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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.

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\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}

%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%
\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})}

\medskip

\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}\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.

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\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.

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\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}

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\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}.

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\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}

Posée 14 Nov, 16:22

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TIzote
211
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Modifiée 15 Nov, 13:08

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Pathe ♦♦
5.7k169164

Nous avons besoin du fichier bibliographiethese.bib si nous voulons vous aider

(14 Nov, 16:31) samcarter samcarter's gravatar image

Pas la cause de l'erreur, mais vous ne devriez pas utiliser \label{valeurvolumetotalpreserve} deux fois

(14 Nov, 16:38) samcarter samcarter's gravatar image

\label{tableaubiostratigraphique} et \label{contextegeolmiocene} n'existent pas

(14 Nov, 16:40) samcarter samcarter's gravatar image

je le sais il seront définis plus tard mais je sais que ce n'est pas la source de l'erreur

(14 Nov, 16:42) TIzote TIzote's gravatar image

\label{evolution remplissage sédimentaire} n’existe pas et vous ne devriez pas utiliser de l'espace dans \label{...} ou \ref{...}

(14 Nov, 16:44) samcarter samcarter's gravatar image

Je sais qu'il y a des erreurs secondaires mais avez-vous trouvé l'erreur qui fait que je ne peux pas compiler ?

(14 Nov, 16:47) TIzote TIzote's gravatar image

Il manque des } aux fin de @article{mouline1977notice985 et @article{mouline1977notice779

(14 Nov, 16:54) samcarter samcarter's gravatar image

year={1993}, au lieu de year=(1993), dans karnay1993notice875

(14 Nov, 16:56) samcarter samcarter's gravatar image

je vous remercie pour tous ces commentaires, je comtais vérifier tout cela à la fin de ma rédaction ... savez vous d'ou vient l'erreur principal ? Merci

(14 Nov, 16:58) TIzote TIzote's gravatar image

Il n'y a rien comme une erreur principale, vous devez corriger toutes les erreurs, sinon cela ne fonctionnera pas

(14 Nov, 17:01) samcarter samcarter's gravatar image

juez2006tectonothermal, au lieu de juez2006tectonothermal , (dans le fichier .tex)

(14 Nov, 17:03) samcarter samcarter's gravatar image

Si, il y a une erreur puisque cinq minutes auparavant, tout se compilait parfaitement. Je ne pense que ce soit à cause des erreurs que vous soulignez depuis tout à l'heure.

(14 Nov, 17:04) TIzote TIzote's gravatar image

Vous ne pouvez pas utiliser les mêmes noms avec des lettres petites et grandes. Par exemple Schettino2011 et schettino2011 ne fonctionnent pas.

(14 Nov, 17:07) samcarter samcarter's gravatar image

Je fais vos corrections mais je ne peux toujours pas visualiser le pdf : l'erreur ! Text line contains an invalid character. \citation{pratviel827car a la ligne 414 est toujours là.

(14 Nov, 17:17) TIzote TIzote's gravatar image

Au lieu de Capdeville, JP , Dubreuilh, J ça doit être Capdeville, JP and Dubreuilh, J dans capdevillenotice924, demange1997notice1011, mouline1982notice853, alvinerie1977notice852 et alvinerie1977notice803. Aussi author={Carey, }, doit être author={Carey, S W},

(14 Nov, 17:20) samcarter samcarter's gravatar image

Ça marche pour moi: https://www.overleaf.com/read/ddpbxhhmwfsp (pas d'erreurs, mais beaucoup d'avertissements)

(14 Nov, 17:26) samcarter samcarter's gravatar image

Quand je prends votre script ça fonctionne, mais je n'ai pas les figures, et quand je prends le mien, ça ne marche pas : qu'avez vous changé ?

(14 Nov, 17:43) TIzote TIzote's gravatar image

Pour des figures supprimer demo de \documentclass[11pt,twoside,demo]{book} (je ne pourrais pas tester parce que je n'ai pas vos images) J'ai changé toutes les choses mentionnées dans mes commentaires ci-dessus, rien d'autre.

(14 Nov, 18:18) samcarter samcarter's gravatar image
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Voici le fichier bibliography :

Ouvrir dans l'éditeur Overleaf
@incollection{jones1980tertiary,
author = {Jones, D K C},
booktitle = {The shaping of southern England},
pages = {13--47},
publisher = {Academic Press London},
title = {{The Tertiary evolution of south-east England with particular reference to the Weald}},
volume = {11},
year = {1980}
}
@article{gillard2016fault,
  title={Fault systems at hyper-extended rifted margins and embryonic oceanic crust: Structural style, evolution and relation to magma},
  author={Gillard, Morgane and Autin, Julia and Manatschal, Gianreto},
  journal={Marine and Petroleum Geology},
  volume={76},
  pages={51--67},
  year={2016},
  publisher={Elsevier}
}
@article{ricordel2010lateritic,
  title={Lateritic paleoweathering profiles in French Massif Central: paleomagnetic datings},
  author={Ricordel-Prognon, Caroline and Lagroix, France and Moreau, Marie-Gabrielle and Thiry, M{\'e}dard},
  journal={Journal of Geophysical Research: Solid Earth},
  volume={115},
  number={B10},
  year={2010},
  publisher={Wiley Online Library}
}
@article{baptiste2018paleosurfaces,
  title={Pal{\'e}osurfaces d'alt{\'e}ration du Massif central},
  author={Baptiste, Julien and Wyns, Robert},
  year={2018}
}
@article{haider2015identification,
  title={Identification of peneplains by multi-parameter assessment of digital elevation models},
  author={Haider, Vicky L and Krop{\'a}{\v{c}}ek, Jan and Dunkl, Istv{\'a}n and Wagner, Bianca and von Eynatten, Hilmar},
  journal={Earth Surface Processes and Landforms},
  volume={40},
  number={11},
  pages={1477--1492},
  year={2015},
  publisher={Wiley Online Library}
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@article{catuneanu2004retroarc,
  title={Retroarc foreland systems----evolution through time},
  author={Catuneanu, Octavian},
  journal={Journal of African Earth Sciences},
  volume={38},
  number={3},
  pages={225--242},
  year={2004},
  publisher={Elsevier}
}
@article{angrand2018lateral,
  title={Lateral variations in foreland flexure of a rifted continental margin: The Aquitaine Basin (SW France)},
  author={Angrand, P and Ford, M and Watts, AB},
  journal={Tectonics},
  volume={37},
  number={2},
  pages={430--449},
  year={2018},
  publisher={Wiley Online Library}
}
@book{astruc1990notice832,
  title={Notice explicative, carte g{\'e}ologique de la France(1/50000) feuille Gourdon (832)},
  author={Astruc, J.G.},
  year={1986},
  publisher={Bureau de Recherches g{\`'e}ologique et mini{\`e}res, Orl{\`'e}ans}
}
@article{steurbaut1984otolithes,
  title={Les otolithes de teleosteens de l'Oligo-Miocene d'Aquitaine (Sud-Ouest de la France)},
  author={Steurbaut, Etienne},
  journal={Palaeontographica Abteilung A},
  pages={1--162},
  year={1984},
  publisher={Schweizerbart'sche Verlagsbuchhandlung}
}
@book{astruc1986notice856,
  title={Notice explicative, carte g{\'e}ologique de la France(1/50000) feuille Puy-l'Eveque (856)},
  author={Astruc, J.G.},
  year={1986},
  publisher={Bureau de Recherches g{\`'e}ologique et mini{\`e}res, Orl{\`'e}ans}
}@article{collomb1989notice932,
  title={Notice explicative, carte g{\'e}ologique de la France(1/50000) feuille Albi (932)},
  author={Collomb, P and Gras, H and Durand-Delga, M and Delsahut, B and Cubaynes, R and Mouline, P and Paris, JP},
   year={1989},
  publisher={Bureau de Recherches geologique et minieres, Orleans}
}
@phdthesis{bruxelles2001depots,
  title={D{\'e}p{\^o}ts et alt{\'e}rites des plateaux du Larzac central: Causses de l'Hospitalet et de Campestre (Aveyron, Gard, H{\'e}rault). Evolution morphog{\'e}n{\'e}tique, cons{\'e}quences g{\'e}ologiques et implications pour l'am{\'e}nagement.},
  author={Bruxelles, Laurent},
  year={2001},
  school={Aix-Marseille 1}
}
@article{michon2001evolution,
  title={The evolution of the Massif Central Rift; spatio-temporal distribution of the volcanism},
  author={Michon, Laurent and Merle, Olivier},
  journal={Bulletin de la Soci{\'e}t{\'e} g{\'e}ologique de France},
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  year={2001},
  publisher={Societe Geologique de France}
}
@inproceedings{uzel2018late,
  title={Late Miocene to present-day fluvial incisions in the Western Pyrenees: The record of local or regional uplift?},
  author={Uzel, Jessica and Lagabrielle, Yves and Wyns, Robert and Steer, Philippe and Nivi{\`e}re, Bertrand},
  year={2018}
}
@article{seranne2002surrection,
  title={Surrection et {\'e}rosion polyphas{\'e}es de la bordure c{\'e}venole. Un exemple de morphogen{\`e}se lente},
  author={S{\'e}ranne, Michel and Camus, Hubert and Lucazeau, Francis and Barbarand, Jocelyn and Quinif, Yves},
  journal={Bulletin de la Soci{\'e}t{\'e} g{\'e}ologique de France},
  volume={173},
  number={2},
  pages={97--112},
  year={2002}
}
@phdthesis{gillot1974chronometrie,
  title={Chronom{\'e}trie par la m{\'e}thode potassium-argon des laves des Causses et du Bas Languedoc: interpr{\'e}tations},
  author={Gillot, Pierre-Yves},
  year={1974}
}
@article{chauvaud2002utilisation,
  title={Utilisation de l'analyse morphostructurale pour la mise en {\'e}vidence de l'halocin{\`e}se durant le Mio-Plio-Quaternaire en Aquitaine m{\'e}ridionale},
  author={Chavaud, D and Delfaud, Jean},
  journal={Bulletin de la Soci{\'e}t{\'e} g{\'e}ologique de France},
  year={2002},
  publisher={Soci{\'e}t{\'e} G{\'e}ologique de France}
}
@article{bellec2009formation,
  title={Formation and evolution of paleo-valleys linked to a subsiding canyon, North Aquitaine shelf (France)},
  author={Bellec, Val{\'e}rie Karin and Cirac, Pierre and Faug{\`e}res, Jean-Claude},
  journal={Comptes Rendus Geoscience},
  volume={341},
  number={1},
  pages={36--48},
  year={2009},
  publisher={Elsevier}
}
@book{alvinerie1977notice803,
  title={Notice explicative, carte g{\'e}ologique de la France(1/50000) feuille Bordeaux (803)},
  author={Alvinerie, J, Pratviel, L, Gayet, J, Dubreuilh, J, Moisan, J L, Wilbert, J, Asti{\'e}, H, Duvergé, J},
  year={1977},
  publisher={Bureau de Recherches g{\`'e}ologique et mini{\`e}res, Orl{\`'e}ans}
}
@book{alvinerie1977notice852,
  title={Notice explicative, carte g{\'e}ologique de la France(1/50000) feuille Langon (852)},
  author={Alvinerie, J, Dubreuilh, J},
  year={1986},
  publisher={Bureau de Recherches g{\`'e}ologique et mini{\`e}res, Orl{\`'e}ans}
}
@book{mouline1982notice853,
  title={Notice explicative, carte g{\'e}ologique de la France(1/50000) feuille Maramande (853)},
  author={Mouline, M P, Dubreuilh, J, Cazal, A, Le Tensorer, J M, Paquereau, M, Pouchan, P, Wilbert, J.},
  year={1982},
  publisher={Bureau de Recherches g{\`'e}ologique et mini{\`e}res, Orl{\`'e}ans}
}
@book{demange1997notice1011,
  title={Notice explicative, carte g{\'e}ologique de la France(1/50000) feuille Revel (1011)},
  author={Demange, M, Alabouvette, B, Mouline, M.P., Astruc, J.G.},
  year={1997},
  publisher={Bureau de Recherches g{\`'e}ologique et mini{\`e}res, Orl{\`'e}ans}
}
@book{delbos1847recherches,
  title={Recherches sur l'{\^a}ge de la formation d'eau douce de la partie orientale du bassin de la Gironde},
  author={Delbos, Joseph},
  year={1847},
  publisher={P. Bertrand}
}
@book{pratviel1972essai,
  title={Essai de cartographie structurale et faciologique du bassin s{\'e}dimentaire ouest-aquitain pendant l'Oligoc{\`e}ne},
  author={Pratviel, Louis},
  volume={3},
  year={1972},
  publisher={Institut de g{\'e}ologie du bassin d'Aquitaine}
}
@article{burgnajac906,
  title={NAJAC A1/50000},
  author={Burg, JP and Guillaume, M and Alabouvette, B and Astruc, G},
  year={1989},
}
@article{hourdebaigt1986poudingue,
  title={Le Poudingue de Juran{\c{c}}on du Sud de Pau appartient {\`a} la S{\'e}rie syntectonique de Palassou: preuve par la d{\'e}couverte d'une malacofaune {\'e}coc{\`e}ne},
  author={Hourdebaigt, M-L and Villatte, J and Crochet, B},
  journal={Comptes rendus de l'Acad{\'e}mie des sciences. S{\'e}rie 2, M{\'e}canique, Physique, Chimie, Sciences de l'univers, Sciences de la Terre},
  volume={303},
  number={10},
  pages={951--956},
  year={1986},
  publisher={Gauthier-Villars}
}
@phdthesis{hourdebaigt1988stratigraphie,
  title={Stratigraphie et s{\'e}dimentologie des molasses synorog{\'e}niques en B{\'e}arn et en Bigorre},
  author={Hourdebaigt, Marie-Laure},
  year={1988},
  school={Toulouse 3}
}
@article{casteras1956formations,
  title={Sur les formations continentales et lacustres tertiaires de la pattie Sudorientale du bassin d'Aquitaine},
  author={Casteras, M},
  journal={Actes du},
  year={1956}
}
@article{vianeyliaud1993adaptative,
  title={THE ADAPTATIVE RADIATION OF THE HYPSODONT THERIDOMYIDAE (RODENTIA) DURING THE LATE EOCENE},
  author={VIANEYLIAUD, M and RINGEADE, M},
  journal={GEOBIOS},
  volume={26},
  number={4},
  pages={455--495},
  year={1993},
  publisher={UNIV CLAUDE BERNARD-LYONI CENTRE DES SCI DE LA TERRE 43 BLVD DU 11 NOVEMBRE~…}
}
@article{platelnotice757,
  title={NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE RIB{\'E}RAC {\`A} 1/50 000},
  author={Platel, JP and C{\'e}lerier, G and Duchadeau-Kervazo, C and Chevillot, C and Charnet, F},
    year={1999},
}
@article{platelnotice829,
  title={NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE DURAS {\`A} 1/50000},
  author={Platel, JP and Charnet, F and Lenoir, M},
  year={1996},
}
@article{cahuzac1995biostratigraphie,
  title={Biostratigraphie de l'Oligo-Mioc{\`e}ne du Bassin d'Aquitaine fond{\'e}e sur les nannofossiles calcaires. Implications pal{\'e}og{\'e}ographiques},
  author={Cahuzac, B and Janin, MC and Steurbaut, E},
  journal={Geologie de la France-Geology of France},
  volume={2},
  pages={57--82},
  year={1995},
  publisher={Editions Bureau de Recherches Geologiques et Minieres}
}
@article{capdevillenotice854,
  title={Notice explicative de la feuille Cancon {\`A} 1/50000},
  author={Capdeville, JP and Charnet, F and Turq, A},
    year={1996},
}
@article{bronner2011magmatic,
  title={Magmatic breakup as an explanation for magnetic anomalies at magma-poor rifted margins},
  author={Bronner, Adrien and Sauter, Daniel and Manatschal, Gianreto and P{\'e}ron-Pinvidic, Gwenn and Munschy, Marc},
  journal={Nature Geoscience},
  volume={4},
  number={8},
  pages={549},
  year={2011},
  publisher={Nature Publishing Group}
}
@book{palassou1784essai,
  title={Essai sur la min{\'e}ralogie des monts Pyr{\'e}n{\'e}es...},
  author={Palassou, Pierre-Bernard},
  year={1784},
  publisher={Didot}
}
@article{gayet1985ensemble,
  title={L'ensemble des environnements oligoc{\`e}nes nord aquitains: un mod{\`e}le de plate-forme marine stable {\`a} s{\'e}dimentation carbonat{\'e}e},
  author={Gayet, Jacques},
  journal={M{\'e}moires de l'Institut de G{\'e}ologie du Bassin d'Aquitaine},
  year={1985}
}
@article{capdeville2000notice879,
  title={Notice explicative de la feuille de Penne d'Agenais },
  author={Capdeville, JP},
  year={2000}
}
@phdthesis{bessi2014,
title = {Évolution géomorphologique du Massif armoricain depuis 200 MA : approche Terre-Mer},
author = {Bessin, Paul},
year = {2014}
}

