
\end{itemize}

\medskip

\textbf{Carte d'isohypses onshore et offshore de la base du Messinien (fig. \ref{carteBRtortonien}):}

\medskip

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/TOP-TORTONIEN_ISOHYPSE_OFFSHORE.pdf}}
\caption[Carte d'isohypses onshore et offshore de la base du Messinien, modifié d'après \citet{crouzel1957miocene}]{Carte d'isohypses onshore et offshore de la base du Messinien, modifié d'après \citet{crouzel1957miocene}}
\label{carteBRtortonien}
\end{figure}

\medskip

Cette carte prend en compte plusieurs données à des âges différents à cause de la difficulté d’identification des dépôts Messinien dans le bassin d’Aquitaine.

\medskip

\begin{itemize}

\item le domaine offshore cette carte correspond bien à la base du Messinien (7.1 Ma)
\item le domaine onshore (Triangle Landais) ou le passage du Tortonien au Messinien se fait au sein de la Formation des Glaises Bigarrées et où nous considérons que la partie messinienne de cette formation est très peu épaisse, nous avons décidé de prendre les valeurs de la base du Pliocène (5.3 Ma) pour ce domaine 
\item le domaine onshore (piedmont) la base du Messinien se trouve dans la Formation des Argiles à Galets, or nous avons décidé de représenter la surface d’érosion identifiée par \citet{crouzel1957miocene} du Tortonien moyen (10.6 Ma, entre la Molasse de Montréjeau et les Argiles à Galets) qui, nous le verrons dans l’évolution paléogéographique et tectonique marque un changement important dans la sédimentation 
\end{itemize}

\medskip

La carte d’isohypses onshore/offshore de la base du Messinien (fig. \ref{carteBRtortonien}) montre l’extension du domaine de faible pente identifié sur la figure \ref{carteHRtortonien} en offshore, celui-ci se limite à la valeur -500 m. Cette valeur correspond à la limite du plateau continental pendant le Tortonien. Puis les valeurs -500 et -1000 m se trouvent rapprochées, cela correspond au clinoformes progradants de la marge Aquitaine. Vers l’Ouest, deux ensembles sont identifiés, (1) le premier situé au Nord du canyon de Capbreton (Plateau Landais) met en évidence la présence d’un domaine dominée par des pentes faibles entre les isohypses -1000 m et -2000 m, celui-ci est lié à la présence du Haut des Landes, (2) un deuxième domaine située au Sud et à l’Est du canyon de Cap Ferret met en évidence la présence d’un domaine de pente plus importante entre les isohypses -500 m et -3500 m, celui-ci correspond à la dépression du Cap Ferret.
\medskip
Le bassin profond du Golfe de Gascogne sur la figure \ref{carteBRtortonien} met en évidence comme pour la carte d’isohypses onshore/offshore de la base du Miocène (fig. \ref{carteBRaquitanien}) l’individualisation du bassin profond Nord Espagnole encadré par l’isohypse -5500 m qui est cependant moins marquée que sur la carte d’isohypses onshore/offshore de la base du Miocène. Enfin cette individualisation s’observe également pour la première fois dans le bassin profond de la marge Sud-Armoricaine, ou ce bassin est également encadrée par la valeur d’isohypses -5500 m. Ces deux bassins sont séparés par le "Gascogne High" (valeur entre -4000 m et -5000 m) et le possible prolongement vers l’Ouest de cette zone haute (fig. \ref{carteBRtortonien}).
\medskip
La figure \ref{carteBRtortonien} permet également d’observer les différentes incisions de type canyon dans la zone d’étude. Les canyons de Cap Ferret et Capbreton sont identifiées pendant cette période (fig. \ref{carteBRtortonien}) comme pour les périodes précédentes. Leurs positionnements ne semblent pas changer de façon drastique, cependant leur partie amont s’est déplacée vers l’Ouest en relation avec le caractère progradant des dépôts de cette période (voir chapitre \ref{papier1}).

\medskip

\textbf{Cartes paléogéographique du Tortonien et du Messinien (fig. \ref{cartePALEOtormess}) :}

\medskip

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.2cm}
{\includegraphics[width=19cm]{Figure/Chapitre3/TORTONIENPALEOGEOGRAPHIE.jpg}}
\caption[Carte paléogéographique du Tortonien et du Messinien modifiée d'après \citet{crouzel1957miocene}]{Carte paléogéographique du Tortonien et du Messinien modifiée d'après \citet{crouzel1957miocene}}
\label{cartePALEOtormess}
\end{figure}

\medskip
L’extension maximale du domaine marin au cours du Tortonien et du Messinien est représentée par la ligne bleu sur la figure \ref{cartePALEOtormess}, comparé aux cartes paléogéographiques du Miocène inférieur et moyen, cette limite est beaucoup plus occidentale. La figure \ref{cartePALEOtormess} met en évidence un changement important de sédimentation entre le Miocène moyen et le Miocène supérieur, en effet les dépôts marins et continentaux sont dépourvus de faciès carbonatés, qui étaient prédominants au cours des périodes précédentes. Enfin les sédiments préservés pendant cette période sont très limités et se trouvent essentiellement dans la partie Ouest du bassin d’Aquitaine. Quelques lambeaux de sédiments préservés s’observent à l’Est d’Agen et dans le Massif central.

\medskip

Les formations identifiées, dans le bassin d’Aquitaine, pour cette période ont des attributions stratigraphiques soumises à de nombreuses controverses (Cf. \ref{contextegeolmiocene}). Nous avons donc considéré que la Formation des Glaises Bigarrées était rapportée à la fois au Tortonien et au Messinien. Enfin la Formation des Argiles à Galets s’étend du Tortonien moyen au Messinien, cependant la difficulté de différentiation entre les Argiles à Galets et les Nappes alluviales du Pliocène nous amènent a placé sur la figure \ref{cartePALEOtormess} la limite maximale de ces épandages Miocène supérieur et Pliocène.
\medskip

{\itshape Domaine marin} :

\begin{itemize}
\item \textbf{Les Sables verts} La Formation des Sables Verts déjà décrites dans la section \ref{lanserr} reconnue à l’affleurement et en forage \citep{karnay1993notice875}, est composé de sables fins à moyens glauconieux, plus ou moins argileux. Cette Formation est la seule formation marine reconnue au Miocène supérieur dans le bassin d’Aquitaine.

\end{itemize}

\medskip

{\itshape Domaine continental} :
\begin{itemize}

\item \textbf{La Molasse de Saint-Gaudens} est le premier dépôt préservé du Tortonien inférieur, il s’étend de Tarbes à Saint-Gaudens (fig. \ref{cartePALEOtormess}). Ce niveau est essentiellement terrigène \citep{crouzel1957miocene}, il est représenté par quatre venues terrigènes majeures en position de piedmont. Les dépôts terrigènes sont essentiellement composés de conglomérats (galets et graviers de quartz, quartzites et schistes arrondis) et de sables, cependant pour la première fois \citet{crouzel1957miocene} signal la présence de marnes à galets. Enfin les dépôts lacustres sont très réduits pour cette période et se retrouvent principalement à l’Est et au Nord de Saint-Gaudens (fig. \ref{cartePALEOtormess}).

\item \textbf{La Molasse de Montréjeau} est le deuxième dépôt identifié par \citet{crouzel1957miocene} pour le Tortonien inférieur. Son extension géographique comparée à la formation précédente est très limitée, ceci est soit lié à une absence de sédimentation soit à la phase d’érosion du Tortonien moyen. Cette formation montre deux arrivées terrigènes à l’Ouest de Saint-Gaudens, seule les faciès conglomératiques sont identifiés \citep{crouzel1957miocene}. Ces dépôts terrigènes montrent une augmentation de la granulométrie du bas vers le sommet de la série. La présence de marnes à galets est également observée durant cet intervalle. Enfin les faciès lacustres sont peu présents comme pour la formation précédente (fig. \ref{cartePALEOtormess}). Comme pour la Molasse de Saint-Gaudens, la matrice des conglomérats est essentiellement carbonatée.

\item \textbf{Les Lignites d’Arjuzanx et les Glaises Bigarrées} ont été reconnues à l’affleurement et en forages \citep{platel1990notice926,dubreuilh1995dynamique}. Elles représentent l’équivalent des Molasses de Saint-Gaudens, de Montréjeau mais également des Argiles à Galets. A la base de cette formation, plusieurs dépôts de lignites ont été caractérisées, par exemple à Arjuzanx et à Hostens (fig. \ref{cartePALEOtormess}). Ces lignites, dont l’épaisseur est comprise entre 2 et 6 mètres à Arjuzanx, renferment des restes de végétaux arborescents de grandes tailles \citep{dubreuilh1995dynamique}. De bas en haut ces lignites sont composés d’argiles à traces de racines, d’une lignite à trace de racines, d’une lignite brune à marron, d’un horizon argileux a contact ravinant (présence d’altération kaolinique) et enfin une lignite plus sombre \citep{capdevillenotice924}. Au sommet de ces lignites, la présence d’une croûte calcaire d’origine pédogénétique a été mise en évidence par \citet{capdevillenotice924} qui marque le passage des lignites aux Glaises Bigarrées. Cette transition se marque à l’Est de Mont-de-Marsan par une arrivée de graviers (fig. \ref{cartePALEOtormess}. Les Glaises Bigarrées sus-jacentes sont constituées d’argiles plastiques admettant par endroit des traces racinaires induisant des phases d’exondation. Ces deux unités lithologiques correspondent à un milieu de plaine d’inondation soumis a des phases d’exondation du système.

\item \textbf{Les Argiles à Galets} constituent la formation de piedmont du Tortonien moyen jusqu’à la fin du Messinien (fig. \ref{cartePALEOtormess}). Cette Formation se retrouve au-dessus des Molasse de Montréjeau, ces deux formations sont séparées par une importante surface d’érosion illustrée sur la figure \ref{carteBRtortonien}. Les arguments d’âges de cette formation ont été données dans la section \ref{contextegeolmiocene} grâce aux informations biostratigraphiques de la carrière d’Orignac (fig. \ref{cartePALEOtormess}). Cette Formation constitue aujourd’hui le soubassement des trois grands plateaux du domaine de piedmont pyrénéen, le plateau de Lannemezan, de Cieutat et de Ger \citep{crouzel1957miocene, patin1967evolution,azambre1989notice1053}. Cette Formation est constituée d’argiles sableuses parfois bariolées, dans cette matrice sont reconnues des blocs importants pouvant atteindre la taille d’une « tête humaine » \citep{crouzel1957miocene}, cependant la majeure partie des clastes ont des tailles de graviers et galets dont la nature est principalement siliceuse, quartz, lydiennes, grès ferrugineux d’après \citet{azambre1989notice1053}. \citet{crouzel1957miocene} retrouve également des galets de poudingues permo-triasiques siliceux, des granites et de l’ophite, il signale également la présence quelques galets de calcaire « en très mauvaise état ». Il distingue aussi des minéraux lourds tels que « des quartz ferrugineux, hématite brune, muscovite, tourmaline, grenat, zircon, hématite provenant de l’altération de la pyrite, épidote et sillimanite ». Les auteurs ont tous observées la décalcification de cette formation qui marque un changement important avec les molasses miocène sous-jacentes, ils s’accordent pour invoqué un changement de régime climatique \citep{crouzel1957miocene, patin1967evolution,azambre1989notice1053}. Aucunes figures sédimentaires pouvant faire appel à un réseau fluviatile bien développé n’ont été observées, cette Formation correspond donc à des épandages de sédiments terrigènes dans un contexte torrentiel.

\end{itemize}

\medskip

\textbf{Pour résumer :}

\begin{itemize}

\item le Tortonien et le Messinien marin est caractérisé par des faciès sableux, cette période est marquée par l'absence faciès carbonatés qui était prédominant durant le Miocène inférieur et moyen. Enfin la shoreline se trouve repoussée loin vers l'Ouest (fig. \ref{cartePALEOtormess}) comparée aux périodes précédentes.

\item Le Tortonien et le Messinien continental sont caractérisés par deux périodes distinctes dans l'enregistrement sédimentaire de la zone de piedmont, ces deux périodes sont séparées par la discordance majeur du Tortonien moyen (SBTT, 10.6 Ma). Avant cette discordance ce sont les dépôts typiques décrits par \citet{crouzel1957miocene} qui sont préservés dans la zone de piedmont, la Molasse de Saint-Gaudens et la Molasse de Montréjeau. Ils sont caratérisés par des appareils détritiques extrêmement localisés donc l'extension vers le Nord n'excède pas 20 km. Cette zone de piedmont est également soumise des période de dépôts de carbonates lacustres pendant la remontées du niveau de base. Après la discordance, les dépôts de piedmont, "Argiles à Galets" montrent une extension beaucoup plus importante ou les faciès torrentiels atteignent facilement Orthez et Aire-sur-Adour. Ces dépôts sont tous décalcifiés et les faciès carbonatés de remontées du niveau de base sont absents. Enfin la zone de transition enregistre pendant ces deux périodes le dépôt de faciès de plaine d'inondation matérialisé par la Formation des Glaises Bigarrées et les Lignites.

\end{itemize}

\medskip

D’un point de vue des zones d’alimentation terrigène, le Tortonien et le Messinien sont scindés en plusieurs périodes caractéristiques :

\begin{itemize}
\item le Tortonien inférieur à moyen (jusqu’à 10.6 Ma) montrent dans la zone proche des reliefs pyrénéens des distributaires localisés entre Saint-Gaudens et Tarbes (fig. \ref{cartePALEOtormess}). Une première phase durant le Tortonien inférieur (Molasse de Saint-Gaudens) ou les distributaires alimentent quatre petits cônes conglomératiques. Une deuxième phase (Molasse de Montréjeau) du Tortonien inférieur à moyen, qui met en évidence la présence de deux distributaires localisées à l’Ouest de Saint-Gaudens. Enfin dans la partie Nord entre Auch et Bordeaux il est possible que pendant cette période des distributaires issus du Massif central viennent alimentés la grande plaine d’inondation que représente les « Glaises Bigarrées ».
\item le Tortonien supérieur jusqu’au Messinien montre un changement majeur de la position des distributaires terrigènes. En effet après la discordance majeure (fig. \ref{carteBRtortonien}) du Tortonien moyen (10.6 Ma) (cf. Chapitre \ref{papier1}) les distributaires associés aux dépôts des « Argiles à Galets » montrent une extension de l’Est de Saint-Gaudens jusqu’au Sud d’Orthez (fig. \ref{cartePALEOtormess}). Au Nord la disposition des distributaires semble être identique à celle du Tortonien inférieur à moyen.

\end{itemize}

\subsection{Carte d'isopaques du Tortonien et du Messinien}
\sectionmark{Carte d'isopaques du Tortonien et du Messinien}

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/tortonienmessinienisopaque}}
\caption[Carte d'isopaques de l'interval Tortonien/Messinien]{Carte d'isopaques de l'interval Tortonien/Messinien}
\label{carteEPAISSEURtormess}
\end{figure}

\medskip

La carte d’isopaques représentée sur la figure \ref{carteEPAISSEURtormess} montre des valeurs de sédiments préservés qui s’étendent de 0 m à 75 m. Ces dépôts ont été emprunt au incisions Pliocène et Pléistocène, principalement dans le domaine de piedmont et de transition, il est donc important de voir cette carte, avant toute interprétation, comme le minimum de sédiments préservés pour ce pas de temps. Le Tortonien et le Messinien (extension temporelle = 6.3 Myr) présentent une répartition des sédiments en plusieurs domaines :
\begin{itemize}
\item le domaine de piedmont localisé entre Boussens et l’Ouest de Pau (fig. \ref{carteEPAISSEURtormess} montre la présence de zone distinctes marquées par la différence de valeur d’épaisseur, (1) la première zone se trouve dans la partie centrale du piedmont entre Tarbes et Saint-Gaudens (fig. \ref{carteEPAISSEURtormess}), elle marquée par des valeurs d’épaisseurs de 50 à 75 mètres de sédiments préservés, ce domaine se prolonge vers le Nord jusqu’à Auch ou les valeurs diminuent pour atteindre 25 à 50 mètres de sédiments préservés , (2) à l’Ouest de Tarbes et à l’Est de Saint-Gaudens les épaisseurs préservées dans cette zone sont moindre, allant de 25 à 50 mètres, puis c’est seulement pour la partie ouest que dépôts se prolongent vers le Nord jusqu’à l’Aire-sur-Adour ou les valeurs de sédiments préservées sont comprises entre 25 et 0 mètres. Nous interprétons ces deux domaines comme la mise en place du cône de Lannemezan au centre et du cône Cieutat et de Ger à l’Ouest.

\item le domaine de transition s’étend de la limite nord du domaine de piedmont jusqu’à la côte actuelle (fig. \ref{carteEPAISSEURtormess}). Les valeurs de sédiments préservés dans ce domaine sont principalement comprises entre 25 et 0 mètres. Dans le Triangle Landais, aucunes incisions datées du Pléistocène n’est observée actuellement, ce qui induit que les valeurs de sédiments préservées dans ce domaine sont proches de la valeur acquise au moment du dépôt.

\item le domaine de plus fortes épaisseurs correspondant au progradation de la marge se trouve plus à l'Ouest et n'est pas visible sur cette carte se limitant à la partie onshore (cf. Chapitre \ref{papier1})

\end{itemize}

\subsection{Le Tortonien et le Messinien du Golfe de Gascogne}

\medskip
Les nouvelles données biostratigraphiques acquises sur deux forages stratégiques (IBIS 2 et PINGOUIN) ainsi que l’étude systématique des forages disponibles, nous ont permis de reconnaître et d’identifier les lithologies dominantes sur le plateau continental pendant le Tortonien et le Messinien
Les deux forages stratégiques (localisation sur la figure \ref{cartePALEOtormessbob}) :

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/TORTONIENMESSINIENPALEOGEOGRAPHIEBoB2019}}
\caption[Carte paléogéographique du Golfe de Gascogne au Tortonien et au Messinien modifiée d'après \citet{iglesias2009}]{Carte paléogéographique du Golfe de Gascogne au Tortonien et au Messinien modifiée d'après \citet{iglesias2009}}
\label{cartePALEOtormessbob}
\end{figure}
\medskip

\begin{itemize}

\item sur le forage IBIS 2, le Tortonien a été reconnu entre les côtes 1250 m (Tortonien inférieur) et 1220 m (Tortonien supérieur). Le Messinien a été reconnu entre les côtes 1220 m et 1080 m. Ils sont caractérisés par un ensemble argilo-silteux. Une dizaine de mètres d'argile est également caractérisé à la limite Serravallien/Tortonien.

