voici Voici le script complet complet : \documentclass[11pt,twoside]{book} \usepackage{natbib} \usepackage[colorlinks=true,linkcolor=black, citecolor=blue, urlcolor=blue]{hyperref} \usepackage[utf8]{inputenc} % un package \usepackage[T1]{fontenc} % un second package \usepackage[french]{babel} % un troisième package \usepackage [onehalfspacing]{setspace} %interlignes \usepackage{calc} \usepackage[top=2.5cm, bottom=2.5cm, left=2.5cm, right=2.5cm, marginparwidth=1cm, twoside]{geometry} \usepackage{color} %\usepackage{hyperref} %\hypersetup{colorlinks,linkcolor={.},citecolor={.},urlcolor={.}} \usepackage{lscape} \usepackage{rotating} \usepackage{floatpag,mwe} %defini le style d'une page float \usepackage{caption} %\captionsetup[figure]{labelfont=bf} \usepackage{subcaption} \usepackage{wrapfig} \usepackage{graphicx} \usepackage{pdfpages} \usepackage{float} \setlength{\headheight}{15pt} \usepackage{fancyhdr} \renewcommand{\FrenchLabelItem}{\textbullet} \pagestyle{fancy} \fancyhf{} \renewcommand{\chaptermark}[1]{\markboth{\bsc{\chaptername~\thechapter{} :} #1}{}} \renewcommand{\sectionmark}[1]{\markright{\thesection{} \ #1}} \renewcommand{\headrulewidth}{0.4pt} \renewcommand{\footrulewidth}{0.0pt} \lhead[]{\textsl{\rightmark}} \rhead[\textsl{\leftmark}]{} \fancyfoot[LE,RO]{\thepage} \usepackage{titlesec} \titleformat{\chapter}[display]{\bfseries}{\huge\chaptertitlename~\thechapter}{20pt}{\huge} \setcounter{secnumdepth}{3} \setcounter{tocdepth}{3} %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% % a3_landascape environment \newenvironment{a3_landscape} {\newpage \pdfpagewidth=2\pdfpagewidth \setlength{\textwidth}{4cm+\textwidth*2} % need calc pkg \headwidth=\textwidth \hsize=\textwidth} {\newpage \pdfpagewidth=.5\pdfpagewidth \setlength{\textwidth}{\textwidth-4cm} \textwidth=.5\textwidth \headwidth=\textwidth \hsize=\textwidth} \raggedbottom \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}} \section*{Résumé} \medskip \begin{itemize} \item \end{itemize} \begin{itemize} \item \end{itemize} \cleardoublepage \section{Abstract} \section{Remerciements} \tableofcontents \cleardoublepage \listoffigures \listoftables \chapter*{Introduction} \chaptermark{Introduction} \markboth{Introduction}{} \addcontentsline{toc}{chapter}{Introduction} \clearpage{\thispagestyle{empty}\cleardoublepage} \medskip \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 comprendre à travers les nombreux travaux publiés des années 60 à nos jours, l'évolution cinématique, du Mésozoïque au Cénozoïque, des plaques Ibérie et Eurasie. Afin de mettre en évidence les grands traits de l'évolution durant les deux grandes phases d'évolution de ces domaines, la phase extensive et la phase compressive. \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 du contextes tectoniques au cours des temps géologiques complètement différentes. La plupart des discordes associées à la relation Ibérie/Eurasie (fig.2) concernent, la quantité de déplacement, l’interprétation des pôles de rotations et de la cinématique des évènements, ainsi que l’interprétation des anomalies magnétiques. \medskip \textbf{Ouverture du golfe de Gascogne : La migration de l’Ibérie pendant l’ouverture de l’Atlantique Nord, comparaison des modèles.} \medskip \textbf{Convergence Ibérie-Eurasie : La remontée de l’Ibérie et la collision continentale. Comparaison des modèles} \subsection{La structure profonde des Pyrénées et de son avant-pays nord} \label{structure profonde} \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} %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \chapter{Évolution du remplissage sédimentaire du bassin d'Aquitaine et du Golfe de Gascogne du Priabonien au Pliocène} \chaptermark{Évolution du remplissage sédimentaire} \label{evolution remplissage sédimentaire} \thispagestyle{empty} \cleardoublepage %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \section{Introduction} \sectionmark{intro3} 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=\textwidth]{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{center} \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} et sur la figure \ref{tableaubiostratigraphique}. 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. \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}). \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 utilisées les données de la Banque du Sous-Sol (BSS), cette base de donnée recense tous les forages réalisées en France (pétroliers, piézomètre, etc.), pour la plupart de ces forages des informations lithologiques sont détaillée. 