@phdthesis{baby2017mouvements,
  title={Mouvements verticaux des marges passives d’Afrique australe depuis 130 Ma, {\'e}tude coupl{\'e}e: stratigraphie de bassin: analyse des formes du relief},
  author={Baby, Guillaume},
  year={2017}
}
@phdthesis{mouline1989these,
  title={S{\'e}dimentation continentale en zone cratonique: le Castrais et l'Albigeois(France) au tertiaire},
  author={Mouline, Michel},
  year={1989}
}
@article{mouline1977notice985,
  title={Notice explicative de la feuille de Lavaur  },
  author={Mouline,MP},
  year={1971}
@article{mouline1977notice779,
  title={Notice explicative de la feuille de Blaye et Ste Luce  },
  author={Mouline,MP},
  year={1977}
@article{handy2010reconciling,
  title={Reconciling plate-tectonic reconstructions of Alpine Tethys with the geological--geophysical record of spreading and subduction in the Alps},
  author={Handy, Mark R and Schmid, Stefan M and Bousquet, Romain and Kissling, Eduard and Bernoulli, Daniel},
  journal={Earth-Science Reviews},
  volume={102},
  number={3-4},
  pages={121--158},
  year={2010},
  publisher={Elsevier}
}
@article{stampfli2002western,
  title={Western Alps geological constraints on western Tethyan reconstructions},
  author={Stampfli, GM and Borel, Gilles D and Marchant, R and Mosar, Jon},
  journal={Journal of the Virtual Explorer},
  volume={8},
  pages={77},
  year={2002}
}
@article{olivet1984cinematique,
  title={Cin{\'e}matique de l’Atlantique nord et central, 108},
  author={Olivet, JL and Bonnin, J and Beuzart, P and Auzende, JM},
  journal={CNEXO, Plouzan{\'e}},
  year={1984}
}
@article{choukroune1992tectonic,
  title={Tectonic evolution of the Pyrenees},
  author={Choukroune, Pierre},
  journal={Annual Review of Earth and Planetary Sciences},
  volume={20},
  number={1},
  pages={143--158},
  year={1992},
  publisher={Annual Reviews 4139 El Camino Way, PO Box 10139, Palo Alto, CA 94303-0139, USA}
}
@phdthesis{ducoux2017structure,
  title={Structure, thermicit{\'e} et {\'e}volution g{\'e}odynamique de la Zone Interne M{\'e}tamorphique des Pyr{\'e}n{\'e}es},
  author={Ducoux, Maxime},
  year={2017}
}
@article{roure1989ecors,
  title={ECORS deep seismic data and balanced cross sections: Geometric constraints on the evolution of the Pyrenees},
  author={Roure, F and Choukroune, P and Berastegui, X and Munoz, JA and Villien, A and Matheron, Ph and Bareyt, M and Seguret, M and Camara, P and Deramond, J},
  journal={Tectonics},
  volume={8},
  number={1},
  pages={41--50},
  year={1989},
  publisher={Wiley Online Library}
}
@article{choukroune1989ecors,
  title={The ECORS Pyrenean deep seismic profile reflection data and the overall structure of an orogenic belt},
  author={Choukroune, P},
  journal={Tectonics},
  volume={8},
  number={1},
  pages={23--39},
  year={1989},
  publisher={Wiley Online Library}
}
@article{daignieres1982implications,
  title={Implications of the seismic structure for the orogenic evolution of the Pyrenean range},
  author={Daigni{\`e}res, M and Gallart, J and Banda, E\_ and Hirn, A},
  journal={Earth and Planetary Science Letters},
  volume={57},
  number={1},
  pages={88--100},
  year={1982},
  publisher={Elsevier}
}
@article{seguret1986crustal,
  title={Crustal scale balanced cross-sections of the Pyrenees; discussion},
  author={Seguret, Michel and Daignieres, Marc},
  journal={Tectonophysics},
  volume={129},
  number={1-4},
  pages={303--318},
  year={1986},
  publisher={Elsevier}
}
@article{deramond1985nouveau,
  title={Nouveau mod{\`e}le de la cha{\^\i}ne des Pyr{\'e}n{\'e}es},
  author={Deramond, J and Graham, RH and Hossack, JR and Baby, P and Crouzet, G},
  journal={Comptes rendus de l'Acad{\'e}mie des sciences. S{\'e}rie 2, M{\'e}canique, Physique, Chimie, Sciences de l'univers, Sciences de la Terre},
  volume={301},
  number={16},
  pages={1213--1216},
  year={1985},
  publisher={Gauthier-Villars}
}
@article{williams1984balanced,
  title={A balanced section across the Pyrenean orogenic belt},
  author={Williams, Graham D and Fischer, Michael W},
  journal={Tectonics},
  volume={3},
  number={7},
  pages={773--780},
  year={1984},
  publisher={Wiley Online Library}
}
@article{boillot1977pyrenees,
  title={The Pyrenees: subduction and collision?},
  author={Boillot, Gilbert and Capdevila, Raymond},
  journal={Earth and Planetary Science Letters},
  volume={35},
  number={1},
  pages={151--160},
  year={1977},
  publisher={Elsevier}
}
@article{choukroune1976discussion,
  title={A Discussion on natural strain and geological structure-Strain patterns in the Pyrenean Chain},
  author={Choukroune, P},
  journal={Philosophical Transactions of the Royal Society of London. Series A, Mathematical and Physical Sciences},
  volume={283},
  number={1312},
  pages={271--280},
  year={1976},
  publisher={The Royal Society London}
}
@article{mattauer1990autre,
  title={Une autre interpr{\'e}tation du profil ECORS Pyr{\'e}n{\'e}es},
  author={Mattauer, MAURICE},
  journal={Bulletin de la Societ{\'e} g{\'e}ologique de France},
  volume={6},
  number={2},
  pages={307--311},
  year={1990},
  publisher={Societe Geologique de France Paris, France}
}
@phdthesis{lacan2008activite,
  title={Activit{\'e} sismotectonique plio-quaternaire de l’ouest des Pyr{\'e}n{\'e}es},
  author={Lacan, Pierre},
  year={2008}
}
@article{lagabrielle2008submarine,
  title={Submarine reworking of exhumed subcontinental mantle rocks: field evidence from the Lherz peridotites, French Pyrenees},
  author={Lagabrielle, Yves and Bodinier, Jean-Louis},
  journal={Terra Nova},
  volume={20},
  number={1},
  pages={11--21},
  year={2008},
  publisher={Wiley Online Library}
}
@article{jammes2010interaction,
  title={Interaction between prerift salt and detachment faulting in hyperextended rift systems: The example of the Parentis and Maul{\'e}on basins (Bay of Biscay and western Pyrenees)},
  author={Jammes, Suzon and Manatschal, Gianreto and Lavier, Luc},
  journal={AAPG bulletin},
  volume={94},
  number={7},
  pages={957--975},
  year={2010},
  publisher={American Association of Petroleum Geologists (AAPG)}
}
@article{rosenbaum2002relative,
  title={Relative motions of Africa, Iberia and Europe during Alpine orogeny},
  author={Rosenbaum, Gideon and Lister, Gordon S and Duboz, C{\'e}cile},
  journal={Tectonophysics},
  volume={359},
  number={1-2},
  pages={117--129},
  year={2002},
  publisher={Elsevier}
}
@article{schouten1984iberian,
  title={Iberian plate kinematics: jumping plate boundaries, an alternative to ball-bearing tectonics},
  author={Schouten, H and Srivastava, SP and Klitgord, K},
  journal={Eos, Transactions of the American Geophysical Union},
  volume={65},
  pages={190},
  year={1984}
}
@article{nirrengarten2017nature,
  title={Nature and origin of the J-magnetic anomaly offshore Iberia--Newfoundland: implications for plate reconstructions},
  author={Nirrengarten, Michael and Manatschal, Gianreto and Tugend, Julie and Kusznir, Nick J and Sauter, Daniel},
  journal={Terra Nova},
  volume={29},
  number={1},
  pages={20--28},
  year={2017},
  publisher={Wiley Online Library}
}
@article{wegener1915entstehung,
  title={Die Entstehung der Kontinente und Ozeane: Braunschweig},
  author={Wegener, Alfred},
  journal={Sammlung Vieweg},
  number={23},
  pages={94},
  year={1915}
}
@article{neres2013testing,
  title={Testing Iberian kinematics at Jurassic-Cretaceous times},
  author={Neres, M and Miranda, JM and Font, E},
  journal={Tectonics},
  volume={32},
  number={5},
  pages={1312--1319},
  year={2013},
  publisher={Wiley Online Library}
}
@article{gong2008rotation,
  title={The rotation of Iberia during the Aptian and the opening of the Bay of Biscay},
  author={Gong, Z and Langereis, CG and Mullender, TAT},
  journal={Earth and Planetary Science Letters},
  volume={273},
  number={1-2},
  pages={80--93},
  year={2008},
  publisher={Elsevier}
}
@article{storetvedt1990multicomponent,
  title={Multicomponent magnetizations in the Foyers Old Red Sandstone (northern Scotland) and their bearing on lateral displacements along the Great Glen Fault},
  author={Storetvedt, KM and Tveit, E and Deutsch, ER and Murthy, GS},
  journal={Geophysical Journal International},
  volume={102},
  number={1},
  pages={151--163},
  year={1990},
  publisher={Blackwell Publishing Ltd Oxford, UK}
}
@article{storetvedt1987palaeomagnetism,
  title={Palaeomagnetism and isotopic age data from Upper Cretaceous igneous rocks of W. Portugal; geological correlation and plate tectonic aspects},
  author={Storetvedt, KM and Mogstad, H and Abranches, MC and Mitchell, JG and Serralheiro, A},
  journal={Geophysical Journal International},
  volume={88},
  number={1},
  pages={241--263},
  year={1987},
  publisher={Blackwell Publishing Ltd Oxford, UK}
}
@article{leborgne1971aeromagnetic,
  title={Aeromagnetic survey of south-western Europe},
  author={Le Borgne, Eug{\`e}ne and Le Mou{\"e}l, Jean-Louis and Le Pichon, Xavier},
  journal={Earth and Planetary Science Letters},
  volume={12},
  number={3},
  pages={287--299},
  year={1971},
  publisher={Elsevier}
}
@article{mattauer1971relations,
  title={Les relations entre la cha{\^\i}ne des Pyr{\'e}n{\'e}es et le golfe de Gascogne},
  author={Mattauer, M and S{\'e}guret, M},
  journal={J. Debyser, X. Le Pichon, and L. Montadert. Technip, Paris},
  pages={1--24},
  year={1971}
}
@article{fox2014linear,
  title={A linear inversion method to infer exhumation rates in space and time from thermochronometric data},
  author={Fox, M and Herman, F and Willett, SD and May, DA},
  journal={Earth Surface Dynamics},
  volume={2},
  number={1},
  pages={47},
  year={2014},
  publisher={Copernicus GmbH}
}
@book{montadert1971histoire,
  title={L'Histoire structurale du Golf de Gascogne},
  author={Montadert, L and Winnock, E and others},
  year={1971},
  publisher={Technip}
}
@article{bacon1970gravity,
  title={A gravity survey in the eastern part of the Bay of Biscay},
  author={Bacon, M and Gray, F},
  journal={Earth and Planetary Science Letters},
  volume={10},
  number={1},
  pages={101--105},
  year={1970},
  publisher={Elsevier}
}
@article{srivastava1990motion,
  title={Motion of Iberia since the Late Jurassic: results from detailed aeromagnetic measurements in the Newfoundland Basin},
  author={Srivastava, SP and Roest, WR and Kovacs, LC and Oakey, G and Levesque, S and Verhoef, Jl and Macnab, R},
  journal={Tectonophysics},
  volume={184},
  number={3-4},
  pages={229--260},
  year={1990},
  publisher={Elsevier}
}
@article{debroas1990flysch,
  title={Le flysch noir albo-c{\'e}nomanien t{\'e}moin de la structuration albienne {\`a} s{\'e}nonienne de la Zone nord-pyr{\'e}n{\'e}enne en Bigorre (Hautes-Pyr{\'e}n{\'e}es, France)},
  author={Debroas, ELIE-JEAN},
  journal={Bulletin de la Soci{\'e}t{\'e} g{\'e}ologique de France},
  volume={6},
  number={2},
  pages={273--285},
  year={1990},
  publisher={Societe Geologique de France Paris, France}
}
@article{galdeano1989new,
  title={New paleomagnetic results from Cretaceous sediments near Lisboa (Portugal) and implications for the rotation of Iberia},
  author={Galdeano, Armand and Moreau, Marie Gabrielle and Pozzi, Jean Pierre and Berthou, Pierre Yves and Malod, Jacques Andr{\'e}},
  journal={Earth and Planetary Science Letters},
  volume={92},
  number={1},
  pages={95--106},
  year={1989},
  publisher={Elsevier}
}
@article{savostin1986kinematic,
  title={Kinematic evolution of the Tethys belt from the Atlantic Ocean to the Pamirs since the Triassic},
  author={Savostin, L{\'e}onid A and Sibuet, Jean-Claude and Zonenshain, Lev P and Le Pichon, Xavier and Roulet, Marie-Jose},
  journal={Tectonophysics},
  volume={123},
  number={1-4},
  pages={1--35},
  year={1986},
  publisher={Elsevier}
}
@article{peybernes1984basement,
  title={Basement blocks and tecto-sedimentary evolution in the Pyrenees during Mesozoic times},
  author={Peybernes, Bernard and Souquet, Pierre},
  journal={Geological Magazine},
  volume={121},
  number={5},
  pages={397--405},
  year={1984},
  publisher={Cambridge University Press}
}
@article{choukroune1978tectonique,
  title={Tectonique des plaques et Pyrenees; sur le fonctionnement de la faille transformante nord-pyreneenne; comparaisons avec des modeles actuels},
  author={Choukroune, P and Mattauer, M},
  journal={Bulletin de la Soci{\'e}t{\'e} g{\'e}ologique de France},
  volume={7},
  number={5},
  pages={689--700},
  year={1978},
  publisher={Societe Geologique de France Paris, France}
}
@article{choukroune1973caracteristiques,
  title={Caracteristiques et evolution structurale des Pyrenees; un modele de relations entre zone orogenique et mouvement des plaques},
  author={Choukroune, Pierre and Seguret, Michel and Galdeano, A},
  journal={Bulletin de la Soci{\'e}t{\'e} g{\'e}ologique de France},
  volume={7},
  number={5-6},
  pages={600--611},
  year={1973},
  publisher={Societe Geologique de France Paris, France}
}
@article{mattauer1971relations,
  title={Les relations entre la cha{\^\i}ne des Pyr{\'e}n{\'e}es et le golfe de Gascogne},
  author={Mattauer, M and S{\'e}guret, M},
  journal={J. Debyser, X. Le Pichon, and L. Montadert. Technip, Paris},
  pages={1--24},
  year={1971}
}
@article{sibuet1971structure,
  title={Structure gravim{\'e}trique du golfe de Gascogne et le foss{\'e} marginal nord-espagnol},
  author={Sibuet, JC and Le Pichon, X},
  journal={Histoire structurale du Golfe de Gascogne},
  volume={2},
  pages={191V--V1},
  year={1971},
  publisher={Editions Technip Paris}
}
@article{lepichon1971hypothese,
  title={Une hypoth{\`e}se d'{\'e}volution tectonique du Golfe de Gascogne},
  author={Le Pichon, X and Bonnin, J and Francheteau, J and Sibuet, JC},
  journal={Histoire structurale du Golfe de Gascogne},
  volume={2},
  pages={1--44},
  year={1971},
  publisher={Technip Paris}
}
@article{lepichon1970faille,
  title={La faille nord-pyr{\'e}n{\'e}enne: faille transformante li{\'e}e {\`a} l'ouverture du golfe de Gascogne},
  author={Le Pichon, X and Bonnin, J and Sibuet, JC},
  journal={CR Acad. Sci. Paris},
  volume={271},
  pages={1941--1944},
  year={1970}
}
@article{tugend2014formation,
  title={Formation and deformation of hyperextended rift systems: Insights from rift domain mapping in the Bay of Biscay-Pyrenees},
  author={Tugend, Julie and Manatschal, Gianreto and Kusznir, NJ and Masini, Emmanuel and Mohn, G and Thinon, Isabelle},
  journal={Tectonics},
  volume={33},
  number={7},
  pages={1239--1276},
  year={2014},
  publisher={Wiley Online Library}
}
@inproceedings{tugend2013mapping,
  title={Mapping hyper-extended rift systems offshore and onshore: insights from the Bay of Biscay-Western Pyrenees},
  author={Tugend, Julie and Manatschal, Gianreto and Kusznir, Nicolas J and Masini, Emmanuel and Thinon, Isabelle},
  booktitle={EGU General Assembly Conference Abstracts},
  volume={15},
  year={2013}
}
@article{vissers2012iberian,
  title={Iberian plate kinematics and Alpine collision in the Pyrenees},
  author={Vissers, RLM and Meijer, P Th},
  journal={Earth-Science Reviews},
  volume={114},
  number={1-2},
  pages={61--83},
  year={2012},
  publisher={Elsevier}
}
@article{vissers2012mesozoic,
  title={Mesozoic rotation of Iberia: subduction in the Pyrenees?},
  author={Vissers, RLM and Meijer, P Th},
  journal={Earth-Science Reviews},
  volume={110},
  number={1-4},
  pages={93--110},
  year={2012},
  publisher={Elsevier}
}
@article{jammes20103d,
  title={3D architecture of a complex transcurrent rift system: the example of the Bay of Biscay--Western Pyrenees},
  author={Jammes, Suzon and Tiberi, Christel and Manatschal, Gianreto},
  journal={Tectonophysics},
  volume={489},
  number={1-4},
  pages={210--226},
  year={2010},
  publisher={Elsevier}
}
@article{jammes2009tectonosedimentary,
  title={Tectonosedimentary evolution related to extreme crustal thinning ahead of a propagating ocean: Example of the western Pyrenees},
  author={Jammes, Suzon and Manatschal, Gianreto and Lavier, Luc and Masini, Emmanuel},
  journal={Tectonics},
  volume={28},
  number={4},
  year={2009},
  publisher={Wiley Online Library}
}
@article{thinon2002couverture,
  title={La couverture s{\'e}dimentaire syn-rift de la marge nord Gascogne et du Bassin armoricain (golfe de Gascogne) {\`a} partir de nouvelles donn{\'e}es de sismique-r{\'e}flexion},
  author={THINON, ISABELLE and R{\'E}HAULT, J-P and FIDALGO-GONZ{\'A}LEZ, LUIS},
  journal={Bulletin de la Soci{\'e}t{\'e} g{\'e}ologique de France},
  year={2002},
  publisher={Soci{\'e}t{\'e} G{\'e}ologique de France}
}
@phdthesis{thinon1999structure,
  title={Structure profonde de la marge nord-Gascogne et du bassin armoricain},
  author={Thinon, Isabelle},
  year={1999},
  school={Brest}
}
@article{sibuet2004pyrenean,
  title={Pyrenean orogeny and plate kinematics},
  author={Sibuet, Jean-Claude and Srivastava, Shiri P and Spakman, Wim},
  journal={Journal of Geophysical Research: Solid Earth},
  volume={109},
  number={B8},
  year={2004},
  publisher={Wiley Online Library}
}
@article{moreau1997new,
  title={New paleomagnetic Mesozoic data from the Algarve (Portugal): fast rotation of Iberia between the Hauterivian and the Aptian},
  author={Moreau, Marie Gabrielle and Berthou, Jacques Yves and Malod, Jacques-Andr{\'e}},
  journal={Earth and Planetary Science Letters},
  volume={146},
  number={3-4},
  pages={689--701},
  year={1997},
  publisher={Elsevier}
}
@article{srivastava1988results,
  title={Results from a detailed aeromagnetic survey across the northeast Newfoundland margin, Part II: Early opening of the North Atlantic between the British Isles and Newfoundland},
  author={Srivastava, SP and Verhoef, J and Macnab, R},
  journal={Marine and Petroleum Geology},
  volume={5},
  number={4},
  pages={324--337},
  year={1988},
  publisher={Elsevier}
}
@article{srivastava2000magnetic,
  title={Magnetic evidence for slow seafloor spreading during the formation of the Newfoundland and Iberian margins},
  author={Srivastava, SP and Sibuet, J-C and Cande, S and Roest, WR and Reid, Ian Derry},
  journal={Earth and Planetary Science Letters},
  volume={182},
  number={1},
  pages={61--76},
  year={2000},
  publisher={Elsevier}
}
}@article{van1969paleomagnetic,
  title={Paleomagnetic evidence for the rotation of the Iberian Peninsula},
  author={Van der Voo, Rob},
  journal={Tectonophysics},
  volume={7},
  number={1},
  pages={5--56},
  year={1969},
  publisher={Elsevier}
}
@book{carey1958continental,
  title={Continental drift},
  author={Carey,},
  year={1958}
}
@article{roest1991kinematics,
  title={Kinematics of the plate boundaries between Eurasia, Iberia, and Africa in the North Atlantic from the Late Cretaceous to the present},
  author={Roest, WR and Srivastava, SP},
  journal={Geology},
  volume={19},
  number={6},
  pages={613--616},
  year={1991},
  publisher={Geological Society of America}
}
@phdthesis{filleaudeau2011croissance,
  title={Croissance et d{\'e}nudation des Pyr{\'e}n{\'e}es du Cr{\'e}tac{\'e} sup{\'e}rieur au Pal{\'e}og{\`e}ne: apports de l'analyse de bassin et thermochronom{\'e}trie d{\'e}tritique},
  author={Filleaudeau, Pierre-Yves},
  year={2011},
  school={Universit{\'e} Pierre et Marie Curie-Paris VI}
}
@article{kieken1975notice,
  title={Notice explicative, carte g{\'e}ologique de la France 1: 50 000},
  author={Kieken, M and Thibault, C},
  journal={Saint Vincent de Tyrosse, Serv. g{\'e}ol. nat},
  year={1975}
}
@article{olivet1996kinematics,
  title={Kinematics of the Iberian plate},
  author={Olivet, JL},
  journal={Bulletin des Centres de Recherches Exploration-Production Elf Aquitaine},
  volume={20},
  number={1},
  pages={131--195},
  year={1996},
  publisher={ELF EXPLORATION PRODUCTS, PAU CEDEX, France}
}
@article{mathelin1993eocene,
  title={L'Eoc{\`e}ne de Biarritz (Pyr{\'e}n{\'e}es atlantiques, SW France). Stratigraphie et pal{\'e}oenvironnement. Monographie des foraminif{\`e}res},
  author={Mathelin, J-C and Sztr{\`a}kos, K},
  journal={Cahiers de Micropal{\'e}ontologie},
  volume={8},
  number={1/2},
  pages={5--182},
  year={1993}
}
@book{ogg2016concise,
  title={A concise geologic time scale: 2016},
  author={Ogg, James George and Ogg, Gabi and Gradstein, Felix M},
  year={2016},
  publisher={Elsevier}
}
@article{souquet1977chaine,
  title={La cha{\^\i}ne alpine des Pyr{\'e}n{\'e}es},
  author={Souquet, Pierre and Peybernes, Bernard and Bilotte, Michel and Debroas, Elie-Jean},
  journal={G{\'e}ologie alpine},
  volume={53},
  number={2},
  pages={193--216},
  year={1977}
}
@phdthesis{capdeville1987synthese,
  title={Synth{\`e}se pal{\'e}og{\'e}ographique et structurale des d{\'e}p{\^o}ts fluvio-lacustres tertiaires du nord du Bassin d'Aquitaine entre Lot et Dordogne},
  author={Capdeville, Jean-Pierre},
  year={1987},
  school={Universit{\'e} Michel de Montaigne}
}
@book{dubreuilh1989synthese,
  title={Synth{\`e}se pal{\'e}og{\'e}ographique et structurale des d{\'e}p{\^o}ts fluviatiles tertiaires du nord du bassin d'Aquitaine: passage aux formations palustres, lacustres et marines},
  author={Dubreuilh, Jacques},
  volume={172},
  year={1987},
  publisher={{\'E}ditions du BRGM}
}
@article{fidalgo1995monts,
  title={Les monts sous-marins dans le golfe de Gascogne: t{\'e}moins de son 297 {\'e}volution? m{\'e}moire de DEA},
  author={Fidalgo-Gonz{\'a}lez, L},
  journal={Universit{\'e} de Bretagne Occidentale},
  volume={298},
  year={1995}
}
@article{seranne1995structural,
  title={Structural style and evolution of the Gulf of Lion Oligo-Miocene rifting: Role of the Pyrenean orogeny},
  author={S{\'e}ranne, M and Benedicto, A and Labaum, P and Truffert, C and Pascal, G},
  journal={Marine and Petroleum geology},
  volume={12},
  number={8},
  pages={809--820},
  year={1995},
  publisher={Elsevier}
}
@article{gely2001tectonique,
  title={La tectonique pyr{\'e}n{\'e}enne {\`a} l'Oligoc{\`e}ne: une phase majeure de d{\'e}formation en compression m{\'e}connue du Bassin aquitain (France)},
  author={G{\'e}ly, Jean-Pierre and Sztr{\`a}kos, K{\`a}roly},
  journal={Comptes Rendus de l'Acad{\'e}mie des Sciences-Series IIA-Earth and Planetary Science},
  volume={332},
  number={8},
  pages={507--512},
  year={2001},
  publisher={Elsevier}
}
@phdthesis{brunet1991subsidence,
  title={Subsidence et g{\'e}odynamique du Bassin d'Aquitaine. Relations avec l'ouverture de l'Atlantique},
  author={Brunet, Marie-Fran{\c{c}}oise},
  year={1991},
  school={Paris 6}
}
@article{ford2016retro,
  title={Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France},
  author={Ford, Mary and Hemmer, Louis and Vacherat, Arnaud and Gallagher, Kerry and Christophoul, Fr{\'e}d{\'e}ric},
  journal={Journal of the Geological Society},
  volume={173},
  number={3},
  pages={419--437},
  year={2016},
  publisher={The Geological Society of London}
}
@phdthesis{serrano2001cretace,
  title={Le Cr{\'e}tac{\'e} Sup{\'e}rieur-Pal{\'e}og{\`e}ne du Bassin Compressif Nord-Pyr{\'e}n{\'e}en (Bassin de l'Adour). S{\'e}dimentologie, Stratigraphie, G{\'e}odynamique.},
  author={Serrano, Olivier},
  year={2001}
}
@article{hernandez2003looking,
  title={Looking for clues to paleoceanographic imprints: a diagnosis of the Gulf of Cadiz contourite depositional systems},
  author={Hern{\'a}ndez-Molina, Javier and Llave, Estefanía and Somoza, Luis and Fern{\'a}ndez-Puga, M Carmen and Maestro, Adolfo and Le{\'o}n, Ricardo and Medialdea, Teresa and Barnolas, Antonio and García, Margarita and del Río, Víctor Díaz and others},
  journal={Geology},
  volume={31},
  number={1},
  pages={19--22},
  year={2003},
  publisher={Geological Society of America}
}
@article{liu2019morphological,
  title={Morphological features and associated bottom-current dynamics in the Le Danois Bank region (southern Bay of Biscay, NE Atlantic): A model in a topographically constrained small basin},
  author={Liu, Shan and Van Rooij, David and Vandorpe, Thomas and Gonz{\'a}lez-Pola, C{\'e}sar and Ercilla, Gemma and Hern{\'a}ndez-Molina, Francisco Javier},
  journal={Deep Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers},
  year={2019},
  publisher={Elsevier}
}
@article{bourillet2006,
  title={The French Atlantic margin and deep-sea submarine systems},
  author={Bourillet, J-F and Zaragosi, S and Mulder, T},
  journal={Geo-Marine Letters},
  volume={26},
  number={6},
  pages={311--315},
  year={2006},
  publisher={Springer}
}
@article{duranthon1991biozonation,
  title={Biozonation des molasses continentales oligo-mioc{\`e}nes de la r{\'e}gion toulousaine par l'{\'e}tude des mammif{\`e}res. Apports {\`a} la connaissance du bassin d'Aquitaine (France)},
  author={Duranthon, F},
  journal={Comptes rendus de l'Acad{\'e}mie des sciences. S{\'e}rie 2, M{\'e}canique, Physique, Chimie, Sciences de l'univers, Sciences de la Terre},
  volume={313},
  number={8},
  pages={965--970},
  year={1991},
  publisher={Gauthier-Villars}
}
@article{van2010danois,
  title={The Le Danois Contourite Depositional System: interactions between the Mediterranean outflow water and the upper Cantabrian slope (North Iberian margin)},
  author={Van Rooij, David and Iglesias, Jorge and Hern{\'a}ndez-Molina, Francisco J and Ercilla, Gemma and Gomez-Ballesteros, Mar{\'\i}a and Casas, David and Llave, Estefan{\'\i}a and De Hauwere, A and Garc{\'\i}a-Gil, Soledad and Acosta, Juan and others},
  journal={Marine Geology},
  volume={274},
  number={1-4},
  pages={1--20},
  year={2010},
  publisher={Elsevier}
}
@article{van2007small,
  title={Small mounded contourite drifts associated with deep-water coral banks, Porcupine Seabight, NE Atlantic Ocean},
  author={Van Rooij, David and Blamart, D and Kozachenko, M and Henriet, J-P},
  journal={Geological Society, London, Special Publications},
  volume={276},
  number={1},
  pages={225--244},
  year={2007},
  publisher={Geological Society of London}
}
@article{capdevillenotice878,
  title={NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE villeneuve sur Lot {\`A} 1/50 000},
  author={Capdeville, JP and Turq, A},
  year={1999}
}
@article{karnaynotice1005,
  title={NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE LEMBEYE {\`A} 1/50 000},
  author={Karnay, G and Mauroux, B and Chateauneuf, JJ}
}
@book{taillefer1951piemont,
  title={Le pi{\'e}mont des Pyr{\'e}n{\'e}es fran{\c{c}}aises},
  author={Taillefer, Fran{\c{c}}ois},
  year={1951}
}
@article{delfaud1982notice1030,
  title={Carte g{\'e}ologique de la France au 1/50 000},
  author={Delfaud, J and Pailhe, P and Thomas, G},
  journal={Sheet of Morlaas (1030). Bureau de Recherche G{\'e}ologique et Minieres, Orl{\'e}ans, France},
  year={1982}
}
@article{ercilla2008recent,
  title={Recent sedimentary processes on the Cantabrian continental margin, eastern Bay of Biscay},
  author={Ercilla, Gemma and Iglesias, Jorge and Casas, David and Estrada, Ferran and V{\'a}quez, JT and Garc{\'\i}a, Marga and G{\'o}mez, M and Team, MARCONI and others},
  journal={Geo-Temas},
  volume={10},
  pages={515--518},
  year={2008}
}
@book{synthesepyrenees,
title={Synthèse géologique et géophysique des Pyrénées, Cycle alpin : Stratigraphie},
author={BRGM, ASGO},
volume={2},
year={2018},
publisher={BRGM et ASGO},
page={886}
}
@article{platel1990notice950,
  title={Notice et carte g{\'e}ologique de la France, feuille Tartas, 1: 50 000},
  author={Platel, JP},
  journal={Serv. g{\'e}ol. nat},
  volume={52},
  year={1990}
}
@article{michael2014erosion,
  title={Erosion rates in the source region of an ancient sediment routing system: comparison of depositional volumes with thermochronometric estimates},
  author={Michael, Nikolaos A and Carter, Andrew and Whittaker, Alexander C and Allen, Philip A},
  journal={Journal of the Geological Society},
  volume={171},
  number={3},
  pages={401--412},
  year={2014},
  publisher={Geological Society of London}
}
@article{michael2013,
  title={The functioning of sediment routing systems using a mass balance approach: example from the Eocene of the southern Pyrenees},
  author={Michael, Nikolas A and Whittaker, Alexander C and Allen, Philip A},
  journal={The Journal of Geology},
  volume={121},
  number={6},
  pages={581--606},
  year={2013},
  publisher={University of Chicago Press Chicago, IL}
}
@article{michael2013functioning,
  title={The functioning of sediment routing systems using a mass balance approach: example from the Eocene of the southern Pyrenees},
  author={Michael, Nikolas A and Whittaker, Alexander C and Allen, Philip A},
  journal={The Journal of Geology},
  volume={121},
  number={6},
  pages={581--606},
  year={2013},
  publisher={University of Chicago Press Chicago, IL}
}
@article{michael2014volumetric,
  title={Volumetric budget and grain-size fractionation of a geological sediment routing system: Eocene Escanilla Formation, south-central Pyrenees},
  author={Michael, Nikolas A and Whittaker, Alexander C and Carter, Andrew and Allen, Philip A},
  journal={Bulletin},
  volume={126},
  number={3-4},
  pages={585--599},
  year={2014},
  publisher={Geological Society of America}
}
@article{milliman1992geomorphic,
  title={Geomorphic/tectonic control of sediment discharge to the ocean: the importance of small mountainous rivers},
  author={Milliman, John D and Syvitski, James PM},
  journal={The journal of Geology},
  volume={100},
  number={5},
  pages={525--544},
  year={1992},
  publisher={University of Chicago Press}
}
@article{willett1999orogeny,
  title={Orogeny and orography: The effects of erosion on the structure of mountain belts},
  author={Willett, Sean D},
  journal={Journal of Geophysical Research: Solid Earth},
  volume={104},
  number={B12},
  pages={28957--28981},
  year={1999},
  publisher={Wiley Online Library}
}
@article{casteras1970,
  title={Carte g{\'e}ol},
  author={Casteras, M and Can{\'e}rot, J and Paris, JP and Tisin, D and Azambre, B and Alimen, H},
  journal={France (1/50 000), feuille Oloron-Sainte-Marie (1051)},
  year={1970}
}
@article{ortuno2013,
  title={Palaeoenvironments of the Late Miocene Pr{\"u}edo Basin: implications for the uplift of the Central Pyrenees},
  author={Ortu{\~n}o, Mar{\'\i}a and Mart{\'\i}, Anna and Mart{\'\i}n-Closas, Carles and Jim{\'e}nez-Moreno, Gonzalo and Martinetto, Edoardo and Santanach, Pere},
  journal={Journal of the Geological Society},
  volume={170},
  number={1},
  pages={79--92},
  year={2013},
  publisher={GeoScienceWorld}
}
@article{ortuno2018active,
  title={Active fault control in the distribution of Elevated Low Relief Topography in the Central-Western Pyrenees},
  author={Ortu{\~n}o, Mar{\'\i}a and Viaplana-Muzas, M},
  journal={Geologica Acta},
  volume={16},
  number={4},
  pages={499--518},
  year={2018}
}
@article{mezger2016early,
  title={Early Variscan (Visean) granites in the core of central Pyrenean gneiss domes: implications from laser ablation U-Pb and Th-Pb studies},
  author={Mezger, Jochen E and Gerdes, Axel},
  journal={Gondwana Research},
  volume={29},
  number={1},
  pages={181--198},
  year={2016},
  publisher={Elsevier}
}
@phdthesis{crochet1989palassou,
  title={Molasses syntectoniques du versant nord des Pyr{\'e}n{\'e}es: la s{\'e}rie de Palassou},
  author={Crochet, Bernard},
  year={1989},
  school={Toulouse 3}
}
@article{roige2017recycling,
  title={Recycling an uplifted early foreland basin fill: An example from the Jaca basin (Southern Pyrenees, Spain)},
  author={Roig{\'e}, M and G{\'o}mez-Gras, D and Remacha, E and Boya, S and Viaplana-Muzas, M and Teixell, A},
  journal={Sedimentary geology},
  volume={360},
  pages={1--21},
  year={2017},
  publisher={Elsevier}
}
@article{roige2016tectonic,
  title={Tectonic control on sediment sources in the Jaca basin (Middle and Upper Eocene of the South-Central Pyrenees)},
  author={Roig{\'e}, Marta and G{\'o}mez-Gras, David and Remacha, Eduard and Daza, Raquel and Boya, Salvador},
  journal={Comptes Rendus Geoscience},
  volume={348},
  number={3-4},
  pages={236--245},
  year={2016},
  publisher={Elsevier}
}
@inproceedings{babault2011divide,
  title={Retro-to pro-side migration of the main drainage divide in the Pyrenees: geologic and geomorphological evidence},
  author={Babault, Julien and Van den Driessche, Jean and Teixell, Antonio},
  booktitle={European Gosciences Union General Assembly 2011},
  volume={13},
  pages={EGU2011--12567},
  year={2011}
}
@article{yelland1991thermo,
  title={Thermo-tectonics of the Pyrenees and Provence from fission track studies},
  author={Yelland, AJ},
  journal={Unpublished PhD thesis. Birkbeck College, University of London},
  year={1991}
}
@article{fitzgerald1999asymmetric,
  title={Asymmetric exhumation across the Pyrenean orogen: implications for the tectonic evolution of a collisional orogen},
  author={Fitzgerald, Paul G and Mu{\~n}oz, JA and Coney, PJ and Baldwin, Suzanne L},
  journal={Earth and Planetary Science Letters},
  volume={173},
  number={3},
  pages={157--170},
  year={1999},
  publisher={Elsevier}
}
@phdthesis{maurel2003exhumation,
  title={L'exhumation de la Zone Axiale des Pyr{\'e}n{\'e}es orientales: Une approche thermo-chronologique multi-m{\'e}thodes du r{\^o}le des failles.},
  author={Maurel, Olivier},
  year={2003}
}
@article{wolf1996helium,
  title={Helium diffusion and low-temperature thermochronometry of apatite},
  author={Wolf, RA and Farley, KA and Silver, LT},
  journal={Geochimica et Cosmochimica Acta},
  volume={60},
  number={21},
  pages={4231--4240},
  year={1996},
  publisher={Elsevier}
}
@article{farley2000helium,
  title={Helium diffusion from apatite: General behavior as illustrated by Durango fluorapatite},
  author={Farley, KA},
  journal={Journal of Geophysical Research: Solid Earth},
  volume={105},
  number={B2},
  pages={2903--2914},
  year={2000},
  publisher={Wiley Online Library}
}
@article{reiners2006,
  title={Using thermochronology to understand orogenic erosion},
  author={Reiners, Peter W and Brandon, Mark T},
  journal={Annu. Rev. Earth Planet. Sci.},
  volume={34},
  pages={419--466},
  year={2006},
  publisher={Annual Reviews}
}
@article{donelick2005apatite,
  title={Apatite fission-track analysis},
  author={Donelick, Raymond A and O’Sullivan, Paul B and Ketcham, Richard A},
  journal={Reviews in Mineralogy and Geochemistry},
  volume={58},
  number={1},
  pages={49--94},
  year={2005},
  publisher={Mineralogical Society of America}
}
@article{dodson1973closure,
  title={Closure temperature in cooling geochronological and petrological systems},
  author={Dodson, Martin H},
  journal={Contributions to Mineralogy and Petrology},
  volume={40},
  number={3},
  pages={259--274},
  year={1973},
  publisher={Springer}
}
@article{macchiavelli2017,
  title={A new southern North Atlantic isochron map: Insights into the drift of the Iberian plate since the Late Cretaceous},
  author={Macchiavelli, Chiara and Verg{\'e}s, Jaume and Schettino, Antonio and Fern{\`a}ndez, Manel and Turco, Eugenio and Casciello, Emilio and Torne, Montserrat and Pierantoni, Pietro Paolo and Tunini, Lavinia},
  journal={Journal of Geophysical Research: Solid Earth},
  volume={122},
  number={12},
  pages={9603--9626},
  year={2017},
  publisher={Wiley Online Library}
}
@article{beaumont2000,
  title={Factors controlling the Alpine evolution of the central Pyrenees inferred from a comparison of observations and geodynamical models},
  author={Beaumont, Christopher and Mu{\~n}oz, Josep Anton and Hamilton, Juliet and Fullsack, Philippe},
  journal={Journal of Geophysical Research: Solid Earth},
  volume={105},
  number={B4},
  pages={8121--8145},
  year={2000},
  publisher={Wiley Online Library}
}
@incollection{munoz1992,
  title={Evolution of a continental collision belt: ECORS-Pyrenees crustal balanced cross-section},
  author={Mu{\~n}oz, Josep Anton},
  booktitle={Thrust tectonics},
  pages={235--246},
  year={1992},
  publisher={Springer}
}
@article{bernard2019,
  title={Lithological control on the post-orogenic topography and erosion history of the Pyrenees},
  author={Bernard, Thomas and Sinclair, Hugh D and Gailleton, Boris and Mudd, Simon M and Ford, Mary},
  journal={Earth and Planetary Science Letters},
  volume={518},
  pages={53--66},
  year={2019},
  publisher={Elsevier}
}
@article{mouthereau2014,
  title={Placing limits to shortening evolution in the Pyrenees: Role of margin architecture and implications for the Iberia/Europe convergence},
  author={Mouthereau, Fr{\'e}d{\'e}ric and Filleaudeau, Pierre-Yves and Vacherat, Arnaud and Pik, Rapha{\"e}l and Lacombe, Olivier and Fellin, Maria Giuditta and Castelltort, S{\'e}bastien and Christophoul, Fr{\'e}d{\'e}ric and Masini, Emmanuel},
  journal={Tectonics},
  volume={33},
  number={12},
  pages={2283--2314},
  year={2014},
  publisher={Wiley Online Library}
}
@article{schettino2011,
  title={Tectonic history of the western Tethys since the Late Triassic},
  author={Schettino, Antonio and Turco, Eugenio},
  journal={Bulletin},
  volume={123},
  number={1-2},
  pages={89--105},
  year={2011},
  publisher={Geological Society of America}
}
@article{roest1991,
  title={Kinematics of the plate boundaries between Eurasia, Iberia, and Africa in the North Atlantic from the Late Cretaceous to the present},
  author={Roest, WR and Srivastava, SP},
  journal={Geology},
  volume={19},
  number={6},
  pages={613--616},
  year={1991},
  publisher={Geological Society of America}
}
@article{teixell2016,
  title={The crustal evolution of the west-central Pyrenees revisited: inferences from a new kinematic scenario},
  author={Teixell, Antonio and Labaume, Pierre and Lagabrielle, Yves},
  journal={Comptes Rendus Geoscience},
  volume={348},
  number={3-4},
  pages={257--267},
  year={2016},
  publisher={Elsevier}
}
@article{rey1997,
  title={D{\'e}couverte d'un encaissement entre d{\'e}p{\^o}ts de Sables fauves dans la r{\'e}gion de Sos (Mioc{\`e}ne centre-Aquitain)},
  author={Rey, Jacques and Duranthon, Francis and Gard{\`e}re, Philippe and Gourinard, Yves and Magn{\'e}, Jean and Feinberg, Hugues and Muratet, Bruno},
  year={1997}
}
@article{crouzel1989notice953,
  title={Carte g6ologique de France (1/50 000\% feuille EAUZE (953)},
  author={Crouzel, F},
  journal={Bureau Rech. G\~{} ol. Min},
  year={1989}
}
@article{capdeville978cartehagetmau,
  title={Carte g{\'e}ologique de la France (1/50000). Feuille Hagetmau (978). Notice explicative avec la collaboration de GINESTE MC, TURQ A., VERJAN B},
  author={Capdeville, JP},
  journal={BRGM, Orl{\'e}ans},
  year={1997}
}
@incollection{azambre1989notice1053,
  title={Carte g{\'e}ologique de la France {\`a} 1/50000},
  author={Azambre, B and Crouzel, F and Debroas, EJ and Soul{\'e}, JC and Ternet, Y},
  booktitle={Feuille 1053 Bagn{\`e}res-De-Bigorre},
  year={1989},
  publisher={Bureau des Recherches G{\'e}ologiques et Mini{\`e}res Orl{\'e}ans}
}
@article{patin1967evolution,
  title={L'{\'e}volution morphologique du plateau de Lannemezan},
  author={Patin, Jacqueline},
  journal={Revue g{\'e}ographique des Pyr{\'e}n{\'e}es et du Sud-Ouest. Sud-Ouest Europ{\'e}en},
  volume={38},
  number={4},
  pages={325--337},
  year={1967},
  publisher={Instituts de g{\'e}ographie des Facult{\'e}s des lettres de Toulouse et de Bordeaux}
}
@incollection{pratviel827cartepessac,
  title={Carte g{\'e}ologique de la France {\`a} 1/50 000, Pessac (n \degre 827), Notice d'explication, Minist{\`e}re de l'industrie du commerce et de l'artisanat},
  author={Pratviel, L and Duverg{\'e}, J and Dubreuilh, J and Wilbert, J and Alvinerie, J and Asti{\'e}, H and Gayet, J and Duphil, J},
  booktitle={Bureau de Recherches G{\'e}ologiques et Mini{\`e}res},
  year={1978},
  publisher={Service G{\'e}ologique National Orl{\'e}ans}
}
@article{iglesias2009,
  title={Sedimentation on the cantabrian continental margin from late oligocene to quaternary},
  author={Iglesias, Jorge},
  year={2009},
  publisher={Universidad de Vigo}
}
@article{capdevillenotice924,
  title={NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE MORCENX {\`A} 1/50 000},
  author={Capdeville, JP, Dubreuilh, J},
   year={1990},
  publisher={Service G{\'e}ologique National Orl{\'e}ans}
}
@article{antoine2006,
  title={Vert{\'e}br{\'e}s de l'Oligoc{\`e}ne terminal (MP30) et du Mioc{\`e}ne basal (MN1) du m{\'e}tro de Toulouse (Sud-Ouest de la France)},
  author={Antoine, Pierre-Olivier and Duranthon, Francis and Hervet, Sophie and Fleury, Guillaume},
  journal={Comptes Rendus Palevol},
  volume={5},
  number={7},
  pages={875--884},
  year={2006},
  publisher={Elsevier}
}
@phdthesis{bellec2003,
  title={Evolution morphostructurale et morphos{\'e}dimentaire de la plate-forme aquitaine depuis le N{\'e}og{\`e}ne},
  author={Bellec, Val{\'e}rie},
  year={2003},
  school={Bordeaux 1}
}
@article{mullerpujol1979,
  title={Etude du nannoplancton calcaire et des foraminif{\`e}res planctoniques dans l'Oligoc{\`e}ne et le Mioc{\`e}ne en Aquitaine (France)},
  author={Muller, C and Pujol, Claude},
  journal={G{\'e}ologie m{\'e}diterran{\'e}enne},
  volume={6},
  number={2},
  pages={357--367},
  year={1979},
  publisher={Pers{\'e}e-Portail des revues scientifiques en SHS}
}
@book{capdeville1998notice979,
  title={Aire-sur-l'Adour},
  author={Capdeville, Jean-Pierre},
  year={1998},
  publisher={BRGM}
}
@article{karnay1993notice875,
title={Notice explicative, Carte géol. Franc (1/50000) feuille Saint-Symphorien},
author={Karnay, G},
year=(1993),
publisher={Bureau de recherches g{\'e}ologiques et mini{\`e}res}
}
@article{karnaynotice,
  title={NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE SOUSTONS {\`A} 1/50000},
  author={Karnay, G and Dubreuilh, J},
  year={1991},
  publisher={Bureau de recherches g{\'e}ologiques et mini{\`e}res}
}
@article{nehlig2001,
  title={Les volcans du Massif central},
  author={Nehlig, Pierre and Bojvin, P and De Go{\"e}r de Herv{\'e}, A and Mergoil, Jean and Prouteau, Ga{\"e}lle and Thi{\'e}blemont, D},
  journal={GEOLOGUES-PARIS-},
  pages={66--91},
  year={2001},
  publisher={ARCHEOLOGIE MINIERE}
}
@book{degrange1912,
  title={Contribution {\`a} l'{\'e}tude de l'aquitanien dans la vall{\'e}e de la Douze (Landes).},
  author={Degrange-Touzin, A},
  year={1912},
  publisher={A. Saugnac}
}
@article{boulanger1970recif,
  title={Le r{\'e}cif Oligoc{\`e}ne du Tuc de Saumon (Aquitaine--France sud-ouest)},
  author={Boulanger, D and Debourle, A and Deloffre, R},
  journal={Bulletin du Centre de Recherches, Pau (SNPA)},
  volume={4},
  pages={9--37},
  year={1970}
}
@article{cahuzac2002associations,
  title={Associations de foraminif{\`e}res benthiques dans quelques gisements de l'Oligo-Mioc{\`e}ne Sud-Aquitain},
  author={Cahuzac, Bruno and Poignant, Armelle},
  journal={Revue de Micropal{\'e}ontologie},
  volume={45},
  number={3},
  pages={221--256},
  year={2002},
  publisher={Elsevier}
}
@article{broussecoord,
  title={coord.(1989)-Carte g{\'e}ologique de la France {\`a} 1/50 000, feuille Mauriac, n 763},
  author={Brousse, R},
  journal={BRGM {\'e}ditions},
  year={1989}
}
@article{ducasse1997,
  title={Les ostracodes indicateurs des pal{\'e}oenvironnements au Mioc{\`e}ne moyen (Serravallien) en Aquitaine (Sud-Ouest de la France)},
  author={Ducasse, Odette and Cahuzac, Bruno},
  journal={Revue de Micropal{\'e}ontologie},
  volume={40},
  number={2},
  pages={141--166},
  year={1997},
  publisher={Elsevier}
}
@article{ducasse1996,
  title={{\'E}volution de la faune d'ostracodes dans un cadre pal{\'e}og{\'e}ographique et interpr{\'e}tation des pal{\'e}oenvironnements au Langhien en Aquitaine},
  author={Ducasse, Odette and Cahuzac, Bruno},
  journal={Revue de micropal{\'e}ontologie},
  volume={39},
  number={4},
  pages={247--260},
  year={1996},
  publisher={Elsevier}
}
@article{posamentier1988eustatic,
author = {Posamentier, H W and Jervey, M T and Vail, P R},
publisher = {Special Publications of SEPM},
title = {{Eustatic controls on clastic deposition I—conceptual framework}},
year = {1988}
}
@article{capdeville1992,
  title={Notice Explicative, Carte G{\'e}ologique France (1/50000), Feuille Bazas 876)},
  author={Capdeville, JP},
  journal={BRGM, Orl{\'e}ans},
  year={1992}
}
@article{capdeville1996,
  title={NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE PODENSAC {\`A} 1/50000},
  author={Capdeville, JP and Charnet, F and Lenoir, M},
  journal={BRGM, Orl{\'e}ans},
  year={1996}
}
@article{capdevillevalence,
  title={Notice Explicative, Carte G{\'e}ologique France (1/50000), Feuille Valaance d'Agen 903},
  author={Capdeville, JP},
  publisher={Bureau de recherches g{\'e}ologiques et mini{\`e}res},
  year={2001}
}
@article{poignant1976,
  title={Nouvelles donn{\'e}es micropal{\'e}ontologiques (Foraminif{\`e}res planctoniques et petits Foraminif{\`e}res benthiques) sur le stratotype de l'Aquitanien},
  author={Poignant, Armelle and Pujol, Claude},
  journal={Geobios},
  volume={9},
  number={5},
  pages={607--663},
  year={1976},
  publisher={Elsevier}
}
@article{parize2008,
  title={Sedimentology and sequence stratigraphy of Aquitanian and Burdigalian stratotypes in the Bordeaux area (southwestern France)},
  author={Parize, Olivier and Mulder, Thierry and Cahuzac, Bruno and Fiet, Nicolas and Londeix, Laurent and Rubino, Jean-Loup},
  journal={Comptes Rendus Geoscience},
  volume={340},
  number={6},
  pages={390--399},
  year={2008},
  publisher={Elsevier}
}
@book{alvinerie1977,
  title={Stratotype et Parastratotype de l'Aquitanien},
  author={Alvinerie, Jacques},
  volume={4},
  year={1977},
  publisher={{\'E}ditions du CNRS}
}
@book{mayer1857,
  title={Versuch einer neuen Klassifikation der Terti{\"a}r-Gebilde Europa's},
  author={Mayer-Eymar, Karl},
  year={1857},
  publisher={J. Schl{\"a}pfer}
}
@book{alvinerie1969,
  title={Contribution s{\'e}dimentologique {\`a} la connaissance du Miocene Aquitain: interpretation stratigraphique et pal{\'e}og{\'e}ographique},
  author={Alvinerie, Jacques},
  year={1969},
  publisher={Th{\`e}se Univ. Bordeaux III}
}