\item sur le forage PINGOUIN, le Tortonien a été reconnu à la côte 1310 m (Tortonien inférieur). Le Messinien a été reconnu à la côte 1250 m. Comme pour le forage IBIS, cette période est marquée par la présence d'argile silteuse.
\end{itemize}

\medskip

Les autres forages disponibles sur le plateau continental mettent en évidence plusieurs domaines lithologiques différents, cependant ces forages pétroliers utilisées n'ont pas de descriptions précises des lithologies rencontrées, nous avons donc utilisées les informations issues des diagraphies disponibles :
\begin{itemize}

\item un premier domaine identifié sur les forages PHOENIX, ANTARES, ERIDAN et ANTINEOUS (fig. \ref{cartePALEOtormessbob}) est caractérisé par la présence d'alternance entre des argiles et des sables. Ces alterances peuvent contenir par endroit une légère fraction carbonatée et également des fragments de lignites.

\item un deuxième domaine situé plus à l'Ouest (fig. \ref{cartePALEOtormessbob}) a été reconnu sur les forages FREGATE, PINGOUIN, IBIS, PELICAN, DANU, ESUS et TARANIS. Il s'agit d'un domaine où les argiles et silts sont prédominantes, les faciès sableux sont absents dans ce domaine, ce qui marque la grande différence avec le domaine décrit ci-dessus.

\end{itemize}

\medskip

\textbf{Le Tortonien et le Messinien des marges asturiennes et Sud-armoricaine} 
\medskip

La marge asturienne (fig. \ref{cartePALEOtormessbob}) ne montre pas de dépôts Tortonien et Messinien formellement identifiés. Cependant \citet{Cadenas2017} met en évidence la présence de Miocène indifférencié à l’Ouest de la tête du canyon de Lastres. Celui-ci serait composé de calcaire argileux et silteux.

\medskip

Le Néogène de la marge Sud-armoricaine, a été largement étudié par \citet{bellec2003}, elle identifie le Tortonien et le Messinien dans les séquences qu'elle nomme U2 et U3, la séquence U2 d'après \citet{bellec2003} déborderait sur le Pliocène. Son étude met en évidence à la base du Tortonien une discontinuité majeure, S3, qu'elle associe à la chute du niveau marin au Tortonien inférieur, cette discontinuité est synchrone de celle observée dans notre étude (SBTT, 10.6 Ma, cf. chapitre \ref{papier1}). Cette surface S3 montre les dernières incisions remarquables observées dans cette zone (fig. \ref{cartePALEOtormessbob}), elles sont de tailles équivalentes à celles déjà décrites pendant le Langhien et le Serravallien. Elles sont orientées du Nord-Est vers le Sud-Ouest et n'ont pas été surcreusées plus tardivement. Ces incisions sont remplies par des faciès chaotiques au centre et des drapages transparents sur les flancs. Ces incisions rejoignent la dépression du Cap Ferret. \citet{bellec2003} indique que ces incisions suivent des directions liées à des accidents Crétacé, ou en tous cas des structures tectoniques. Le remplissage de ces incisions montrent des géométries tidales (banc d'estuaires ou environnement fluviaux estuarien). L'unité U2, elle, correspond en partie au comblement de ces incisions et marque encore une fois la progradation vers l'Ouest des prismes sédimentaires.

\medskip

\textbf{Le Tortonien et le Messinien du bassin profond du Golfe de Gascogne} identifié dans la séquence A2 d'\citet{iglesias2009} et la séquence III de \citet{cremer1983}.
\medskip

\begin{itemize}

\item \citet{cremer1983} identifie à la limite Serravallien/Tortonien, une phase de structuration qui met en reflief le plateau marginal landais, ceci est également synchrone d'une chute du niveau marin qui induit une augmentation des apports terrigènes. Cette discordance majeure appelée MID R a été identifié par \citet{montadert1971histoire} et reprise par \citet{cremer1983}. Elle se trouve d'après leurs corrélations à la base du Miocène supérieur (Tortonien inférieur)et correspond à une discordance importante dans le bassin Nord-espagnole. Cette discordance semble être synchrone de notre discordance SBTT, à 10.6 Ma et de la phase d'incision importante décrit par \citet{bellec2003}. Cela induit donc que cette discordance est régionale et marque bien un forçage tectonique et que la seule chute du niveau marin qui est synchrone ne peut pas expliquer cela. \citet{cremer1983} observe la progradation du talus continental vers l'Ouest qui met les bottomset de progradation très proche de la dépression du Cap Ferret. Cela induit également une augmentation de des courants de turbidité dans le canyon de Cap Ferret.

\item \citet{iglesias2009} montre que cette période est marquée par des changements tectoniques, eustatiques et océaniques comparée au Langhien et au Serravallien. En effet il n'observe plus de mouvements majeures de structure, seules quelques failles sont réactivées et forment de légères déformations extrêmement localisées. Il indique donc que les changements majeures se font essentiellement à cause de changements sur les variations eustatiques et océanographiques. C'est-à-dire que les variations eustatiques \citep{haq1987chronology}, et surtout la chute de la base du Tortonien, induisent des chutes de plus fortes amplitudes et donc une augmentation du taux de sédimentation lié à des phases d'érosion plus importantes dans les domaines émergés. De plus c'est pendant le Miocène supérieur que les premiers dépôts contouritiques sont caractérisées dans le Golfe de Gascogne \citep{ercilla2008recent,liu2019morphological}. Ils sont liés à l'ouverture du détroit de Gibraltar et à la mise en place du "Mediterrean outflowing current", les traces de dépôts contouritiques sur le pourtour de l'ibérie sont nombreux \citep{hernandez2003looking,van2007small,van2010danois}. Des changements majeures s'observent dans le bassin profond du Golfe de Gascogne. En effet le système turbiditique est plus imposant (fig. \ref{cartePALEOtormessbob}) comparée au période précèdente. Deux lobes turbiditiques sont observés sur la figure \ref{cartePALEOtormessbob}, ils sont en étroite relation avec l'augmentation des apports sédimentaires depuis les marges, cette augmentation se fait essentiellement grâce au canyon du Cap Ferret.

\end{itemize}

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\newpage

\section{Le Pliocène : dépôtcentres et paléogéographie}\label{pliocene}
\sectionmark{Le Pliocène}

\subsection{Le Pliocène du Bassin d’Aquitaine et du Golfe de Gascogne, cartes d’isohypses et carte paléogéographique}\label{pliocenesection}
\medskip

\textbf{Carte d'isohypses onshore de la base du Pliocène (fig. \ref{carteHRpliocene}):}

\medskip

La carte d’isohypses de la base du Pliocène (fig. \ref{carteHRpliocene}) montre une répartition des différents domaines à peu près équivalente à celle de la base du Tortonien (fig. \ref{carteHRpliocene}). Les deux grandes différences se trouvent dans le nombres d'incisions identifiées sur la figure \ref{carteHRpliocene} qui sont plus nombreuses comparées à celles identifiées sur la carte de la base du Tortonien (fig. \ref{carteHRtortonien}) et dans l'apparition d'un nouveau domaine au Pliocène situé au Nord de Bordeaux.

\medskip

La répartition des isohypses sur la figure \ref{carteHRpliocene} montrent la présence de nombreuses incisions :
\medskip

\begin{itemize}

\item dans la zone de piedmont, deux incisions sont relevées, la première orientée Nord-Sud, avec quelques divagations, se trouve à l'Est de Tarbes (fig. \ref{carteHRpliocene}). La seconde, situé entre Tarbes et Pau, emprunte a peu près le même tracé que celle documenté sur la carte de la base du Tortonien (fig. \ref{carteHRtortonien}) et est orientée Sud-Est Nord-Ouest. La corrélation de ces incisions avec celles observées plus à l'Ouest n'est pas possible en partie à cause de l'incision quaternaire de l'Adour.

\item dans la zone du "Triangle Landais" plusieurs incisions ont également été caractérisées (fig. \ref{carteHRpliocene}) et sont toutes marquées au niveau de l'isohypses 0 m. Au Nord et au Sud de Dax deux incisions sont orientées Est Ouest, la plus méridionale semble se connectée au système du canyon du Capbreton. Entre Dax et Mont-de-Marsan une incision dont l'orientation évolue de Sud-Nord dans la partie proximale à Est-Ouest au niveau de la côte (fig. \ref{carteHRpliocene}). Enfin à l'Ouest d'Agen, quatre incisions s'observent, elles ne semblent pas se prolonger plus loin qu'un méridien au niveau de Mont-de-Marsan. Celles-ci induisent donc que pendant cette période des apports semblent provenir de l'Est, ce point avait déjà été évoqué par \citet{dubreuilh1995dynamique}.

\end{itemize}

\medskip

La carte d’isohypses onshore de la base du Pliocène met en évidence plusieurs domaines (description de la partie amont jusqu’à la partie avale) :

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/PLIOCENEIsohypseePapier2019}}
\caption[Carte d'isohypses onshore de la base du Pliocene]{Carte d'isohypses onshore de la base du Pliocène}
\label{carteHRpliocene}
\end{figure}

\begin{itemize}

\item un premier domaine, à pente importante, situé dans la zone de piedmont au Sud-Est de Tarbes (fig. \ref{carteHRpliocene}). Ce domaine est extrêmement localisé et se trouve essentiellement dans la partie la plus proximale de la zone de piedmont.

\item un deuxième domaine, dominant à l'échelle de la carte \ref{carteHRpliocene}, est un domaine à faible pente. Il se retrouve en plusieurs endroits, tout d'abord entre Tarbes et Aire-sur-L'Adour, également dans toute la zone du Triangle Landais et enfin au Nord-Est de Bordeaux.

\end{itemize}

\medskip

\textbf{Carte d'isohypses onshore et offshore de la base du Pliocène (fig. \ref{carteBRpliocene}):}

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/BASEPLIOCENEISOHYPSEOFFSHORE}}
\caption[Carte d'isohypses onshore et offshore de la base du Pliocene]{Carte d'isohypses onshore et offshore de la base du Pliocène}
\label{carteBRpliocene}
\end{figure} 
\medskip

La carte d'isohypses onshore et offshore de la base Pliocène (fig. \ref{carteBRpliocene}) montre beaucoup de similitude avec la carte d'isohypses onshore et offshore de la base du Messinien (fig. \ref{carteBRtortonien}). 
Cette carte montre l’extension du domaine de faible pente identifié sur la figure \ref{carteHRpliocene} en offshore, celui-ci se limite à la valeur -500 m. Cette valeur correspond à la limite du plateau continental pendant le Pliocène. Puis les valeurs -500 et -1000 m se trouvent rapprochées, cela correspond au clinoformes progradants de la marge Aquitaine. Vers l’Ouest, deux ensembles sont identifiés, (1) le premier situé au Nord du canyon de Capbreton (Plateau Landais) met en évidence la présence d’un domaine dominée par des pentes faibles entre les isohypses -1000 m et -2500 m, celui-ci est lié à la présence du Haut des Landes, (2) un deuxième domaine située au Sud et à l’Est du canyon de Cap Ferret met en évidence la présence d’un domaine de pente plus importante entre les isohypses -500 m et -4000 m, celui-ci correspond à la dépression du Cap Ferret.

\medskip

La bassin profond du Golfe de Gascogne sur la figure \ref{carteBRpliocene} met en évidence, comme pour les cartes précédentes du Miocène, la présence du haut (fig. \ref{carteBRpliocene}) localisée au niveau du "Gascogne High", marqué par la valeur -5000 m, qui induit encore la différenciation des bassins profonds Sud-armoricains et Nord-espagnole. Cependant, cette différenciation est moins marquée que pour les périodes antérieures du Miocène, en effet c'est deux bassins profonds sont encadrés par l'isohypse -5000 m.

La figure \ref{carteBRpliocene} permet également d’observer les différentes incisions de type canyon dans la zone d’étude. Les canyons de Cap Ferret et Capbreton sont identifiées pendant cette période (fig. \ref{carteBRpliocene}) comme pour les périodes précédentes. Leurs positionnements ne semblent pas changer de façon drastique, cependant leur partie amont s’est déplacée vers l’Ouest en relation avec le caractère progradant des dépôts de cette période (voir chapitre \ref{papier1}). Enfin l'interprétation du profil ECORS-BISCAY présentée dans le chapitre \ref{papier1} montre, pour la période Pliocène-Pléistocène, la présence de nombreuses incisions dont la profondeurs d'incisions peut atteindre 100 ms. Cependant la résolution choisit pour la carte d'isohypses onshore et offshore du Pliocène ne permet de carter toutes ces incisions, donc notre carte ne montre qu'une seule partie de ces incisions.

\medskip

\textbf{Cartes paléogéographique du Pliocène (fig. \ref{cartePALEOpliocene}) :}

\medskip

\begin{figure}[!h]
\hspace{-1.2cm}
{\includegraphics[width=19cm]{Figure/Chapitre3/PLIOCENE_PALEOGEOGRAPHIE_2019.jpg}}
\caption[Carte paléogéographique du Tortonien et du Messinien modifiée d'après \citet{crouzel1957miocene}]{Carte paléogéographique du Tortonien et du Messinien modifiée d'après \citet{crouzel1957miocene}}
\label{cartePALEOpliocene}
\end{figure}

\medskip

Le Pliocène dans le bassin d'Aquitaine ne montre pas la présence de dépots marins, ces dépôts se trouvent plus à l'Ouest de la position de la côte actuelle.

\medskip

{\itshape Domaine continental} :

\begin{figure}[!ht]
\begin{center}
{\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/formationpliocene.jpg}}
\caption[Logs synthétiques des Formations attribuées au Pliocène dans le bassin d'Aquitaine, modifiée d'après \citet{capdevillenotice924,capdeville1998notice979,synthesepyrenees}]{Logs synthétiques des Formations attribuées au Pliocène dans le bassin d'Aquitaine, modifié d'après \citet{capdevillenotice924,capdeville1998notice979,synthesepyrenees}}
\label{formationpliocene}
\end{center}
\end{figure}

\begin{itemize}
\item \textbf{La Formation d'Arengosse} a été reconnue à l'affleurement et en forage (fig. \ref{cartePALEOpliocene}). Elle est composée de deux membres distincts (fig. \ref{formationpliocene}), ils sont différenciés grâce à des dépôts de lignites. Le premier membre dit de Solférino est constitué de sables kaoliniques ou viennent s'incorporer des graviers centimétriques \citep{dubreuilh1995dynamique}, par endroits il est possible d'observer quelques mètres d'argiles à débris de matière organique et des accumulations de lignites. Le deuxième membre dit de Mézos est constitué majoritairement de sables et de graviers de quartz (fig. \ref{formationpliocene}). La matrice est composée d'une argile kaolinique. Ces deux membres montrent, par endroits, en diagraphies des répétitions cycliques de séquences avec des figures de barre, de chenaux typiques d'une sédimentation de type deltaïque. \citet{dubreuilh1995dynamique} indique que la Formation d'Arengosse s'est sédimentée dans un environnement de chenaux fluvaitiles divagants au sein d'une plaine d'épandages deltaïque. Pendant les périodes d'énergie plus faible, des levée sablo-graveleuses bloquant les eaux continentales dans des morphologies en creux occupées par des marécages qui permettent l'accumulation de lignites \citep{dubreuilh1995dynamique}. Les cortèges de minéraux lourds indiquent la présence de staurotide, de sphène, de grenat, de zircon, de disthène, de tourmaline, d'épidote et de sillimanite. Ces élèments indiquent une source prépondérante venant du Massif central, cette information était déjà proposée lors de la description des isohypses de la base du Pliocène (fig. \ref{carteHRpliocene}).

\item \textbf{La Formation d'Oriolles} a été reconnue essentiellement à l'affleurement au Nord-Est de Bordeaux \citep{synthesepyrenees}(fig. \ref{cartePALEOpliocene}). Ces dépôts sont constitués de sables grossiers feldspathiques (fig. \ref{formationpliocene}). Ces dépôts sont également caractérisées par la présence de petits graviers de quartz et de galets (quartz, quartzites, grès et granites). Au sein de ces dépôts grossiers il est possible d'observer des stratifications obliques attestant la présence d'un réseau fluviatile. Ces dépôts correspondent à une nappe d'épandage antérieur au creusement des vallée actuelles  \citep{synthesepyrenees}.