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. \item \textbf{L'interpolation des données} \end{itemize} \medskip \subsection{La limite des données} \medskip \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/limitedonnees}} \caption[Carte de répartition des données sur l'ensemble de la zone étudiée]{Carte de répartition des données sur l'ensemble de la zone étudiée} \label{limitedonnees} \end{center} \end{figure} \medskip \section{Le Priabonien : dépôtcentres et paléogéographie} \sectionmark{Le Priabonien} %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \section{Le Rupélien : dépôtcentres et paléogéographie} \sectionmark{Le Rupélien} %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \section{Le Chattien : dépôtcentres et paléogéographie}\label{chattien} \sectionmark{Le Chattien} %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \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 haute résolution de la base de l'Aquitanien]{Carte d'isohypses haute résolution 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 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) ce qui prouve que la configuration actuelle des différents domaines bathymétriques était déjà présente à 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 Dôme Gascogne et la Montagne de Biscaye) 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, 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 {\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. 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 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", 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 dûe à une absence de sédimentation, et non une absence de préservation, qui serait lié à une réorgansiation générale des zones en subsidence et en soulèvement. 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 \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 sédiments Burdigalien 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 des sédiments préservés 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 aucuns dépôts n'est préservés 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 les dépôts de calcaire bioclastiques poreux « faluns » qui dominent dans le domaine marin. \medskip \begin{itemize} \item \textbf{La suite 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 rencontrées 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 lité en stratifications obliques contenant des gravelles de débris roulés de lamellibranche, gastéropodes, échinodermes et mélobésiées \citep{capdeville1996}. Nous interprétons cette formation comme des dépôts littoraux à influence tidal. \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 carbonate présent dans la formation. En effet ces faluns sont composés de 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. \item \textbf{Les Faluns de Pontonx} sont les dépôts 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 calcaire 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 marne grise sableuse, de petits bancs de marne et de calcaire 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{crouzel1975miocene}, légende sur la figure \ref{cartePALEOburdigalien} {Carte paléogéographique du Burdigalien, zoom sur la zone sud modifiée d'après \citet{crouzel1975miocene}, 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 milieu de dépôts fluviatile et lacustre. En effet, cette formation est constituée d’une argile carbonatée silteuse parfois rubéfiés et gypsifère. Il y a été observé quelques niveaux organiques à mouchetures de lignites. La présence de gypse semble s’atténuer en direction du Sud \citep{capdeville1992} Les passages latéraux 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}). 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 comparée au 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'alimentation centraliennes étaient situées au Nord d’Agen. Il faut également noter que par endroit (au Nord d’Auch par exemple) les sables burdigalien 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 lacustre miocène, ce qui indique le caractère incisif des chenaux terrigènes dans le substratum carbonaté. Les dépôts lacustres de cette formation sont plus étendus qu’auparavant. Ils sont essentiellement constitués de calcaire, cependant des arrivées marneuses et finement détritiques peuvent s’observer. Les milieux de dépôts marécageux représenté par la présence de marnes sont moins présents durant le dépôt de cette formation, ce sont bien les milieux lacustres qui dominent en période de remontée du niveau de base \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 important et dépôts lacustres également plus étendus comparées aux dépôts marneux de type marécage. \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, 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 vers le domaine en érosion. 