@article{moyes1966,
  title={Les faluns n{\'e}og{\`e}nes du Bordelais},
  author={Moyes, J},
  journal={Bulletin de l’Institut de G{\'e}ologie du Bassin d’Aquitaine},
  volume={1},
  pages={85--111},
  year={1966}
}
@article{chevrot2018non,
author = {Chevrot, S{\'{e}}bastien and Sylvander, Matthieu and Diaz, Jordi and Martin, Roland and Mouthereau, Fr{\'{e}}d{\'{e}}ric and Manatschal, Gianreto and Masini, Emmanuel and Calassou, Sylvain and Grimaud, Frank and Pauchet, H{\'{e}}l{\`{e}}ne and Others},
journal = {Scientific reports},
number = {1},
pages = {9591},
publisher = {Nature Publishing Group},
title = {{The non-cylindrical crustal architecture of the Pyrenees}},
volume = {8},
year = {2018}
}
@book{allen2013basin,
author = {Allen, Philip A and Allen, John R},
publisher = {John Wiley {\&} Sons},
title = {{Basin analysis: Principles and application to petroleum play assessment}},
year = {2013}
}
@article{torsvik2012phanerozoic,
  title={Phanerozoic polar wander, palaeogeography and dynamics},
  author={Torsvik, Trond H and Van der Voo, Rob and Preeden, Ulla and Mac Niocaill, Conall and Steinberger, Bernhard and Doubrovine, Pavel V and Van Hinsbergen, Douwe JJ and Domeier, Mathew and Gaina, Carmen and Tohver, Eric and others},
  journal={Earth-Science Reviews},
  volume={114},
  number={3-4},
  pages={325--368},
  year={2012},
  publisher={Elsevier}
}
@article{lisiecki2007plio,
  title={Plio--Pleistocene climate evolution: trends and transitions in glacial cycle dynamics},
  author={Lisiecki, Lorraine E and Raymo, Maureen E},
  journal={Quaternary Science Reviews},
  volume={26},
  number={1-2},
  pages={56--69},
  year={2007},
  publisher={Elsevier}
}
@article{de2013northern,
  title={Northern hemisphere glaciation during the globally warm early late Pliocene},
  author={De Schepper, Stijn and Groeneveld, Jeroen and Naafs, B David A and Van Renterghem, C{\'e}d{\'e}ric and Hennissen, Jan and Head, Martin J and Louwye, Stephen and Fabian, Karl},
  journal={PloS one},
  volume={8},
  number={12},
  pages={e81508},
  year={2013},
  publisher={Public Library of Science}
}
@article{mosbrugger2005cenozoic,
  title={Cenozoic continental climatic evolution of Central Europe},
  author={Mosbrugger, Volker and Utescher, Torsten and Dilcher, David L},
  journal={Proceedings of the National Academy of Sciences},
  volume={102},
  number={42},
  pages={14964--14969},
  year={2005},
  publisher={National Acad Sciences}
}
@article{carminati2009cenozoic,
author = {Carminati, Eugenio and Cuffaro, Marco and Doglioni, Carlo},
journal = {Tectonics},
number = {4},
publisher = {Wiley Online Library},
title = {{Cenozoic uplift of Europe}},
volume = {28},
year = {2009}
}
@article{ziegler2007cenozoic,
author = {Ziegler, P A and D{\`{e}}zes, P},
journal = {Global and Planetary change},
number = {1-4},
pages = {237--269},
publisher = {Elsevier},
title = {{Cenozoic uplift of Variscan Massifs in the Alpine foreland: Timing and controlling mechanisms}},
volume = {58},
year = {2007}
}
@inproceedings{ziegler1990geological,
author = {Ziegler, Peter A},
organization = {Geological Society of London},
title = {{Geological atlas of western and central Europe}},
year = {1990}
}
@article{zachos2001trends,
author = {Zachos, James and Pagani, Mark and Sloan, Lisa and Thomas, Ellen and Billups, Katharina},
journal = {science},
number = {5517},
pages = {686--693},
publisher = {American Association for the Advancement of Science},
title = {{Trends, rhythms, and aberrations in global climate 65 Ma to present}},
volume = {292},
year = {2001}
}
@book{schoeffler1971etude,
author = {Schoeffler, Jacques},
title = {{Etude structurale des terrains molassiques du piedmont-nord des Pyr{\'{e}}n{\'{e}}es de Peyrehorade {\`{a}} Carcassonne}},
year = {1971}
}
@article{handford1993carbonate,
author = {Handford, C Robertson and Loucks, Robert G},
publisher = {AAPG Special Volumes},
title = {{Carbonate Depositional Sequences and Systems Tracts--Responses of Carbonate Platforms to Relative Sea-Level Changes: Chapter 1}},
year = {1993}
}
@article{hardenbol1998mesozoic,
author = {Hardenbol, J A N and Thierry, Jacques and Farley, Martin B and Jacquin, Thierry and {De Graciansky}, Pierre-Charles and Vail, Peter R},
publisher = {Special Publications of SEPM},
title = {{Mesozoic and Cenozoic sequence chronostratigraphic framework of European basins}},
year = {1998}
}
@article{winnock1973expose,
author = {Winnock, E},
journal = {Bulletin de la Soci{\'{e}}t{\'{e}} g{\'{e}}ologique de France},
number = {1},
pages = {5--12},
publisher = {Societe Geologique de France Paris, France},
title = {{Expose succinct de l'evolution paleogeologique de l'Aquitaine}},
volume = {7},
year = {1973}
}
@article{curry2019evolving,
author = {Curry, Magdalena Ellis and van der Beek, Peter and Huismans, Ritske S and Wolf, Sebastian G and Mu{\~{n}}oz, Josep-Anton},
journal = {Earth and Planetary Science Letters},
pages = {26--37},
publisher = {Elsevier},
title = {{Evolving paleotopography and lithospheric flexure of the Pyrenean Orogen from 3D flexural modeling and basin analysis}},
volume = {515},
year = {2019}
}
@article{de1998ligurian,
author = {de Graciansky, Pierre-Charles and Jacquin, Thierry and Hesselbo, Stephen P},
publisher = {Special Publications of SEPM},
title = {{The Ligurian cycle: an overview of Lower Jurassic 2nd-order transgressive/regressive facies cycles in western Europe}},
year = {1998}
}
@book{gradstein2012geologic,
author = {Gradstein, Felix M and Ogg, James George and Schmitz, Mark and Ogg, Gabi},
publisher = {elsevier},
title = {{The geologic time scale 2012}},
year = {2012}
}
@article{teixell2016crustal,
author = {Teixell, Antonio and Labaume, Pierre and Lagabrielle, Yves},
journal = {Comptes Rendus Geoscience},
number = {3-4},
pages = {257--267},
publisher = {Elsevier},
title = {{The crustal evolution of the west-central Pyrenees revisited: inferences from a new kinematic scenario}},
volume = {348},
year = {2016}
}
@article{singh1993facies,
author = {Singh, Harbhajan and Parkash, B and Gohain, K},
journal = {Sedimentary Geology},
number = {1-4},
pages = {87--113},
publisher = {Elsevier},
title = {{Facies analysis of the Kosi megafan deposits}},
volume = {85},
year = {1993}
}
@incollection{blair2009processes,
author = {Blair, Terence C and McPherson, John G},
booktitle = {Geomorphology of desert environments},
pages = {413--467},
publisher = {Springer},
title = {{Processes and forms of alluvial fans}},
year = {2009}
}
@article{shukla2001model,
author = {Shukla, U K and Singh, I B and Sharma, M and Sharma, S},
journal = {Sedimentary Geology},
number = {3-4},
pages = {243--262},
publisher = {Elsevier},
title = {{A model of alluvial megafan sedimentation: Ganga Megafan}},
volume = {144},
year = {2001}
}
@article{stanistreet1993okavango,
author = {Stanistreet, I G and McCarthy, T S},
journal = {Sedimentary Geology},
number = {1-4},
pages = {115--133},
publisher = {Elsevier},
title = {{The Okavango Fan and the classification of subaerial fan systems}},
volume = {85},
year = {1993}
}
@article{mccabe1985depositional,
author = {McCabe, Peter J},
journal = {Sedimentology of coal and coal-bearing sequences},
pages = {11--42},
publisher = {Wiley Online Library},
title = {{Depositional environments of coal and coal-bearing strata}},
year = {1985}
}
@incollection{homewood1986dynamics,
author = {Homewood, Peter and Allen, P A and Williams, G D},
booktitle = {Foreland basins},
pages = {199--217},
publisher = {International Association of Sedimentologists Special Publications},
title = {{Dynamics of the Molasse Basin of western Switzerland}},
volume = {8},
year = {1986}
}
@article{Berger2005,
abstract = {We present a general stratigraphic synthesis for the Upper Rhine Graben (URG) and the Swiss Molasse Basin (SMB) from Eocene to Pliocene times. The stratigraphic data were compiled both from literature and from research carried out by the authors during the past 6 years; an index of the stratigraphically most important localitites is provided. We distinguish 14 geographical areas from the Helvetic domain in the South to the Hanau Basin in the North. For each geographical area, we give a synthesis of the biostratigraphy, lithofacies, and chronostratigraphic ranges. The relationships between this stratigraphic record and the global sea-level changes are generally disturbed by the geodynamic (e.g., subsidence) evolution of the basins. However, global sea-level changes probably affected the dynamic of transgression regression in the URG (e.g., Middle Pechelbrorm Beds and Serie Grise corresponding with sea-level rise between Ru1/Ru2 and Ru2/Ru3 sequences, respectively) as well as in the Molasse basin (regression of the UMM corresponding with the sea-level drop at the Ch1 sequence). The URGENT-project (Upper Rhine Graben evolution and neotectonics) provided an unique opportunity to carry out and present this synthesis. Discussions with scientists addressing sedimentology, tectonics, geophysics and geochemistry permitted the comparison of the sedimentary history and stratigraphy of the basin with processes controlling its geodynamic evolution. Data presented here back up the palaeogeographic reconstructions presented in a companion paper by the same authors (see Berger et al. in Int J Earth Sci 2005).},
author = {Berger, Jean Pierre and Reichenbacher, Bettina and Becker, Damien and Grimm, Matthias and Grimm, Kirsten and Picot, Laurent and Storni, Andrea and Pirkenseer, Claudius and Derer, Christian and Schaefer, Andreas},
doi = {10.1007/s00531-005-0475-2},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Berger{\_}jp05{\_}RhineGraben{\_}Up{\_}Swiss{\_}Molasse{\_}Palgeogr{\_}Eoc-Plioc{\_}IJES - copie.pdf:pdf},
issn = {14373254},
journal = {International Journal of Earth Sciences},
keywords = {Molasse,Neogene,Paleogene,Paleogeography,Rhine graben},
number = {4},
pages = {697--710},
title = {{Paleogeography of the Upper Rhine Graben (URG) and the Swiss Molasse Basin (SMB) from Eocene to Pliocene}},
volume = {94},
year = {2005}
}
@article{Anadon2000,
abstract = {The lower, alluvial unit in the Miocene Bicorb Basin contains several metric-scale limestone intervals which record episodic shallow lacustrine environments in an alluvial setting developed during the early stage of the basin's evolution. Five main carbonate facies have been differentiated in the lacustrine limestones, although calcite charophyte incrustations predominate and constitute the most striking features of these deposits. The thinnest limestone intervals correspond to deposits from charophyte meadows in ponded shallow depressions in floodplains. The thickest limestone intervals are mainly formed by banded limestones and usually correspond to diverse types of regressive sequences that have been interpreted as resulting from the infill of shallow lakes. The sedimentological features and sequences show noticeable differences in the gradient of the littoral zones and the amount of palustrine deposits with models proposed for marl lakes. Charophytic carbonates from the best-preserved facies show similar microtextures to those from recent charophyte incrustations. The variations in stable isotopes ($\delta$13C, $\delta$18O) for these primary carbonates occur in parallel with luminescence variations and correspond to hydrological changes and variations in solute composition and Eh-pH status in the lake waters. The carbonates that display moderate to strong diagenetic modifications show a diverse degree of compaction, aggrading neomorphism, strong cementation and nodulization. The isotopic values for these are arranged in diverse clusters. There is a correlation between the degree of luminescence and the $\delta$13C. This suggests that hydrological and hydrochemical variations both in the lacustrine and diagenetic environments are being recorded in parallel. We emphasize the need for further comparative studies between recent and ancient charophytic carbonates. As these carbonates have been used in palaeoenvironmental reconstructions, special attention must be paid to the diagenetic changes in ancient charophytic marls. (C) 2000 Elsevier Science B.V. All rights reserved.},
author = {Anad{\'{o}}n, P. and Utrilla, R. and V{\'{a}}zquez, A.},
doi = {10.1016/S0037-0738(00)00047-6},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Anadon02{\_}SedGeol - copie.pdf:pdf},
issn = {00370738},
journal = {Sedimentary Geology},
keywords = {Carbonates,Charophyta,Lake sediments,Miocene,Spain,Stable isotopes},
number = {3-4},
pages = {325--347},
title = {{Use of charophyte carbonates as proxy indicators of subtle hydrological and chemical changes in marl lakes: Example from the Miocene Bicorb Basin, eastern Spain}},
volume = {133},
year = {2000}
}
@article{Warren2010,
abstract = {Throughout geological time, evaporite sediments form by solar-driven concentration of a surface or nearsurface brine. Large, thick and extensive deposits dominated by rock-salt (mega-halite) or anhydrite (mega-sulfate) deposits tend to be marine evaporites and can be associated with extensive deposits of potash salts (mega-potash). Ancient marine evaporite deposition required particular climatic, eustatic or tectonic juxtapositions that have occurred a number of times in the past and will so again in the future. Ancient marine evaporites typically have poorly developed Quaternary counterparts in scale, thickness, tectonics and hydrology. When mega-evaporite settings were active within appropriate arid climatic and hydrological settings then huge volumes of seawater were drawn into the subsealevel evaporitic depressions. These systems were typical of regions where the evaporation rates of ocean waters were at their maximum, and so were centred on the past latitudinal equivalents of today's horse latitudes. But, like today's nonmarine evaporites, the location of marine Phanerozoic evaporites in zones of appropriate adiabatic aridity and continentality extended well into the equatorial belts. Exploited deposits of borate, sodium carbonate (soda-ash) and sodium sulfate (salt-cake) salts, along with evaporitic sediments hosting lithium-rich brines require continental-meteoric not marine-fed hydrologies. Plots of the world's Phanerozoic and Neoproterozoic evaporite deposits, using a GIS base, shows that Quaternary evaporite deposits are poor counterparts to the greater part of the world's Phanerozoic evaporite deposits. They are only directly relevant to same-scale continental hydrologies of the past and, as such, are used in this paper to better understand what is needed to create beds rich in salt-cake, soda-ash, borate and lithium salts. These deposits tend be Neogene and mostly occur in suprasealevel hydrographically-isolated (endorheic) continental intermontane and desert margin settings that are subject to the pluvial-interpluvial oscillations of Neogene ice-house climates. When compared to ancient marine evaporites, today's marine-fed subsealevel deposits tend to be small sea-edge deposits, their distribution and extent is limited by the current ice-house driven eustasy and a lack of appropriate hydrographically isolated subsealevel tectonic depressions. For the past forty years, Quaternary continental lacustrine deposit models have been applied to the interpretation of ancient marine evaporite basins without recognition of the time-limited nature of this type of comparison. Ancient mega-evaporite deposits (platform and/or basinwide deposits) require conditions of epeiric seaways (greenhouse climate) and/or continent-continent proximity. Basinwide evaporite deposition is facilitated by continent-continent proximity at the plate tectonic scale (Late stage E through stage B in the Wilson cycle). This creates an isostatic response where, in the appropriate arid climate belt, large portions of the collision suture belt or the incipient opening rift can be subsealevel, hydrographically isolated (a marine evaporite drawdown basin) and yet fed seawater by a combination of ongoing seepage and occasional marine overflow. Basinwide evaporite deposits can be classified by their tectonic setting into: convergent (collision basin), divergent (rift basin; prerift, synrift and postrift) and intracratonic settings. Ancient platform evaporites can be a subset of basinwide deposits, especially in intracratonic sag basins, or part of a widespread epeiric marine platform fill. In the latter case they tend to form mega-sulfate deposits and are associated with hydrographically isolated marine fed saltern and evaporitic mudflat systems in a greenhouse climatic setting. The lower amplitude 4 and 5th order marine eustatic cycles and the greater magnitude of marine freeboard during greenhouse climatic periods encourages deposition of marine platform mega-sulfates. Platform mega-evaporites in intracratonic settings are typically combinations of halite and sulfate beds. {\textcopyright} 2009 Elsevier B.V. All rights reserved.},
author = {Warren, John K.},
doi = {10.1016/j.earscirev.2009.11.004},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Warren10{\_}Evaporites{\_}Synth - copie.pdf:pdf},
issn = {00128252},
journal = {Earth-Science Reviews},
keywords = {classification,deposition,economic geology,evaporite,marine,nonmarine,plate tectonics},
number = {3-4},
pages = {217--268},
publisher = {Elsevier B.V.},
title = {{Evaporites through time: Tectonic, climatic and eustatic controls in marine and nonmarine deposits}},
url = {http://dx.doi.org/10.1016/j.earscirev.2009.11.004},
volume = {98},
year = {2010}
}
@article{Mudie2017,
abstract = {We present the first comprehensive taxonomic and environmental study of dinoflagellate cysts in 185 surface sediment samples from the Black Sea Corridor (BSC) which is a series of marine basins extending from the Aegean to the Aral Seas (including Marmara, Black, Azov and Caspian Seas). For decades, these low-salinity, semi-enclosed or endorheic basins have experienced large-scale changes because of intensive agriculture and industrialisation, with consequent eutrophication and increased algal blooms. The BSC atlas data provide a baseline for improved understanding of linkages between surface water conditions and dinoflagellate cyst (dinocyst) distribution, diversity and morphological variations. By cross-reference to dinocyst occurrences in sediment cores with radiocarbon ages covering the past c. 11,700 years, the history of recent biodiversity changes can be evaluated. The seabed cyst samples integrate seasonal and multi-year data which are not usually captured by plankton samples, and the cyst composition can point to presence of previously unrecorded motile dinoflagellate species in the BSC. Results show the presence of at least 71 dinocyst taxa of which 36{\%} can be related to motile stages recorded in the plankton. Comparison with sediment core records shows that five new taxa appear to have entered or re-entered the region over the past century. Statistical analysis of the atlas data reveals the presence of four ecological assemblages which are primarily correlated with seasonal and annual surface water salinity and temperature; correlation with phosphate, nitrate and silicate nutrients, chlorophyll-a and bottom water oxygen is less clear but may be important for some taxa. Biodiversity indices reveal strong west − east biogeographical differences among the basins that reflect the different histories of Mediterranean versus Ponto-Caspian connections. The atlas data provide a standardised taxonomy and regional database for interpreting downcore cyst variations in terms of quantitative oceanographic changes. The atlas also provides a baseline for monitoring further changes in the BSC dinocysts that may accompany the accelerating development of the region.},
author = {Mudie, Peta J. and Marret, Fabienne and Mertens, Kenneth N. and Shumilovskikh, Lyudmila and Leroy, Suzanne A.G.},
doi = {10.1016/j.marmicro.2017.05.004},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Mudie17{\_}MarMicropal - copie.pdf:pdf},
issn = {03778398},
journal = {Marine Micropaleontology},
keywords = {Biodiversity,Harmful algae,Paleoceanography,Phytoplankton,Surface samples},
number = {June},
pages = {1--152},
publisher = {Elsevier},
title = {{Atlas of modern dinoflagellate cyst distributions in the Black Sea Corridor: from Aegean to Aral Seas, including Marmara, Black, Azov and Caspian Seas}},
url = {http://dx.doi.org/10.1016/j.marmicro.2017.05.004},
volume = {134},
year = {2017}
}
@book{Gierlowski-Kordesch2010,
abstract = {Lacustrine carbonates accumulate in all climates and in any tectonic situation. Their depositional patterns are assessed through a database involving literature representing over 250 lakes and lake basins worldwide. Carbonates and calcium-rich rocks (i.e., basalt or carbonatite) need to be available for weathering in the catchment and subsurface in order to produce carbonate sediments in lakes in the first place. Tectonics and climate control the distribution of carbonates through (1) the input and output of ions and minerals through surface water, groundwater, rainfall, and wind; (2) the morphometry of the lake; and (3) the temperature ranges and seasonality of the catchment location. Carbonate deposition proceeds through (1) biogenic mediation, including high productivity of micro- and picoplankton, macrofauna shell formation, and encrustations on any substrate, (2) concentration through evaporation, (3) eolian input, and (4) water-borne clastic input. Five general facies types are recognized for lacustrine carbonates: (1) laminated carbonates, (2) massive carbonates, (3) microbial carbonates, (4) marginal carbonates, and (5) open-water carbonates. Important fauna and flora associated with carbonates include diatoms, charophytes, insects, bivalves, gastropods, and ostracodes. Facies distribution is dependent on the input mode of calcium-rich waters and carbonate clasts in addition to lake circulation patterns and stratification. The use of stable isotopes of oxygen, carbon, and strontium as well as the recognition of diagenetic alternation in lacustrine carbonates aids in the reconstruction of climate, hydrology, and lake evolution. Dominantly carbonate lakes contain carbonate sediments from the littoral to profundal zone; the source areas for these lakes are composed of a significant percentage of carbonate rocks (more than 60-70{\%} of provenance). Partially carbonate lakes contain carbonate sediments in some areas of the lakes with 40-60{\%} of carbonate-rich provenance. Sparsely carbonate lakes show less significant carbonate accumulation within lakes because of minor carbonate-source rocks ({\textless}30-40{\%}). {\textcopyright} 2010 Elsevier B.V. All rights reserved.},
author = {Gierlowski-Kordesch, Elizabeth H.},
booktitle = {Developments in Sedimentology},
doi = {10.1016/S0070-4571(09)06101-9},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/GierlowskiKordesch10{\_}Lacustrine-Carb{\_}Elsevier - copie.pdf:pdf},
issn = {00704571},
keywords = {carbonates,freshwater lakes,lacustrine,saline lakes},
number = {C},
pages = {1--101},
publisher = {Elsevier},
title = {{Chapter 1 Lacustrine Carbonates}},
url = {http://dx.doi.org/10.1016/S0070-4571(09)06101-9},
volume = {61},
year = {2010}
}
@article{flemings1989synthetic,
author = {Flemings, Peter B and Jordan, Teresa E},
journal = {Journal of Geophysical Research: Solid Earth},
number = {B4},
pages = {3851--3866},
publisher = {Wiley Online Library},
title = {{A synthetic stratigraphic model of foreland basin development}},
volume = {94},
year = {1989}
}
@article{desegaulx1990tectonic,
author = {Desegaulx, PAsCAL and Brunet, MARIE-FRAN{\c{c}}osE},
journal = {Bulletin de la Soci{\'{e}}t{\'{e}} g{\'{e}}ologique de France},
pages = {295--306},
publisher = {GeoScienceWorld},
title = {{Tectonic subsidence of the Aquitaine basin since Cretaceous times}},
volume = {8},
year = {1990}
}
@book{abreu2010sequence,
author = {Abreu, Vitor},
publisher = {SEPM Soc for Sed Geology},
title = {{Sequence Stratigraphy of Siliciclastic Systems: The ExxonMobil Methodology; Atlas of Exercises}},
volume = {9},
year = {2010}
}
@article{desegaulx1991consequences,
author = {Desegaulx, Pascal and Kooi, Henk and Cloetingh, Sierd},
journal = {Earth and Planetary Science Letters},
number = {1-4},
pages = {116--132},
publisher = {Elsevier},
title = {{Consequences of foreland basin development on thinned continental lithosphere: application to the Aquitaine basin (SW France)}},
volume = {106},
year = {1991}
}
@book{allen2017sediment,
author = {Allen, Philip A},
publisher = {Cambridge University Press},
title = {{Sediment routing systems: The fate of sediment from source to sink}},
year = {2017}
}
@article{gurnis1992rapid,
author = {Gurnis, Michael},
journal = {Science},
number = {5051},
pages = {1556--1558},
publisher = {American Association for the Advancement of Science},
title = {{Rapid continental subsidence following the initiation and evolution of subduction}},
volume = {255},
year = {1992}
}
@article{brown1977seismic,
author = {{Brown Jr}, L F and Fisher, W L},
publisher = {AAPG Special Volumes},
title = {{Seismic-Stratigraphic Interpretation of Depositional Systems: Examples from Brazilian Rift and Pull-Apart Basins: Section 2. Application of Seismic Reflection Configuration to Stratigraphic Interpretation}},
year = {1977}
}
@article{johnson1995preliminary,
author = {Johnson, David D and Beaumont, Christopher},
publisher = {Special Publications of SEPM},
title = {{Preliminary results from a planform kinematic model of orogen evolution, surface processes and the development of clastic foreland basin stratigraphy}},
year = {1995}
}
@article{Roca2011,
abstract = {Seismic interpretation of the MARCONI deep seismic survey enables recognition of the upper crustal structure of the eastern part of the Bay of Biscay and the main features of its Alpine geodynamic evolution. The new data denotes that two domains with different Pyrenean and north foreland structures exist in the Bay of Biscay. In the eastern or Basque-Parentis Domain, the North Pyrenean front is located close to the Spanish coast, and the northern foreland of the Pyrenees is constituted by a continental crust thinned by a north dipping fault that induced the formation of the Early Cretaceous Parentis Basin. In the western or Cantabrian Domain, the North Pyrenean front is shifted to the north and deforms a narrower and deeper foreland basin which lies on the top of a transitional crust formed from the exhumation of lithospheric mantle along a south dipping extensional low-angle fault during the Early Cretaceous. The transition between these two domains corresponds to a soft transfer zone linking the shifted North Pyrenean fronts and a north- to WNW-directed thrust that places the continental crust of the Landes Plateau over the transitional crust of the Bay of Biscay abyssal plain. Comparison between this structure and regional data enables characterization of the extensional rift system developed between Iberia and Eurasia during the Late Jurassic and Cretaceous and recognizes that this rift system controlled not only the location and features of the Pyrenean thrust sheets but also the overall structure of this orogen.},
author = {Roca, Eduard and Mu{\~{n}}oz, Josep Anton and Ferrer, Oriol and Ellouz, Nadine},
doi = {10.1029/2010TC002735},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Roca11{\_}Spain{\_}Biscay{\_}Mesoz{\_}Ext{\_}MARCONI{\_}Tectonics - copie.pdf:pdf},
issn = {02787407},
journal = {Tectonics},