\item \textbf{La Formation des Nappes Alluviales} a été reconnue à l'affleurement dans la partie Sud du bassin d'Aquitaine (fig. \ref{cartePALEOpliocene}). Elle constitue les dépôts de proximaux de piedmont du Pliocène. Elle est constituée de trois séquences (fig. \ref{formationpliocene}), elle sont toutes assez semblables en termes de granulométrie et d'agencement verticale (fig. \ref{formationpliocene}). Elles débutent par des galets et graviers mêlés à des débris de croûtes ferrugineuses  dans une matrice argilo-sableuse. La partie supérieur de chaque séquence est caractérisé par une diminution de la proportion de sables et graviers (fig. \ref{formationpliocene}) et une augmentation de la proportion d'argiles \citep{capdeville1998notice979}. Au Sud de Pau (fig. \ref{cartePALEOpliocene}) les dépôts attribués au Pliocène porte le nom de "Nappe de Maucor", ces dépôts reposent essentiellement sur les "Argiles à Galets" et sur les "Sables Fauves" (fig. \ref{coupenappesalluviales}), mais cette nappe peut également être en discordance sur des terrains plus anciens (Dano-Montien et Paléocène) \citep{delfaud1982notice1030}. Cette nappe est composée de galets cimentés par de l'argile, les galets sont composés de quartzites, de schistes métamorphiques, de quartz et de granites \citep{delfaud1982notice1030}. \citet{taillefer1951piemont} met en évidence l'absence de figures sédimentaires évoquant des dépôts fluviatiles bien marqués, il en déduit donc que ces dépôts correspondent a des évènements soudains associées à des coulées boueuses (fig. \ref{coupenappesalluviales}).

\begin{figure}[!h]
\begin{center}
{\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/coupenappealluviales.jpg}}
\caption[Coupes de la Formation des Nappes Alluviales au Nord-Est de Pau, issues de la carte géologique de Lembeye, modifié d'après \citet{karnaynotice1005}]{Coupes de la Formation des Nappes Alluviales au Nord-Est de Pau, issues de la carte géologique de Lembeye, modifié d'après \citet{karnaynotice1005}}
\label{coupenappesalluviales}
\end{center}
\end{figure}
\end{itemize}

\medskip

D’un point de vue des zones d’alimentation terrigène, le Pliocène montrent différentes zones d'alimentation :

\begin{itemize}

\item dans la partie Nord (au Nord-Est de Bordeaux)(fig. \ref{cartePALEOpliocene}), la formation fluviatile d'Oriolles montre des apports terrigènes venant de l'Est et du Nord-Est. Les sédiments érodés semblent provenir du Plateau de Millevaches et des Monts du Limousin (fig. \ref{cartePALEOpliocene}). Ce système d'alimentation peut être attribuée à la mise en place d'une proto-Isle (actuelle affluant de la Dordogne). Aucunes traces d'apports venant de cette zone associées à un système sédimentaire fluviatiles préservés n'avaient été observées depuis la fin de l'Oligocène.

\item dans la partie centrale (Triangle Landais), la disposition sédiments préservés de la Formation d'Arengosse montre des apports venant de l'Est (fig. \ref{cartePALEOpliocene}). En effet cette direction déjà mise en évidence par \citet{dubreuilh1995dynamique} met en évidence des apports venant de plusieurs domaine du Massif central. Au Nord de la Ride de Rieupeyroux (fig. \ref{cartePALEOpliocene}) les sédiments sont issus du Détroit de Rodez et du Plateau de l'Aubrac, ces sédiments étaient transportées par une proto-Dordogne \citep{dubreuilh1995dynamique}. Au Sud de la ride de Rieupyeroux, les apports de sédiments semblent provenir du Lévezou, et des montagnes de Lacaunes (fig. \ref{cartePALEOpliocene}). Cela induit donc la présence d'un proto-Tarn \citep{dubreuilh1995dynamique}.

\item dans la partie Sud, dans la zone du piedmont pyrénéen, la Formation des Nappes Alluviales montrent des directions d'apports provenant du Sud (fig. \ref{cartePALEOpliocene}). Ces apports sont localisés depuis le Sud-Est de Boussens jusqu'au Sud-Ouest de Pau. Elles sont identiques à celles identifiées pendant le Tortonien et le Messinien sur la figure \ref{cartePALEOtormess}. Enfin, il est possible que cette formation ait pu alimenter la partie Sud de la Formation d'Arengosse entre Dax et Mont-de-Marsan (fig. \ref{cartePALEOpliocene}).

\end{itemize}

\medskip

\textbf{Pour résumer :}

\begin{itemize}

\item le Pliocène du bassin d'Aqutiaine est exclusivement associées à des dépôts continentaux. Ils sont répartis en trois domaines de sédimentation, Au Nord-Est de Bordeaux, dans le Triangle Landais et dans le piedmont pyrénéen. Tous ces dépôts sont à dominantes sableuses et admettent par endroits des granulométries plus grossières (graviers, galets). L'environnement de dépôts de ces formations est différents selon les domaines. Au Nord, c'est un système fluviatiles qui est à l'origine de la Formation d'Oriolles, dans le Triangles Landais, ce sont des systèmes fluviatiles divagants au sein d'une plaine d'épandages deltaïques qui sont à l'origine de la mise en place de la Formation d'Arengosse. Enfin, au Sud, dans la zone de piedmont, la Formation des Nappes Alluviales correspond à un épandage terrigène sous des conditions torrentielles.

\end{itemize}
\medskip
\subsection{Carte d'isopaques du Pliocène}
\sectionmark{Cartes d'isopaques du Pliocène}

\medskip

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/PLIOCENEISOPAQUEONSHORE}}
\caption[Carte d'isopaques onshore du Pliocene]{Carte d'isopaques onshore du Pliocene}
\label{carteEPAISSEURpliocene}
\end{figure}

La carte d’isopaques représentée sur la figure \ref{carteEPAISSEURpliocene} montre des valeurs de sédiments préservés qui s’étendent de 0 m à 150 m. Dans la zone du Triangle Landais, cette carte prend également en compte les dépôts Pléistocènes car les données de forages ne permettaient pas de construire une base du Pléistocène. D'après les coupes réalisées par \citet{dubreuilh1995dynamique} dans le Pléistocène de cette région il est possible d'observer une épaisseurs pouvant atteindre au maximum 30 mètres, cette valeur correspond donc à l'erreur associée sur l'épaisseur de sédiments pliocènes préservés. Ces dépôts ont été emprunt au incisions Pléistocènes, principalement dans le domaine de piedmont et au Nord-Est de Bordeaux, il est donc important de voir cette carte, avant toute interprétation, comme le minimum de sédiments préservés pour ce pas de temps. Le Pliocène (extension temporelle = 2.75 Myr) présentent une répartition des sédiments en plusieurs domaines :
\begin{itemize}
\item le domaine de piedmont est scindé en deux zones d'accumulations sédimentaires différentes (fig. \ref{carteEPAISSEURpliocene}), (1) la première correspond à la zone la plus proximale du domaine de piedmont, entre le Sud-Est de Boussens et Pau (fig. \ref{carteEPAISSEURpliocene}), ce domaine est caractérisé par des valeurs s'étalant de 0 à 25 m de sédiments préservés. (2) la deuxième se trouve en position plus septentrionale, entre Pau et Aire-sur-L'Adour, les valeurs associées a ce domaine s'étalent de 25 m à 100 mètres au maximum. Cette différence d'épaisseur est difficilement interprétable au vue de l'importance de l'érosion quaternaire dans cette partie du bassin d'Aquitaine (illustrée sur la figure \ref{coupenappesalluviales}).

\item le domaine située au Nord-Est de Bordeaux (fig. \ref{carteEPAISSEURpliocene}), où la Formation d'Oriolles a été identifiée, montre des épaisseurs préservées faible comparable au premier domaine de la zone de piedmont. Ces valeurs s'étalent de 0 m à 25 m de sédiments préservés. Cette formation à également subit d'importante érosion quaternaire.

\item le domaine situé dans le Triangle Landais (fig. \ref{carteEPAISSEURpliocene}) montre au premier ordre une augmentation des valeurs d'épaisseurs de sédiments préservés vers l'Ouest. Les valeurs sont comprises entre 0 m et 150 m pour le Plio-Pléistocène. Il ressort dans ce domaine une bande marquée par la valeur 75 m, orientée globalement Nord-Sud qui pourrait correspondre au zone d'accumulation de lignites en arrières des cordons sableux identifiées sur la figure \ref{cartePALEOpliocene}. Enfin la zone de forte épaisseur, allant jusqu'à 150 m, n'est pas expliquée actuellement, il se peut que ces valeurs soient surestimé à cause de l'épaisseur Pléistocène de ce domaine.

\item le domaine de plus fortes épaisseurs correspondant au progradation de la marge se trouve plus à l'Ouest et n'est pas visible sur cette carte se limitant à la partie onshore (cf. Chapitre \ref{papier1})

\end{itemize}

\subsection{Le Pliocène du Golfe de Gascogne }

\medskip
Les nouvelles données biostratigraphiques acquises sur deux forages stratégiques (IBIS 2 et PINGOUIN) ainsi que l’étude systématique des forages disponibles, nous ont permis de reconnaître et d’identifier les lithologies dominantes sur le plateau continental pendant le Pliocène
Les deux forages stratégiques (localisation sur la figure \ref{cartePALEOpliocenebob}) :

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/PLIOCENEPALEOGEOGRAPHIEBoB2019}}
\caption[Carte paléogéographique du Golfe de Gascogne du Pliocène modifié d'après \citet{iglesias2009} et \citet{bourillet2006}]{Carte paléogéographique du Golfe de Gascogne du Pliocène modifié d'après \citet{iglesias2009} et \citet{bourillet2006}}
\label{cartePALEOpliocenebob}
\end{figure}
\medskip

\begin{itemize}

\item sur le forage IBIS 2, les différents étages du Pliocène int été identifiés. Le Zancléen a été reconnu aux côtes 1080 m et 1040 m, il est caractérisé par un semble silto-argileux. Le Plaisancien a été reconnu aux côtes 1020 m, 970 m et 950 m, il est également caractérisé par un ensemble argilo-silteux.

\item sur le forage PINGOUIN, le Pliocène n'a pas été identifié, le dernier calage biostratigraphique se trouve à la côte 1250 m et est attribué au Messinien.
\end{itemize}

\medskip

Les autres forages disponibles sur le plateau continental mettent en évidence plusieurs domaines lithologiques différents, cependant ces forages pétroliers utilisées n'ont pas de descriptions précises des lithologies rencontrées, nous avons donc utilisées les informations issues des diagraphies disponibles :
\begin{itemize}

\item le domaine continental prédominant sur la carte paléogéographique onshore du Pliocène (fig. \ref{cartePALEOpliocene}) semble trouvé son extension occidentale à quelques kilomètres de la shoreline actuelle. En effet le forage BELLATRIX (fig. \ref{cartePALEOpliocenebob}) montre la présence de sables grossiers et de graviers, qui serait l'équivalent latérale de la Formation d'Arengosse (fig. \ref{formationpliocene}) dans cette zone.

\item un premier ensemble lithologique identifié sur les forages PHOENIX, ANTARES, ANTINEOUS, LE SEXTANT, ORION, ALDEBARAN, CASTOR, ORCA et TARANIS met en évidence la présence de sables fins à moyens glauconieux, admettant par endroits des intercalations d'argiles silteuses. La shoreline a été dessinée sur la figure \ref{cartePALEOpliocenebob} grâce au informations issues de \citet{synthesepyrenees} qui indiquent des environnements marins sur les forages mentionnés ci-dessus, avec par exemple la présence de quelques bioclastes dans ces niveaux.

\item un deuxième ensemble lithologique localisé plus à l'Ouest sur les forages DANU, ESUS, PELICAN, IBIS, PINGOUIN, FREGATE, CORMORAN, ERIDAN, et CEPHEE met en évidence la présence d'argiles silteuses (fig. \ref{cartePALEOpliocenebob}).

\end{itemize}

\medskip

\textbf{Le Pliocène des marges asturiennes et Sud-armoricaine} 
\medskip

La marge asturienne (fig. \ref{cartePALEOtormessbob}) ne montre pas de dépôts Pliocènes préservées.

\medskip

Le Néogène de la marge Sud-armoricaine, a été largement étudié par \citet{bellec2003}, elle identifie le Pliocène dans la séquence U2, la séquence U2 d'après \citet{bellec2003} commencerait dès la fin du Messinien. Cette période est marquée par l'absence de surcreusement des incisions précédemment formées \citep{bellec2003}, la tendance est plutôt au comblement de ces incisions. Les dépôts de cette période progradent en direction de l'Ouest. Cette unité de \citet{bellec2003} est plus épaisse au Sud qu'au Nord, mais ne montre pas de grands variations de faciès sismiques entre le domaine Nord et le domaine Sud.

\medskip

\textbf{Le Pliocène du bassin profond du Golfe de Gascogne} identifié dans la séquence A1 d'\citet{iglesias2009} et la séquence IV de \citet{cremer1983}.
\medskip

\begin{itemize}

\item \citet{cremer1983} identifie le Pliocène dans la partie inférieure de la séquence IV. Il met en évidence pendant cette période la mise en place de l'éventail turbiditique du Cap Ferret connue actuellement dans le golfe de Gascogne. Il observe pendant cette période une augmentation des apports sédimentaires qu'il met en relation avec le changement climatique opéré à la fin du Tertiaire, passant à des oscillations entre climat froid sec et climat tempéré humide. Il indique également que ces variations climatiques marquées induisent le remaniement des accumulations détritiques du bassin d'Aquitaine. Pour cette période il identifie des courant de turbidité de densité moyenne en raison d'un niveau marin relativement élevé \citep{cremer1983}. Il évoque également l'activité prépondérante du canyon du Cap Ferret comparée au canyon de Capbreton-Santander.

\item \citet{iglesias2009} évoque un changement majeure pendant cette période associée à la mise en place des cycles glacio-eustatiques de hautes fréquences. Ce changement engendre l'augmentation des taux de sédimentation sur le glacis du golfe de Gascogne qui permet une importante aggradation et progradation des dépôts profonds (lobes, levées). Au cours de cette période le système turbiditique emprunte un chenal au Nord du banc de Jovellanos (fig. \ref{cartePALEOpliocenebob}) qui induit la convergence des apports venant du canyon de Cap Ferret et du canyon de Capbreton-Santander et la formation d'une seule levée et d'un seul lobe distale. Pendant cette période les dépôts contouritiques sont également reconnus et abondamment présents (fig. \ref{cartePALEOpliocenebob})\citep{ercilla2008recent,liu2019morphological}.

\end{itemize}

\newpage

\section{L'évolution tectonique post-priabonienne du bassin d'Aquitaine }
\sectionmark{Evolution tectonique}
\label{evolutiontectomiocene}

Le chapitre \ref{papier1} et \ref{evolutionremplissagesédimentaire} nous ont permis de comprendre (1) l'évolution des géométries à partir de l'interprétation de plusieurs coupes sismiques, (2) l'évolution générale du partitionnement des sédiments selon les périodes de temps (cartes d'isopaques), (3) la répartition des lithologies et faciès sédimentaires (cartes paléogéographique) et (4) l'évolution globale du routage des sédiments.

\medskip

Les grands étapes de l'évolution tectonique du bassin d'Aquitaine ont été discutées dans le chapitre \ref{papier1}, avec par exemple l'identification de grandes discordances de deuxième ordre marquant des chutes du niveau de base associées à différents évènements tectoniques.

\medskip

Cette section vise à montrer à partir de (1) l'évolution du remplissage sédimentaire (lithologies et épaisseurs) et (2) de la connaissance du mouvement de certaines structures tectoniques majeures, l'évolution globale de la déformation dans le bassin d'Aquitaine avec une attention toute particulière sur la transition syn- à post-orogénique.

\medskip

\textbf{Rappel des principales phases de subsidence anté-priabonienne}

\medskip

Le bassin d'Aqutiaine, au Tertiaire, montre tout d'abord une phase de quiescence tectonique marquée par l'arrêt de la subsidence pendant le Danien et le Sélandien \citep{desegaulx1990tectonic,ford2016retro}. Le Thanétien (NP6 pour \citet{gely2000evolution}) voit la reprise de la subsidence dans la partie Sud du bassin d'Aquitaine \citep{ford2016retro}. Celle-ci semble s'atténuer a différentes périodes selon les domaines (1) à la limite Priabonien-Rupélien dans le bassin de Carcassonne \citep{ford2016retro}, (2) à la limite Oligocène-Miocène dans le bassin de Parentis \citep{brunet1991subsidence}, (3) entre le Lutétien et le Bartonien dans le bassin de l'Adour \citep{desegaulx1990tectonic,serrano2001cretace}. La diminution de la subsidence est donc effective à partir du Priabonien pour le bassin d'Aquitaine \citep{gely2000evolution}. Les quantifications des taux de subsidence ont été réalisées sur des zones extrêmement localisée (1 forage par exemple) et en considérant des échelles de temps très longues. Pour la période allant du Priabonien à l'actuel, il est possible que la réactivation de certaines structures puisse engendrer une subsidence très localisée.

\medskip

\subsection{L'Oligocène : dernière phase de structuration de la période syn-orogénique}

\medskip
Ces descriptions se focaliseront sur les structures allant de la faille de Toulouse à la côte atlantique actuelle. La partie orientale est affectée par le rifting du golfe du Lion à partir de l'Oligocène \citep{seranne1995structural} brouillant le signal pyrénéen que nous voulons extraire de cette synthèse.

\medskip

Au cours de l'Oligocène, la partie Ouest du Bassin d'Aquitaine (bassin d'Arzacq, de Tartas et de la Facade Atlantique) montre à la fois une reprise de la subsidence dans des zones très localisées mais aussi le mouvement tardif de structures majeures montré par \citet{serrano2001cretace} et \citet{gely2000evolution}.

\begin{itemize}

\item La structure de Lussagnet est réactivée de l'Eocène supérieur jusqu'à l'Oligocène inférieur pour \citet{serrano2001cretace} et principalement au Rupélien pour \citet{gely2000evolution}.

\item Les structures de Nogaro, de Magescq, de Villenave, de Labrit, situées au Nord-Est et au Nord-Ouest de la structure d'Audignon, enregistrent du mouvements pendant le Rupélien pour \citet{gely2000evolution}.

\item  \citet{serrano2001cretace} montre également la réactivation de la structure d'Audignon du Priabonien jusqu'au Rupélien, accompagnée de l'individualisation d'un petit bassin "piggy-back" au Sud de cette structure et l'apparition d'une zone subsidente au front du Chevauchement Frontal Nord-Pyrénéen que nous confirmons sur la carte d'isopaques de l'Oligocène (fig. \ref{carteEPAISSEURoligocene}).

\item \citep{gely2001tectonique} mettent en évidence l'avancée, au Sud de Dax, de la nappes de Peyrehorade de 30 à 40 km vers le Nord. La mise en place de ces terrains allochtones s'est faite entre 33 et 27 Ma. Cet évènement est synchrone du mouvement paroxysmale décrocho-compressif de la faille de Thétieu introduit dans le chapitre \ref{papier1} et confirmé sur la carte d'isopaques de l'Oligocène (fig. \ref{carteEPAISSEURoligocene}). Le jeu de cette faille est datée entre 33.8 et 26.4 Ma dans notre étude (surface PC-SB-8 et SBCT), elle est scellée par la dernière discordance chattienne marquant le passage de syn- à post-orogénique (cf. chapitre \ref{papier1}).

\end{itemize}

\medskip

L'étude sédimentologique et paléogéographique de \citet{sztrakos2017} focalisée sur les bassins de Tartas, de Parentis et de la Facade Atlantique, met en évidence une influence importante de la tectonique sur la sédimentation Oligocène de ces régions. Au Rupélien inférieur ils observent une augmentation de la subsidence, sur les forages de Contis et Mimizan, localisées juste à l'Ouest de la faille de Thétieu et confirment nos premières conclusions sur l'âge de jeu de cette faille. Au Nord, les trois transgressions des Calcaires à Astéries dans le bassin de Parentis, pendant l'Oligocène, sont pour ces auteurs contrôlées par la tectonique. Au Chattien supérieur, l'apparition d'horizons argileux (Formation d'Escornebéou) marquant pour \citet{sztrakos2017} une augmentation de la bathymétrie est synchrone dans la partie Est de l'avancée importante vers l'Ouest (50 à 60 km) de la molasse de l'Agenais, ils émettent donc une origine tectonique de cette transgression dans le bassin de Tartas. Toutes ces reprises de subsidence ne sont pas à éloignées, en termes de timing, de l'avancée des nappes au Sud de Dax.

\medskip

\textbf{En résumé}, l'Oligocène est marquée par une structuration en nappes de la partie Ouest du bassin d'Aquitaine qui induit le fonctionnement de la faille de Thétieu et la reprise d'une subsidence localisée à l'Ouest de celle-ci, cette déformation semble se propager au Nord dans le bassin de Parentis (transgression des Calcaires à Astéries). Dans les bassins d'Arzacq et de Tarbes, la subsidence importante à l'Eocène laisse place à une subsidence quasi nulle à l'Oligocène, elle semble se propager au Nord dans les bassin de Mirande et de Tartas (au Nord de la structure d'Audignon).

\begin{figure}[!ht]
\centering
{\includegraphics[width=16cm]{Figure/Chapitre3/explicationtecto}}
\caption[Répartition des domaines de subsidence pendant la phase syn-orogénique jusqu'à 25.2 Ma, l'extension possible du forebulge est donnéee par \citet{angrand2018lateral}]{Répartition des domaines de subsidence pendant la phase syn-orogénique jusqu'à 25.2 Ma, l'extension possible du forebulge est donnéee par \citet{angrand2018lateral}}
\label{tectosyn}
\end{figure}

\medskip

\subsection{L'Aquitanien : le passage au régime post-orogénique}

\medskip

Les cartes d'isohypses et d'isopaques de l'Aquitanien et du Burdigalien (fig. \ref{carteHRaquitanien}, \ref{carteHRburdigalien}, \ref{carteEPAISSEURaquiburdi}) montrent une absence de sédimentation dans le domaine proximal pyrénéen (bassin d'Arzacq, de Tarbes et le bassin de Mirande seulement pour l'Aquitanien). Les prémices de cette absence de sédimentation étaient déjà visible sur la carte paléogéographique du Chattien supérieur (fig. \ref{cartePALEOchattien}). A partir du Burdigalien, les dépôts sédimentaires onlap progressivement vers le Sud (voir figures \ref{carteHRburdigalien}, \ref{carteHRlanghienserravallien}, \ref{carteHRtortonien}). Les séries sédimentaires du burdigaliennes à serravalliennes ne présentent pas de pendages autres que ceux induit par leurs milieux de sédimentations \citep{crouzel1957miocene}, cela indiquant donc que les sédiments onlap sur une structure déformée antérieurement. Cette zone de soulèvement s'étend au Sud d'un méridien entre Dax et Auch et correspond à une grande partie du domaine susbsident pendant la phase syn-orogénique. Elle semble également montrer un gradient de soulèvement, qui serait plus important dans la partie sud comparée à la partie nord. Cette hypothèse est appuyée par \citet{desegaulx1990tectonic} qui dans leur étude de la subsidence du bassin d'Aquitaine montrent une phase de soulèvement de la zone décrite ci-dessus à partir de la fin de l'Oligocène. \citet{desegaulx1990tectonic} mettent également en évidence la migration de la subsidence du foredeep au forebulge (sur la Flexure Celtaquitaine) durant cette phase, ce que nous observons également avec la répartitions des sédiments aquitaniens et burdigaliens préservées (fig. \ref{carteEPAISSEURaquiburdi}).

\medskip

\begin{figure}[!ht]
\centering
{\includegraphics[width=16cm]{Figure/Chapitre3/explicationtectopost}}
\caption[Répartition des domaines de subsidence pendant la phase post-orogénique à partir de 23.03 Ma jusqu'à environ 20.44 Ma]{Répartition des domaines de subsidence pendant la phase post-orogénique à partir de 23.03 Ma jusqu'à environ 20.44 Ma}
\label{tectopost}
\end{figure}

Le passage de la phase syn- à post-orogénique est résumé sur les figures \ref{tectosyn} et \ref{tectopost} :

\medskip

\begin{itemize}

\item \textbf{de 33.8 à 25.2 Ma,} la partie ouest du bassin d'Aquitaine est soumise aux dernières phases de structurations qui engendrent une subsidence principalement dans les bassins de Mirande, de Tartas et de la Facade Atlantique. Le backbulge semble être une zone où le peu de susbsidence guide la position des transgressions marines, comme pour la transgression du Rupélien moyen (32.2 Ma, fig. \ref{cartePALEOrupelien}) Cette dernière phase est marquée par les trois discordances de la fin du Chattien (cf. chapitre \ref{papier1}, SBct, 27.1 Ma, CT-SB-12a, 26.4 Ma et CT-SB-12b, 25.2 Ma)

\item \textbf{de 25.2 à 20.44 Ma,} le foredeep est progressivement soulevé (fig. \ref{tectopost}) et le domaine de subsidence préférentiel se trouve sur la position paléogène du forebulge. Ce domaine a été nommé foresag par \citet{catuneanu2004retroarc}. Le backbulge pendant cette période n'est plus un domaine subsident (fig. \ref{tectopost}). Cette période marque le début de la phase post-orogénique et le début du rebond isostatique \citep{catuneanu2004retroarc}.
\end{itemize}

\medskip

\subsection{Du Burdigalien au Tortonien : dernière phase de déformation majeure dans le bassin d'Aquitaine}

\medskip

Nous avons montré dans le chapitre \ref{papier1} que la période allant du Burdigalien au Tortonien (16.4 Ma à 10.6 Ma) était caractérisée par une phase de déformation causée par un contrôle mantellique de la déformation à l'échelle de l'Europe de l'Ouest. Ces arguments étaient principalement issues de l'étude du piedmont pyrénéen. Cependant, d'autres données sont à prendre en compte afin de décrire cet évènement. Nous développerons ces arguments ci-après.
\medskip

Au niveau de la marge Sud-armoricaine, les études de \citet{bellec2003} et \cite{bellec2009formation} mettent en évidence plusieurs phases érosives, pour la période allant du Burdigalien au Langhien. Ces auteurs expliquent ces évènements par le basculement en direction du Sud-Ouest de la partie méridionale de la marge Sud-armoricaine. 
\medskip

Au Nord du bassin d'Aquitaine, dans la région stratotypique de l'Aquitanien et du Burdigalien, \citet{parize2008} identifient un hiatus sédimentaire s'étalant de 19.2 Ma (derniers dépôts du Burdigalien) à 12.9 Ma (premiers dépôts Serravallien marin). \citet{mullerpujol1979} avaient déjà identifié ce hiatus, mais avec une extension temporelle moins importante (4.5 Ma), cependant leur étude concernant également la partie méridionale du bassin d'Aquitaine (région de Dax) met en évidence l'absence des biozones NN3 et NN4, ce qui place un hiatus sédimentaire entre 19 et 15 Ma. Enfin, les cartes paléogéographiques de l'Aquitanien et du Burdigalien (figs. \ref{cartePALEOaquitanien} et \ref{cartePALEOburdigalien}) montrent un déplacements des aires de sédimentations vers le Sud.

\medskip

Au Sud de Bordeaux, \citet{capdevillenotice878} mettent en évidence une kartstification au toit des dépôts aquitaniens (Calcaire gris de l'Agenais). Le remplissage de ces karsts est burdigalien (sans doute Burdigalien moyen). Cela induit un possible forçage tectonique de la chute eustatique du burdigalien inférieur \citep{haq1987chronology}. \citet{alvinerie1977notice852} met en évidence un basculement vers le Sud  des séries sédimentaires, celui-ci est post-miocène inférieur en âge.

\medskip

Au niveau d'Agen, les couches sédimentaires, essentiellement lacustres, du Miocène montrent un basculement du Nord-Est vers le Sud-Ouest \citep{crouzel1957miocene}. Ce basculement étant postérieur aux dépôts des Calcaires Supérieur de Lectoure (MN4, datée par \citet{antoine1997apport}), l'âge maximale de mise en place de ce basculement est donc de 17 Ma. Nous avons montré sur la carte d'isohypses de la base de l'Aquitanien, un rapprochement des isohypses au Nord d'Agen qui va également dans le sens d'un basculement, post-aquitanien, vers le Sud-Ouest. La carte paléogéographique du Burdigalien (fig. \ref{cartePALEOburdigalien}) dans cette région montre pour la première fois des apports terrigènes provenant du Nord à environ 18 Ma (Calcaire Inférieur de Lectoure). \citet{crouzel1957miocene} met en évidence l'encaissement important de ces dépôts dans le substratum carbonatée miocène inférieur. Cette encaissement s'observe encore une fois pendant la mise en place du systèmes fluviatiles des Sables Fauves. Ces encaissements sont sans doute liés au basculement généralisée.

\medskip

La partie continentale de la Formation des Sables Fauves (Langhien-Serravallien) est identifiées dans le piedmont pyrénéen mais également dans la région de Bordeaux (fig. \ref{cartePALEOlanserr1}). \citet{crouzel1957miocene} montre que cette formation est encaissée dans le substratum calcaire du Miocène inférieur. Ces incisions fluviatiles érodent et remanient les formations antérieurs (encaissement maximal dans les Calcaires de Larroque Saint Sernin, 16.5 Ma). Ces informations mettent en évidence dans le piedmont pyrénéen un soulèvement (sans doute de la chaîne pyrénéenne et d'une partie de son piedmont) pendant le Miocène moyen. Ce soulèvement s'opère entre le Burdigalien supérieur et le Langhien supérieur. La partie marine de la Formation des Sables Fauves a été largement étudiée par \citep{rey1997,gardere2005,gardere2002these}. Les études récentes mettent en évidence la présence de deux membres correspondants à deux incursions marines, la première au Langhien et la deuxième au Serravallien. Le deuxième membre vient s'encaisser dans le premier après une phase de soulèvement \citep{gardere2002these}. Ce soulèvement serait dû a la reprise de l'activité halocinétique engendrée par le jeu de certaines structures (Flexure Celtaquitiane par exemple) dans la partie centrale du bassin d'Aquitaine. \citet{chauvaud2002utilisation} évoquent également la reprise de l'activité du diapirisme au Sud, dans les environs du bassin d'Arzacq pendant le Miocène moyen et supérieur.

\medskip

Au Sud de Toulouse, \citet{duranthon1991biozonation} identifie une lacune de sédimentation couvrant les biozones MN3 et MN4, de 20 à 17 Ma. Cette lacune est mise en relation avec la surface d'érosion identifiée au toit des molasses oligocènes.

\medskip

Dans le domaine pyrénéen, les âges thermochronologiques de \citet{bosch2016timing} montrent de l'exhumation tardive pendant la période allant du Burdigalien jusqu'au Messinien. Les travaux de \citep{uzel2018late} montre une reprise l'incision des reliefs à l'Ouest des Pyrénées à partir du Langhien. Dans le Massif central, le volcanisme néogène débute aux alentours de 13 Ma \citep{nehlig2001}. La relation de ces édifices volcaniques avec la mise en place des réseaux fluviatiles modernes permet de contraindre l'âge de la première incision importante dans le Massif central. En effet, les travaux de \citet{gillot1974chronometrie} et \citet{bruxelles2001depots} mettent en évidence que la première incision du Tarn serait antérieure à 13 Ma. Ce volcanisme alcalin au Miocène moyen et supérieur issu d'une source mantellique \citep{granet1995imaging} entraîne la surrection du Massif central pendant cette période \citep{michon2001evolution,seranne2002surrection}.

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre3/schemaresumetectoburdiplio}}
\caption[Essai de caractérisation des déformations du bassin d'Aquitaine de la fin du Chattien au Messinien]{Essai de caractérisation des déformations du bassin d'Aquitaine de la fin du Chattien au Messinien}
\label{coupetecto}
\end{figure}

\medskip

Pour résumer, la figure \ref{coupetecto} tente de synthétiser les données de soulèvements et de subsidence dans la zone d'étude :

\begin{itemize}

\item la partie Nord du bassin d'Aquitaine (au Nord de la Flexure Celtaquitaine) connaît une phase de surrection qui s'étend du Burdigalien inférieur jusqu'au Messinien. Cette déformation est scellée par le dépôts de sédiments fluviatiles au Pliocène (Formation d'Oriolles) qui nappe les coteaux au Nord-Est de Bordeaux. Cette déformation se propage du Nord vers le Sud au cours de cette période (fig. \ref{coupetecto}).

\item entre le Massif central et Agen, la surrection semble débutée plus tardivement, sans doute au Burdigalien moyen. Elle se poursuit et semble s'accentuée au Tortonien où le by-pass est généralisé après la discordance tortonienne (SBTT = 10.6 Ma)

\item le domaine de piedmont pyrénéen (fig. \ref{coupetecto}), suite à la surrection pendant le passage à la phase post-orogénique, connait plusieurs phases de surrections. Les deux principales période de déformations sont  (1) au Langhien supérieur où des vallées incisées se développe essentiellement dans la partie Ouest du piedmont (2) au Tortonien (10.6 Ma) où encore une fois de larges incisions sont caractérisées essentiellement dans la partie centrale (Lannemezan).

\end{itemize}

\medskip

\newpage
\section{Synthèse d'évolution géométrique et sédimentaire}
\sectionmark{Synthèse géométrique et sédimentaire}

\medskip

Cette section vise à synthétiser les interprétations issues du chapitre \ref{papier1} et du chapitre \ref{evolutionremplissagesédimentaire} ci-dessus. Elle traite donc des géométries observées sur les coupes sismiques interprétées en relation avec l'évolution paléogéographique, tectonique et climatique depuis le Priabonien.

\medskip

\textbf{Le Priabonien}

\textbf{L'Oligocène}

\textbf{Le Miocène inférieur}

\textbf{Le Miocène moyen et supérieur}

\textbf{Le Pliocène}

\medskip

\cleardoublepage
%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%
\chapter{Quantification des volumes terrigènes préservés dans les bassins}
\chaptermark{Quantification des volumes préservés dans les bassins}
\label{sinkpreservation}
\thispagestyle{empty}

\medskip

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre4/paleoceneeoceneisopaquevolume}}
\caption[]{}
\label{paleoceneeoceneisopaquevolume}
\end{figure}

\medskip

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre4/oligoceneisoapquevolume}}
\caption[]{}
\label{oligoceneisopaquevolume}
\end{figure}

\medskip

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre4/mioceneisopaquevolume}}
\caption[]{}
\label{mioceneisopaquevolume}
\end{figure}

\medskip

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre4/pliopleistoceneisopaquevolume}}
\caption[]{}
\label{pliopleistoisopaquevolume}
\end{figure}

\medskip

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre4/HistogrammeVolumes}}
\caption[]{}
\label{histogramme}
\end{figure}

\medskip

\begin{table}[!ht]
\begin{center}
\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre4/Table_carbonate_fraction_AquitaineBob}
\caption[]{T}
\label{valeurvolumetotalpreserve}
\end{center}
\end{table}

\medskip

\begin{table}[!ht]
\begin{center}
\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre4/Table_volumes_rates_AquitaineBob}
\caption[]{T}
\label{valeurvolumetotalpreserve}
\end{center}
\end{table}
%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%

\cleardoublepage
%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%
\chapter{Quantification des volumes terrigènes érodés dans les domaines en érosion: Les Pyrénées et le Massif central}
\chaptermark{Quantification des volumes érodés dans les domaines en érosion}
\label{source}
\thispagestyle{empty}
\cleardoublepage
%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%

\section{Introduction}\label{introsource}
\sectionmark{introduction}
\medskip

La formation des reliefs présents dans la partie superficielle du système Terre est liée à des mouvements verticaux qui peuvent être induits par différents processus dans des contextes géodynamiques différents. Ces topographies se trouvent dénudées par les érosions chimiques et mécaniques au cours du temps sous l'influence de forçages principaux qui sont la tectonique, l'eustatisme et le climat dont le jeu complexe induit des variations, de niveau de base, de mouvements verticaux et de capacité de transport des produits d'érosion. Les bassins sédimentaires entourés par ces zones en soulèvements sont alimentés par les produits d'érosion de ces topographies positives. 
\medskip
Le bassin d'Aquitaine et le Golfe de Gascogne sont bordés de deux reliefs, la chaîne pyrénéenne et le Massif central, qui les alimentent en flux sédimentaires (fig. \ref{schemasourcetosink}).