keywords = {http://dx.doi.org/10.1029/2010TC002735, doi:10.102},
number = {2},
pages = {1--33},
title = {{The role of the Bay of Biscay Mesozoic extensional structure in the configuration of the Pyrenean orogen: Constraints from the MARCONI deep seismic reflection survey}},
volume = {30},
year = {2011}
}
@article{Fernandez-Viejo2012,
abstract = {The accretionary wedge of the Bay of Biscay is an east-west compressive belt buried under recent sediments of the abyssal plain at the north Iberian margin. This structure formed through the partial closure of the previously extended Biscay basin during the Cenozoic north-south collision between Europe and Iberia, the same collision that produced the Cantabrian-Pyrenean range on land. Three north-south seismic sections have been prestack depth migrated, showing a narrow-tapered wedge (7°-8°) whose internal structure corresponds to a set of south-dipping thrusts converging toward a basal decollement. There are differences along strike within the wedge: thrust spacing, the dip of the basal thrust, and the thickness of the sediments at the trough augment toward the east, increasing its overall size. The two-dimensional velocity models obtained through migration analysis reflect values between 2000 km/s at the sea floor (4500 m) and 5000 km/s at 12-km depth. The syntectonic package thickness varies from 1.5 to 3 km, while the posttectonic cover attains 1.5-2 km. A simple analysis based on critical wedge theory approaches suggests that the Biscay wedge formed in similar conditions to active submarine wedges, the strength of the decollement being lower than the strength of the wedge itself. Further comparison with other examples indicates high basal stress, which could be an added factor in the convergence stopping at this margin. The eastward size increase is attributed to the provision of extra sediments by the coetaneous rising of the cordillera on land. This weight steepens the basal angle without affecting the overall taper. Surprisingly, the eastward change from an oceanic to a transitional basement does not seem to be crucial in its geometry. {\textcopyright} 2012 by The University of Chicago.},
author = {Fern{\'{a}}ndez-Viejo, Gabriela and Pulgar, Javier A. and Gallastegui, Jorge and Quintana, Luis},
doi = {10.1086/664789},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Viejo12{\_}Spain{\_}Biscay{\_}Accr-Wedge{\_}MARCONI{\_}JGeol - copie.pdf:pdf},
issn = {0022-1376},
journal = {The Journal of Geology},
number = {3},
pages = {315--331},
title = {{The Fossil Accretionary Wedge of the Bay of Biscay: Critical Wedge Analysis on Depth-Migrated Seismic Sections and Geodynamical Implications}},
volume = {120},
year = {2012}
}
@article{Willett2010,
abstract = {The Molasse Basin of Switzerland evolved through a distinct late Neogene history with initial development as a classic foredeep or foreland basin in response to loading of the lithosphere by the Alpine orogen. In the central and western foreland, the foredeep behaviour was terminated by deformation and uplift of the Jura Mountains in the distal regions of the foredeep. Following the Jura deformation the Plateau Molasse remained largely undeformed as it rode ‘piggy-back' style above the decollement feeding displacement into the Jura. Sediment accumulation data for the Molasse suggests that sedimentation in the Plateau Molasse region continued until the basin was inverted at about 5 Ma. We present a mechanical model for this sequence of events in which deformation jumps across much of the basin to the distal Jura because of the dip on the weak evaporitic decollement and the wedge-shape of the foredeep basin. Subsequently, the Plateau Molasse remained largely undeformed as a result of continued sedimentation in a wedgetop basin, where the physical properties and geometry of the orogenic wedge combine to produce a critical wedge whose critical surface slope would be less than zero and thus should dip towards the Alpine interior. Accommodation space is created over this negative surface–slope segment of the wedge and sedimentation maintains this slope near zero, stabilizing the wedge. We present a simple analytical theory for the necessary conditions for such a ‘negative-alpha basin' to develop and be maintained. We compare this theory to the late Neogene evolution of the Alps, Molasse Basin and Jura Mountains and infer physical properties for the decollement.},
author = {Willett, Sean D. and Schlunegger, Fritz},
doi = {10.1111/j.1365-2117.2009.00435.x},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Willet10{\_}Swiss{\_}Molasse{\_}Last{\_}Deposition{\_}BR - copie.pdf:pdf},
issn = {0950091X},
journal = {Basin Research},
number = {5},
pages = {623--639},
title = {{The last phase of deposition in the Swiss Molasse Basin: From foredeep to negative-alpha basin}},
volume = {22},
year = {2010}
}
@article{Schlunegger2011,
abstract = {We present a synoptic overview of the Miocene-present development of the northern Alpine foreland basin (Molasse Basin), with special attention to the pattern of surface erosion and sediment discharge in the Alps. Erosion of the Molasse Basin started at the same time that the rivers originating in the Central Alps were deflected toward the Bresse Graben, which formed part of the European Cenozoic rift system. This change in the drainage direction decreased the distance to the marine base level by approximately 1,000km, which in turn decreased the average topographic elevation in the Molasse Basin by at least 200m. Isostatic adjustment to erosional unloading required ca. 1,000m of erosion to account for this inferred topographic lowering. A further inference is that the resulting increase in the sediment discharge at the Miocene-Pliocene boundary reflects the recycling of Molasse units. We consider that erosion of the Molasse Basin occurred in response to a shift in the drainage direction rather than because of a change in paleoclimate. Climate left an imprint on the Alpine landscape, but presumably not before the beginning of glaciation at the Pliocene-Pleistocene boundary. Similar to the northern Alpine foreland, we do not see a strong climatic fingerprint on the pattern or rates of exhumation of the External Massifs. In particular, the initiation and acceleration of imbrication and antiformal stacking of the foreland crust can be considered solely as a response to the convergence of Adria and Europe, irrespective of erosion rates. However, the recycling of the Molasse deposits since 5Ma and the associated reduction of the loads in the foreland could have activated basement thrusts beneath the Molasse Basin in order to restore a critical wedge. In conclusion, we see the need for a more careful consideration of both tectonic and climatic forcing on the development of the Alps and the adjacent Molasse Basin. {\textcopyright} 2010 Springer-Verlag.},
author = {Schlunegger, Fritz and Mosar, Jon},
doi = {10.1007/s00531-010-0607-1},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Schlunegger10{\_}Swiss{\_}Molasse{\_}Last-Eros-Stage{\_}IJES - copie.pdf:pdf},
isbn = {0053101006},
issn = {14373254},
journal = {International Journal of Earth Sciences},
keywords = {Alps,Climate and erosion,Geodynamics,Molasse,Tectonics},
number = {5},
pages = {1147--1162},
title = {{The last erosional stage of the Molasse Basin and the Alps}},
volume = {100},
year = {2011}
}
@article{Patruno2018,
abstract = {Clinoforms are inclined and normally basinward-dipping horizons developed over a range of spatial and temporal scales in both siliciclastic and carbonatic systems. The study of clinoform successions underpins sequence stratigraphy and all efforts to reconstruct the relative partitioning of reservoir, seal and source rocks along shoreline to basin-floor profiles. Here, we review clinoform research and propose a more systematic description and classification of clinoforms. This is a crucial step to improve predictions of facies and lithology distribution within shoreline to continental shelf and abyssal plain successions, together with the genesis, drivers and dynamics of their constituent sedimentary units. Four basic clinoform types are here distinguished in delta/shorelines, lacustrines and marine environments, on the basis of their overall spatial and temporal scale, morphology, outbuilding dynamic and geodynamic and depositional setting: (1, 2) delta-scale clinoforms, which in turns are sub-divided into shoreline and delta-scale subaqueous clinoforms; (3) shelf-edge clinoforms; and (4) continental-margin clinoforms. Delta-scale clinoform sets are tens of metres high and typically represent 1–103 kyr, with progradation rates ranging from 1,000–100,000 m/kyr for shorelines and “subaerial deltas” to 100–20,000 m/kyr for subaqueous deltas; shelf-edge clinoform sets are hundreds of metres high and are nucleated and accreted in 0.1–20 Myr (usual progradation rates of 1–100 m/kyr) by successive cross-shelf transits of delta-scale clinoforms; continental-margin clinoform sets are thousands of metres high, hallmark key geodynamic/crustal boundaries (e.g., continent/ocean transition) and slowly prograde basinwards in ca. 5–100 Myr, with typical rates of 0.1–10 m/kyr. As a consequence of the very different progradation rates and of the difficulty of large-scale clinothems to backstep during transgressions, shorelines are the most dynamic clinoforms with regards to position, continental margins the least, and shelf-edges are intermediate. Shortly after a transgression, therefore, the four clinoform types may prograde synchronously along shoreline-to-abyssal plain transects, forming “compound clinoform” systems. During the subsequent regressive cycle, however, due to the dissimilarity in progradation rates, different clinoform types will normally merge progressively with each other, giving rise to “hybrid clinoforms” (e.g., shelf-edge deltas), and fewer depositional breaks-in-slope are distinguished along a single shoreline-to-abyssal plain transect. Overall, all clinoform systems are the result of the dynamic evolution of compound and hybrid clinoforms along a temporal and spatial continuum, regulated by the cyclical backstepping of the smaller-scale system within natural progradational-retrogradational cycles of larger-scale clinothem outbuilding. All clinothem types may show either an accretionary/active or draping/passive style, depending on the proximity to the sediment source. Draping clinothems are nearly-always composed of condensed fine-grained sediments, while actively accreting clinothems can be composed of predominantly coarse-grained (i.e., reservoir-forming) or predominantly fine-grained (i.e., non-reservoir) lithotypes. A novel hierarchical classification scheme for both Recent and Ancient clinoforms is here proposed, consisting of 12 classes. The four basic clinoform types (delta-scale shoreline, delta-scale subaqueous, shelf-edge and continental-margin) are sub-divided into eight accretionary/active and draping/passive sub-types (8-division). Each accretionary sub-type is then sub-divided into a sandstone-prone and mudstone-prone variant (12-division), which can be at least tentatively predicted on the basis of the clinoform morphology, even in the absence of direct stratigraphic logs.},
author = {Patruno, Stefano and Helland-Hansen, William},
doi = {10.1016/j.earscirev.2018.05.016},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Patruno18{\_}HellandHansen{\_}Clino{\_}Review{\_}Dyn-Classif{\_}ESR - copie.pdf:pdf},
issn = {00128252},
journal = {Earth-Science Reviews},
number = {March},
pages = {202--233},
publisher = {Elsevier},
title = {{Clinoform systems: Review and dynamic classification scheme for shorelines, subaqueous deltas, shelf edges and continental margins}},
url = {https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2018.05.016},
volume = {185},
year = {2018}
}
@book{catuneanu2006principles,
author = {Catuneanu, Octavian},
publisher = {Elsevier},
title = {{Principles of sequence stratigraphy}},
year = {2006}
}
@article{Bosch2016,
abstract = {We present new apatite (U-Th)/He (AHe), apatite fission track (AFT) and zircon (U-Th)/He (ZHe) data to unravel the timing of exhumation and thrusting in the western Axial Zone of the Pyrenees and the adjacent North Pyrenean Zone (Cha{\^{i}}nons B{\'{e}}arnais). In the north, ZHe data yield cooling signals between 26 and 50 Ma in the Cha{\^{i}}nons B{\'{e}}arnais, which are consistent with the onset of thrust-related cooling in the neighboring Maul{\'{e}}on Basin modeled by previous authors. Non-reset Triassic ages are found in the footwall of the North Pyrenean Frontal thrust (Aquitaine Basin). To the south, similar ZHe ages in both the hanging wall and footwall of the Lakora thrust record Late Eocene to Oligocene cooling that we attribute to the activity of the Gavarnie thrust. Thermal modeling of samples from the Lakora thrust hanging wall indicates cooling from Early Eocene times, recording activity of the Lakora thrust. Paleozoic detrital samples from the westernmost Axial Zone and from the Eaux-Chaudes and Balaitous-Panticosa granitic plutons yield AFT signals between 20 and 30 Ma and ZHe between 20 and 25 Ma. Modelling indicates fast cooling during this time, which we attribute to the motion of the Guarga thrust. AHe data from these Axial Zone plutons, combined with modelling, show a post-tectonic signal (8-9 Ma), which indicates renewed erosion after a period without major cooling and exhumation between 20 to 10 Ma.},
author = {Bosch, Gemma V. and Teixell, Antonio and Jolivet, Marc and Labaume, Pierre and Stockli, Daniel and Dom{\`{e}}nech, Mireia and Moni{\'{e}}, Patrick},
doi = {10.1016/j.crte.2016.01.001},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Bosch16{\_}Pyr{\_}Chainons-Berarnais{\_}Eoc-Mioc{\_}Thrust{\_}Thermochro{\_}CRGeosc - copie.pdf:pdf},
issn = {16310713},
journal = {Comptes Rendus - Geoscience},
keywords = {Apatite and zircon (U-Th)/He,Apatite fission tracks,Pyrenees,Thermochronology,Thrusting},
number = {3-4},
pages = {246--256},
title = {{Timing of Eocene-Miocene thrust activity in the Western Axial Zone and Cha{\^{i}}nons B{\'{e}}arnais (west-central Pyrenees) revealed by multi-method thermochronology}},
volume = {348},
year = {2016}
}
@article{schildgen2018spatial,
  title={Spatial correlation bias in late-Cenozoic erosion histories derived from thermochronology},
  author={Schildgen, Taylor F and van der Beek, Pieter A and Sinclair, Hugh D and Thiede, Rasmus C},
  journal={Nature},
  volume={559},
  number={7712},
  pages={89},
  year={2018},
  publisher={Nature Publishing Group}
}
@article{Fillon2012,
abstract = {The late-stage evolution of the southern central Pyrenees has been well documented but controver- sies remain concerning potential Neogene acceleration of exhumation rates and the influence of tectonic and/or climatic processes. A popular model suggests that the Pyrenees and their southern foreland were buried below a thick succession of conglomerates during the Oligocene, when the basin was endorheic. However, both the amount of post-orogenic fill and the timing of re-excavation remain controversial. We address this question by revisiting extensive thermochronological datasets of the Axial Zone. We use an inverse approach that couples the thermo-kinematic model Pecube and the Neighbourhood inversion algorithm to constrain the history of exhumation and topographic changes since 40 Ma. By comparison with independent geological data, we identified a most probable scenario involving rapid exhumation ({\textgreater}2.5 km Myr1) between 37 and 30 Ma followed by a strong decrease to very slow rates (0.02 km Myr1) that remain constant until the present. Therefore, the inversion does not require a previously inferred Pliocene acceleration in regional exhumation rates. A clear topographic signal emerges, however: the topography has to be infilled by conglomerates to an elevation of 2.6 km between 40 and 29 Ma and then to remain stable until ca. 9 Ma. We interpret the last stage of the topographic history as recording major incision of the southern Pyrenean wedge, due to the Ebro basin connection to the Mediterranean, well before previously suggested Messinian ages. These results thus demonstrate temporally varying controls of different processes on exhumation: rapid rock uplift in an active orogen during late Eocene, whereas base-level changes in the foreland basin control the post-orogenic evolution of topography and exhumation in the central Pyrenees. In contrast, climate changes appear to play a lesser role in the post-orogenic topographic and erosional evolution of this mountain belt.},
author = {Fillon, Charlotte and van der Beek, Peter},
doi = {10.1111/j.1365-2117.2011.00533.x},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Fillon12{\_}VanDerBeek{\_}Pyrenees{\_}PostOrogenicEvol{\_}FT{\_}BR - copie.pdf:pdf},
issn = {0950091X},
journal = {Basin Research},
number = {4},
pages = {418--436},
title = {{Post-orogenic evolution of the southern Pyrenees: Constraints from inverse thermo-kinematic modelling of low-temperature thermochronology data}},
volume = {24},
year = {2012}
}
@article{Michael2013,
abstract = {JSTOR is a not-for-profit service that helps scholars, researchers, and students discover, use, and build upon a wide range of content in a trusted digital archive. We use information technology and tools to increase productivity and facilitate new forms of scholarship. For more information about JSTOR, please contact support@jstor. A B S T R A C T Sediment routing systems link source regions undergoing erosion with depositional sinks and involve a volumetric or mass budget. Understanding how these source-to-sink systems function is key to stratigraphic prediction, but estimation of their surface sediment discharges and depositional fluxes on geological time scales is a challenging problem. We recognize a paleosediment routing system from the geological record in the mid-late Eocene Escanilla Formation and time equivalents of the tectonically active wedge-top region of the southern Pyrenees. By mapping the 1200-km-long fairway of the Escanilla sediment routing system, we obtain the sediment budget and grain-size fractionation of three time intervals, each of 2.5–2.6-m.yr. duration, over the time period 41.6–33.9 Ma. Four thousand cubic kilometers of sediment, sourced principally from two feeder systems in the high Pyrenees, was deposited in a period of 7.7 m.yr. The positions of moving boundaries, characterized by rapid reduction in the percentage of gravel, sand, and fine grain-size fractions (gravel cline, gravel front, sand front), are sensitive to the dynamics of the sediment routing system. In order to understand these dynamics, total volumes of sediment sequestered as stratigraphy, together with the component volumes of gravel, sand, and fines, are transformed into a mass balance framework. Over time, there was a progressive westward progradation of coarse-grained facies driven by increasing sediment supply from the rapidly eroding Pyrenean orogen. Changes in the rate of downsystem fining of grain size, percentages of grain-size fractions in preserved stratigraphy, position of moving boundaries, and evolution of gross-depositional environ-ments are related to variations in the volume of sediment supplied, the grain-size mix of the supply, and the spatial distribution of tectonic subsidence generating accommodation.},
author = {Michael, Nikolas A. and Whittaker, Alexander C. and Allen, Philip A.},
doi = {10.1086/673176},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Michael13{\_}Pyrenees{\_}SedRouting{\_}JGeol - copie.pdf:pdf},
issn = {0022-1376},
journal = {The Journal of Geology},
number = {6},
pages = {581--606},
title = {{The Functioning of Sediment Routing Systems Using a Mass Balance Approach: Example from the Eocene of the Southern Pyrenees}},
volume = {121},
year = {2013}
}
@article{posamentier1993siliciclastic,
author = {Posamentier, H W and Allen, G P},
journal = {Geology},
number = {5},
pages = {455--458},
publisher = {Geological Society of America},
title = {{Siliciclastic sequence stratigraphic patterns in foreland, ramp-type basins}},
volume = {21},
year = {1993}
}
@article{mitrovica1989tilting,
author = {Mitrovica, J X and Beaumont, C and Jarvis, G T},
journal = {Tectonics},
number = {5},
pages = {1079--1094},
publisher = {Wiley Online Library},
title = {{Tilting of continental interiors by the dynamical effects of subduction}},
volume = {8},
year = {1989}
}
@article{Angrand2018,
abstract = {{\textcopyright}2018. American Geophysical Union. Rift inheritance can play a key role in foreland basin geometry and behavior. If the foreland basin initiates soon after rifting, thermal cooling can also contribute significantly to subsidence. We investigate the effects of crustal inheritance (Aptian-Cenomanian rifting) on the evolution of the Campanian to middle Miocene flexural Aquitaine foreland basin, northern Pyrenees, France. Surface and subsurface data define rifted crustal geometry and postrift thermal subsidence. Analysis of Bouguer gravity anomalies coupled with flexural modeling constrains the lateral variations of elastic thickness, plate flexure, and controlling loads. The Aquitaine foreland is divided along-strike into three sectors. The relative role of surface and subsurface (i.e., buried) loading varies along-strike, and the elastic thickness values decrease from the northeast (25 km) to the southwest (7 km) where the plate is the most stretched. The eastern foreland crust was not rifted and underwent a simple flexural subsidence in response to orogenesis. The central sector was affected by crustal stretching. Here the basin is modeled by combining topographic and buried loads, with postrift thermal subsidence. In the western sector, the foreland basin was created mainly by postrift thermal subsidence. The eastern and central sectors are separated by the Eastern Crustal Lineament, which is one of a series of inherited transverse faults that segment the orogen.},
author = {Angrand, P. and Ford, M. and Watts, A. B.},
doi = {10.1002/2017TC004670},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Angrand18{\_}BA{\_}Rifted-Marg{\_}Floreland-Flexure{\_}Lateral-Var{\_}Tectonics - copie.pdf:pdf},
issn = {19449194},
journal = {Tectonics},
keywords = {buried load,flexural foreland basin,postrift thermal subsidence,rifting,stretching of the crust,structural inheritance},
number = {2},
pages = {430--449},
title = {{Lateral Variations in Foreland Flexure of a Rifted Continental Margin: The Aquitaine Basin (SW France)}},
volume = {37},
year = {2018}
}
@article{vacherat2014thermal,
  title={Thermal imprint of rift-related processes in orogens as recorded in the Pyrenees},
  author={Vacherat, Arnaud and Mouthereau, Fr{\'e}d{\'e}ric and Pik, Rapha{\"e}l and Bernet, Matthias and Gautheron, C{\'e}cile and Masini, Emmanuel and Le Pourhiet, Laetitia and Tibari, Boucha{\"\i}b and Lahfid, Abdeltif},
  journal={Earth and Planetary Science Letters},
  volume={408},
  pages={296--306},
  year={2014},
  publisher={Elsevier}
}
@article{fillon2013oligocene,
  title={Oligocene--Miocene burial and exhumation of the Southern Pyrenean foreland quantified by low-temperature thermochronology},
  author={Fillon, Charlotte and Gautheron, C{\'e}cile and van der Beek, Peter},
  journal={Journal of the Geological Society},
  volume={170},
  number={1},
  pages={67--77},
  year={2013},
  publisher={Geological Society London, UK}
}
@article{metcalf2009thermochronology,
  title={Thermochronology of a convergent orogen: Constraints on the timing of thrust faulting and subsequent exhumation of the Maladeta Pluton in the Central Pyrenean Axial Zone},
  author={Metcalf, James R and Fitzgerald, Paul G and Baldwin, Suzanne L and Mu{\~n}oz, Josep-Anton},
  journal={Earth and Planetary Science Letters},
  volume={287},
  number={3-4},
  pages={488--503},
  year={2009},
  publisher={Elsevier}
}
@article{denele2007hospitalet,
  title={The Hospitalet gneiss dome (Pyrenees) revisited: lateral flow during Variscan transpression in the middle crust},
  author={Denele, Yoann and Olivier, Philippe and Gleizes, Gerard and Barbey, Pierre},
  journal={Terra Nova},
  volume={19},
  number={6},
  pages={445--453},
  year={2007},
  publisher={Wiley Online Library}
}
@article{vacherat2016rift,
  title={Rift-to-collision transition recorded by tectonothermal evolution of the northern Pyrenees},
  author={Vacherat, Arnaud and Mouthereau, Fr{\'e}d{\'e}ric and Pik, Rapha{\"e}l and Bellahsen, Nicolas and Gautheron, C{\'e}cile and Bernet, Matthias and Daudet, Maxime and Balansa, Jocelyn and Tibari, Bouchaib and Pinna Jamme, Rosella and others},
  journal={Tectonics},
  volume={35},
  number={4},
  pages={907--933},
  year={2016},
  publisher={Wiley Online Library}
}
@phdthesis{mouchene2016,
  title={{\'E}volution post-orog{\'e}nique du syst{\`e}me coupl{\'e} pi{\'e}mont/bassin versant: le m{\'e}ga-c{\^o}ne alluvial de Lannemezan et son bassin versant au Nord des Pyr{\'e}n{\'e}es},
  author={Mouchené, Margaux},
  year={2016},
  school={Grenoble Alpes}
}
@article{labaume2016tectonothermal,
  title={Tectonothermal history of an exhumed thrust-sheet-top basin: An example from the south Pyrenean thrust belt},
  author={Labaume, Pierre and Meresse, Florian and Jolivet, Marc and Teixell, Antonio and Lahfid, Abdeltif},
  journal={Tectonics},
  volume={35},
  number={5},
  pages={1280--1313},
  year={2016},
  publisher={Wiley Online Library}
}
@article{juez2006tectonothermal,
  title={Tectonothermal evolution of the northeastern margin of Iberia since the break-up of Pangea to present, revealed by low-temperature fission-track and (U--Th)/He thermochronology: A case history of the Catalan Coastal Ranges},
  author={Juez-Larr{\'e}, J and Andriessen, PAM},
  journal={Earth and Planetary Science Letters},
  volume={243},
  number={1-2},
  pages={159--180},
  year={2006},
  publisher={Elsevier}
}
@article{bosch2016timing,
  title={Timing of Eocene--Miocene thrust activity in the Western Axial Zone and Cha{\^\i}nons B{\'e}arnais (west-central Pyrenees) revealed by multi-method thermochronology},
  author={Bosch, Gemma V and Teixell, Antonio and Jolivet, Marc and Labaume, Pierre and Stockli, Daniel and Dom{\`e}nech, Mireia and Moni{\'e}, Patrick},
  journal={Comptes Rendus Geoscience},
  volume={348},
  number={3-4},
  pages={246--256},
  year={2016},
  publisher={Elsevier}
}
@article{gunnell2009low,
  title={Low long-term erosion rates in high-energy mountain belts: insights from thermo-and biochronology in the Eastern Pyrenees},
  author={Gunnell, Yanni and Calvet, M and Brichau, S and Carter, Andrew and Aguilar, J-P and Zeyen, H},
  journal={Earth and Planetary Science Letters},
  volume={278},
  number={3-4},
  pages={208--218},
  year={2009},
  publisher={Elsevier}
}
@article{fillon2012post,
  title={Post-orogenic evolution of the southern P yrenees: constraints from inverse thermo-kinematic modelling of low-temperature thermochronology data},
  author={Fillon, Charlotte and van der Beek, Peter},
  journal={Basin Research},
  volume={24},
  number={4},
  pages={418--436},
  year={2012},
  publisher={Wiley Online Library}
}
@article{gibson2007late,
  title={Late-to post-orogenic exhumation of the Central Pyrenees revealed through combined thermochronological data and modelling},
  author={Gibson, M and Sinclair, HD and Lynn, GJ and Stuart, FM},
  journal={Basin Research},
  volume={19},
  number={3},
  pages={323--334},
  year={2007}
}

@article{maurel2008meso,
  title={The Meso-Cenozoic thermo-tectonic evolution of the Eastern Pyrenees: an 40 Ar/39 Ar fission track and (U--Th)/He thermochronological study of the Canigou and Mont-Louis massifs},
  author={Maurel, O and Monie, Patrick and Pik, R and Arnaud, Nicolas and Brunel, Maurice and Jolivet, Marc},
  journal={International Journal of Earth Sciences},
  volume={97},
  number={3},
  pages={565--584},
  year={2008},
  publisher={Springer}
}
@article{jolivet2007thermochronology,
  title={Thermochronology constraints for the propagation sequence of the south Pyrenean basement thrust system (France-Spain)},
  author={Jolivet, Marc and Labaume, Pierre and Moni{\'e}, Patrick and Brunel, Maurice and Arnaud, Nicolas and Campani, Marion},
  journal={Tectonics},
  volume={26},
  number={5},
  year={2007},
  publisher={Wiley Online Library}
}
@article{sinclair2005asymmetric,
  title={Asymmetric growth of the Pyrenees revealed through measurement and modeling of orogenic fluxes},
  author={Sinclair, HD and Gibson, M and Naylor, M and Morris, RG},
  journal={American Journal of Science},
  volume={305},
  number={5},
  pages={369--406},
  year={2005},
  publisher={American Journal of Science}
}
@article{sinclair1991simulation,
author = {Sinclair, H D and Coakley, B J and Allen, P A and Watts, A B},
journal = {Tectonics},
number = {3},
pages = {599--620},
publisher = {Wiley Online Library},
title = {{Simulation of foreland basin stratigraphy using a diffusion model of mountain belt uplift and erosion: an example from the central Alps, Switzerland}},
volume = {10},
year = {1991}
}
@article{Michael2014,
abstract = {Calculation of the total depositional volume of an ancient source-to-sink system, combined with estimates of the area of catchments acting as source regions using provenance methods, is used to evaluate average catchment erosion rates on a million year time scale. These rates are compared with values derived from thermochronological methods. Using the mid- to late Eocene (33.9-41.6 Ma) Escanilla palaeo-sediment routing system from the south-central Pyrenean orogenic wedge-top zone as an example, c. 3500 ± 300 km3 of solid particulate sediment was derived from two catchments in the south-central Pyrenees over a 7.7 myr period, equivalent to a mean erosion rate of c. 0.15-0.18 mm a-1. Average exhumation rates in contributing catchments over the same time interval are estimated at 0.2-0.3 mm a-1 based on apatite fission-track analysis of pebbles in proximal conglomerates, and 0.23-0.34 mm a-1 from fission-track analysis of detrital apatites sampling a wider range of grain size. Sediment supply progressively increased during the mid- to late Eocene time period, at least in part driven by catchment expansion deep into the Pyrenean Axial Zone at c. 39 Ma. The consistency of the rates of catchment-averaged erosion calculated from different methods builds confidence that source areas have been connected to depositional sinks correctly. {\textcopyright} 2014 The Geological Society of London.},
author = {Michael, Nikolaos A. and Carter, Andrew and Whittaker, Alexander C. and Allen, Philip A.},
doi = {10.1144/jgs2013-108},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Michael14{\_}Allen{\_}Iberia{\_}Spain{\_}Pyr{\_}S{\_}Eros{\_}Rates{\_}Source{\_}Thermochro{\_}JGSL - copie.pdf:pdf},
issn = {0016-7649},
journal = {Journal of the Geological Society},
number = {3},
pages = {401--412},
title = {{Erosion rates in the source region of an ancient sediment routing system: comparison of depositional volumes with thermochronometric estimates}},
volume = {171},
year = {2014}
}
@article{Michael2014a,
abstract = {The supply of sediment and its characteristic grain-size mix are key controls on depositional facies and stratigraphic architectures in sedimentary basins. Consequently, constraints on sediment caliber, budgets, and fluxes are a prerequisite for effective stratigraphic prediction. Here, we investigate a mid- to late Eocene (41.6–33.9 Ma) sediment routing system in the Spanish Pyrenees. We derive a full volumetric sediment budget, weighted for grain-size fractions, partitioned between terrestrial and marine depositional sectors, and we quantify sediment fluxes between depocenters. The paleo–sediment routing system was controlled by syndepositional thrust tectonics and consisted of two major feeder systems eroding the high Pyrenees that supplied a river system draining parallel to the regional tectonic strike and that ultimately exported sediment to coastal, shallow-marine and deep-marine depocenters. We show significant changes in both the volume and grain-size distribution of sediment eroded from the Pyrenean mountain belt during three different time intervals in the mid- to late Eocene, which controlled the characteristics of stratigraphy preserved in a series of wedge-top basins. The time-averaged sediment discharge from source areas increased from ∼250 km3/m.y. to 700 km3/m.y. over the 7.7 m.y. interval investigated. This temporal increase in sediment supply caused major westward progradation of facies belts and led to substantial sediment bypass through the terrestrial routing system to the (initially) marine Jaca Basin. The grain-size mix, measured as size fractions of gravel, sand, and finer than sand, also changed over the three time intervals. Integration of volumetric and grain-size information from source to sink provides an estimate of the long-term grain-size distribution of the sediment supply, comprising 9{\%} gravel, 24{\%} sand, and 67{\%} finer than sand. The techniques and concepts used in the Escanilla study can profitably be applied to paleo–sediment routing systems in other tectonic and climatic settings and to catchments with a range of bedrock lithology and vegetation. This will promote a better generic understanding of the dynamics of source-to-sink systems and provide a powerful tool for forward stratigraphic modeling. The sediment routing system approach has the potential to contribute strongly to new models of sequence stratigraphy.},
author = {Michael, Nikolas A. and Whittaker, Alexander C. and Carter, Andrew and Allen, Philip A.},
doi = {10.1130/B30954.1},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Michael14{\_}Allen{\_}Spain{\_}Pyr{\_}S{\_}MidEoc{\_}SedRouting{\_}GSAbull - copie.pdf:pdf},
issn = {19432674},
journal = {Bulletin of the Geological Society of America},
number = {3-4},
pages = {585--599},
title = {{Volumetric budget and grain-size fractionation of a geological sediment routing system: Eocene Escanilla Formation, south-central Pyrenees}},
volume = {126},
year = {2014}
}
@article{sinclair1992vertical,
author = {Sinclair, H D and Allen, P A},
journal = {Basin Research},
number = {3-4},
pages = {215--232},
title = {{Vertical versus horizontal motions in the Alpine orogenic wedge: stratigraphic response in the foreland basin}},
volume = {4},
year = {1992}
}
@article{covey1986evolution,
author = {Covey, Michael},
journal = {Foreland basins},
pages = {77--90},
publisher = {Wiley Online Library},
title = {{The evolution of foreland basins to steady state: evidence from the western Taiwan foreland basin}},
year = {1986}
}
@article{van1990siliciclastic,
author = {{Van Wagoner}, John C and Mitchum, R M and Campion, K M and Rahmanian, V D},
publisher = {AAPG Special Volumes},
title = {{Siliciclastic sequence stratigraphy in well logs, cores, and outcrops: concepts for high-resolution correlation of time and facies}},
year = {1990}
}
@article{decelles1996foreland,
author = {DeCelles, Peter G and Giles, Katherine A},
journal = {Basin research},
number = {2},
pages = {105--123},
title = {{Foreland basin systems}},
volume = {8},
year = {1996}
}
@article{dickinson1974plate,
author = {Dickinson, William R},
publisher = {Special Publications of SEPM},
title = {{Plate tectonics and sedimentation}},
year = {1974}
}
@article{haq1987chronology,
author = {Haq, Bilal U and Hardenbol, J A N and Vail, Peter R},
journal = {Science},
number = {4793},
pages = {1156--1167},
publisher = {American Association for the Advancement of Science},
title = {{Chronology of fluctuating sea levels since the Triassic}},
volume = {235},
year = {1987}
}
@article{Cadenas2017,
abstract = {{\textcopyright} 2016 The Authors. Basin Research {\textcopyright} 2016 John Wiley  {\&}  Sons Ltd, European Association of Geoscientists  {\&}  Engineers and International Association of Sedimentologists The distribution and structure of the Mesozoic and Cenozoic cover within the central part of the North Iberian Margin (Bay of Biscay) is analysed based on a dense set of 2D seismic reflection lines and logs. The integration of well data allows the recognition of seven seismostratigraphic units and the construction of a surface that illustrates the 3D morphology of this area at the time of the Jurassic rifting. The study zone comprises what is known as Le Danois Bank, a basement high, and the Asturian Basin, one of the sedimentary basins originated during the Iberian rifting at the end of the Paleozoic. Its development continued with the oceanisation of the Bay of Biscay as a failed arm of the Atlantic rift; later, during the Cenozoic, a drastic change in tectonic regime induced the partial closure of Biscay and building up the Cantabrian−Pyrenean chain along the northern border of Iberia. This compressional period left its imprint in the Asturian Basin sediments in the form of a mild inversion and general uplift. The geometry of the basin bottom appears as an asymmetric bowl thinning out towards the edges, with a main E-W depocenter, separated by E-W striking faults from a secondary one. Those bounding faults show twisted trends in the north, interpreted as a consequence of the compressional period, when a transfer zone in a N-S direction formed between the two E-W striking deformation fronts in Biscay. This study shows that the transfer zone extends further to the west, reaching the longitude of Le Danois Bank. The maximum thickness of the filling within the Asturian Basin is estimated in more than 10 km, deeper than assessed in previous studies. The recognition of frequent halokynetic structures at this longitude is another observation worth to remark. Based on this study, it is suggested that the basin formed on top of a distal basement block of stretched crust limiting with the hyperextended rifted domain of Biscay. This location largely conditioned its deformation during the late compression.},
author = {Cadenas, Patricia and Fern{\'{a}}ndez-Viejo, Gabriela},
doi = {10.1111/bre.12187},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Cadenas17{\_}Iberia-N{\_}Marg{\_}Asturian-Basin{\_}Seis{\_}Mesoz-Cenoz-Cover{\_}BR - copie.pdf:pdf},
issn = {13652117},
journal = {Basin Research},
number = {4},
pages = {521--541},
title = {{The Asturian Basin within the North Iberian margin (Bay of Biscay): seismic characterisation of its geometry and its Mesozoic and Cenozoic cover}},
volume = {29},
year = {2017}
}
@article{catuneanu1997interplay,
author = {Catuneanu, Octavian and Beaumont, Christopher and Waschbusch, Paula},
journal = {Geology},
number = {12},
pages = {1087--1090},
publisher = {Geological Society of America},
title = {{Interplay of static loads and subduction dynamics in foreland basins: Reciprocal stratigraphies and the “missing” peripheral bulge}},
volume = {25},
year = {1997}
}
@article{haq1988mesozoic,
author = {Haq, Bilal U and Hardenbol, Jan and Vail, Peter R},
publisher = {Special Publications of SEPM},
title = {{Mesozoic and Cenozoic chronostratigraphy and cycles of sea-level change}},
year = {1988}
}
@article{verges2001mesozoic,
author = {Verg{\'{e}}s, Jaume and Garcia-Senz, Jes{\'{u}}s},
journal = {M{\'{e}}moires du Mus{\'{e}}um national d'histoire naturelle},
pages = {187--212},
publisher = {Editions du Mus{\'{e}}um},
title = {{Mesozoic evolution and Cainozoic inversion of the Pyrenean rift}},
volume = {186},
year = {2001}
}
@article{beaumont1981foreland,
author = {Beaumont, Christopher},
journal = {Geophysical Journal International},
number = {2},
pages = {291--329},
publisher = {Blackwell Publishing Ltd Oxford, UK},
title = {{Foreland basins}},
volume = {65},
year = {1981}
}
@article{Armitage2015,
abstract = {Stratigraphic architectures are fundamentally controlled by the interplay at different temporal and spatial scales of accommodation and sediment supply, modulated by autogenic responses of the sediment routing system and its constituent segments. The flux and caliber of sediment supply is a function of climate, catchment area, and tectonics in the source regions, and unraveling these forcing mechanisms from the observed stratigraphic architecture remains a key research challenge. The mid-to-late Eocene Escanilla sediment routing system had its source regions in the south-central Pyrenean orogen, northern Spain, and transported sediment from wedge-top basins along tectonic strike to marine depocenters. By constructing a volumetric budget of the sedimentary system, it has been demonstrated that there were marked changes in the grain-size distribution released from the sediment sources and also in the position of the gravel front, across three similar to 2.6 Myr time intervals from 41.6 to 33.9 Ma. Classical sequence stratigraphic interpretations would relate the movement of depositional boundaries such as the gravel front to changes of base level, either in isolation or in combination with sediment supply. Herein, we explore the possibility that the position of the gravel front was primarily driven by variability of grain-size distributions released from the source regions as a result of changes in catchment uplift rate and/or surface run-off. Using a simple model of sediment transport that captures first-order processes, we simulate the lateral movement of gravel deposition in the proximal part of the Escanilla sediment-routing system. Movement of the gravel front is a function of both accommodation generation and the transport capacity of the sediment routing system. We assume that the transport capacity is a linear function of the local slope and the water flux. By assuming that the observed thickness of deposits is equivalent to the accommodation available during deposition, we then use the stratigraphic architecture to constrain the change in catchment size and water flux over the three time intervals of the Escanilla paleo-sediment-routing system. Multiple scenarios are investigated in order to find the most plausible tectonic and climatic history. Model results indicate that during the mid-Eocene there was an increase in catchment length and sediment flux, most likely driven by tectonic uplift in the Pyrenean orogen. Subsequent marked progradation of the gravel front during the late Eocene was the consequence of reduced transport capacity due to a reduction in surface run-off. The latter model result is in agreement with records of pollen taxa that indicate increased climatic aridity in the late Eocene. The combination of a sediment transport model with a full sediment budget makes it possible to test the non-uniqueness of these results.},
author = {Armitage, John J. and Allen, Philip A. and Burgess, Peter M. and Hampson, Gary J. and Whittaker, Alexander C. and Duller, Robert A. and Michael, Nikolas A.},
doi = {10.2110/jsr.2015.97},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Armitage15{\_}Spain{\_}Pyr-S{\_}Eoc{\_}Routing{\_}Sed-Transport-Model{\_}JSR - copie.pdf:pdf},
issn = {1527-1404},
journal = {Journal of Sedimentary Research},
number = {12},
pages = {1510--1524},
title = {{Sediment Transport Model For the Eocene Escanilla Sediment-Routing System: Implications For the Uniqueness of Sequence Stratigraphic Architectures}},
volume = {85},
year = {2015}
}
@article{kruit1972deep,
author = {Kruit, C and Brouwer, J and Ealey, P},
journal = {Nature Physical Science},
number = {99},
pages = {59--61},
publisher = {Springer},
title = {{A deep-water sand fan in the Eocene Bay of Biscay}},
volume = {240},
year = {1972}
}
@article{Rift,
author = {Rift, Pyrenean and Verg{\'{e}}s, Jaume and Garc{\^{i}}a-senzrz, Jesus},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Verges01{\_}Pyr{\_}Rift{\_}Mesoz-Evol{\_}cenoz-Inv{\_}PeriTethys{\_}MemMusNatHistNat - copie.pdf:pdf},
isbn = {2856535283},
pages = {187--212},
title = {{Mesozoic evolution and Cainozoic inversion of the}}
}
@article{Miller2011,
author = {Miller, Kenneth G and Mountain, G S and Wright, J D and Browning, James V},
doi = {10.5670/oceanog.2011.26.COPYRIGHT},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Miller{\_}kg11{\_}Sea-Level{\_}Ice-Volume{\_}Variations{\_}180Ma{\_}Rec{\_}Oceanography.pdf:pdf},
journal = {Oceanography},
number = {2},
pages = {40--53},
title = {{A 180 Million Year Record of Sea Level and Ice Volume Variations}},
volume = {24},
year = {2011}
}
@article{Rocher2000,
abstract = {New fieldwork, surface data (e.g. drainage network anomalies) and SPOT satellite imagery are combined with sub-surface data (seismic profiles and drill-cores) to analyse the structural setting of the south Aquitaine Basin. Cenozoic paleostresses are determined through inversion of fault slip and calcite twin data (quarries and drill cores), allowing reconstruction of the Cenozoic structural and tectonic evolution. The main tectonic event, the NNE 'Pyrenean compression', from the Late Cretaceous to the Oligocene, is responsible for thrusting and folding along N110°axes and strike-slip reactivation of major NNW and NE-SW faults. Some fold axes turn along NNW major wrench faults, and compression locally undergoes deviation to ENE trends. NNE extension locally occurred at anticline hinges. After a minor WNW extension, a Miocene NNW compression occurred and changed into a perpendicular ENE extension, responsible for nearly N-S normal faulting. These multiple states of stress reflect two major compressional events (NNE and NNW); their variety mainly reveals local accommodation due to numerous inherited structures, in the general context of Eurasia-Africa convergence. (C) 2000 Elsevier Science Ltd. All rights reserved.},
author = {Rocher, Muriel and Lacombe, Olivier and Angelier, Jacques and Deffontaines, Beno{\^{i}}t and Verdier, Fran{\c{c}}ois},
doi = {10.1016/S0191-8141(99)00181-9},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Rocher00{\_}BA{\_}Cenoz{\_}Fault-Fold{\_}JSG - copie.pdf:pdf},
issn = {01918141},
journal = {Journal of Structural Geology},
number = {5},
pages = {627--645},
title = {{Cenozoic folding and faulting in the south Aquitaine Basin (France): Insights from combined structural and paleostress analyses}},
volume = {22},
year = {2000}
}
@article{Naylor2008,
abstract = {Alpine-type mountain belts formed by continental collision are characterised by a strong cross-sectional asymmetry driven by the dominant underthrusting of one plate beneath the other. Such mountain belts are flanked on either side by two peripheral foreland basins, one over the underthrust plate and one over the over-riding plate; these have been termed pro- and retro-foreland basins, respectively. Numerical modelling that incorporates suitable tectonic boundary conditions, and models orogenesis from growth to a steady-state form (i.e. where accretionary influx equals erosional outflux), predicts contrasting basin development to these two end-member basin types. Pro-foreland basins are characterised by: (1) Accelerating tectonic subsidence driven primarily by the translation of the basin fill towards the mountain belt at the convergence rate. (2) Stratigraphic onlap onto the cratonic margin at a rate at least equal to the plate convergence rate. (3) A basin infill that records the most recent development of the mountain belt with a preserved interval determined by the width of the basin divided by the convergence rate. In contrast, retro-foreland basins are relatively stable, are not translated into the mountain belt once steady-state is achieved, and are consequently characterised by: (1) A constant tectonic subsidence rate during growth of the thrust wedge, with zero tectonic subsidence during the steady-state phase (i.e. ongoing accretion-erosion, but constant load). (2) Relatively little stratigraphic onlap driven only by the growth of the retro-wedge. (3) A basin fill that records the entire growth phase of the mountain belt, but only a condensed representation of steady-state conditions. Examples of pro-foreland basins include the Appalachian foredeep, the west Taiwan foreland basin, the North Alpine Foreland Basin and the Ebro Basin (southern Pyrenees). Examples of retro-foreland basins include the South Westland Basin (Southern Alps, New Zealand), the Aquitaine Basin (northern Pyrenees), and the Po Basin (southern European Alps). We discuss how this new insight into the variability of collisional foreland basins can be used to better interpret mountain belt evolution and the hydrocarbon potential of these basins types. {\textcopyright} 2008 The Authors. Journal compilation {\textcopyright} 2008 Blackwell Publishing Ltd.},
author = {Naylor, Mark and Sinclair, H. D.},
doi = {10.1111/j.1365-2117.2008.00366.x},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Naylor08{\_}Foreland{\_}Pro{\_}Retro{\_}BR - copie.pdf:pdf},
issn = {13652117},
journal = {Basin Research},
number = {3},
pages = {285--303},
title = {{Pro- vs. retro-foreland basins}},
volume = {20},
year = {2008}
}
@article{gallastegui2002initiation,
author = {Gallastegui, J and Pulgar, J A and Gallart, J},
journal = {Tectonics},
number = {4},
pages = {11--15},
publisher = {Wiley Online Library},
title = {{Initiation of an active margin at the North Iberian continent-ocean transition}},
volume = {21},
year = {2002}
}
@article{Mouthereau2014,
author = {Mouthereau, Fr{\'{e}}d{\'{e}}ric and Vacherat, Arnaud and Lacombe, Olivier and Christophoul, Fr{\'{e}}d{\'{e}}ric and Filleaudeau, Pierre-Yves and Pik, Rapha{\"{e}}l and Fellin, Maria Giuditta and Castelltort, S{\'{e}}bastien and Masini, Emmanuel},
doi = {10.1002/2014TC003663},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Mouthereau14-Pyr{\_}Shortening-Limit{\_}Margin-Architecture{\_}Tectonics - copie.pdf:pdf},
issn = {1944-9194},
journal = {Tectonics},
keywords = {balanced cross section,collision,geochronology,mountain building,rift-related processes},
number = {12},
pages = {2283--2314},
title = {{Placing limits to shortening evolution in the Pyrenees: Role of margin architecture and implications for the Iberia/Europe convergence}},
volume = {33},
year = {2014}
}
@article{Miller2008,
abstract = {The imperfect direct record of Antarctic glaciation has led to the delayed recognition of the initiation of a continent- sized ice sheet. Early studies interpreted initiation in the middle Miocene (ca 15 Ma). Most current studies place the first ice sheet in the earliest Oligocene (33.55 Ma), but there is physical evidence for glaciation in the Eocene. Though there are inherent limitations in sea-level and deep-sea iso- tope records, both place constraints on the size and extent of Late Cretaceous to Cenozoic Antarctic ice sheets. Sea- level records argue that small- to medium-size (typically 10-12},
author = {Miller, K and Wright, J and Katz, M and Browning, J and Cramer, B and Wade, B and Mizintseva, S.},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Miller08{\_}Eust{\_}Antarctica - copie 2.pdf:pdf},
journal = {Antarctica: A Keystone in a Changing World},
pages = {55--70},
title = {{A View of Antarctic Ice-Sheet Evolution from Sea-Level and Deep-Sea Isotope Changes During the Late Cretaceous-Cenozoic}},
year = {2008}
}
@article{Miller2005,
abstract = {We review Phanerozoic sea-level changes [543 million years ago (Ma) to the present] on various time scales and present a new sea-level record for the past 100 million years (My). Long-term sea level peaked at 100 T 50 meters during the Cretaceous, implying that ocean-crust production rates were much lower than previously inferred. Sea level mirrors oxygen isotope variations, reflecting ice-volume change on the 104- to 106-year scale, but a link between oxygen isotope and sea level on the 107-year scale must be due to temperature changes that we attribute to tectonically controlled carbon dioxide variations. Sea-level change has influenced phytoplankton evolution, ocean chemistry, and the loci of carbonate, organic carbon, and siliciclastic sediment burial. Over the past 100 My, sea-level changes reflect global climate evolution from a time of ephemeral Antarctic ice sheets (100 to 33 Ma), through a time of large ice sheets primarily in Antarctica (33 to 2.5 Ma), to a world with large Antarctic and large, variable Northern Hemisphere ice sheets (2.5 Ma to the present).},
author = {Miller, Kenneth G and Miller, Kenneth G and Kominz, Michelle A and Browning, James V and Wright, James D and Mountain, Gregory S and Katz, Miriam E and Sugarman, Peter J and Cramer, Benjamin S and Christie-blick, Nicholas and Pekar, Stephen F},
doi = {10.1126/science.1116412},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Miller05{\_}Eust - copie.pdf:pdf},
journal = {Science},
pages = {1293--1298},
title = {{The Phanerozoic Record of Global Sea-Level Change}},
volume = {310},
year = {2005}
}
@article{Martinez2015,
abstract = {Eccentricity, obliquity, and precession are cyclic parameters of the Earth's orbit whose climatic implications have been widely demonstrated on recent and short time intervals. Amplitude modulations of these parameters on million-year time scales induce "grand orbital cycles" but the behavior and the paleoenvironmental consequences of these cycles remain debated for the Mesozoic owing to the chaotic diffusion of the solar system in the past. Here, we test for these cycles from the Jurassic to the Early Cretaceous by analyzing new stable isotope datasets reflecting fluctuations in the carbon cycle and seawater temperatures. Our results document a prominent cyclicity of {\~{}}9 My in the carbon cycle paced by changes in the seasonal dynamics of hydrological processes and long-term sea level fluctuations. These paleoenvironmental changes are linked to a great eccentricity cycle consistent with astronomical solutions. The orbital forcing signal was mainly amplified by cumulative sequestration of organic matter in the boreal wetlands under greenhouse conditions. Finally, we show that the {\~{}}9-My cycle faded during the Pliensbachian, which could either reflect major paleoenvironmental disturbances or a chaotic transition affecting this cycle.},
author = {Martinez, Mathieu and Dera, Guillaume},
doi = {10.1073/pnas.1419946112},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Martinez15{\_}PNAS - copie.pdf:pdf},
issn = {0027-8424},
journal = {Proceedings of the National Academy of Sciences},
number = {41},
pages = {12604--12609},
title = {{Orbital pacing of carbon fluxes by a ∼9-My eccentricity cycle during the Mesozoic}},
volume = {112},
year = {2015}
}
@article{Ponte2019,
abstract = {The Zambezi Delta draining the Southern African Plateau and the southern part of the East African Rift is one of a the largest delta of Africa with a long-lasting history starting during Early Cretaceous with more than 12 km of sediments deposited. The Zambezi Delta is therefore a unique archive of the past topographic evolution of southern and eastern Africa and their related deformations, but also of the climate changes, global and regional (consequences of local topographic growths). Understanding this archive supposes to get a high-resolution dating of the sediments. Our two objectives are here (1) to construct an age model of the Zambezi Cenozoic delta using a combination of biostratigraphy, orbital stratigraphy and sequence stratigraphy and (2) to determine the palaeoprecipitation variations of the Zambezi catchment from the Oligocene to present day in a known tectonic framework. The Neogene sequences were dated at high-resolution assuming that the third order sequences are of eustatic origin and record long-term eccentricity cycles. The sequences were correlated in ages on the calculated Earth orbital solutions of Laskar for the time intervals provided by the biostratigraphy (nannofossils, planktonic foraminifers). The palaeoprecipitation record was based on the definition of a humidity index based on pollen analysis and associated botanical associations. The late Oligocene was a quite wet period getting dryer in the uppermost Chattian. The base Tortonian (11 Ma) was a humid period. The Messinian was a dry period with a slight increase of the humidity during the Zanclean and a sharp increase around the Zanclean-Piacenzian boundary. The Zambezi Delta has recorded the uplifts of the Southern African Plateau (around 85 Ma and around 25 Ma) and those of the southward migration of the East African Rift (since 5.5 Ma).},
author = {Ponte, Jean Pierre and Robin, C{\'{e}}cile and Guillocheau, Fran{\c{c}}ois and Popescu, Speranta and Suc, Jean Pierre and Dall'Asta, Massimo and Melinte-Dobrinescu, Mihaela C. and Bubik, Miroslav and Dupont, G{\'{e}}rard and Gaillot, J{\'{e}}remie},
doi = {10.1016/j.marpetgeo.2018.07.017},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Ponte et al., 2019, Mar. Pet. Geol., 105, 293-312.pdf:pdf},
issn = {02648172},
journal = {Marine and Petroleum Geology},
keywords = {Mozambique,Orbital stratigraphy,Palaeoclimate,Seismic stratigraphy,Zambezi},
number = {September 2018},
pages = {293--312},
publisher = {Elsevier},
title = {{The Zambezi delta (Mozambique channel, East Africa): High resolution dating combining bio- orbital and seismic stratigraphies to determine climate (palaeoprecipitation) and tectonic controls on a passive margin}},
url = {https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2018.07.017},
volume = {105},
year = {2019}
}
@article{laskar2011la2010,
author = {Laskar, Jacques and Fienga, Agn{\`{e}}s and Gastineau, Mickael and Manche, Herve},
journal = {Astronomy {\&} Astrophysics},
pages = {A89},
publisher = {EDP Sciences},
title = {{La2010: a new orbital solution for the long-term motion of the Earth}},
volume = {532},
year = {2011}
}
@article{Nehlig2005,
author = {Nehlig, Pierre and Leyrit, Herve and Dardon, Arnaud and Freour, Gwenael and {de Goer de Herve}, Alain and Huguet, David and Thieblemont, Denis},
doi = {10.2113/172.3.295},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Nehlig01{\_}MC{\_}Cantal{\_}Stratovolcan{\_}BSGF - copie.pdf:pdf},
issn = {0037-9409},
journal = {Bulletin de la Societe Geologique de France},
number = {3},
pages = {295--308},
title = {{Constructions et destructions du stratovolcan du Cantal}},
volume = {172},
year = {2005}
}
@article{plint1988sharp,
author = {Plint, A G},
publisher = {Special Publications of SEPM},
title = {{Sharp-based shoreface sequences and}},
year = {1988}
}
@article{Neal2009,
abstract = {We propose a framework for the hierarchy of sedimentary units observed in stratigraphic data that is based entirely on the geometric relationship of the strata. This framework of geometries is assumed to result from repeated successions of accommodation creation and sediment fill (here named accommodation succession). We have modified existing hierarchal frameworks to describe depositional units resulting from accommodation successions of varying magnitude and duration, across a depositional profile. Each full succession consists of component partial succession sets that are, sequentially, lowstand-progradation to aggradational; transgressive-retrogradation; and highstand-aggradation to progradation to degradation. The terms ‐{\oe}highstand‐  and ‐{\oe}lowstand‐  as originally defined to label systems tracts relative to a shelf edge, and with an implied relationship between sea level and systems tracts, have been the root of confusion. We propose that these terms be used in the strict sense of the original definition, because their meaning has been lost when applied to the many depositional settings and high-resolution data sets to which the concepts of sequence stratigraphy are now applied. We propose that the concept of accommodation succession stacking be used in the interpretation of stratigraphic data within a hierarchal framework of depositional sequences, sequence sets, and composite sequences. This will allow an interpreter to accurately categorize observations, provide a basis for predictions away from control points, and develop a framework that allows revisions as higher-resolution data become available.},
author = {Neal, Jack and Abreu, Vitor},
doi = {10.1130/G25722A.1},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Neal09{\_}Seq-Strat{\_}Hierachy{\_}Acco{\_}Geology.pdf:pdf},
issn = {00917613},
journal = {Geology},
number = {9},
pages = {779--782},
title = {{Sequence stratigraphy hierarchy and the accommodation succession method}},
volume = {37},
year = {2009}
}
@article{ambert1995karstification,
author = {Ambert, M and Ambert, P},
journal = {G{\'{e}}ologie de la France},
pages = {37--50},
title = {{Karstification des plateaux et encaissement des vall{\'{e}}es au cours du N{\'{e}}og{\`{e}}ne et du Quaternaire dans les Grands Causses m{\'{e}}ridionaux (Larzac, Blandas)}},
volume = {4},
year = {1995}
}
@article{robin1998discriminating,
author = {Robin, Cecile and Guillocheau, Francois and Gaulier, Jean-Michel},
journal = {Terra Nova},
number = {6},
pages = {323--329},
publisher = {BLACKWELL SCIENCE LTD PO BOX 88, OSNEY MEAD, OXFORD OX2 0NE, OXON, ENGLAND},
title = {{Discriminating between tectonic and eustatic controls on the stratigraphic record in the Paris basin}},
volume = {10},
year = {1998}
}
@article{bremer1989geomorphology,
author = {Bremer, Hanna},
journal = {Catena},
number = {suppl},
pages = {45--67},
title = {{On the geomorphology of the South German scarplands}},
volume = {15},
year = {1989}
}
@article{sztrakos1998eocene,
author = {Sztrakos, K and G{\'{e}}ly, J P and Blondeau, A and M{\"{u}}ller, C},
journal = {G{\'{e}}ologie de la France},
number = {1998},
pages = {57--105},
title = {{L'{\'{E}}oc{\`{e}}ne du Bassin sud-aquitain: lithostratigraphie, biostratigraphie et analyse s{\'{e}}quentielle}},
volume = {4},
year = {1998}
}
@article{barruol2002tertiary,
author = {Barruol, Guilhem and Granet, Michel},
journal = {Earth and Planetary Science Letters},
number = {1},
pages = {31--47},
publisher = {Elsevier},
title = {{A Tertiary asthenospheric flow beneath the southern French Massif Central indicated by upper mantle seismic anisotropy and related to the west Mediterranean extension}},
volume = {202},
year = {2002}
}
@article{Brault2004,
abstract = {The Mio-Pliocene in Western Europe is a period of major climatic and tectonic change with important topographic consequences. The aim of this paper is to reconstruct these topographic changes (based on sedimentological analysis and sequence stratigraphy) for the Armorican Massif (western France) and to discuss their significance. The Mio-Pliocene sands of the Armorican Massif (Red Sands) are mainly preserved in paleovalleys and are characterized by extensive fluvial sheetflood deposits with low-preservation and by-pass facies. This sedimentological study shows that the Red Sands correspond to three main sedimentary environments: fluvial (alluvial fan, low-sinuosity rivers and braided rivers), estuarine and some rare open marine deposits (marine bioclastic sands: "faluns" of French authors). Two orders of sequences have been correlated across Brittany with one or two minor A/S cycles comprised within the retrogradational trend of a major cycle. The unconformity at the base of the lower cycle is more marked than the unconformity observed at the top, which corresponds to a re-incision of the paleovalley network. A comparison of the results of the sequence stratigraphy analysis with eustatic variations and tectonic events during the Mio-Pliocene allows (1) to discuss their influence on the evolution of the Armorican Massif and (2) to compare the stratigraphic record with other west-European basins. The unconformity observed at the base of the first minor cycle may be attributed to Serravallian-Tortonian tectonic activity and/or eustatic fall, and the unconformity of the second minor cycle may be attributed to Late Tortonian-Early Messinian tectonic activity. The earlier unconformity is coeval with the development of a "smooth" paleovalley network compared to the jagged present-day relief. A single episode of Mio-Pliocene deformation recorded in Brittany may be dated as Zanclean, thus explaining the lack of the maximum flooding surface except in isolated areas. From this study, five paleogeographic maps were drawn up also indicating paleocurrent directions: three maps for the lower cycle (Tortonian retrogradational trend, Late Tortonian to Early Messinian maximum flooding surface and Messinian progradational trend) and two for the upper cycle (Pliocene retrogradational trend and Piacenzian maximum flooding surface). These maps show (1) the variations of paleocurrent directions during the Mio-Pliocene, (2) the extent of estuarine environments during the maximum flooding intervals and (3) a paleodrainage watershed oriented NNW-SSE following the regional Quessoy/Nort-sur-Erdre Fault during the retrogradational trend of the upper cycle and possibly during the progradational trend of the lower cycle. The present-day morphology of the Armorican Massif is characterized by (1) incised valleys and jagged topography, in contrast with the "smooth" morphology described for Mio-Pliocene times and (2) a main East-West drainage watershed, located to the north, separating rivers flowing towards the English Channel from rivers flowing towards the Atlantic Ocean. The Mio-Pliocene/Pleistocene paleotopographic changes seem to be controlled by climatic effects. These can be related to the change in runoff associated with warmer and wetter conditions during the Mio-Pliocene, which control the river discharge and lead to the development of extensive fluvial sheetflood deposits. Tectonic or eustatic factors exert a second-order control. {\textcopyright} 2003 Elsevier B.V. All rights reserved.},
author = {Brault, N. and Bourquin, S. and Guillocheau, F. and Dabard, M. P. and Bonnet, S. and Courville, P. and Est{\'{e}}oule-Choux, J. and Stepanoff, F.},
doi = {10.1016/S0037-0738(03)00193-3},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Brault04{\_}Mio-Pliocene{\_}to{\_}Pleistocene{\_}paleotopographic{\_}evolu.pdf:pdf},
issn = {00370738},
journal = {Sedimentary Geology},
keywords = {Armorican Massif,Mio-Pliocene,Paleogeography,Paleotopography,Sequence stratigraphy},
number = {3-4},
pages = {175--210},
title = {{Mio-Pliocene to Pleistocene paleotopographic evolution of Brittany (France) from a sequence stratigraphic analysis: Relative influence of tectonics and climate}},
volume = {163},
year = {2004}
}
@article{Bessin2017,