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre5/SchemaSourceToSink}}
\caption[Zones "sources" et zones d'accumulation simplifiées de la zone d'étude]{Zones "sources" et zones d'accumulation simplifiées de la zone d'étude}
\label{schemasourcetosink}
\end{figure}

\medskip

Ce chapitre a pour but de quantifier les volumes de matière érodée à la verticale de ces deux reliefs alimentant le système sédimentaire composé par le bassin d'Aquitaine et le golfe de Gascgone. Cette quantification a été possible grâce à différentes collaborations au sein du projet "Source to Sink" :

\begin{itemize}
\item Pour la partie Pyrénées, nous avons utilisé les résultats du stage de fin d'étude de Norman Daril (encadré par Charlotte Fillon et Matthew Fox) qui portait sur la modélisation des données thermochronologiques de la chaîne pyrénéenne.

\item Pour la partie Massif central nous avons utilisé les résultats des travaux de Guillaume Baby, Julien Baptiste, Paul Bessin et Thomas François qui portaient sur l'étude géomorphologique des surfaces d'aplanissement du Massif central (Baby et al., in prep.) 
\end{itemize}

\medskip

Au sein de notre étude nous avons utilisé leurs résultats afin de quantifier au mieux les quantités de matière érodée pour la période de temps que nous étudions.

\newpage

\section{Quantification des volumes érodés dans le domaine pyrénéen à partir des données thermochronologique}\label{sourcepyrenees}
\sectionmark{Quantification des volumes érodés dans le domaine pyrénéen}

\subsection{Introduction}
\sectionmark{Introduction}

Les chaînes de montagnes sont des objets géologiques naturels résultant d’une collision entre deux croûtes continentales, plus ou moins épaisses. La topographie positive, observée aujourd’hui, de ces domaines est le fruit de mouvements verticaux dont les vitesses évoluent au cours de la construction de l’orogène.
 \medskip
La chaîne pyrénéenne résulte de l’inversion des domaines extensifs qui a débuté au Crétacé supérieur \citep{munoz1992,beaumont2000,schettino2011,mouthereau2014,teixell2016} (Cf. \ref{contextegeologique}). Cette inversion des domaines extensifs mésozoïques induite par la convergence Ibérie-Eurasie entraîne des mouvements verticaux en étroite relation avec les taux de convergence et de raccourcissement entre ces deux plaques tectoniques. Les différents auteurs s’accordent sur la période durant laquelle la convergence est le moteur principal de déformation dans le domaine pyrénéen, elle s'étend du Crétacé supérieur à la limite de l’Oligocène et du Miocène (chron 6c) \citep{roest1991,teixell2016,macchiavelli2017}. Une des méthodes récentes utilisées dans le but de quantifier les mouvements verticaux dans ces domaines est la thermochronologie basse température. Les travaux de Norman Daril se sont basés sur l’utilisation et la modélisation de ces données dans le but de quantifier les volumes érodés de 45 Ma à 0 Ma pour le domaine pyrénéen.

\medskip

\textbf{La thermochronologie basse température}

\medskip

La thermochronologie basse température est une méthode utilisée actuellement dans de nombreuses études afin de contraindre l’histoire thermique d’échantillons de roches. Cette méthode s’utilise à la fois sur des roches magmatiques métamorphiques, au sein de chaînes de montagne par exemple, mais aussi sur des roches sédimentaires (thermochronologie détritique) afin de comprendre l’histoire thermique (enfouissement /exhumation) d’un échantillon au sein d’un bassin sédimentaire. \citet{dodson1973closure} introduit le concept de température de fermeture : cette notion se base sur la diffusion des éléments chimiques dans les minéraux comme étant fonction de la température. L’utilisation de plusieurs thermochronomètres dont les gammes de températures caractéristiques sont différentes permet de contraindre plus précisément l’histoire thermiques d’une roche. En effet les âges thermochronométriques correspondent à l’âge de passage de la température de fermeture d’un système isotopique étudié. 
\medskip
Les résultats (taux d’exhumation et quantité de roches érodées) de cette étude découlent directement de la modélisation de données issues de deux méthodes sur deux minéraux :

\begin{itemize}

\item \textbf{Les traces de fission sur apatite et sur zircon} est une méthode qui permet de dater le passage d’une certaine gamme de température mais aussi de mesurer la vitesse d'exhumation d’une roche. Cette méthode est basée sur l’accumulation de dommages commis au sein d’un grain au cours du temps. Lorsqu’une fission nucléaire se produit, cela implique la rupture d’un noyau lourd en deux particules de masses plus légères à peu près équivalentes. L’énergie liée à la rupture propulse les deux fragments de fission dans des directions opposées, ce qui a pour conséquence de graver une dislocation appelée « trace ». C’est donc grâce au facteur temps qu’il est possible de voir un champ de traces. Cependant au cours du temps il est possible que certaines traces de fissions s’effacent car elles sont métastables et peuvent se raccourcir ou bien disparaître au-dessus d’une certaine température, la température de fermeture (fig. \ref{temperaturefermeture}). La longueur et la densité des traces évoluent au cours du temps dans la « Partial Annealing Zone » (PAZ, fig. \ref{temperaturefermeture}). C’est dans cette zone que la longueur des traces peut être modifiée en fonction de la vitesse de refroidissement de la roche. L’âge thermochronométrique correspond au temps écoulé depuis que les minéraux ont été refroidi sous leurs températures de fermetures respectives (apatite = 110 C, zircon = 270 C, fig. \ref{temperaturefermeture}).

\begin{figure}[!ht]
\begin{center}
{\includegraphics[scale=0.15]{Figure/Chapitre5/temperaturefermeture}}
\caption[Température de fermeture des minéraux considérée pour deux méthodes de mesures thermochronométriques, modifié d'après \citet{wolf1996helium,farley2000helium,reiners2006}]{Température de fermeture des minéraux considérée pour deux méthodes de mesures thermochronométriques, modifié d'après \citet{wolf1996helium,farley2000helium,reiners2006}}
\label{temperaturefermeture}
\end{center}
\end{figure}

\item \textbf{La méthode U-Th/He sur apatite et sur zircon} est une méthode plus récente qui, de par ses températures de fermeture plus faibles (fig. \ref{temperaturefermeture}) permet de contraindre les stades finaux de refroidissement. Cette méthode est basée sur l’émission et l’accumulation de l’hélium radiogénique provenant de la désintégration des atomes de 238U, 235U, 232Th et 147Sm. L’Hélium est alors produit à partir de cette désintégration. Le minéral doit être suffisamment riche en Uranium et Thorium pour que si initialement il existe une quantité d’Hélium dans le minéral, celle-ci soit négligeable. Ainsi il est possible de déterminer un âge AHe ou ZHe qui résultera de l’équilibre entre la production d’Hélium, sa perte par éjection sur les bordures du cristal et sa diffusion, qui dépend de l’histoire thermique subie par l’échantillon. Au cours du temps le système radiogénique évolue en deux stades. Le premier où la température est supérieure à la température de fermeture, le système est totalement ouvert et les éléments fils produits sont diffusés et sortent du système. Le deuxième stade qui débute au moment où la température est égale à la température de fermeture, qui correspond à une production importante d’éléments fils (liée à la quantité d’éléments pères présents). 
Il est donc considéré que pendant ce stade « fermé » la concentration en Hélium augmente.
\end{itemize}

\medskip

Donc l’âge thermochronométrique obtenu pour chaque méthode correspond au moment où les minéraux étudiés ont été refroidis sous leur température de fermeture (fig. \ref{temperaturefermeture}). Enfin la température étant fonction de la profondeur (en relation avec le gradient géothermique de la zone d’étude considéré) il est possible d’estimer le positionnement en profondeur d’un échantillon à un instant t.

\medskip

\subsection{Données disponibles et méthodologie d’investigation}\sectionmark{Méthodologie}

\textbf{La base de données thermochronologiques}

\medskip

Depuis le début des années 90, de nombreuses études se sont attachées à comprendre l’évolution des mouvements verticaux dans la chaîne des Pyrénées et dans ces deux bassins d’avant-pays.  Ces études s’appuient sur des données thermochronologiques et la modélisation de celles-ci. L’étude de Norman Daril s’est basée sur la modélisation d’environ 500 âges thermochronométriques issus de la littérature dans les trois grands domaines structuraux des Pyrénées : la zone Axiale, la Zone Nord-Pyrénéenne et la zone Sud-Pyrénéenne.

\medskip

\begin{figure}[!ht]
\begin{center}
{\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/CarteLocalisationEchantillon}}
\caption[Carte de localisation des différentes données thermochronologiques basse température issues de la littérature]{Carte de localisation des différentes données thermochronologiques basse température issues de la littérature}
\label{donneesthermocro}
\end{center}
\end{figure}
\medskip

\begin{itemize}
\item \textbf{Les âges de traces de fission sur apatite (AFT)} sont issus de \citet{yelland1991thermo, fitzgerald1999asymmetric, maurel2003exhumation, sinclair2005asymmetric, juez2006tectonothermal , gibson2007late, jolivet2007thermochronology, maurel2008meso, gunnell2009low, bosch2016timing,  labaume2016tectonothermal, mouchene2016, vacherat2016rift}
\item \textbf{Les âges de traces de fission sur zircon (ZFT)} sont issus de \citet{sinclair2005asymmetric, vacherat2016rift}
\item \textbf{Les âges (U-Th/He) sur apatite (AHe)} sont issus de \citet{maurel2003exhumation, juez2006tectonothermal, denele2007hospitalet, gibson2007late,gunnell2009low, metcalf2009thermochronology,fillon2013oligocene, vacherat2014thermal,bosch2016timing,vacherat2016rift}
\item \textbf{Les âges (U-Th/He) sur zircon (ZHe)} sont issus de \citet{maurel2008meso,vacherat2014thermal, bosch2016timing}
\end{itemize}
Ces données sont représentées sur la figure \ref{donneesthermocro}, l’échelle des couleurs correspond aux âges thermochronométriques, allant du plus vieux (Roadien, 270 Ma) au plus jeune (Plaisancien, 2.6 Ma).

\medskip

Au premier ordre, les données montrent une répartition spatiale des âges bien marquée, à l’Ouest des Pyrénées (fig. \ref{donneesthermocro}) ce sont essentiellement des âges compris entre le Miocène inférieur et le Pliocène (en AHe), à l’Est les âges sont compris entre l’Oligocène supérieur et le Permien. Cette répartition aura donc des conséquences sur la modélisation de ces données.

\medskip

\textbf{Les taux d’exhumation issus de la littérature}

\medskip

La colonne de roches érodées a tout d’abord été quantifiée \citep{fitzgerald1999asymmetric} grâce à la restauration du profil ECORS, d’après \citet{beaumont2000}. Il est fort plausible que la quantité totale soit comprise entre 15 et 18 km pour la chaîne des Pyrénnées. Les données thermochronométriques (couplages des différentes méthodes) peuvent être modélisées afin d’obtenir des taux d’exhumations pour un massif donné ou pour un échantillon présent dans un bassin sédimentaire.

\medskip

\begin{figure}[!ht]
\begin{center}
{\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/exhumationlitterature}}
\caption[Taux d’exhumation de différents massifs pyrénéens issus de la littérature]{Taux d’exhumation de différents massifs pyrénéens issus de la littérature}
\label{exhumationlittérature}
\end{center}
\end{figure}

\medskip
La figure \ref{exhumationlittérature} montre plusieurs taux d’exhumation issus de la littérature. D’après plusieurs publications, il a été mis en évidence que le paroxysme d’exhumation aurait eu lieu pendant la période Eocène-Oligocène \citep{Verges2002,beaumont2000,mouthereau2014}. La figure \ref{exhumationlittérature} montre qu’à l’Eocène supérieur les massifs du Canigou, de Néouvielle, de la Maladeta et la zone de Nogueres connaissent une phase d’exhumation importante. Durant l’Oligocène, ce sont les massifs de Cauterets et de Bielsa qui enregistrent des exhumations importantes. Il est important de connaître les taux d’exhumations publiés pour chaque massif cristallin afin d’avoir un contrôle sur les modélisations qui seront proposées pour l’ensemble des données thermochronométriques. Cela aura une importance majeure quant à la validité du modèle proposé.

\medskip

\textbf{La modélisation des données par la méthode d’inversion linéaire}

\medskip

Les données de thermochronologie basse température présentées ci-dessus ont été modélisées grâce à la méthode d’inversion linéaire afin d’obtenir des taux d’exhumation sur l’ensemble de la zone couverte par ces données. Cette méthode a été développée par M. Fox et F. Herman et est présentée dans \citet{fox2014linear}. La base de cette approche, pour un quelconque âge thermochronométrique, est de déterminer la profondeur de fermeture, par l’intégrale du taux d’exhumation et de l’âge de refroidissement d’un échantillon (durée depuis laquelle l’isotherme de fermeture a été franchie), dans le but d’obtenir les taux d’exhumation. Les formules précises et les différentes étapes de cette méthode ne seront pas détaillées ici.

Les paramètres généraux de ce modèle sont présentés sur le tableau \ref{parametre}. Il est important pour ce type de modèle d’approcher au maximum les paramètres thermiques de la région considérée. Cependant aucune information sur la paléothermicité de la chaîne n’est actuellement disponible. Dans ce modèle ce sont les valeurs actuelles de la chaîne qui ont été utilisées, ce choix induit forcément une erreur importante sur les résultats obtenus pour les taux d’exhumation.

\begin{table}[!ht]
\begin{center}
{\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/parametre}}
\caption[Densités et paramètres thermiques utilisés pour l’inversion linéaire, d’après les références citées dans \citet{Fillon2012} et M.Fox, pers comm.]{Densités et paramètres thermiques utilisés pour l’inversion linéaire, d’après les références citées dans \citet{Fillon2012} et M.Fox, pers comm.}
\label{parametre}
\end{center}
\end{table}

\medskip

\citet{schildgen2018spatial} mettent en évidence l’importance de séparer les données de chaque massif considéré dans une modélisation thermochronologique. C’est pourquoi dans cette étude le choix a été fait d’utiliser des failles afin de délimiter ces massifs. Les failles utilisées sont représentées sur la figure \ref{donneesthermocro}, ce sont les principales failles crustales qui segmentent les principaux domaines pyrénéens, comme par exemple la faille Nord-Pyrénéenne.

\medskip

Cette étude a également fait l’objet d’une étude de sensibilité des paramètres de configuration afin d’affiner au mieux le modèle. Les facteurs influençant la modélisation sont nombreux, par exemple la durée d’intervalles de temps, Norman Daril montre dans son étude que l’utilisation d’un pas de temps de 3 Myr permet de reproduire plus aisément les taux d’exhumation issus de la littérature. D’autre paramètres rentrent en jeu, par exemple le taux d’exhumation a priori, la variance qui lorsque celle-ci est diminuée, force l’inversion à se rapprocher de la valeur du taux d’exhumation a priori. Dans son étude il a choisi de considérer une variance plus élevée afin d’obtenir un meilleur ajustement des données sur l’ensemble de la chaîne.

\medskip

Les résultats du modèle metttent en évidence une tendance générale à la sous-évaluation des taux d’exhumation : par exemple le modèle donne des valeurs jusqu’à 1 km/Myr pour le massif de la Maladeta entre 33 et 27 Ma, alors que les taux issus de la littérature s’étalent de 1.5 km/Myr à 4 km/Myr \citep{fitzgerald1999asymmetric,gibson2007late,fillon2012post}. Cela induit donc une sous-évaluation qui sera répercutée sur le calcul de volumes érodées qui en sera également sous-évalué.

\medskip

\subsection{Résultats du modèle d’inversion linéaire et incertitudes asscociées}\sectionmark{Résultats d’inversion du modèle d’inversion linéraire}

\medskip

Une fois le modèle calibré et validé d’après les taux issus de la littérature, Norman Daril a produit des cartes de taux d’exhumation sur l’ensemble de la zone considérée : elles sont présentées sur les figures \ref{exhumation4521} et \ref{exhumation210}. Un pas de temps de 3 Myr a été choisi pour réaliser ces modélisations.