abstract = {A wide range of methods are available to quantify Earth's surface vertical movements but most of these methods cannot track low amplitude ({\textless}1 km, e.g. thermochronology) or old ({\textgreater}5 Ma, e.g. cosmogenic isotope studies) vertical movements characteristic of plate interiors. The difference between the present-day elevation of ancient sea-level markers (deduced from well dated marine deposits corrected from their bathymetry of deposition) and a global sea-level (GSL) curve are sometimes used to estimate these intraplate vertical movements. Here, we formalized this method by re-assessing the reliability of published GSL curves to build a composite curve that combines the most reliable ones at each stage, based on the potential bias and uncertainties inherent to each curve. We suggest i) that curves which reflect ocean basin volume changes are suitable for the ca. 100 to 35 Ma “greenhouse” period ii) whereas curves that reflects ocean water volume changes are better suited for the ca. 35 to 0 Ma “icehouse” interval and iii) that, for these respective periods, the fit is best when using curves that accounts for both volume changes. We used this composite GSL curve to investigate the poorly constrained Paleogene to Neogene vertical motions of the Armorican Massif (western France). It is characterized by a low elevation topography, a Variscan basement with numerous well dated Cenozoic marine deposits scattered upon it. Using our method, we identify low amplitude vertical movements ranging from 66 m of subsidence to 89 m of uplift over that time period. Their spatial distribution argues for a preferred scale of deformation at medium wavelengths (i.e., order 100 km), which we relate to the deformation history of northwestern European lithosphere in three distinct episodes. i) A phase of no deformation between 38 and 34 Ma, that has been previously recognized at the scale of northwestern Europe, ii) a phase of low subsidence between 30 and 3.6 Ma, possibly related to buckling of the lithosphere and iii) a phase of more pronounced uplift between 2.6 Ma and present, which we relate to the acceleration of the Africa–Apulia convergence or to enhanced erosion in the rapidly cooling climate of the Pleistocene.},
author = {Bessin, Paul and Guillocheau, Fran{\c{c}}ois and Robin, C{\'{e}}cile and Braun, Jean and Bauer, Hugues and Schro{\"{e}}tter, Jean Michel},
doi = {10.1016/j.epsl.2017.04.018},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Bessin17{\_}MA{\_}Vert-Mvt{\_}Sea-Level{\_}EPSL - copie.pdf:pdf},
issn = {0012821X},
journal = {Earth and Planetary Science Letters},
keywords = {Armorican Massif,Cenozoic,global sea-level,intraplate domains,low amplitude deformation,quantification of vertical movements},
pages = {25--36},
publisher = {Elsevier B.V.},
title = {{Quantification of vertical movement of low elevation topography combining a new compilation of global sea-level curves and scattered marine deposits (Armorican Massif, western France)}},
url = {http://dx.doi.org/10.1016/j.epsl.2017.04.018},
volume = {470},
year = {2017}
}
@misc{defive2007evolution,
author = {Defive, Emmanuelle and Pastre, Jean-Fran{\c{c}}ois and Lageat, Yannick and Cantagrel, Jean-Marie and Meloux, Jean-Luc},
publisher = {PUBP},
title = {{L'{\'{e}}volution g{\'{e}}omorphologique n{\'{e}}og{\`{e}}ne de la haute vall{\'{e}}e de la Loire compar{\'{e}}e {\`{a}} celle de l'Allier}},
year = {2007}
}
@article{granet1995imaging,
author = {Granet, Michel and Wilson, Marjorie and Achauer, Ulrich},
journal = {Earth and Planetary Science Letters},
number = {3-4},
pages = {281--296},
publisher = {Elsevier},
title = {{Imaging a mantle plume beneath the French Massif Central}},
volume = {136},
year = {1995}
}
@incollection{einsele1982limestone,
author = {Einsele, Gerhard},
booktitle = {Cyclic and event stratification},
pages = {8--53},
publisher = {Springer},
title = {{Limestone-marl cycles (periodites): diagnosis, significance, causes—a review}},
year = {1982}
}
@article{laskar2004long,
author = {Laskar, Jacques and Robutel, Philippe and Joutel, Fr{\'{e}}d{\'{e}}ric and Gastineau, Mickael and Correia, A C M and Levrard, Benjamin},
journal = {Astronomy {\&} Astrophysics},
number = {1},
pages = {261--285},
publisher = {EDP Sciences},
title = {{A long-term numerical solution for the insolation quantities of the Earth}},
volume = {428},
year = {2004}
}
@article{guillocheau1995nature,
author = {Guillocheau, Francois},
journal = {Comptes rendus de l'Acad{\'{e}}mie des sciences. S{\'{e}}rie 2. Sciences de la terre et des plan{\`{e}}tes},
number = {12},
pages = {1141--1157},
publisher = {Elsevier},
title = {{Nature, rank and origin of Phanerozoic sedimentary cycles}},
volume = {320},
year = {1995}
}
@article{granet1995massif,
author = {Granet, M and Stoll, G and Dorel, J and Achauer, U and Poupinet, G and Fuchs, K},
journal = {Geophysical Journal International},
number = {1},
pages = {33--48},
publisher = {Blackwell Publishing Ltd Oxford, UK},
title = {{Massif Central (France): new constraints on the geodynamical evolution from teleseismic tomography}},
volume = {121},
year = {1995}
}
@article{guillocheau2003histoire,
author = {GUILLOCHEAU, Fran{\c{c}}ois and BRAULT, Nicolas and THOMAS, Eric and BARBARAND, Jocelyn and Others},
title = {{HISTOIRE G{\'{E}}OLOGIQUE Du MAss{\{}$\backslash$i{\}}E ARMoRicAIN DEPUIS 140 MA (CRETACE-ACTUEL)}},
year = {2003}
}
@article{thinon2002couverture,
author = {Thinon, I and R{\'{e}}hault, J-P and Fidalgo-Gonzales, L},
journal = {Bulletin de la Soci{\'{e}}t{\'{e}} g{\'{e}}ologique de France},
publisher = {Soci{\'{e}}t{\'{e}} G{\'{e}}ologique de France},
title = {{La couverture s{\'{e}}dimentaire syn-rift de la marge nord Gascogne et du Bassin armoricain (golfe de Gascogne) {\`{a}} partir de nouvelles donn{\'{e}}es de sismique-r{\'{e}}flexion}},
year = {2002}
}
@article{Clerc2016,
abstract = {We compile field data collected along the eastern part of the North Pyrenean Zone (NPZ) to point to a tectonic evolution under peculiar thermal conditions applying to the basin sediments in relation with the opening of the Cretaceous Pyrenean rift. Based on this compilation, we show that when thinning of the continental crust increased, isotherms moved closer to the surface with the result that the brittle-ductile transition propagated upward and reached sediments deposited at the early stage of the basin opening. During the continental breakup, the pre-rift Mesozoic cover was efficiently decoupled from the Paleozoic basement along the Triassic evaporite level and underwent drastic ductile thinning and boudinage. We suggest that the upper Albian and upper Cretaceous flysches acted as a blanket allowing temperature increase in the mobile pre-rift cover. Finally, we show that continuous spreading of the basin floor triggered the exhumation of the metamorphic, ductily sheared pre-rift cover, thus contributing to the progressive thinning of the sedimentary pile. In a second step, we investigate the detailed geological records of such a hot regime evolution along a reference-section of the eastern NPZ. We propose a balanced restoration from the Mouthoumet basement massif (north) to the Boucheville Albian basin (south). This section shows a north to south increase in the HT Pyrenean imprint from almost no metamorphic recrystallization to more than 600 °C in the pre- and syn-rift sediments. From this reconstruction, we propose a scenario of tectonic thinning involving the exhumation of the pre-rift cover by the activation of various detachment surfaces at different levels in the sedimentary pile. In a third step, examination of the architecture of current distal passive margin domains provides confident comparison between the Pyrenean case and modern analogs. Finally, we propose a general evolutionary model for the pre-rift sequence of the Northeastern Pyrenean rifted margin.},
author = {Clerc, Camille and Lagabrielle, Yves and Labaume, Pierre and Ringenbach, Jean Claude and Vauchez, Alain and Nalpas, Thierry and Bousquet, Romain and Ballard, Jean Fran{\c{c}}ois and Lahfid, Abdeltif and Fourcade, Serge},
doi = {10.1016/j.tecto.2016.07.022},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Clerc16{\_}Pyr-NE{\_}Hot{\_}Rift-Marg{\_}Basement-Cover{\_}Decoupling{\_}Tectono - copie.pdf:pdf},
issn = {00401951},
journal = {Tectonophysics},
keywords = {Extension,HT metamorphism,Passive margin,Pyrenees,Rifting,Structural geology},
pages = {82--97},
title = {{Basement – Cover decoupling and progressive exhumation of metamorphic sediments at hot rifted margin. Insights from the Northeastern Pyrenean analog}},
volume = {686},
year = {2016}
}
@article{antoine1997,
  title={L’apport des grands mammif{\`e}res (Rhinoc{\'e}rotid{\'e}s, Suoid{\'e}s, Proboscidiens) {\`a} la connaissance des gisements du Mioc{\`e}ne d’Aquitaine (France)},
  author={Antoine, Pierre-Olivier and Duranthon, Francis and Tassy, Pascal},
  booktitle={Actes du Congr{\`e}s biochrom},
  volume={97},
  pages={581--590},
  year={1997}
}
@phdthesis{dubarry1988interpretation,
author = {Dubarry, R{\'{e}}gine},
school = {Pau},
title = {{Interpretation dynamique du pal{\'{e}}oc{\`{e}}ne et de l'{\'{e}}oc{\`{e}}ne inf{\'{e}}rieur et moyen de la r{\'{e}}gion de pau-Tarbes (avant-pays nord des Pyr{\'{e}}n{\'{e}}es occidentales, sw France): S{\'{e}}dimentologie, corr{\'{e}}lations dia graphiques, d{\'{e}}compaction et calculs de subsidence}},
year = {1988}
}
@article{Cochelin2018,
abstract = {Estimating structural inheritance in orogens is critical to understanding the manner in which plate convergence is accommodated. The Pyrenean belt, which developed in Late Cretaceous to Paleogene times, was affected by Cretaceous rifting and Variscan orogeny. Here we combine a structural and petrological study of the Axial Zone in the Central Pyrenees to discuss structural inheritance. Low-grade Paleozoic metasedimentary rocks were affected by a Variscan transpressional event that produced successively: (1) regional-scale folds; (2) isoclinal folding, steep pervasive cleavage and vertical stretching, synchronous with peak metamorphism; (3) strain localization into ductile reverse shear zones. The persistence of a relatively flat envelope for the Paleozoic sedimentary pile and Variscan isograds, and the absence of Alpine crustal-scale faults in the core of the Axial Zone, suggests that the Axial Zone constitutes a large Variscan structural unit preserved during Pyrenean orogeny. This configuration seems to be inherited from Cretaceous rifting, which led to the individualization of a large continental block (future Axial Zone) against a hyper-extended domain along the North Pyrenean Fault zone. This study places the currently prevailing model of Pyrenean belt deformation in a new perspective and has important implications for crustal evolution and inheritance in mountain belts more generally.Supplementary materials: Raman spectroscopy of carbonaceous materials data and a figure illustrating peak-fitting of the Raman spectrum of carbonaceous material and Raman spectra from the various samples of the Pallaresa cross-section are available at https://doi.org/10.6084/m9.figshare.c.3906247},
author = {Cochelin, Bryan and Lemirre, Baptiste and Den{\`{e}}le, Yoann and {de Saint Blanquat}, Michel and Lahfid, Abdeltif and Duch{\^{e}}ne, St{\'{e}}phanie},
doi = {10.1144/jgs2017-066},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Cochelin18{\_}Pyr{\_}CentraL{\_}variscan{\_}Struct{\_}Inheritance{\_}JGSL - copie.pdf:pdf},
issn = {0016-7649},
journal = {Journal of the Geological Society},
number = {2},
pages = {336--351},
title = {{Structural inheritance in the Central Pyrenees: the Variscan to Alpine tectonometamorphic evolution of the Axial Zone}},
volume = {175},
year = {2018}
}
@article{dubreuilh1995dynamique,
author = {Dubreuilh, J and , J P and Farjanel, G and Karnay, G and Platel, J P and Simon-Coin{\c{c}}on, R},
journal = {G{\'{e}}ologie de la France},
pages = {3--26},
title = {{Dynamique d'un comblement continental n{\'{e}}og{\`{e}}ne et quaternaire: l'exemple du bassin d'Aquitaine}},
volume = {4},
year = {1995}
}
@inproceedings{antoine1997apport,
author = {Antoine, Pierre-Olivier and Duranthon, Francis and Tassy, Pascal},
booktitle = {Actes du Congr{\`{e}}s biochrom},
pages = {581--590},
title = {{L'apport des grands mammif{\`{e}}res (Rhinoc{\'{e}}rotid{\'{e}}s, Suoid{\'{e}}s, Proboscidiens) {\`{a}} la connaissance des gisements du Mioc{\`{e}}ne d'Aquitaine (France)}},
volume = {97},
year = {1997}
}
@article{capdeville1990notice951,
  title={Notice explicative, Carte g{\'e}ol},
  author={Capdeville, JP},
  journal={France (1/50 000), feuille Mont-de-Marsan (951). Orl{\'e}ans: BRGM},
  year={1990}
}
@article{cavelier1997sedimentation,
author = {Cavelier, C and Fries, G and Lagarigue, J L and Capdeville, J P},
journal = {G{\'{e}}ologie de la France},
pages = {69--79},
title = {{Sedimentation progradante au Cenozo{\{}$\backslash$"$\backslash$i{\}}que inf{\'{e}}rieur en Aquitaine m{\'{e}}ridionale: un mod{\`{e}}le}},
volume = {4},
year = {1997}
}
@article{gomez2002inversion,
author = {G{\'{o}}mez, Manuel and Verg{\'{e}}s, Jaume and Riaza, Carlos},
journal = {Bulletin de la Soci{\'{e}}t{\'{e}} g{\'{e}}ologique de France},
number = {5},
pages = {449--459},
publisher = {Societe Geologique de France},
title = {{Inversion tectonics of the northern margin of the Basque Cantabrian Basin}},
volume = {173},
year = {2002}
}
@article{gourdon2000formation,
author = {Gourdon-Platel, N and PLATEL, J P and Astruc, J G},
journal = {G{\'{e}}ologie de la France},
pages = {65--76},
title = {{La formation de Rouffignac, t{\'{e}}moin d'une pal{\'{e}}oalt{\'{e}}rite cuirass{\'{e}}e intra-{\'{e}}oc{\`{e}}ne en P{\'{e}}rigord-Quercy}},
volume = {1},
year = {2000}
}
@article{lagabrielle2010mantle,
author = {Lagabrielle, Yves and Labaume, Pierre and {de Saint Blanquat}, Michel},
journal = {Tectonics},
number = {4},
publisher = {Wiley Online Library},
title = {{Mantle exhumation, crustal denudation, and gravity tectonics during Cretaceous rifting in the Pyrenean realm (SW Europe): Insights from the geological setting of the lherzolite bodies}},
volume = {29},
year = {2010}
}
@article{le1984bassins,
author = {{Le Pochat}, G},
journal = {Documents du Bureau de Recherches G{\'{e}}ologiques et Mini{\`{e}}res},
pages = {79--86},
title = {{Bassins pal{\'{e}}ozoiques cach{\'{e}}s sous l'Aquitaine}},
volume = {80},
year = {1984}
}
@article{ferrer2012evolution,
author = {Ferrer, O and Jackson, M P A and Roca, E and Rubinat, M},
journal = {Geological Society, London, Special Publications},
number = {1},
pages = {361--380},
publisher = {Geological Society of London},
title = {{Evolution of salt structures during extension and inversion of the Offshore Parentis Basin (Eastern Bay of Biscay)}},
volume = {363},
year = {2012}
}
@article{Espurt2019,
abstract = {In this paper, we combined new field geological, structural, paleo-temperature and subsurface data together with deep geophysical data to build a new 210 km-long crustal-scale balanced and sequentially restored cross-section in the Central Pyrenean belt (Nestes-Cinca transect). The present-day surficial thrust system geometry of the belt consists of bi-vergent basement-cover thrust sheets with inverted extensional basins and halokinetic structures. Its crustal geometry consists of a thrust wedge geometry of the European lithosphere between the Axial Zone imbricate system of the Iberian upper crust and the north-directed subduction of the Iberian lower crust. Along the study transect, the contractional belt corresponds to the inversion of the Mesozoic Pyrenean Rift system, which consisted in a hyper-extended relay zone of two metamorphic zones with exhumation of lithospheric mantle, the Montillet and Baronnies zones, separated by the Barousse upper crustal boudin. Surface and subsurface data show that the European and Iberian crusts include major inherited structures of the Variscan belt and Permian Rift. These old crustal features controlled the location and geometry of the Mesozoic Pyrenean Rift system. During the upper Cretaceous-lower Miocene contraction, both Paleozoic and Mesozoic inherited features controlled the thrust kinematics and the structural architecture of the Pyrenean orogen. Palinspastic restorations show that the orogenic shortening recorded in the Central Pyrenean belt reaches 127 km (39{\%}) including the closure of the hyper-extended Pyrenean Rift system that initially archived 56 km of extension. This study emphasizes the long-term influence of Paleozoic-Mesozoic structural and thermal inheritances for the evolution of orogenic belts.},
author = {Espurt, N. and Angrand, P. and Teixell, A. and Labaume, P. and Ford, M. and {de Saint Blanquat}, M. and Chevrot, S.},
doi = {10.1016/j.tecto.2019.04.026},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Espurt19{\_}Spain{\_}Pyr-S{\_}Central{\_}Crust{\_}Balanced-Cross-Section{\_}Variscan-Belt{\_}Perm-Mesoz-Rift{\_}Control{\_}Tectono - copie.pdf:pdf},
issn = {00401951},
journal = {Tectonophysics},
keywords = {Balanced cross-section,Central Pyrenean belt,Rifting,Structural inheritance,Variscan features},
number = {May},
pages = {25--45},
publisher = {Elsevier},
title = {{Crustal-scale balanced cross-section and restorations of the Central Pyrenean belt (Nestes-Cinca transect): Highlighting the structural control of Variscan belt and Permian-Mesozoic rift systems on mountain building}},
url = {https://doi.org/10.1016/j.tecto.2019.04.026},
volume = {764},
year = {2019}
}
@phdthesis{gardere2002these,
  title={Les sables fauves: dynamique s{\'e}dimentaire et {\'e}volution morphostructurale du bassin d'Aquitaine au Mioc{\`e}ne moyen},
  author={Gard{\`e}re, Philippe},
  year={2002}
}
@article{gardere2002,
author = {Gard{\`{e}}re, Philippe and Rey, Jacques and Duranthon, Francis},
journal = {Comptes Rendus G{\'{e}}oscience},
number = {13},
pages = {987--994},
publisher = {Elsevier},
title = {{Les {\{}$\backslash$guillemotleft{\}}Sables fauves{\{}$\backslash$guillemotright{\}}, t{\'{e}}moins de mouvements tectoniques dans le bassin d'Aquitaine au Mioc{\`{e}}ne moyen}},
volume = {334},
year = {2002}
}
@article{roest1991kinematics,
author = {Roest, W R and Srivastava, S P},
journal = {Geology},
number = {6},
pages = {613--616},
publisher = {Geological Society of America},
title = {{Kinematics of the plate boundaries between Eurasia, Iberia, and Africa in the North Atlantic from the Late Cretaceous to the present}},
volume = {19},
year = {1991}
}
@article{masini2014tectono,
author = {Masini, Emmanuel and Manatschal, Gianreto and Tugend, Julie and Mohn, Geoffroy and Flament, Jean-Marie},
journal = {International Journal of Earth Sciences},
number = {6},
pages = {1569--1596},
publisher = {Springer},
title = {{The tectono-sedimentary evolution of a hyper-extended rift basin: the example of the Arzacq--Maul{\'{e}}on rift system (Western Pyrenees, SW France)}},
volume = {103},
year = {2014}
}
@article{roure1989ecors,
author = {Roure, F and Choukroune, P and Berastegui, X and Munoz, J A and Villien, A and Matheron, Ph and Bareyt, M and Seguret, M and Camara, P and Deramond, J},
journal = {Tectonics},
number = {1},
pages = {41--50},
publisher = {Wiley Online Library},
title = {{ECORS deep seismic data and balanced cross sections: Geometric constraints on the evolution of the Pyrenees}},
volume = {8},
year = {1989}
}
@article{Saspiturry2019,
abstract = {The aim of this study is to unravel the tectono-sedimentary evolution of a hyper-thinned rift, based on the example of the Maul{\'{e}}on Basin, a basin filled by thick synrift deposits. The integrated study combines field data, detailed geological mapping and seismic interpretation. The field study focuses on the Iberian margin of the Maul{\'{e}}on Basin. Seismic interpretation and well calibration along a N–]S transect of the Maul{\'{e}}on Basin enable imaging the transition with the northern conjugate margin. The synrift records are very different on either side of the basin: the southern margin is composed of a proximal turbiditic s.l. siliciclastic system, whereas the northern margin is characterized by a carbonate system extending from the platform to the basin. We recognize the Maul{\'{e}}on rift as an apparent symmetric hyper-thinned rift, related to a southward dipping Albian detachment and a northward dipping Cenomanian one. Two stages of continental crustal thinning are inferred to explain the development of the Maul{\'{e}}on Basin. First, a Barremian to earliest Albian “ductile pure-shear thinning phase” responsible for the lower crustal thinning and the formation of a symmetric sag basin. Second, an Albian-Cenomanian simple-shear thinning phase, responsible for the onset of the southward dipping Saint-Palais detachment faulting and for evolution to an asymmetric basin. The Iberian margin appears as an upper plate and the European one as a lower plate during Albian time. At Early Cenomanian time, the basin was affected by structural changes of the margins resulting from shift in detachment direction, interpreted as “flip-flop detachment tectonics”.},
author = {Saspiturry, Nicolas and Razin, Philippe and Baudin, Thierry and Serrano, Olivier and Issautier, Benoit and Lasseur, Eric and Allanic, C{\'{e}}cile and Thinon, Isabelle and Leleu, Sophie},
doi = {10.1016/j.marpetgeo.2019.03.031},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Saspiturry19{\_}Pyr-W{\_}Mauleon{\_}Hyper-Thin-Rift{\_}Sym{\_}MAPG - copie.pdf:pdf},
issn = {02648172},
journal = {Marine and Petroleum Geology},
keywords = {Detachment faulting,Early cretaceous,Hyper-extended rift,Maul{\'{e}}on basin,Pyrenees},
number = {January},
pages = {86--105},
publisher = {Elsevier},
title = {{Symmetry vs. asymmetry of a hyper-thinned rift: Example of the Maul{\'{e}}on Basin (Western Pyrenees, France)}},
url = {https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2019.03.031},
volume = {104},
year = {2019}
}
@article{mathieu1986histoire,
author = {Mathieu, Christian},
journal = {Bulletin des Centres de Recherches Exploration--Production Elf-Aquitaine},
pages = {22--47},
title = {{Histoire g{\'{e}}ologique du sous-bassin de Parentis}},
volume = {10},
year = {1986}
}
@article{Schettino2011,
abstract = {The tectonic history of the western Tethys since the Late Triassic is illustrated through a set of computer-generated plate reconstructions, which are based on a rigorous plate motions model of this region. The model is constrained by the Atlantic plate kinematics and on-land geologic evidence and defines 13 tectonic phases, spanning the time interval from the late Ladinian (230 Ma) to the present. The kinematics associated with the Late Triassic western Tethyan rifts produced the detachment of a large composite fragment from the northern margin of Gondwana. It can be considered as the eastern propagation of the central Pangea breakup. During the Early Jurassic these rift zones became inactive, while new zones of extension formed along the southern margin of Eurasia, the eastern margin of Iberia, and within the rifted northern Gondwana fragment itself. Plate motions associated with the first two extensional centers can still be considered as an eastern branch of the central Atlantic plate kinematics. Conversely, the kinematic parameters of the latter-rift result from the composition of the Euler rotation describing the central Pangea breakup and the Euler pole of closure of the paleo-Tethys ocean. The Late Triassic-Early Jurassic rifting phases determined the formation of a number of independent microplates at the interface between Africa and Eurasia. Starting from the Early Cretaceous, convergence between Africa and Eurasia triggered further deformation within the dispersed continental fragments and the formation of backarc basins at the active margins, ultimately leading to an increase in the number of tectonic elements that were moving independently in the western Tethyan region during the Late Cretaceous and the Cenozoic. The proposed tectonic evolution of the western Tethys area is compatible with both global-scale plate kinematics and geological constraints from on-land data observed across the present-day mosaic of displaced terranes surrounding the Mediterranean region. ? 2011 Geological Society of America.},
author = {Schettino, Antonio and Turco, Eugenio},
doi = {10.1130/B30064.1},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Schettino11{\_}Tethys{\_}W{\_}Tect{\_}Evol{\_}Since{\_}Late-Trias{\_}GSAbull.pdf:pdf},
issn = {00167606},
journal = {Bulletin of the Geological Society of America},
number = {1-2},
pages = {89--105},
title = {{Tectonic history of the Western Tethys since the Late Triassic}},
volume = {123},
year = {2011}
}
@article{puigdefabregas1986tecto,
author = {Puigdef{\`{a}}bregas, C and Souquet, P},
journal = {Tectonophysics},
number = {1-4},
pages = {173--203},
publisher = {Elsevier},
title = {{Tecto-sedimentary cycles and depositional sequences of the Mesozoic and Tertiary from the Pyrenees}},
volume = {129},
year = {1986}
}
@incollection{paris1994aquitaine,
author = {Paris, F and {Le Pochat}, G},
booktitle = {Pre-Mesozoic Geology in France and Related Areas},
pages = {405--415},
publisher = {Springer},
title = {{The Aquitaine Basin}},
year = {1994}
}
@article{tugend2015characterizing,
author = {Tugend, Julie and Manatschal, Gianreto and Kusznir, N J and Masini, Emmanuel},
journal = {Geological Society, London, Special Publications},
number = {1},
pages = {171--203},
publisher = {Geological Society of London},
title = {{Characterizing and identifying structural domains at rifted continental margins: application to the Bay of Biscay margins and its Western Pyrenean fossil remnants}},
volume = {413},
year = {2015}
}
@article{Vacherat2017,
abstract = {Reconstructing long-term drainage evolution in collisional setting is key to deciphering between the drivers controlling landscape and time scales of syn-orogenic sediment transfer processes. Provenance studies in orogenic systems often exploit the geochronological record of past magmatic events in sediments to infer their source rocks. However, detrital age distribution may be difficult to be directly related to a specific source rock because it depends on whole rock composition and a robust stratigraphic and sedimentologic framework. Description of the provenance signal over the orogenic cycle from rift basin to its inversion as an orogenic prism may therefore appear to be a very challenging task. Here, we take advantage of an extensive set of geochronological dates in combination with sedimentological data in well-dated stratigraphic units to resolve uncertainties on grain provenance. We focus on the Pyrenees Mountains that developed in response to the inversion of European and Iberian continental margins from the Late Cretaceous to the Miocene. Inversion of hyper-extended rift basins in the Northern Pyrenees is recorded by specific cooling histories contrasting with the Southern Pyrenees where crustal extension was minor. We review and compile all available detrital thermochronological and geochronological data sets and provide new U/Pb and (U-Th-Sm)/He analyses on detrital zircon grains. This new data set allows us to re-examine the evolution of the sediments routing in the Pyrenees from rift-related Mesozoic basin evolution to tectonic inversion during Cenozoic foreland development. Together with sedimentological and petrographical constraints from syn-rift Mesozoic and syn-orogenic Cenozoic sediments, and within the frame of quantitative kinematic plate reconstructions based on existing rotation data, and balanced cross-sections, we examine the temporal and spatial evolution of sediment routing in the entire Pyrenean realm from rift to collision. Our paleogeographic reconstructions of the sediment dispersal pattern are presented for four key time steps at {\~{}} 100, 70, 55, and 40 Ma, accounting for Iberia's plate motion. Early Cretaceous extension on the European margin led to the formation of multiple and narrow basins that were fed locally. This contrasts with the larger-scale pattern of sediment dispersal on the southern Iberia margin. The differences in sediments dispersal are shown to reflect first-order N-S asymmetry of extension. The asymmetry is maintained during the earliest stages of convergence in Late-Cretaceous – Paleocene. The southern foreland basin exhibits large-scale longitudinal drainage patterns while sediments dispersal in the northern basin is controlled by inherited pre-orogenic E-W-striking basin architecture. In the Paleocene, the southwards migration of thrust sheets and underplating below the Axial Zone led to increasing exhumation at the origin of the emplacement of the first transverse drainage network in the Southern Pyrenees. Changes from dominant longitudinal to transverse drainage in the north occurred in the middle Eocene. Our study emphasizes the role played by the rifted margin on the syn-collisional sediment routing system. We anticipate that this main result could be transposed to other orogens that have resulted from rift basin inversion.},
author = {Vacherat, Arnaud and Mouthereau, Fr{\'{e}}d{\'{e}}ric and Pik, Rapha{\"{e}}l and Huyghe, Damien and Paquette, Jean Louis and Christophoul, Fr{\'{e}}d{\'{e}}ric and Loget, Nicolas and Tibari, Bouchaib},
doi = {10.1016/j.earscirev.2017.07.004},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Vacherat17{\_}Pyr{\_}Sed-Routing{\_}Sed{\_}Geochro{\_}Kin{\_}ESR.pdf:pdf},
issn = {00128252},
journal = {Earth-Science Reviews},
number = {July},
pages = {43--74},
publisher = {Elsevier},
title = {{Rift-to-collision sediment routing in the Pyrenees: A synthesis from sedimentological, geochronological and kinematic constraints}},
url = {http://dx.doi.org/10.1016/j.earscirev.2017.07.004},
volume = {172},
year = {2017}
}
@article{Verges2002,
abstract = {The Pyrenean Mountains represent the westernmost end of the long Alpine Himalayan collisional system. The excellent preservation of foreland basin deposits in conjunction with folds and thrusts has been the basis for the numerous papers on the syntectonic evolution of the Pyrenees. Many of these papers quantified the geological processes: inversion tectonics, fold-and-thrust development, foreland and hinterland sequences of thrusting, growth strata, and control of stratigraphy on tectonics as well as tectonics on sedimentation. Geophysical data also constrain the crustal and lithospheric structure. The pre-orogenic Mesozoic rift basins exerted a significant influence on the Pyrenean thrust system. Later, the opening of the Val{\`{e}}ncia trough was also important for the late development of the Eastern Pyrenees. Both, the preand post-orogenic evolution deserve more attention. In this paper we present an integrated synthesis of the Pyrenees from the middle Cretaceous to the present showing the pre-, syn- and post-collisional evolution ranging from plate tectonics to single anticlines and thrusts. Special emphasis is given to the timing of deformation related to both compression during collision and the later extension related to the opening of the Val{\`{e}}ncia trough. A lithospheric section across the Central Pyrenees and another along the strike of the Eastern Pyrenees show the present-day structure at depth. The present-day crustal structure of the Western Pyrenees almost reflects the final stage of the Pyrenean orogenic growth, since there have not been major post-collisional events in the region. The eastern Pyrenees, however, show a relatively rapid thinning of the crust and lithosphere towards the E due to the strong overprinting of Neogene and Quaternary extensional events. Most of the easternmost Pyrenean landscape is related to block uplift related to normal faulting.},
author = {Verg{\'{e}}s, Jaume and Fern{\`{a}}ndez, Manel and Mart{\`{i}}nez, Albert},
doi = {10.3809/jvirtex.2002.00058},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Verges02{\_}Iberia{\_}Spain{\_}Pyrenean{\_}Evol{\_}Synth{\_}JVirtualExplor.pdf:pdf},
issn = {14418126},
journal = {Journal of the Virtual Explorer},
keywords = {Alpine-Himalayan belt,Ebro foreland basin,Pyrenees,Thrust timing},
pages = {55--74},
title = {{The Pyrenean orogen: Pre-, syn-, and post-collisional evolution}},
volume = {8},
year = {2002}
}
@article{thinon2001deformations,
author = {Thinon, Isabelle and Fidalgo-Gonz{\'{a}}lez, Luis and R{\'{e}}hault, Jean-Pierre and Olivet, Jean-Louis},
journal = {Comptes Rendus de l'Acad{\'{e}}mie des Sciences-Series IIA-Earth and Planetary Science},
number = {9},
pages = {561--568},
publisher = {Elsevier},
title = {{D{\'{e}}formations pyr{\'{e}}n{\'{e}}ennes dans le golfe de Gascogne}},
volume = {332},
year = {2001}
}
@article{nirrengarten2018kinematic,
  title={Kinematic evolution of the southern North Atlantic: Implications for the formation of hyperextended rift systems},
  author={Nirrengarten, Michael and Manatschal, G and Tugend, J and Kusznir, N and Sauter, Daniel},
  journal={Tectonics},
  volume={37},
  number={1},
  pages={89--118},
  year={2018},
  publisher={Wiley Online Library}
}
@article{nirrengarten2017nature,
  title={Nature and origin of the J-magnetic anomaly offshore Iberia--Newfoundland: implications for plate reconstructions},
  author={Nirrengarten, Michael and Manatschal, Gianreto and Tugend, Julie and Kusznir, Nick J and Sauter, Daniel},
  journal={Terra Nova},
  volume={29},
  number={1},
  pages={20--28},
  year={2017},
  publisher={Wiley Online Library}
}
@article{vissers2016cretaceous,
  title={Cretaceous slab break-off in the Pyrenees: Iberian plate kinematics in paleomagnetic and mantle reference frames},
  author={Vissers, Reinoud LM and van Hinsbergen, Douwe JJ and van der Meer, Douwe G and Spakman, Wim},
  journal={Gondwana Research},
  volume={34},
  pages={49--59},
  year={2016},
  publisher={Elsevier}
}
@article{Teixell2018,
abstract = {This paper provides a synthesis of current data and interpretations on the crustal structure of the Pyrenean-Cantabrian orogenic belt, and presents new tectonic models for representative transects. The Pyrenean orogeny lasted from Santonian ({\~{}}84 Ma) to early Miocene times ({\~{}}20 Ma), and consisted of a spatial and temporal succession of oceanic crust/exhumed mantle subduction, rift inversion and continental collision processes at the Iberia-Eurasia plate boundary. A good coverage by active-source (vertical-incidence and wide-angle reflection) and passive-source (receiver functions) seismic studies, coupled with surface data have led to a reasonable knowledge of the present-day crustal architecture of the Pyrenean-Cantabrian belt, although questions remain. Seismic imaging reveals a persistent structure, from the central Pyrenees to the central Cantabrian Mountains, consisting of a wedge of Eurasian lithosphere indented into the thicker Iberian plate, whose lower crust is detached and plunges northwards into the mantle. For the Pyrenees, a new scheme of relationships between the southern upper crustal thrust sheets and the Axial Zone is here proposed. For the Cantabrian belt, the depth reached by the N-dipping Iberian crust and the structure of the margin are also revised. The common occurrence of lherzolite bodies in the northern Pyrenees and the seismic velocity and potential field record of the Bay of Biscay indicate that the precursor of the Pyrenees was a hyperextended and strongly segmented rift system, where narrow domains of exhumed mantle separated the thinned Iberian and Eurasian continental margins since the Albian-Cenomanian. The exhumed mantle in the Pyrenean rift was largely covered by a Mesozoic sedimentary lid that had locally glided along detachments in Triassic evaporites. Continental margin collision in the Pyrenees was preceded by subduction of the exhumed mantle, accompanied by the pop-up thrust expulsion of the off-scraped sedimentary lid above. To the west, oceanic subduction of the Bay of Biscay under the North Iberian margin is supported by an upper plate thrust wedge, gravity and magnetic anomalies, and 3D inclined sub-crustal reflections. However, discrepancies remain for the location of continent-ocean transitions in the Bay of Biscay and for the extent of oceanic subduction. The plate-kinematic evolution during the Mesozoic, which involves issues as the timing and total amount of opening, as well as the role of strike-slip drift, is also under debate, discrepancies arising from first-order interpretations of the adjacent oceanic magnetic anomaly record.},
author = {Teixell, A. and Labaume, P. and Ayarza, P. and Espurt, N. and {de Saint Blanquat}, M. and Lagabrielle, Y.},
doi = {10.1016/j.tecto.2018.01.009},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/Desktop/Biblio en cour/Bib-Tectono{\_}Alex1/Teixell18{\_}Spain{\_}Pyr-Cantabrian-Belt{\_}Crust-Struct{\_}Evol{\_}Review{\_}Tectono.pdf:pdf},
issn = {00401951},
journal = {Tectonophysics},
keywords = {Collision,Crustal structure,Hyperextended margins,North Iberian margin,Pyrenees-Cantabrian Mountains,Subduction},
number = {January},
pages = {146--170},
publisher = {Elsevier},
title = {{Crustal structure and evolution of the Pyrenean-Cantabrian belt: A review and new interpretations from recent concepts and data}},
url = {https://doi.org/10.1016/j.tecto.2018.01.009},
volume = {724-725},
year = {2018}
}
@phdthesis{deregnaucourt1981contribution,
author = {Deregnaucourt, Didier},
title = {{Contribution {\`{a}} l'{\'{e}}tude g{\'{e}}ologique du Golfe de Gascogne}},
year = {1981}
}
@article{deregnaucourt1982structure,
author = {Deregnaucourt, Didier and Boillot, Gilbert},
journal = {Bulletin du Bureau de Recherches G{\'{e}}ologiques et Mini{\`{e}}res/1},
number = {3},
pages = {149--178},
title = {{Structure g{\'{e}}ologique du golfe de Gascogne}},
volume = {2},
year = {1982}
}
@phdthesis{cremer1983,
author = {Cremer, Michel},
school = {Universit{\'{e}} de Bordeaux 1},
title = {{Approches s{\'{e}}dimentologique et g{\'{e}}ophysique des accumulations turbiditiques: l'{\'{e}}ventail profond du Cap-Ferret (Golfe de Gascogne), la s{\'{e}}rie des gr{\`{e}}s d'Annot (Alpes-de-Haute-Provence)}},
year = {1983}
}
@article{boillot1971structure,
author = {Boillot, G and Dupeuble, P A and Lamboy, M and D'Ozouville, L and Sibuet, J C},
journal = {Histoire structurale du Golfe de Gascogne},
publisher = {Technip, Par{\{}$\backslash$'$\backslash$i{\}}s},
title = {{Structure et histoire g{\'{e}}ologique de la marge continentale au N de l'Espagne}},
volume = {6},
year = {1971}
}
@book{montadert1971histoire,
author = {Montadert, L and Winnock, E},
publisher = {Technip},
title = {{L'Histoire structurale du Golf de Gascogne}},
year = {1971}
}
@phdthesis{crouzel1957miocene,
author = {Crouzel, C},
school = {Th{\`{e}}se, Universit{\'{e}} de Toulouse},
title = {{Le Miocene du Bassin d'Aquitaine}},
year = {1957}
}
@phdthesis{thinon1999structure,
author = {Thinon, Isabelle},
school = {Brest},
title = {{Structure profonde de la marge nord-Gascogne et du bassin armoricain}},
year = {1999}
}
@article{cahuzac1996foraminiferes,
author = {Cahuzac, B and Poignant, A},
journal = {G{\'{e}}ologie de la France},
pages = {35--55},
publisher = {BRGM et Soc. g{\'{e}}ol. Fr., {\'{e}}ds Orl{\'{e}}ans, 3},
title = {{Foraminif{\`{e}}res benthiques et microproblematica du Serravallien d'Aquitaine (Sud-Ouest de la France)}},
volume = {3},
year = {1996}
}
@article{cahuzac2000,
  title={Les foraminif{\`e}res benthiques du Langhien du Bassin d'Aquitaine (SW de la France); donn{\'e}es pal{\'e}o{\'e}cologiques et biog{\'e}ographiques},
  author={Cahuzac, Bruno and Poignant, Armelle},
  journal={Geobios},
  volume={33},
  number={3},
  pages={271--300},
  year={2000},
  publisher={Elsevier}
}
@article{ducasse1996evolution,
author = {Ducasse, Odette and Cahuzac, Bruno},
journal = {Revue de micropal{\'{e}}ontologie},
number = {4},
pages = {247--260},
publisher = {Elsevier},
title = {{Evolution de la faune d'ostracodes dans un cadre pal{\'{e}}og{\'{e}}ographique et interpr{\'{e}}tation des pal{\'{e}}oenvironnements au Langhien en Aquitaine}},
volume = {39},
year = {1996}
}
@article{ducasse1997ostracodes,
author = {Ducasse, Odette and 
, Bruno},
journal = {Revue de Micropal{\'{e}}ontologie},
number = {2},
pages = {141--166},
publisher = {Elsevier},
title = {{Les ostracodes indicateurs des pal{\'{e}}oenvironnements au Mioc{\`{e}}ne moyen (Serravallien) en Aquitaine (Sud-Ouest de la France)}},
volume = {40},
year = {1997}
}
@article{sztrakos2017,
  title={R{\'e}vision lithostratigraphique et biostratigraphique de l'Oligoc{\`e}ne d'Aquitaine occidentale (France)},
  author={Sztr{\'a}kos, K{\'a}roly and Steurbaut, Etienne},
  journal={Geodiversitas},
  volume={39},
  number={4},
  pages={741--782},
  year={2017},
  publisher={BioOne}
}

@phdthesis{cahuzac1980,
  title={Stratigraphie et pal{\'e}og{\'e}ographie de l'Oligoc{\`e}ne au Mioc{\`e}ne moyen en Aquitaine sud-occidentale},
  author={Cahuzac, Bruno},
  year={1980}
}
@article{capdevillenotice904,
author = {Capdeville, J P and Turq, A},
title = {{NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE MOISSAC {\`{A}} 1/50 000}},
year = {2003}
}
@article{viallard1987modele,
author = {Viallard, PIERRE},
journal = {Bulletin de la Soci{\'{e}}t{\'{e}} G{\'{e}}ologique de France},
number = {3},
pages = {551--559},
publisher = {Societe Geologique de France Paris, France},
title = {{Un modele de charriage epiglyptique; la nappe des Corbieres orientales (Aude, France)}},
volume = {3},
year = {1987}
}
@article{feist1977etude,
author = {Feist-Castel, M and Ringeade, MICHEL},
journal = {Bulletin de la Soci{\'{e}}t{\'{e}} g{\'{e}}ologique de France},
number = {2},
pages = {341--354},
publisher = {Societe Geologique de France Paris, France},
title = {{Etude biostratigraphique et paleobotanique (Charophytes) des formations continentales d'Aquitaine, de l'Eocene superieur au Miocene inferieur}},
volume = {7},
year = {1977}
}
@article{steurbaut1984,
address = {Stuttgart, Germany},
author = {Steurbaut, Etienne},
journal = {Palaeontographica Abteilung A},
number = {1-6},
pages = {1--162},
publisher = {Schweizerbart Science Publishers},
title = {{Les otolithes de T{\'{e}}l{\'{e}}ost{\'{e}}ens de l'Oligo-Mioc{\`{e}}ne d'Aquitaine (Sud-Ouest de la France)}},
url = {http://www.schweizerbart.de//papers/pala/detail/A186/71134/Les{\_}otolithes{\_}de{\_}Teleosteens{\_}de{\_}lOligo{\_}Miocene{\_}dAquitaine{\_}Sud{\_}Ouest{\_}de{\_}la{\_}France},
volume = {A186},
year = {1984}
}