\medskip

\begin{figure}[H]
\begin{center}
{\includegraphics[scale=0.8]{Figure/Chapitre5/exhumation4521}}
\caption[Cartes des taux d’exhumation obtenues par inversion linéaire (45 Ma – 21 Ma)]{ Cartes des taux d’exhumation obtenues par inversion linéaire (45 Ma – 21 Ma)}
\label{exhumation4521}
\end{center}
\end{figure}

\medskip

\begin{figure}[!ht]
\begin{center}
{\includegraphics[scale=0.8]{Figure/Chapitre5/exhumation210}}
\caption[Cartes des taux d’exhumation obtenues par inversion linéaire (21 Ma – 0 Ma)]{ Cartes des taux d’exhumation obtenues par inversion linéaire (21 Ma – 0 Ma)}
\label{exhumation210}
\end{center}
\end{figure}

\medskip

Afin d’apprécier au mieux les valeurs mises en jeu, la figure \ref{valeurmodelisation} présente les valeurs, sous forme de graphiques et de tableaux, des taux d’exhumation issus de la modélisation. 
\begin{figure}[!ht]
\begin{center}
{\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/valeurmodelisation}}
\caption[Graphiques et tableau de valeurs des taux d’exhumations issus de la modélisation]{Graphiques et tableau de valeurs des taux d’exhumations issus de la modélisation}
\label{valeurmodelisation}
\end{center}
\end{figure}

\medskip

\textbf{Conversion des taux d’exhumation en volumes de roches érodées}

\medskip

A partir des cartes de taux d’exhumation obtenus par inversion linéaire des données thermochronologiques il est possible de quantifier une quantité de volumes de roches érodées depuis 45 Ma sur l’ensemble de la zone d’étude considérée. La figure \ref{volumesource} montre les épaisseurs de roches érodées en mètres, ces cartes ont été réalisées grâce à la conversion des taux d’exhumation en épaisseurs de roches érodées. Ces cartes ont fait l’objet d’une interpolation afin d’obtenir une carte sur l’ensemble de la zone avec des pas de temps de 3 Myr.

\begin{figure}[!ht]
\begin{center}
\includegraphics[scale=0.8]{Figure/Chapitre5/volumeerode}
\caption[Cartes des quantités de épaisseurs de roches érodées de 45 Ma à 0 Ma]{Cartes des épaisseurs de roches érodées de 45 Ma à 0 Ma}
\label{volumesource}
\end{center}
\end{figure}

\medskip

\textbf{Quantification de l’incertitude sur les volumes de matières érodées}

Les cartes présentées (figs. \ref{exhumation4521}, \ref{exhumation210}, \ref{volumesource}) sont des valeurs brutes sans aucune incertitude quantifiée. La quantification des incertitudes associées à ces cartes est extrêmement importante dans une telle étude. Nous avons montré dans un premier temps que les taux d’exhumation issus du modèle étaient sous-évalués en comparaison aux données issues de la littérature. Les données thermochronométriques de base sont aussi soumises à des incertitudes de mesures, les interpolations effectuées dans les différentes étapes de l’étude augmentent également l’incertitude globale. 
\medskip
Cependant, le traitement de ces incertitudes n'a pas encore été incorporé au modèle de base de Norman Daril. Nous avons donc choisi de donner une valeur, bien évidemment minimale, de l’incertitude à partir du Misfit entre les âges mesurés et les âges prédits par le modèle. La figure \ref{misfit} montre cette comparaison de valeurs. Si les points s’alignent sur la droite, cela signifie qu’il y a une bonne corrélation entre les âges mesurés et les âges prédits par le modèle. Au contraire si les points sont éloignés de la droite cela signifie qu'il y a une moins bonne corrélation des valeurs du modèle par rapport aux âges mesurés. La figure \ref{misfit} met en évidence un vieillissement des âges : en effet un nombre non négligeable de points se trouvent en dessous de la droite en rouge sur la figure \ref{misfit}.
\medskip
Afin d’approcher au mieux une valeur d’incertitude objective aux vues des données, il a été décidé d’appliquer 30 \% d’erreur. Cette valeur est cohérente par rapport à la dispersion des données. C’est-à-dire que les valeurs de quantités de matières érodées seront encadrées par une incertitude de plus et moins 30 \%. Cette valeur représentée sur la figure \ref{misfit} encadre bien un maximum de valeurs.

\begin{figure}[!h]
\begin{center}
\includegraphics[scale=1.2]{Figure/Chapitre5/Misties}
\caption[Misfit obtenu suite à la modélisation de l’ensemble des données de la chaîne Pyrenéenne]{ Misfit obtenu suite à la modélisation de l’ensemble des données de la chaîne Pyrenéenne }
\label{misfit}
\end{center}
\end{figure}

\medskip

\subsection{L’évolution de la position du divide de la chaîne pyrénéenne au cours du Paléogène à l'actuel : revue bibliographique et informations ponctuelles issues du remplissage du bassin d'Aquitaine}\sectionmark{Evolution du divide de la chaîne pyrénéenne au cours du Paléogène à l'actuel}

\medskip

Les processus de surface jouent un rôle important dans l'évolution des chaînes de montagnes. Les systèmes convergents sont affectés par les plus hauts taux d’exhumations et également les plus hauts taux d’érosion \citep{willett1999orogeny}. Actuellement, les rivières drainant des zones orogéniques sont à l’origine de 80 \% du volume de particules apportées aux océans \citep{milliman1992geomorphic}.

\medskip

Les bassins d’avant-pays (« pro-side » et « retro-side ») sont alimentés en grandes parties par les reliefs orogéniques en création. La quantité de roches érodées au sein de cette chaîne est dépendante du taux d’exhumation et de la capacité d’érosion (liée essentiellement au climat).  La position de la ligne de partage des eaux (« drainage divide ») et son évolution au cours des périodes syn- à post-orogéniques sont des paramètres clés pour la compréhension et la quantification des volumes de roches alimentant chaque bassin d’avant-pays.

\medskip

Le bassin d’Aquitaine contrairement au bassin de l’Ebre, n’a pas été le lieu d’études de provenance, ceci est dû en partie aux moins bonnes conditions d’affleurements dans le bassin d’Aquitaine. Les quelques études de minéraux lourds, par exemple \citet{crouzel1957miocene} pour le Miocène et les informations sur la nature des clastes dans les systèmes alluviaux permettent d’obtenir quelques informations ponctuelles sur la position du divide au cours de la période syn- à post-orogénique que nous détaillerons par la suite. Ces informations seront également utilisées plus loin dans ce chapitre afin d’essayer de contraindre la part des apports centraliens et pyrénéens dans le bassin d’Aquitaine. Le bassin Sud-Pyrénéen, quant à lui, a été largement étudié par des études sédimentologiques mais également par des études de provenance. Des études de provenance se sont attardées dans les bassins de Jaca \citep{ roige2016tectonic,roige2017recycling} de Tremp, Pobla et Ainsa \citep{michael2013functioning,michael2014erosion} et  une étude géomorphologique dans la zone axiale \citep{ortuno2018active} du Lutétien au Quaternaire. Toutes ces études se basent sur différentes méthodes, des études lithologiques, des minéraux lourds, des paléocourants. Elles s'appuient sur données solides d'âges grâce à la biostratigraphie et à la magnétostratigraphie.

\medskip

\textbf{Les études de provenances dans les bassins de Jaca, d’Ainsa, de Tremp et de Pobla}

\medskip

Les deux premières études mentionnées étudient la provenance des sédiments rencontrés dans les principaux bassins sud-pyrénéens.

\medskip

\citet{michael2013functioning,michael2014erosion} se sont focalisés sur le bassin d’Ainsa, de Pobla et de Tremp (fig. \ref{synthesedivide}). Les séries sédimentaires étudiées sont les systèmes alluviaux de Gurb et de Sis (fig. \ref{synthesedivide}) les sédiments qui les composent sont découpés en trois intervalles d’âges différents :

\begin{itemize}

\item Intervalle 1 : Lutétien supérieur à Bartonien, 41.6 Ma à 39.1 Ma
\item Intervalle 2 : Bartonien à Priabonien, 39.1 Ma à 36.5 Ma
\item Intervalle 3 : Priabonien, 36.5 Ma à 33.9 Ma
\end{itemize}

\medskip

Leur étude de provenance met en évidence une évolution de la source (fig. \ref{synthesedivide}).

\medskip

\begin{itemize}

\item Intervalle 1 :  les clastes dans la série de Sis sont essentiellement composés de granite hercynien provenant de la zone axiale
\item Intervalle 2 : les clastes dans la série de Sis sont un mixte entre des clastes de granites hercyniens et des clastes de roches métamorphiques (riches en épidote), induisant une source au Nord ou non loin du massif de Bielsa
\item Intervalle 3 : les clastes dans la série de Gurb et de Sis sont composées de clastes de granites (âge U-Pb sur zircons) pré-hercyniens (source dans la Zone Nord-Pyrénéenne) et de clastes de roches métamorphiques (zone axiale), induisant une source proche de la Zone Nord-Pyrénéenne (fig. \ref{synthesedivide}).

\end{itemize}

\medskip

\citet{roige2016tectonic,roige2017recycling} ont réalisés des études dans le bassin de Jaca plus à l’Ouest comparé à l’étude précédente (fig. \ref{synthesedivide}). \citet{roige2016tectonic} se focalisent sur une série sédimentaire qui s’étend du Lutétien moyen au Priabonien. Ils montrent que du Lutétien inférieur (47.8 Ma) jusqu’aux environs de de la base du Lutétien supérieur (42.5 Ma) les sédiments étaient alimentés par une source provenant de l’Est. Un changement drastique s’opère à la limite Lutétien-Bartonien (41.2 Ma) où les turbidites sont alimentées par une source située au Nord (clastes volcaniques et grés). Enfin du Bartonien moyen (39 Ma) au Priabonien (33.9 Ma) la source des sédiments est mixte avec une partie venant de l’Est et une partie venant du Nord (limite septentrionale non détaillée dans cette étude).

\citet{roige2017recycling} se focalisent sur les dépôts sus-jacents, s’étalant du Priabonien moyen à l’Oligocène (fig. \ref{synthesedivide}). Ils montrent que les dépôts sont alimentés par des sources provenant du Nord et de l’Est, avec une prédominance des apports provenant du Nord. Dans la totalité de la série ils identifient la présence de clastes de flysch calcaire (du Cénomanien-Turonien) en place dans la zone Nord-Pyrénéenne \citep{casteras1970}, de « dolomies noires » (Jurassique) en place dans les Chaînons Béarnais et de brèches métamorphiques (Crétacé supérieur) présentes dans la Zone Nord-Pyrénéenne. Cela indique selon eux que la ligne de partage des eaux se trouvait au Nord dans la zone Nord-Pyrénéenne (fig. \ref{synthesedivide}).

\citet{ortuno2018active} se sont focalisés sur la caractérisation de failles dans les Pyrénées à partir d’études géomorphologiques et structurales (fig. \ref{synthesedivide}). Leur étude propose que des failles (localisation sur la figure \ref{synthesedivide}) jouent un rôle important sur le divide pendant la période post-orogénique.  En effet \citet{ortuno2018active} expliquent les changements de'orientation du divide dans les pyrénées centrales (position du « coude » observé sur la figure \ref{synthesedivide}) par le jeu de plusieurs failles normales dans la zone axiale. \citet{bernard2019} indiquent également que les changements de lithologies au sein de la chaîne peuvent affecter la position du divide. L’âge d’activité de ces failles n’est pas contraint précisément. Cependant, l’âge peut être encadré. Il est compris entre l’âge de la formation des surfaces planes de hautes altitudes, HELRS de \citet{bosch2016timing} et LRT de \citet{ortuno2013} qui sont post-orogéniques (âge maximal du Miocène inférieur, 23.03 Ma) et l’âge des dépôts du bassin du Prüedo formé entre les failles recoupant les surfaces planes de hautes altitudes, qui sont Miocène supérieur (Messinien) qui est bien sûr un âge maximal. Ils documentent donc une migration du divide vers le Sud au Néogène jusqu’à acquérir sa position actuelle sans doute, au Miocène supérieur.

\medskip

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre5/synthesedivide}
\caption[Localisation des arguments sur la migration du divide Pyrénéen pendant le Tertiaire, modifié d'après \citet{michael2014erosion}, \citet{roige2016tectonic,roige2017recycling} et \citet{ortuno2018active}]{Localisation des arguments sur la migration du divide Pyrénéen pendant le Tertiaire, modifié d'après \citet{michael2014erosion}, \citet{roige2016tectonic,roige2017recycling} et \citet{ortuno2018active}}
\label{synthesedivide}
\end{figure}

\medskip

\textbf{Essai de caractérisation de l'évolution du divide à partir des lithologies observées dans le piémont pyrénéen du bassin d’Aquitaine}

\medskip

Il est possible d’émettre des hypothèses sur l’évolution du divide grâce aux lithologies rencontrées dans les dépôts du Paléogène et du Néogène du bassin d’Aquitaine (fig. \ref{synthesedivide}). En effet plusieurs auteurs ont décrit de façon précise les lithologies et les clastes de différents conglomérats. Enfin quelques informations obtenues à partir des forages permettent également de répondre à la source de certains dépôts. 
\medskip
\begin{itemize}
\item \textbf{Les poudingues de Palassou dans les Corbières} dont la position approximative est représentée sur la figure \ref{synthesedivide}. Les poudingues de Palassou ont été décrits par \citet{crochet1989palassou}. Dans cette étude, il identifie trois unités et celles-ci sont différentes en termes de nature des clastes. La première unité, Palassou I, datée de la fin de l’Yprésien supérieur (50 Ma) au Lutétien supérieur (42 Ma), est caractérisée par la présence de clastes carbonatés issus de la couverture méso-cénozoïque. Au sommet de l'unité I, il est possible d'observer des clastes de "Flyschs Noirs" (Crétacé) issus de la Zone Nord-Pyrénéenne (Lasseur, E. pers. comm.) La deuxième unité, Palassou II, datée du Lutétien supérieur (42 Ma) au Bartonien supérieur (37.8 Ma), est caractérisée par la présence de clastes paléozoïques issues de massifs granitiques. Des datations U-Pb sur quelques clastes de cette séquence donnent des âges de 330 Ma (Al Reda, M. pers. comm.) qui indiquent une source dans le massif de l’Aston ou des âges de roches en place ont été publiés \citep{mezger2016early}. La troisième unité, Palassou III, datée du Priabonien (de 37.8 Ma à 33.9 Ma) , est caractérisée par la présence de clastes carbonatés issus de la couverture méso-cénozoïque. E. Lasseur (pers. comm.) observe également la présence de quelques clastes dérivants de roches granitiques.

\item \textbf{L’équivalent des poudingues de Palassou à l’Ouest, entre Tarbes et Saint-Gaudens}, a été reconnus en forages (localisation des forages de Sariac et Castelnau-Magnoac sur la figure \ref{synthesedivide}). Dans ces deux forages, l’équivalent des poudingues de Palassou (seulement les unités II et III) a été identifié avec des âges plus jeunes. Les conglomérats identifiés débutent au Bartonien, entre 37.8 et 40.5 Ma (âges donnés dans le chapitre \ref{papier1}) et se terminent aux environs de la limite Rupélien-Chattien à 27.1 Ma. Ils présentent des clastes essentiellement issus de calcaires bioclastiques de type mudstone et packstone qui semblent trouver leur origine dans la couverture méso-cénozoïque. Cela semble en accord avec la position du divide de \citet{michael2014erosion,roige2017recycling,ortuno2018active} dans la zone Nord-pyrénéenne.

\item \textbf{La formation des Sables Fauves} localisée en noir dans la partie Nord-Ouest de la figure \ref{synthesedivide} est datée dans cette partie du bassin d’Aquitaine entre le Langhien supérieur (14 Ma) et la limite Serravallien-Tortonien (11.6 Ma). L’association de minéraux lourds identifiés par \citet{bergounioux1949,duplaix1956} montre la présence de staurotides, d’andalousites, de tourmalines issus de roches métamorphiques et de rutiles et zircons issus de roches granitiques. Cela induit donc que le divide se trouvait au minimum dans la Zone Axiale au moment du dépôt de la Formation des Sables Fauves.

\item \textbf{La formation des Argiles à Galets} représentée en rouge à pointillés sur la figure \ref{synthesedivide} s’étend du Tortonien moyen (10 Ma) jusqu’à la limite Messinien-Pliocène (5.3 Ma). Les clastes identifiés par \citet{crouzel1957miocene,azambre1989notice1053} sont composés de quartz, lydiennes, grès ferrugineux, poudingues permo-triasiques siliceux, de granites et d’ophites. Les auteurs signalent également la présence de quelques galets de calcaire. Ils identifient également des associations de minéraux lourd telles que de l’hématite, de la muscovite, de la tourmaline, des grenats, des zircons, des épidotes et de la sillimanite. Comme pour la Formation des Sables Fauves, les sources sont des roches granitiques et métamorphiques, cela induit donc que le divide se trouvait également au minimum dans la Zone Axiale au moment du dépôt de la Formation des Argiles à Galets.
\end{itemize}

\medskip

Toutes ces études se basent en grande partie sur des données lithologiques retrouvées dans les sédiments considérés. Cependant, les auteurs utilisent tous la carte géologique actuelle afin de trouver la source des clastes exotiques identifiés. Aucune "paléo"-carte géologique du Paléogène et du Néogène n’est disponible et il est difficile d’être sûr à 100 \% que la répartition actuelle des massifs cristallins et autres soit valable pour une période ancienne. \citet{mouthereau2014} mettent également en évidence l'arrivée à l'affleurement des différentes unités dans le prisme orogénique : par exemple l'unité d'Orri n'arrive en surface qu'à partir de l'Oligocène. Cela induit donc que la surface actuelle de la zone axiale n'est pas représentative de toutes les époques de construction de la chaîne. Une autre source d’incertitude importante est aussi à noter. Dans cette revue bibliographique des clastes issus de la couverture méso-cenozoïque sont décrits à plusieurs endroits dans différentes études. Actuellement les formations correspondantes se trouvent de part et d’autre de la chaîne pyrénéenne (fig. \ref{synthesedivide}), or ces formations ont largement recouvert les massifs pyrénéens pendant la phase extensive et aucune étude actuellement ne donne d’arguments précis quant à la disparition par érosion de cette couverture sur les massifs. La position originelle de la source de ces clastes est sujette à controverses et donc ces informations sont seulement hypothétiques aux vues des incertitudes associées. Enfin une dernière source d'incertitudes est le recyclage des différentes unités lithologiques. En effet un claste provenant d'une zone a très bien pu être transporté dans un premier temps, déposé dans une zone de transition puis encore une fois transporté jusqu'à l'aire de sédimentation où on le retrouve aujourd'hui. Cela peut faussé les conclusions, que nous proposons sur l'évolution du divide, à partir des études minéralogiques publiées.

\medskip

\textbf{Proposition de l’évolution de la position du divide depuis 42 Ma}

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A partir des éléments décrits ci-dessus il nous est possible de proposer une évolution de la position du divide pyrénéen depuis 38 Ma : cette évolution est présentée sur la figure \ref{evolutiondivide}. Pour la partie Est nous avons décidé de garder le divide actuel pour deux raisons (1) la caractérisation lithologique n’est pas possible car le bassin recevant les produits d’érosion de ce bassin versant se trouve en mer actuellement (2) cette zone d’alimentation ne rentre pas en compte dans notre bilan « Source to Sink ». Cette proposition d'évolution est bien-sur une hypothèse qui sera discutée dans le chapitre \ref{bilan}, qui traitera du bilan érosion-sédimentation.