@article{cahuzac2010,
author = {Cahuzac, Bruno and Janssen, Arie W},
journal = {Scripta Geologica},
number = {141},
pages = {1},
publisher = {NCB Naturals},
title = {{Eocene to Miocene holoplanktonic Mollusca (Gastropoda) of the Aquitaine Basin, southwest France}},
year = {2010}
}
@article{platel1992notice850,
  title={NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE BELIN {\`A} 1/50 000},
  author={Platel, JP},
  year={1992}
}
@misc{platel1990notice926,
author = {Platel, J P},
publisher = {Orl{\'{e}}ans, Bureau de recherches g{\'{e}}ologiques et mini{\`{e}}res},
title = {{Notice explicative. Carte g{\'{e}}ologique de la France (1/50 000). Feuille Cazaubon (926)}},
year = {1990}
}
@article{platel1990notice,
author = {Platel, J P},
journal = {Serv. g{\'{e}}ol. nat},
title = {{Notice et carte g{\'{e}}ologique de la France, feuille Tartas, 1: 50 000}},
volume = {52},
year = {1990}
}
@phdthesis{muratet1983geodynamique,
author = {Muratet, Bruno},
title = {{G{\'{e}}odynamique du pal{\'{e}}og{\`{e}}ne continental en Quercy-Rouergue: analyse de la s{\'{e}}dimentation polycyclique des bassins d'Aspri{\`{e}}res (Aveyron, Maurs (Cantal) et Varen (Tarn et Garonne)}},
year = {1983}
}
@book{palassou1784essai,
author = {Palassou, Pierre-Bernard},
publisher = {Didot},
title = {{Essai sur la min{\'{e}}ralogie des monts Pyr{\'{e}}n{\'{e}}es...}},
year = {1784}
}
@phdthesis{crochet1989molasses,
author = {Crochet, Bernard},
school = {Toulouse 3},
title = {{Molasses syntectoniques du versant nord des Pyr{\'{e}}n{\'{e}}es: la s{\'{e}}rie de Palassou}},
year = {1989}
}
@article{dubreuilh1976contributiona,
author = {Dubreuilh, J},
journal = {These d'{\'{e}}tat. Universit{\'{e}} de Bordeaux, Bordeaux},
title = {{Contributiona l'{\'{e}}tude s{\'{e}}dimentologique du systeme fluviatile Dordogne-Garonne dans la r{\'{e}}gion bordelaise}},
year = {1976}
}
@article{dubreuilh1973notice754,
  title={Carte g{\'e}ologique de la France (1/50 000), Feuille Lesparre-M{\`e}doc-Le Junca (753-754). Orl{\'e}ans: BRGM Notice explicative par J. Dubreuilh, J},
  author={Dubreuilh, J and Marionnaud, JM},
  year={1973}
}
@article{sztrakos2005lithostratigraphie,
  title={Lithostratigraphie et biostratigraphie des formations pal{\'e}oc{\`e}nes et {\'e}oc{\`e}nes entre Bayonne et Pau (SW France)},
  author={Sztr{\'a}kos, K{\'a}roly},
  journal={Revue de micropal{\'e}ontologie},
  volume={48},
  number={4},
  pages={257--278},
  year={2005},
  publisher={Elsevier}
}
@article{Geraads2005,
abstract = {Geraads, D., Kaya, T., and Mayda, S. 2005. Late Miocene large mammals from Yulafli, Thrace region, Turkey, and their biogeographic implications. Acta Palaeontologica Polonica 50 (3): 523–544. Collecting over the last twenty years in sand and gravel quarries near Yulafli in European Turkey has yielded a substantial fauna of large mammals. The most significant of these for biochronology are well−preserved remains of the ursid Indarctos arctoides, the suid Hippopotamodon antiquus, and several rhino genera. They point to a late Vallesian (MN 10−equivalent) age. Several other taxa, of longer chronological range, are in good agreement with this dating. The Proboscidea include, besides the Eastern Mediterranean Choerolophodon, the Deinotherium + Tetralophodon associa− tion, commonly found in Europe, and the rare “Mastodon” grandincisivus, here reported for the first time in the Vallesian. The age of Yulafli shows that the large size of some taxa, such as Deinotherium (size close to that of D. gigantissimum) and Dorcatherium, does not always track chronology. The Yulafli fauna is close in composition and ecology to other lo− calities in Turkish Thrace, and also shares several taxa unknown in Anatolia, especially Dorcatherium, with the North−Western European Province. It reflects a forested/humid landscape that extended in Vallesian times along the Aegean coast of Turkey, perhaps as far South as Crete, quite distinct from the open environments recorded at the same pe− riod in Greek Macedonia and Anatolia, and probably more like the central European one. Together with the establishment of a Tethys–Paratethys marine connection, this “Eastern Aegean Province” likely acted as an ecological barrier that hin− dered East−West migrations of open−country large mammals, such as bovids or long−limbed giraffes, and might have con− tributed to the differentiation of Ouranopithecus and Ankarapithecus.},
author = {Geraads, Denis and Kaya, Tanju and Mayda, Serdar},
file = {:D$\backslash$:/2-BIBLIOGRAPHIE/25-Pyr{\'{e}}n{\'{e}}es/Lannemezan/Carte 1053 Argument verificaiton age/Geraads D. 05 Late Miocene large mammals.pdf:pdf},
journal = {Acta Palaeontologica Polonica},
keywords = {artiodactyla,miocene,per,proboscidea,vallesian},
number = {3},
pages = {523--544},
title = {{Late Miocene large mammals from Yulafli , Thrace region , Turkey , and their biogeographic implications Systematic palaeontology}},
url = {http://app.pan.pl/archive/published/app50/app50-523.pdf},
volume = {50},
year = {2005}
}
@article{gardere2005,
author = {Gard{\`{e}}re, Philippe},
doi = {10.1007/s00015-005-1160-y},
file = {:D$\backslash$:/2-BIBLIOGRAPHIE/5{\_}Tertiaire-BA/Garderes05/Gardere05{\_}BA{\_}SablesFauves{\_}Mioc{\_}Def{\_}Eclogae.pdf:pdf},
isbn = {0001500511},
issn = {00129402},
journal = {Eclogae Geologicae Helvetiae},
keywords = {Aquitaine (S W France),Diapirism,Middle Miocene,Paleogeography,Planktonic foraminifera,Sables Fauves,Sedimentary dynamics,Stratigraphy,Tectonics},
number = {2},
pages = {201--217},
title = {{La Formation des Sables Fauves: Dynamique s{\'{e}}dimentaire au Mioc{\`{e}}ne moyen et {\'{e}}volution morpho-structurale de l'Aquitaine (SW France) durant le N{\'{e}}og{\`{e}}ne}},
volume = {98},
year = {2005}
}
@article{cahuzac1988,
author = {Cahuzac, B and Poignant, A},
journal = {Revue de Pal{\'{e}}obiologie, volume sp{\'{e}}cial},
pages = {633--642},
title = {{Les foraminif{\`{e}}res benthiques de l'Oligoc{\`{e}}ne terminal du vallon de Poustagnac (Landes, Bassin d'Aquitaine, SO de la France). D{\'{e}}couverte de Cycloclypeus et de Pararotalia {\`{a}} loges {\'{e}}quatoriales suppl{\'{e}}mentaires}},
volume = {2},
year = {1988}
}
@book{brunet1978grands,
author = {Brunet, Michel},
publisher = {FeniXX},
title = {{Les grands mammif{\`{e}}res chefs de file de l'immigration oligoc{\`{e}}ne et le probl{\`{e}}me de la limite Eoc{\`{e}}ne-Oligoc{\`{e}}ne en Europe}},
year = {1978}
}
@article{sibson1981brief,
author = {Sibson, Robin},
journal = {Interpreting multivariate data},
publisher = {John Wiley {\&} Sons},
title = {{A brief description of natural neighbour interpolation}},
year = {1981}
}
@article{zolnai1975existence,
author = {Zolna{\"{i}}, G},
journal = {Rev. G{\'{e}}ogr. Phys. G{\'{e}}ol. Dynam. Fr},
pages = {219--238},
title = {{Sur l'existence d'un r{\'{e}}seau de failles de d{\'{e}}crochement dans l'avant-pays nord des Pyr{\'{e}}n{\'{e}}es occidentales}},
volume = {17},
year = {1975}
}
@article{zolnai1971front,
author = {Zolna{\"{i}}, G},
journal = {Histoire structural du golfe de Gascogne. Technip},
pages = {1--10},
title = {{Le front nord des Pyr{\'{e}}n{\'{e}}es occidentales}},
year = {1971}
}
@phdthesis{razin1989evolution,
author = {Razin, Philippe},
title = {{Evolution tecto-s{\'{e}}dimentaire alpine des Pyr{\'{e}}n{\'{e}}es Basques {\`{a}} l'Ouest de la transformante de Pamplona(province du Labourd)}},
year = {1989}
}
@article{gely2000evolution,
author = {G{\'{e}}ly, J P and Sztr{\`{a}}kos, K},
journal = {G{\'{e}}ologie de la France},
pages = {31--57},
title = {{L'{\'{e}}volution pal{\'{e}}og{\'{e}}ographique et g{\'{e}}odynamique du Bassin aquitain au Pal{\'{e}}og{\`{e}}ne: enregistrement et datation de la tectonique pyr{\'{e}}n{\'{e}}enne}},
volume = {2},
year = {2000}
}
@phdthesis{serrano2001cretace,
author = {Serrano, Olivier},
school = {Universit{\'{e}} Rennes 1},
title = {{Le Cr{\'{e}}tac{\'{e}} Sup{\'{e}}rieur-Pal{\'{e}}og{\`{e}}ne du Bassin Compressif Nord-Pyr{\'{e}}n{\'{e}}en (Bassin de l'Adour). S{\'{e}}dimentologie, Stratigraphie, G{\'{e}}odynamique.}},
year = {2001}
}
@article{Kieken1973,
author = {Kieken, M.},
doi = {10.2113/gssgfbull.s7-xv.1.40},
file = {:D$\backslash$:/2-BIBLIOGRAPHIE/5{\_}Tertiaire-BA/Kieken73{\_}BA{\_}Tert{\_}Evol{\_}BSGF.pdf:pdf},
issn = {0037-9409},
journal = {Bulletin de la Societe Geologique de France},
number = {1},
pages = {40--50},
title = {{Evolution de l'Aquitaine au cours du Tertiaire}},
volume = {S7-XV},
year = {1973}
}
@article{mitchum1977seismic,
author = {{Mitchum Jr}, R M and Vail, P R and {Thompson III}, Samuel},
publisher = {AAPG Special Volumes},
title = {{Seismic stratigraphy and global changes of sea level: Part 2. The depositional sequence as a basic unit for stratigraphic analysis: Section 2. Application of seismic reflection configuration to stratigraphic interpretation}},
year = {1977}
}
@article{vail1977seismic,
author = {Vail, PRr and {Mitchum Jr}, R M and {Thompson III}, Sam},
publisher = {AAPG Special Volumes},
title = {{Seismic stratigraphy and global changes of sea level: Part 4. Global cycles of relative changes of sea level.: Section 2. Application of seismic reflection configuration to stratigraphic interpretation}},
year = {1977}
}
@article{Helland-Hansen2009,
abstract = {ABSTRACT Shoreline and shelf-edge trajectories describe the migration through time of sedimentary systems, using geomorphological breaks-in-slope that are associated with key changes in depositional processes and products. Analysis of these trajectories provides a simple descriptive tool that complements and extends conventional sequence stratigraphic methods and models. Trajectory analysis offers four advantages over a sequence stratigraphic interpretation based on systems tracts: (1) each genetically related advance or retreat of a shoreline or shelf edge is viewed in the context of a continuously evolving depositional system, rather than as several discrete systems tracts; (2) subtle changes in depositional response (e.g. within systems tracts) can be identified and honoured; (3) trajectory analysis does not anticipate the succession of depositional events implied by systems-tract models; and (4) the descriptive emphasis of trajectory analysis does not involve any a priori assumptions about the type or nature of the mechanisms that drive sequence development. These four points allow the level of detail in a trajectory-based interpretation to be directly tailored to the available data, such that the interpretation may be qualitative or quantitative in two or three dimensions. Four classes of shoreline trajectory are recognized: ascending regressive, descending regressive, transgressive and stationary (i.e. nonmigratory). Ascending regressive and high-angle (accretionary) transgressive trajectories are associated with expanded facies belt thicknesses, the absence of laterally extensive erosional surfaces, and relatively high preservation of the shoreline depositional system. In contrast, descending regressive and low-angle (nonaccretionary) transgressive trajectories are associated with foreshortened and/or missing facies belts, the presence of laterally extensive erosional surfaces, and relatively low preservation of the shoreline depositional system. Stationary trajectories record shorelines positioned at a steeply sloping shelf edge, with accompanying bypass of sediment to the basin floor. Shelf-edge trajectories represent larger spatial and temporal scales than shoreline trajectories, and they can be subdivided into ascending, descending and stationary (i.e. nonmigratory) classes. Ascending trajectories are associated with a relatively large number and thickness of shoreline tongues (parasequences), the absence of laterally extensive erosional surfaces on the shelf, and relatively low sediment supply to the basin floor. Descending trajectories are associated with a few, thin shoreline tongues, the presence of laterally extensive erosional surfaces on the shelf, and high sediment supply to basin-floor fan systems. Stationary trajectories record near-total bypass of sediment across the shelf and mass transfer to the basin floor.},
author = {Helland-Hansen, W. and Hampson, G. J.},
doi = {10.1111/j.1365-2117.2009.00425.x},
isbn = {1365-2117},
issn = {0950091X},
journal = {Basin Research},
number = {5},
pages = {454--483},
title = {{Trajectory analysis: Concepts and applications}},
volume = {21},
year = {2009}
}
@article{Helland-Hansen1994,
abstract = {Sequence stratigraphic models are: (1) discussed from a theoretical point of view, with emphasis on a systematical discussion of the breakdown of depositional cycles produced by changes in relative sea-level and sediment supply into systems tracts and, (2) questioned by discussing and schematically showing alternative scenarios to the established ones. The "shoreline trajectory", defined as the cross-sectional shoreline migration path along the depositional dip, is a useful building block for describing the internal architecture of the depositional cycles and their contained systems tracts. The shoreline trajectories can be grouped into discrete classes including accretionary and non-accretionary forced regression, normal regression, and accretionary and non-accretionary transgression. Depositional cycles formed as a response to successive rises and falls of relative sea-level should be divided into four, and not three systems tracts, which is the most common in the literature. Three key surfaces can encompass a complete cycle. These are the surfaces of maximum regression and transgression, and the subaerial unconformity formed during relative sea-level fall. The correlative conformity to the subaerial unconformity should correspond to the time of lowest relative sea-level. Variability of the lowstand wedge and highstand systems tracts can be treated together, since both are taking place during rising relative sea-level with sediment supply being larger than the accommodation being generated. The resultant progradation may or may not be interrupted by transgressive events. Three end-member scenarios for the transgressive systems tract can be envisaged: non-accretionary transgression; accretionary transgression; and backstepping by combined transgressions and normal regressions. Important controls on the variability of the forced regressive systems tract are the gradients of the shoreline trajectory and the fronting depositional foundation. Basin floor mass-gravity deposition may occur within all four systems tracts and will eventually take place both in a ramp and shelf-slope-basin setting if the receiving basin extends into deep waters and is oversupplied with sediments. {\textcopyright} 1994.},
author = {Helland-Hansen, William and Gjelberg, John G.},
doi = {10.1016/0037-0738(94)90053-1},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/AppData/Local/Mendeley Ltd./Mendeley Desktop/Downloaded/Helland-Hansen, Gjelberg - 1994 - Conceptual basis and variability in sequence stratigraphy a different perspective.pdf:pdf},
isbn = {0037-0738},
issn = {00370738},
journal = {Sedimentary Geology},
number = {1-2},
pages = {31--52},
title = {{Conceptual basis and variability in sequence stratigraphy: a different perspective}},
volume = {92},
year = {1994}
}
@article{Helland-Hansen1996,
author = {Helland-Hansen, William and Martinsen, Ole J},
issn = {1938-3681},
journal = {Journal of Sedimentary Research},
number = {4},
pages = {670--688},
publisher = {SEPM Society for Sedimentary Geology},
title = {{Shoreline trajectories and sequences; description of variable depositional-dip scenarios}},
volume = {66},
year = {1996}
}
@article{MitchumJr1977,
author = {{Mitchum Jr}, Rober M and Vail, Peter R and Sangree, John B},
publisher = {AAPG Special Volumes},
title = {{Seismic stratigraphy and global changes of sea level: Part 6. Stratigraphic interpretation of seismic reflection patterns in depositional sequences: Section 2. Application of seismic reflection configuration to stratigraphic interpretation}},
year = {1977}
}
@article{Hunt1992,
author = {Hunt, Dave and Tucker, Maurice E},
issn = {0037-0738},
journal = {Sedimentary Geology},
number = {1-2},
pages = {1--9},
publisher = {Elsevier},
title = {{Stranded parasequences and the forced regressive wedge systems tract: deposition during base-level'fall}},
volume = {81},
year = {1992}
}
@article{Boulila2011,
abstract = {The origin of third-order eustatic sequences is reviewed by comparing recent sequence stratigraphic data to the latest, best-constrained astronomical model. Middle Eocene to Holocene icehouse sequences correspond to {\~{}} 1.2 myr obliquity cycles. Constraints from oxygen isotope records highlight the link between "icehouse" sea-level lowerings, sequence boundaries, and {\~{}} 1.2 myr obliquity nodes. Mesozoic greenhouse sequences show some relation with the {\~{}} 2.4 myr eccentricity cycles, suggesting that orbital forcing contribute to sea-level change. We suggest that during the icehouse, large ice sheets associated with significant glacioeustatic changes ({\textgreater}{\textgreater}25. m up to 120. m changes) were mainly governed by obliquity forcing. During icehouse worlds, obliquity forcing was the stongest control on global sea-level and depositional sequences. Additionally, during the Middle Eocene, third-order sequences were glacioeustatically driven in tune with {\~{}} 1.2 myr obliquity cycle, suggesting that the presence of significant ice sheets is earlier than previously supposed (i.e., Early Eocene). In contrast, during greenhouse worlds (e.g., ephemeral, small to medium sized or no ice sheets; 0- {\~{}} 25. m glacioeustatic changes), the expression of obliquity in the sedimentary record is weak and intermittent. Instead, the eccentricity signature, which is the modulator of climatic precession, is documented. Moreover, we presume that greenhouse sequences on the myr scale are global and hence cannot be caused by regional tectonism (e.g., intraplate stress or mantle "hot blobs"). Instead, the eccentricity link implies a weaker glacioeustatic control because thermoeustasy is too small to explain the sea-level changes. Stratigraphically well-documented fourth-order sequences may be linked to the astronomically stable (strongest amplitude) 405-kyr eccentricity cycle and possibly to {\~{}} 160-200-kyr obliquity modulation cycles, fifth-order sequences to the short ({\~{}} 100-kyr) eccentricity cycles, and finally sixth-order sequences to the fundamental obliquity ({\~{}} 40 kyr) and climatic precession ({\~{}} 20 kyr) cycles. These astronomical cycles could be preserved in the sedimentary record, and have been demonstrated to control sea-level changes. Accordingly, by placing depositional sequence orders into a high-resolution temporal framework (i.e., orbital periodicities), standardization of eustatic sequence hierarchy may be possible. {\textcopyright} 2011 Elsevier B.V.},
author = {Boulila, Slah and Galbrun, Bruno and Miller, Kenneth G. and Pekar, Stephen F. and Browning, James V. and Laskar, Jacques and Wright, James D.},
doi = {10.1016/j.earscirev.2011.09.003},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/AppData/Local/Mendeley Ltd./Mendeley Desktop/Downloaded/Boulila et al. - 2011 - On the origin of Cenozoic and Mesozoic third-order eustatic sequences.pdf:pdf},
isbn = {0012-8252},
issn = {00128252},
journal = {Earth-Science Reviews},
keywords = {Cenozoic,Eustatic sequence hierarchy,Mesozoic,Third-order eustatic sequences,{\~{}}1.2- and {\~{}}2.4-myr astronomical cycles},
number = {3-4},
pages = {94--112},
publisher = {Elsevier B.V.},
title = {{On the origin of Cenozoic and Mesozoic "third-order" eustatic sequences}},
url = {http://dx.doi.org/10.1016/j.earscirev.2011.09.003},
volume = {109},
year = {2011}
}
@article{Strasser2000,
abstract = {The origin of third-order depositional sequences remains debatable, and in many cases it is not clear whether they were controlled by tectonic activity and/or by eustatic sea-level changes. In Oxfordian and Berriasian–Valanginian carbonate-dominated sections of Switzerland, France, Germany and Spain, high-resolution sequence-stratigraphic and cyclostratigraphic analyses show that the sedimentary record reflects Milankovitch cyclicity. Orbitally induced insolation changes translated into sea-level fluctuations, which in turn controlled accommodation changes. Beds and bedsets formed in rhythm with the precession and 100-kyr eccentricity cycles, whereas the 400-kyr eccentricity cycle contributed to the creation of major depositional sequences. Biostratigraphical data allow the correlation of many of the 400-kyr sequence boundaries with third-order sequence boundaries recognized in European basins. This implies that climatically controlled sea-level changes contributed to the formation of third-order sequences. Furthermore, this cyclostratigraphical approach improves the relative dating of stratigraphic intervals.},
author = {Strasser, Andr{\'{e}} and Hillg{\"{a}}rtner, Heiko and Hug, Wolfgang and Pittet, Bernard},
doi = {10.1046/j.1365-3121.2000.00315.x},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/AppData/Local/Mendeley Ltd./Mendeley Desktop/Downloaded/Strasser et al. - 2000 - Third-order depositional sequences reflecting Milankovitch cyclicity.pdf:pdf},
isbn = {1365-3121},
issn = {09544879},
journal = {Terra Nova},
number = {6},
pages = {303--311},
title = {{Third-order depositional sequences reflecting Milankovitch cyclicity}},
volume = {12},
year = {2000}
}
@article{Serrano2001,
abstract = {The study of 50 wells correlated according to the principles of High Resolution Sequence Stratigraphy, shows that the Adour basin is filled during two main steps. (1) The Palaeocene is characterised by aggradational carbonate platforms, passing southward to turbiditic sedimentation. During this initiation stage, the carbonate production balances accommodation space creation. (2) The Ypresian-Priabonian is characterised by large progradational deltaic systems, migrating westward. During this stage, siliciclastic supply was higher than accommodation space creation. This basin is interpreted during Palaeocene to Middle Eocene as a compressional basin due to lithospheric buckling. The foreland history starts during the Upper Eocene to Oligocene. {\textcopyright} 2001 Acad{\'{e}}mie des sciences / {\'{E}}ditions scientifiques et m{\'{e}}dicales Elsevier SAS.},
author = {Serrano, Olivier and Guillocheau, Fran{\c{c}}ois and Leroy, Eric},
doi = {10.1016/S1251-8050(00)01487-7},
file = {:C$\backslash$:/Users/alexo/AppData/Local/Mendeley Ltd./Mendeley Desktop/Downloaded/Serrano, Guillocheau, Leroy - 2001 - {\'{E}}volution du bassin compressif Nord-Pyr{\'{e}}n{\'{e}}en au pal{\'{e}}og{\`{e}}ne (basin de l'Adour) Contraintes stratigrap.pdf:pdf},
issn = {12518050},
journal = {Comptes Rendus de l'Academie de Sciences - Serie IIa: Sciences de la Terre et des Planetes},
keywords = {Aquitaine,Carbonate platform,Deltas,Foreland basin,France,Palaeogene,Sequence stratigraphy},
number = {1},
pages = {37--44},
title = {{{\'{E}}volution du bassin compressif Nord-Pyr{\'{e}}n{\'{e}}en au pal{\'{e}}og{\`{e}}ne (basin de l'Adour): Contraintes stratigraphiques}},
volume = {332},
year = {2001}
}
@article{Plint2000,
abstract = {Until recently, sequence stratigraphic models have attributed systems tracts to periods of relative sea-level rise, highstand and lowstand. Recognition of a discrete phase of deposition during relative sea-level fall has been limited to a few studies, both in clastic and carbonate systems. Our work in siliciclastic ramp settings suggests that deposition during relative sea-level fall produces a distinctive falling stage systems tract (FSST), and that this is the logical counterpart to the transgressive systems tract. The FSST lies above and basinward of the highstand systems tract, and is overlain by the lowstand systems tract. The FSST is characterized by stratal offlap, although this is likely to be difficult or impossible to recognize because of subsequent subaerial or transgressive ravinement erosion. The most practical diagnostic criteria of the FSST is the presence of erosive-based shoreface sandbodies in nearshore areas. The erosion results from wave scouring during relative sea-level fall, and the stratigraphically lowest surface defines the base of the FSST. Further offshore, shoaling-upward successions may be abruptly capped by gutter casts filled with HCS sandstone, reflecting increased wave scour on the shelf during both FSST and LST time. The top of the FSST is defined by a subaerial surface of erosion which corresponds to the sequence boundary. This surface becomes a correlative submarine conformity seaward of the shoreline, where it forms the base of the lowstand systems tract. Differentiation of the FSST and LST may be difficult, but the LST is expected to contain gradationally-based shoreface successions because it was deposited when relative sea level was rising. Internally, the FSST may be an undifferentiated body of sediment or it may be punctuated by internal regressive surfaces of marine erosion and ravinement surfaces which