\medskip

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre5/evolutiondivide}
\caption[Proposition sur l'évolution du divide depuis 42 Ma]{Proposition sur l'évolution du divide depuis 42 Ma}
\label{evolutiondivide}
\end{figure}

\begin{itemize}

\item De 42 Ma à 37.8 Ma : le divide à l’Ouest se trouve dans la Zone Nord-Pyrénéenne, cependant à l’Est le divide se trouve plus au Sud (dans le massif de l’Aston). 
\item De 37.8 Ma à 27.1 Ma : le divide se trouve dans la Zone Nord-Pyrénéenne (fig. \ref{evolutiondivide}), le divide dans la partie Est se déplace dans la partie Nord.
\item De 27.1 Ma à 14 Ma : le divide migre vers le Sud dans l’ensemble de la chaîne 
\item De 14 Ma à 10 Ma : le divide migre au Sud essentiellement à l’ouest et forme le coude actuellement observé.
\end{itemize}

\medskip

Ces hypothèses sur l’évolution de la position du divide permettront de découper les bassins versants pour la période tertiaire et ainsi de mieux contraindre la quantité de matières érodées alimentant le bassin d’Aquitaine. Cela nous permettra dans le chapitre \ref{bilan} de tester ces différentes hypothèses et de comparé les volumes érodés aux volumes sédimentés. 
\medskip

\subsection{Quantité de matières érodées issues des Pyrénées alimentant le bassin d’Aquitaine depuis 45 Ma}\sectionmark{ Quantité de matières érodées issues des Pyrénées }

\medskip

Les sections précèdentes de ce chapitre nous ont permis de quantifier les quantités de matières érodées (fig. \ref{volumesource}) issues des Pyrénées depuis 45 Ma, mais aussi de proposer des hypothèses sur l’évolution de la migration du divide au cours de cette même période (fig. \ref{evolutiondivide}).

\medskip

Dans cette partie, nous présenterons à la fois les quantités de matières alimentant le bassin d’Aquitaine obtenues grâce au scénario de migration du divide mais aussi les valeurs de volumes issues de scénario extrêmes, comme par exemple la persistance d’un divide situé au Nord ou l’utilisation du divide actuel (au Sud) depuis 45 Ma (fig. \ref{evolutiondivide}). Cela nous permettra dans le chapitre \ref{bilan} de tenter de valider une des hypothèses faites sur la migration du divide. Les paléo-bassins versants ont été découpés selon les sous-bassins qu’ils alimentent (fig. \ref{evolutiondivide}), cela nous permettra de comparer le bilan érosion-sédimentation (Chapitre \ref{bilan}) sous-bassin par sous-bassin.

\medskip

La figure \ref{volumetotal} et le tableau \ref{valeurvolumetotal} représentent la quantité de matières globales érodées sur l'ensemble de la zone d'étude depuis 45 Ma sans prendre en compte l’évolution du divide, afin d'apprécier les quantités totales de matières érodées dans le Pyrénnées.

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre5/volumeglobal}
\caption[Volumes et taux de matières érodées depuis 45 Ma sur l’ensemble de la zone d’étude, l'enveloppe (en jaune) présentée sur la carte correspond à la limite des données]{Volumes et taux de matières érodées depuis 45 Ma sur l’ensemble de la zone d’étude, l'enveloppe (en jaune) présentée sur la carte correspond à la limite des données}
\label{volumetotal}
\end{figure}
\begin{table}[!ht]
\begin{center}
\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/tableauvaleurtotal}
\caption[Tableau de valeurs des quantités de matières érodées depuis 45 Ma sur l’ensemble de la zone d’étude]{Tableau de valeurs des quantités de matières érodées depuis 45 Ma sur l’ensemble de la zone d’étude}
\label{valeurvolumetotal}
\end{center}
\end{table}

\medskip

Au premier ordre la quantité totale de matières érodées depuis 45 Ma est de 200 824 km3 (err. = 60 247 km3), cela représente un taux moyen de 4 462 km3/Myr (err. = 1 338 km3). La tendance générale est la diminution de quantité de matière érodées de 45 Ma à l'actuel. Plus précisément il est observé sur la figure \ref{volumetotal} un pic pendant le Bartonien puis une chute importante à 39 Ma suivie d’une diminution jusqu’à la limite Rupélien-Chattien (27 Ma). Ensuite le Chattien est marquée par une légère augmentation de la quantité de matières érodées, puis une chute importante non loin de la limite Chattien-Aquitanien (24 Ma). Enfin la tendance générale jusqu’au Pléistocène est à la diminution pour atteindre une valeur de 5 562 km3 (err. = 1 668) et un taux de 1 854 km3/Myr (err. =  556 km3).

\medskip

Les figures \ref{carcassonne}, \ref{tarbes} et \ref{arzacq} présentent l’évolution des quantités de matières érodées selon les bassins versants  en relation avec l’évolution du divide au cours du Tertiaire évoquée sur la figure \ref{evolutiondivide}. Ces figures seront présentées d’Est en Ouest, bassin versant du bassin de Carcassonne (fig. \ref{carcassonne}), du bassin versant du bassin de Tarbes (fig. \ref{tarbes}) puis le bassin versant du bassin d’Arzacq (fig. \ref{arzacq}). Ces figures sont organisées de la façon suivante : (1) le premier graphique représente la quantité de matières érodées en utilisant le divide actuel, (2) le deuxième graphique représente la quantité de matières érodées en utilisant un divide situé au Nord, (3) le troisième graphique représente les quantités des matières érodées en utilisant les propositions d'évolution de divide faites sur la figure \ref{evolutiondivide}, les hachurés sont les incertitudes liées à la migration du divide entre deux positions. Enfin tous ces graphiques sont représentés avec une échelle x 1 km3 pour les taux et x 100 km3 pour les volumes.

\medskip

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre5/carcassonne}
\caption[Volumes et taux de matières érodées depuis 45 Ma dans le bassin versant du bassin de Carcassonne]{Volumes et taux de matières érodées depuis 45 Ma dans le bassin versant du bassin de Carcassonne }
\label{carcassonne}
\end{figure}

\medskip

\begin{table}[!ht]
\begin{center}
\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/tableauvaleurcarcassonne}
\caption[Tableau de valeurs des quantités de matières érodées depuis 45 Ma dans le bassin versant du bassin de Carcassonne]{Tableau de valeurs des quantités de matières érodées depuis 45 Ma dans le bassin versant du bassin de Carcassonne}
\label{valeurvolumecarcassonne}
\end{center}
\end{table}

\medskip

\textbf{Carcassonne}

\medskip

La figure \ref{carcassonne} et le tableau \ref{valeurvolumecarcassonne} mettent en évidence, comme pour la figure \ref{volumetotal}, une diminution progressive des quantités de matières érodées. Les deux graphiques de positions extrêmes du divide montrent les mêmes tendances à la diminution. La différence entre ces deux graphiques se trouve dans les valeurs obtenues pendant la période allant du Lutétien moyen (45 Ma) au Rupélien inférieur (33 Ma) où les taux issus du divide actuel sont deux fois plus importantes que celles issues du divide au Nord. Pour le troisième graphique, une phase paroxysmale est observée au Bartonien (entre 42 Ma et 39 Ma), puis il s’en suit une chute importante des taux, passant de 1020 km3 /Myr à 350 km3 /Myr. Enfin les valeurs se stabilisent à partir du Rupélien moyen (30 Ma) à environ 80 km3/Myr. Ces valeurs resteront constantes jusqu’à l’actuel, les hypothèses sur le divide et leurs incertitudes associées ne font pas varier les volumes de façon significative pendant cette période. Cependant sur la période qui s’étend du Lutétien supérieur au Bartonien inférieur (de 42 Ma à 39 Ma) l’incertitude liée à la migration du divide est significative, plus de 200 km3/Myr. La fin de la diminution observée au Priabonien est synchrone des discordances majeures caractérisée de 37.7 Ma à 33.8 Ma (voir chapitre \ref{papier1}). Le passage de la période orogénique à post-orogénique dans le bassin d'Aquitaine durant le Chattien, entre 27.1 Ma et 25.2 Ma (voir chapitre \ref{papier1}) n’est pas marqué par un changement majeur de quantités de matières érodées.

\medskip

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre5/tarbes}
\caption[Volumes et taux de matières érodées depuis 45 Ma dans le bassin versant du bassin de Tarbes]{Volumes et taux de matières érodées depuis 45 Ma dans le bassin versant du bassin de Tarbes }
\label{tarbes}
\end{figure}

\medskip

\begin{table}[!ht]
\begin{center}
\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/tableauvaleurtarbes}
\caption[Tableau de valeurs des quantités de matières érodées depuis 45 Ma dans le bassin versant du bassin de Tarbes]{Tableau de valeurs des quantités de matières érodées depuis 45 Ma dans le bassin versant du bassin de Tarbes}
\label{valeurvolumetarbes}
\end{center}
\end{table}

\medskip

\textbf{Tarbes}

\medskip

La figure \ref{tarbes} et le tableau \ref{valeurvolumetarbes} mettent en évidence des différences importantes selon les choix de divide. Les deux premiers graphiques représentant les valeurs extrêmes montrent les mêmes tendances cependant les valeurs évoluent du simple au quadruple, par exemple pour le Rupélien inférieur à moyen (33 Ma à 30 Ma), ainsi la valeur issue du divide actuel est de 780 km3 /Myr alors que pour le résultat issu du divide au Nord, la valeur est 166 km3 /Myr. Pour le troisième graphique, il y est observé des tendances complètement différentes de celles décris ci-dessus pour Carcassonne (fig. \ref{carcassonne}). En effet, trois périodes distinctes sont identifiées : (1) du Lutétien moyen (42 Ma) jusqu’au Chattien inférieur (27 Ma) les valeurs chutent passant de 515 km3 /Myr à 158 km3 /Myr, cette valeur minimale est acquise dès le Priabonien, (2) du Chattien inférieur (27 Ma) jusqu’au Serravallien supérieur (12 Ma) la tendance générale est à l’augmentation avec des valeurs passant de 158 km3 /Myr à 558 km3 /Myr (en prenant en compte le scénario où les taux sont maximaux), (3) du Serravallien supérieur (12 Ma) jusqu’à l’actuel, la tendance est à la diminution, les valeurs passent de 558 km3 /Myr à 277 km3 /Myr. La fin de la diminution observée au Priabonien, dans la phase (1), est synchrone des discordances majeures caractérisées de 37.7 Ma à 33.8 Ma (voir chapitre \ref{papier1}). Le passage de la période orogénique à post-orogénique dans le bassin d'Aquitaine entre 27.1 Ma et 25.2 Ma (voir chapitre \ref{papier1}) est synchrone du début de l’augmentation décrite dans la deuxième phase (2). Enfin le début de diminution de la troisième phase (3) est synchrone de la discordance majeure SBTT à 10.6 Ma (voir chapitre \ref{papier1}).

\medskip

\textbf{Arzacq}

\medskip

La figure \ref{arzacq} et le tableau \ref{valeurvolumearzacq} mettent en évidence une répartition des taux complètement différente de celle décrite ci-dessus pour Tarbes et Carcassonne. Le graphique utilisant le divide au Nord montre des taux constants tout au long de la période considérée.  Le graphique utilisant le divide actuel montre des taux assez constants entre le Lutétien moyen (42 Ma) et le Burdigalien moyen (18 Ma) puis une diminution jusqu’à l’actuel qui s’accentue à 6 Ma.  Le troisième graphique peut être découpé en trois périodes distinctes : (1) du Lutétien moyen (42 Ma) au Chattien inférieur (27 Ma) les taux sont assez constants, avec une tendance progressive à la diminution des taux passant de 374 Km3 /Myr (42 Ma) à 324 Km3 /Myr, (2) du Chattien inférieur (27 Ma) à la fin du Messinien (6 Ma) la tendance est à l’augmentation jusqu’à atteindre 496 Km3 /Myr à 6 Ma. Un pic au Burdigalien (entre 21 Ma et 18 Ma) est également observé puis (3) la fin du Messinien (6 Ma) est marquée par une chute importante des taux passant de 496 Km3 /Myr à 145 Km3 /Myr, ceux-ci resteront constants jusqu’à l’actuel. Le passage de la période orogénique à post-orogénique entre 27.1 Ma et 25.2 Ma (voir chapitre \ref{papier1}) est synchrone du début de l’augmentation décrit dans la deuxième phase (2).

\medskip

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre5/arzacq}}
\caption[Volumes et taux de matières érodées depuis 45 Ma dans le bassin versant du bassin d'Arzacq]{Volumes et taux de matières érodées depuis 45 Ma dans le bassin versant du bassin d'Arzacq }
\label{arzacq}
\end{figure}
\medskip
\begin{table}[!ht]
\centering
\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/tableauvaleurarzacq}
\caption[Tableau de valeurs des quantités de matières érodées depuis 45 Ma dans le bassin versant du bassin d'Arzacq]{Tableau de valeurs des quantités de matières érodées depuis 45 Ma dans le bassin versant du bassin d'Arzacq}
\label{valeurvolumearzacq}
\end{table}

\cleardoublepage

\newpage

\section{Quantification des volumes érodés du Massif central à partir d'une analyse géomorphologique}\label{sourcemassifcentral}
\sectionmark{Quantification des volumes érodés provenant du Massif central}
\medskip

\subsection{Introduction}
\sectionmark{Introduction}

\medskip

Notre étude détaillée du remplissage sédimentaire du bassin d'Aquitaine depuis le Priabonien a montrée qu'une majorité des apports sédimentaires venaient de la source pyrénéenne, mais également une part non négligeable provenant du Massif central (cf. chapitre \ref{evolution remplissage sédimentaire}). Les arguments de cette source centralienne ont été donné par différents auteurs \citep{crouzel1957miocene,mouline1989these,dubreuilh1995dynamique} pour la période allant du Priabonien à l'actuel. Cette provenance centralienne semble être effective durant la totalité de la période considéré dans notre étude. Pour la période anté-priabonienne, \citet{schoeffler1971etude} avait montré une part centralienne importante à l'alimentation des Sables de Lussagnet datée de l'Yprésien et du Lutétien \citep{sztrakos1998eocene}.

\medskip

Le but de cette section est de quantifier les volumes érodées issus du Massif central pour la période allant du Priabonien à l'actuel. Cette étude s'est appuyée en grande partie sur les résultats obtenus par Guillaume Baby, Julien Baptiste, Paul Bessin et Thomas François dans le cadre du projet "Source to Sink" faisant l'objet d'une publication (Baby et al., in prep.). Leur étude s'est portée sur l'évolution des mouvement verticaux du Massif central en utilisant l'analyse des formes du reliefs et la thermochronologie. Nous avons utilisé leurs cartographie des surfaces d'aplannissements et les âges associés afin de quantifier les volumes érodées, alimentant le bassin d'Aquitaine, issus du Massif central.

\subsection{Les surfaces d'aplanissements}
\sectionmark{Les surfaces d'aplanissements}

\medskip

\textbf{Définition des surfaces d'aplanissements}

\medskip

L'étude sur laquelle nous nous appuyons est principalement basée sur une étude géomorphologique des formes du reliefs du Massif central. Les surfaces d'aplanissements sont répertoriés en plusieurs groupes correspondant à différentes géométries, la liste exhaustive des différentes nomenclatures a été réalisée par \citet{bessi2014}. Nous présentons ici une liste simplifié comprenant les grandes caractéristiques des différentes géométries (pour une revue complète, voir \citet{bessi2014} : 
\medskip

\begin{figure}[!ht]
\centering
{\includegraphics[width=10cm]{Figure/Chapitre5/pediplaine}}
\caption[Schémas illustrant : A – un pédiment, B – une pédivallée et C – une pédiplaine formée par la coalescence d'un
pédiment et d'une pédivallée \citep{bessi2014}]{Schémas illustrant : A – un pédiment, B – une pédivallée et C – une pédiplaine formée par la coalescence d'un
pédiment et d'une pédivallée \citep{bessi2014}}
\label{schemapediplaine}
\end{figure}
\begin{itemize}

\item \textbf{Les pénéplaines} correspondent à des plaines sans caractéristiques particulières. Ces surfaces ne sont pas affectés par les structures géologiques sous-jacentes.

\item \textbf{Les pédiments, pédivallée et pédiplaine} illustrées sur la figure \ref{schemapediplaine} sont caractérisés par (1) une surface faiblement inclinée adaptée à un niveau de base et tronque les structures et lithologies sous-jacentes sans relief
significatif (2) des aires comprises entre 100 km2 et 10 000 km2 (3) un profil longitudinal concave à rectiligne (4) des valeurs de pente très faible en aval et pouvant augmenter en amont pouvant former un escarpement (5) une absence de couverture sédimentaire significative (6) une absence de réseaux de rivières surimposés ou bien un réseau étroit sans incision significative.

\item \textbf{Les surfaces de corrosion, "etchplains" et "etch-surfaces"} correspondent à des surfaces d'aplanissements crées sous climats tropicaux à sub-tropicaux induisant la formation d'un épais profil d'altération. (1) la "etchplain" est la surface plane située au sommet du profil d'altération présentant des cuirases d'altération (2) la "etch-surface" correspond à l'interface entre le socle sain et la base du profil d'altération (saprolite).

\item \textbf{Les plates-formes d'abrasion marines} correspondent à un sous-type de plate-forme côtière. Elles sont caractérisées par une faible inclinaison en direction de l'océan. Le nivellement par l'action des vagues semble être le processus érosif principal à l'origine de la formation de ces surfaces d'aplannissements.

\end{itemize}

Ces surfaces d'aplanissement peuvent être parfois emboîtées ou étagées.

\medskip

\begin{figure}[!ht]
\centering
{\includegraphics[width=10cm]{Figure/Chapitre5/pediments}}
\caption[Bloc 3D illustrant le rôle du niveau de base dans l’étagement des surfaces
d’aplanissement. t1 : pédiments adaptés à un niveau de base. t2 : la chute du niveau de base
associée à une surrection entraine le développement d’une nouvelle génération de pédiments \citep{baby2017mouvements}]{Bloc 3D illustrant le rôle du niveau de base dans l’étagement des surfaces
d’aplanissement. t1 : pédiments adaptés à un niveau de base. t2 : la chute du niveau de base
associée à une surrection entraine le développement d’une nouvelle génération de pédiments \citep{baby2017mouvements}}
\label{pediments}
\end{figure}

Les différents facteurs qui contrôlent la genèse et l'évolution d'une surface au cours du temps sont (voir \citet{bessi2014} pour une revue complète) :

\begin{itemize}

\item \textbf{Le niveau de base} : la formation d'une surface d'aplanissement se fait à un niveau de base donné. Les variations du niveau de base entraînent l'étagement ou non des surfaces postérieures.

\item \textbf{Le climat} : il influence de deux manières la formation et l'étagement des surfaces. Il agit à la fois sur le niveau de base (eustatisme) mais aussi le forçage des processus d'érosion et d'altération pendant l'évolution de la surface considérée

\item \textbf{La déformation} : elle influence également les variations de niveau de base. Les différents types de déformations (flexure, basculement, surrection, subsidence etc.) peuvent induire un déséquilibrage de ces surfaces, ce qui peut dégrader, fossiliser, ou encore exhumer les surfaces préalablement formées.

\end{itemize}

\citep{baby2017mouvements} a montré, a travers l'étude des surfaces d'aplinssements du Sud de l'Afrique que l'étagement des surfaces étaient liée à des chutes successives du niveau de base. Ce modèle est illustré sur la figure \ref{pediments}, il induit que la différence d'altitude entre deux surfaces est un proxy de la surrection. Le timing de cette surrection peut être approchée en datant la mise en place et le scellement des différentes surfaces. Cette datation peut se faire grâce à différentes méthodes, comme par exemple, la datation des premiers dépôts sédimentaires où des premiers épandages volcaniques déposés sur une surface.

\medskip

\textbf{Les surfaces d'aplanissements du Massif central}

\begin{figure}[!ht]
\centering
{\includegraphics[width=14cm]{Figure/Chapitre5/vue3Dmassifcentral}}
\caption[A : bloc diagramme illustrant l'étagement des surfaces d'aplanissements dans la partie Nord du Massif central, B : profil topographique habillé avec la position des différentes surfaces, (Baby et al., in prep.) ]{A : bloc diagramme illustrant l'étagement des surfaces d'aplanissements dans la partie Nord du Massif central, B : profil topographique habillé avec la position des différentes surfaces, (Baby et al., in prep.)}
\label{bloc3d}
\end{figure}
\medskip

Le relief du Massif central est caractérisées par la présence de surfaces d'aplanissements étagées (fig. \ref{bloc3d}). Ces formes du reliefs sont préservées dans le paysage actuel sous plusieurs formes; (1) des buttes résiduelles, (2) de plateaux résiduels et (3) de plaines. Dans le Massif central deux types de surfaces d'aplanissement ont été reconnues, des "etchplains" et des pédiments-pédiplaines. La surface S3 que nous considérons dans note étude correspond au deuxième type.

\medskip

Les résultats de l'étude géomorphologique sur laquelle nous nous appuyons dans cette section ont été obtenues grâce à l'utilisation de plusieurs approches :

\medskip

\begin{itemize}

\item des études de terrains afin de caractériser les surfaces, leurs emboitements, leurs relations avec le socle, les indices d'altérations, leur relations avec les dépôts sédimentaires et le volcanisme.

\item la synthèse de tous ces indices pour la totalité du Massif central (fig. \ref{s3indicecarte})

\item la cartographie manuelle des différentes surfaces étant fastidieuse (fig. \ref{s3indicecarte}), leur étude s'est attachées à simplifier cette cartographie en utilisant la méthode de cartographie des surfaces d'aplanissements developpée par \citet{haider2015identification}.

\end{itemize}

\medskip

Leur étude a identifié la présence de quatre générations de surfaces d'aplanissements, leurs relations géométriques est présentées sur la figure \ref{bloc3d}. Les surfaces antérieures à la surface S3 :

\begin{itemize}

\item \textbf{Les surfaces S0 et S1} sont des surfaces anciennes probablement anté-jurassique

\item \textbf{La surface S2} est une surface qui se serait formée pendant le Crétacé inférieur, cette aplanissement serait dû au rifting lié à l'ouverture du golfe de Gascogne

\end{itemize}

\medskip

\begin{figure}[!ht]
\centering
{\includegraphics[width=12cm]{Figure/Chapitre5/S3Charte}}
\caption[Charte résumant les indices associées à la mise en place et au scellement des surfaces et carte d'occurence de la surface S3 dans le Massif central, d'après \citep{baptiste2018paleosurfaces}]{Charte résumant les indices associées à la mise en place et au scellement des surfaces et carte d'occurence de la surface S3 dans le Massif central, d'après \citep{baptiste2018paleosurfaces}}
\label{s3indicecarte}
\end{figure}

\medskip

La surface S3, se trouve en position basse par rapport au surfaces citées ci-dessus (fig. \ref{bloc3d}). Elle correspond donc à la dernière surface mise en place dans le Massif central. Elle se retrouve sur une grande partie du Massif central et en particulier sur son flanc ouest (fig. \ref{s3indicecarte}). Sur la figure \ref{bloc3d}, il est possible d'observer un basculement de ces surfaces vers le Sud-Ouest, ce qui induirait une déformation postérieur de ces surfaces. Ce basculement serait possiblement lié à l'uplift du Massif central pendant le néogène \citep{michon2001evolution,seranne2002surrection}, et ajoute du crédit à nos hypothèses de déformations du bassin d'Aquitaine dans le chapitre \ref{papier1}. Les arguments de datation de l'activité de cette surface sont présentés sur la figure \ref{s3indicecarte}.

\medskip

D'après l'étude des différentes surfaces d'aplanissements, leurs relations géométriques, et la compilation des arguments sur la formation et l'évolution de celles-ci, Baby et al., in prep. et \citep{baptiste2018paleosurfaces} arrivent à encadrer l'âge de formation et d'évolution de la surface S3 entre 60 Ma et 30 Ma. D'après ces auteurs la chute du niveau de base responsable de la formation de cette surface S3 serait liée en réponse à la compression pyrénéenne.

\newpage
\subsection{Méthode d'interpolation de la surface S3 avec les dépôts du bassin d'Aquitaine}
\sectionmark{Méthode}

Les résultats obtenues sur la caractérisation de la surface S3 et son âge possible par Baby et., inprep. dans le Massif central ont fait l'objet, dans notre étude, de plusieurs interpolation qui seront détaillées ci-après. Ceci dans le but final d'obtenir des volumes de matières érodées issus du Massif central, alimentant le Bassin d'Aquitaine.

La surface S3 dont la fourchette d'âge s'étend de 60 Ma à 30 Ma a fait l'objet d'une interpolation en relation avec les dépôts sédimentaires du bassin d'Aquitaine (fig. \ref{methodeinterpolation}). Le principe de base étant d'interpoler la surface S3 avec les formations sédimentaires correspondant aux âges possibles de fin de fonctionnement de la surface. Nous avons décidé de considérer trois âges pour l'interpolation :

\medskip
\begin{figure}[!ht]
{\includegraphics[width=16cm]{Figure/Chapitre5/explicationinterpolation}}
\caption[Explication de la méthode d'interpolation de la surface S3 avec les dépôts rupéliens]{Explication de la méthode d'interpolation de la surface S3 avec les dépôts rupéliens}
\label{methodeinterpolation}
\end{figure}

\medskip

\begin{itemize}
\item \textbf{un âge Yprésien (56 Ma)} qui correspond à l'âge maximale de la surface S3

\item \textbf{un âge Lutétien (47.8 Ma)} qui correspond à l'âge médian de la surface S3

\item \textbf{un âge Rupélien (33.9 Ma)} qui correspond à l'âge minimale de la surface S3
\end{itemize}

\medskip

Le principe de base de l'interpolation de la surface d'aplanissement avec les dépôts sédimentaires du bassin d'Aquitaine est présenté sur la figure \ref{methodeinterpolation}. Il est caractérisé par plusieurs étapes, la figure \ref{methodeinterpolation} illustre la méthode de construction des surfaces interpolées, la figure \ref{methodeinterpolation} prend pour exemple l'affiliation de la surface avec les dépôts rupéliens :

\begin{itemize}
\item (1) des points ont été placés sur la surface S3, ils leurs a été attribuée la valeurs du MNT (résolution 90 mètres) en mètres.

\item (2) les dépôts rupéliens identifiées sur les bordures du bassin d'Aquitaine (à partir de l'harmonisation des cartes géologiques aux 1/50 000) ont eux aussi été incrémentés de points. Ces points ont reçus, comme pour la surface S3, la valeurs en mètres du MNT.

\item (3) les deux semi de points ont été interpolé ensemble grâce à la méthode d'interpolation du voisin naturel qui a été décrit par \citet{sibson1981brief}.

\item (4) la surface interpolée a été découpé selon la position des bassin versant alimentant actuellement le bassin d'Aquitaine (fig. \ref{ypresiensurface}, \ref{lutetiensurface} et \ref{rupeliensurface})

\item (4) afin d'obtenir des cartes de quantités de colonne de roches érodées (en mètres) ces surfaces ont été soustraites au MNT (fig. \ref{ypresienerode}, \ref{lutetienerode} et \ref{rupelienerode}).

\item (5) enfin les volumes correspondants à ces cartes ont été calculées grâce à l'outil "Volume" du logicel ArcGIS, afin d'obtenir des volumes de roches érodées en km3.
\end{itemize}

\medskip

\subsection{Résultats d'interpolation de la surface S3 et quantités de matières érodées issues du Massif central alimentant le bassin d’Aquitaine}
\sectionmark{Résultats d'interpolation et quantité de matières érodées}

\medskip

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre5/YpresienSurfaceFinale}}
\caption[Carte de la surface S3 interpolée avec les dépôts de l'âge maximale, Yprésien (56.0 Ma), de la surface S3]{Carte de la surface S3 interpolée avec les dépôts de l'âge maximale, Yprésien (56.0 Ma), de la surface S3}
\label{ypresiensurface}
\end{figure}

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre5/LutetienSurfaceFinale}}
\caption[Carte de la surface S3 interpolée avec les dépôts de l'âge médian, Lutétien (47.8 Ma), de la surface S3]{Carte de la surface S3 interpolée avec les dépôts de l'âge médian, Lutétien (47.8 Ma), de la surface S3}
\label{lutetiensurface}
\end{figure}

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre5/RupelienSurfaceFinale}}
\caption[Carte de la surface S3 interpolée avec les dépôts de l'âge minimal, Rupélien (33.9 Ma), de la surface S3]{Carte de la surface S3 interpolée avec les dépôts de l'âge minimal, Rupélien (33.9 Ma), de la surface S3}
\label{rupeliensurface}
\end{figure}
\medskip

Les résultats d'interpolation de la surface sont présentés sur les figures \ref{ypresiensurface}, \ref{lutetiensurface} et \ref{rupeliensurface}. Les trois surfaces interpolées montrent des géométries similaires, l'altitude de ces surfaces s'étend d'environ 100 m sur la bordure ouest du Massif central et peut atteindre 1200 m dans la partie Est.  La géométrie des surfaces est caractérisée par :
\medskip

\begin{itemize}

\item les cartes d'interpolation de l'Yprésien et du Lutétien (figs. \ref{ypresiensurface} et \ref{lutetiensurface}) montrent un pendage de la surface en direction de l'Ouest

\item la carte d'interpolation du Rupélien \ref{rupeliensurface} montre un pendage de la surface vers le Sud-Ouest pour la partie méridionale et vers l'Ouest pour la partie septentrionale

\item la partie Sud-Est des cartes d'interpolations montrent les valeurs d'altitudes les plus importantes (1200 m). La répartition des iso-valeurs d'altitude marquent la présence de la surface S3 sur le Plateau de l'Aubrac.

\item la partie Sud-Ouest des cartes met en évidence une pente plus importante entre les dernières reliques de la surface S3 et la limite d'interpolation dans le bassin

\item la partie Nord des cartes est caractérisée par un pendage a gradient faible en direction de l'Ouest

\end{itemize}

\medskip

A partir de ces cartes, nous avons obtenues des cartes de quantités de matière érodées sur l'ensemble de la zone d'étude, celles-ci sont présentées, à la fin de cette section, sur les figures \ref{ypresienerode}, \ref{lutetienerode} et \ref{rupelienerode}. Les valeurs sur ces cartes sont obtenues grâce à la soustraction de la surface interpolée et de la topographie actuelle. Le principe de base est de considérée que l'âge de la surface correspond à son âge d'arrêt de fonctionnement, et donc que la quantité de colonne de roche érodées dans la zone d'étude correspond au différentiel d'altitude entre la surface interpolée et la topographie actuelle.

\medskip

\medskip

Comme pour les différentes cartes d'interpolations des surfaces, les cartes de quantités de colonne de roche érodées sont toutes assez similaires, que ce soit dans la répartition ou dans les quantités. Les valeurs maximale de colonne de roches érodées sont de 500 m. Ces valeurs sont extrêmement localisées  et se retrouvent principalement au niveau des vallées fluviatiles actuelles (Tarn, Dordogne etc.). Ces valeurs montrent une répartition Est-Ouest, les valeurs les plus importantes semblent localisées préférentiellement dans la partie Est où les vallées fluviatiles sont plus encaissées.

\medskip

D'une manière générale, la répartition des valeurs moins importantes (comprises entre 100 et 300 m) met également en évidence un partitionnement entre les parties Est et Ouest. En effet ces valeurs s'observent majoritairement dans la partie Ouest de la zone d'étude.

\medskip

Les figures \ref{ypresienerode}, \ref{lutetienerode} et \ref{rupelienerode} montrent aussi la présence de nombreux domaines où les quantités de matières érodées sont très faibles à nulles.

\medskip

A partir de ces cartes de colonne de roches érodées, nous avons quantifié les volumes mises en jeu du Priabonien à l'actuel (figs. \ref{volumeparsurface} et \ref{volumeMCtotal}). Les considérations d'âges des surfaces nous permettent d'obtenir seulement un volume érodées entre l'âge d'arrêt de fonctionnement de la surface et l'actuel, c'est-à-dire, pour la surface yprésienne, les valeurs correspondent à la quantité de matière érodée depuis 56.0 Ma, pour le Lutétien, depuis 47.8 Ma et pour le Rupélien, depuis 33.9 Ma.

\medskip
\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre5/VolumeMassifcentralparsurface}}
\caption[]{}
\label{volumeparsurface}
\end{figure}

La figure \ref{volumeparsurface} représente les volumes de roches érodés et les taux associés par surface. Au premier ordre, les volumes sont plus importants pour l'affiliation rupélienne de la surface S3 (2124 km3) comparés aux affiliations yprésienne (1945 km3) et lutétienne (1683 km3). Les taux sont dépendants de la durée d'érosion considérée et des volumes, pour la surface yprésienne le taux est de 34 km3/Ma, pour la surface lutétienne il est a peu près équivalent, 35 km3/Ma et pour la surface rupélienne la combinaison d'un volume plus important et d'une extension temporelle moins importante entraîne une augmentation du taux qui passe à 62 km3/Ma.

\medskip

Les incertitudes sur les volumes obtenues à partir de cette méthode sont nombreuses, actuellement il est impossible de quantifier chaque erreur en termes de valeurs. Dans notre étude nous avons pris le partie de donné une incertitude en fonction des écarts de valeurs entre les valeur extrêmes. C'est-à-dire, l'écart entre les valeurs issues de l'interpolation de la surface S3 pour un âge yprésien (volume minimal) et l'interpolation de la surface S3 pour un âge rupélien (volume maximal).

\begin{figure}[!ht]
\centering
{\includegraphics[width=10cm]{Figure/Chapitre5/VolumeMassifcentralfinal}}
\caption[]{}
\label{volumeMCtotal}
\end{figure}

biais : considérer que le taux d'érosion est constant au cours du temp , incisoon negeoen appaement

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre5/ypresienerode}}
\caption[Carte de la quantité de matières érodées à partir de l'âge maximale, Yprésien (56.0 Ma), de la surface S3]{Carte de la quantité de matières érodées à partir de l'âge maximale, Yprésien (56.0 Ma), de la surface S3}
\label{ypresienerode}
\end{figure}

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre5/lutetienerode}}
\caption[Carte de la quantité de matières érodées à partir de l'âge médian, Lutétien (47.8 Ma), de la surface S3]{Carte de la quantité de matières érodées à partir de l'âge médian, Lutétien (47.8 Ma), de la surface S3}
\label{lutetienerode}
\end{figure}

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre5/rupelienerode}}
\caption[Carte de la quantité de matières érodées à partir de l'âge minimale, Rupélien (33.9 Ma), de la surface S3]{Carte de la quantité de matières érodées à partir de l'âge minimale, Rupélien (33.9 Ma), de la surface S3}
\label{rupelienerode}
\end{figure}

\cleardoublepage
%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%
\chapter{Bilan érosion sédimentation}
\chaptermark{Bilan érosion sédimentation}
\label{bilan}
\thispagestyle{empty}
\cleardoublepage

\section{Comparaison générale des volumes érodés et des volumes sédimentés}
\sectionmark{Comparaison générale du bilan de masse}

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre6/volumeerodepreserverfinalglobal}}
\caption[]{}
\label{bilanmasse}
\end{figure}

\begin{table}[!ht]
\begin{center}
\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre6/tableaugolbalebilanmasse}
\caption[]{}
\label{tableaubilanmasse}
\end{center}
\end{table}

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre6/bilanerosionsedimentationmiocene}}
\caption[]{}
\label{miocenebilan}
\end{figure}

\begin{figure}[!ht]
\hspace{-1.75cm}
{\includegraphics[width=20cm]{Figure/Chapitre6/bilanerosionsedimentationpliocenepleistocene}}
\caption[]{}
\label{pliopleistobilan}
\end{figure}

%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%

\bibliographystyle{chicago}
\bibliography{bibliographiethese}

\end{document}