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 décrient plus tôt dans ce chapitre. \item \textbf{La Molasse de Carla-Bayle} est l’équivalent latéral 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, 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 fluviatiles à l’Ouest de Toulouse. Les venues détritiques ravinent les marnes sommitales du Calcaire de Larroque Saint-Sernin. Les faciès carbonatés sont toujours identiques et se présentent sous la forme de calcaire blanc grumeleux \citep{crouzel1957miocene}. \end{itemize} \medskip \textbf {Pour résumer :} \begin{itemize} \item le Burdigalien marin montre de grandes similitudes avec la période aquitanienne, et est représenté par une grande diversité de calcaire bioclastique poreux « falun » et contient également quelques dépôts de type coraux. Cependant le 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. 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 phase 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 qui 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'épaisseur 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 emprunt 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{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 sa zone 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 une verticale 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 sont souvent absentes, car la période que nous étudions n’était pas un objectif dans 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] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{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{center} \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 progradant vers le Sud-Ouest sous une tranche d'eau assez importante, ces progradations seraient éloignées des zones d'alimentation. Le passage de l'Aquitanien au Burdigalien se fait par une surface érosive qui tronque les dépôts aquitaniens. Cette surface orientée NW-SE à pendage vers le Sud-Ouest montre une seule incision remarquable et quelques incisions de type "gullies". Les dépôts du Burdigalien reposent en onlap sur cette surface \citep{bellec2003}. \medskip Plusieurs études ont été réalisées sur l'évolution sédimentaire du domaine turbiditique du Golfe de Gascogne \citep{cremer1983,iglesias2009}. Nous avons résumé les élèments les plus importants permettant de comprendre l'évolution de ce domaine, en relation avec le bassin d'Aquitaine, pendant le Miocène inférieur sur la figure \ref{cartePALEOaquiburdibob}. \medskip \textbf{L'Aquitanien du bassin profond du Golfe de Gascogne} est identifié dans la séquence C1 d'\citet{iglesias2009} et dans la séquence Ib de \citet{cremer1983} qui s'étale respectivement de la fin du Chattien jusqu'à la limite Aquitanien/Burdigalien et du Chattien moyen à la limite Aquitanien/Burdigalien. \begin{itemize} \item le canyon du Cap Ferret enregistre un changement majeur durant cette période. En effet durant le Chattien ce canyon n'était pas encore développé comme à l'actuel, les sédiments étaient piégés dans le grabben du Cap Ferret (prolongement du Bassin de Parentis)\citep{cremer1983,iglesias2009}. L'Aquitanien marque donc le début de l'export des sédiments par les prémices du canyon du Cap Ferret \citep{iglesias2009}. Notre étude met en évidence l'existence d'un deuxième système d'incision en position plus méridionale , parallèle à la branche actuelle du canyon (cf. \ref{chresultataqui}). Sur la figure \ref{cartePALEOaquiburdibob}, on observe que ces deux branches se rejoignent et une levée turbiditique est associée sur son flanc nord. Enfin le terme final est le lobe turbiditique \citep{cremer1983,iglesias2009}. \item le canyon de Cap breton dont la première incision en offshore est observée entre 25.2 Ma et 22.5 Ma (cf. \ref{papier1}) présente une importante levée sur le Plateau Landais mise en évidence par \citet{iglesias2009} (fig. \ref{cartePALEOaquiburdibob}). Ce canyon rejoint le canyon de Santander où notre étude montre l'existence de deux branches au niveau de l'isohypse -5000 m (fig. \ref{cartePALEOaquiburdibob}. Enfin, deux levées turbiditiques sont mises en évidences de par et d'autre du système chenalisant. La partie distale du système rejoint le lobe turbiditique du Cap Ferret \citep{iglesias2009}. \item le canyon de Torrelavega (fig. \ref{cartePALEOaquiburdibob}) semble alimenté par le canyon de Lastres et le terme distale est remarquable par l'absence de levée et de lobe montrant un fonctionnement moins important comparé aux deux canyons mentionnés ci-dessus. Enfin ce système distal est restreint au Sud du "Jovellanos high" \citep{iglesias2009}. \end{itemize} \medskip \textbf{Le Burdigalien du bassin profond du Golfe de Gascogne} identifié dans la séquence B2 d'\citet{iglesias2009} qui couvre la période burdigalienne et encore dans la séquence Ib de \citet{cremer1983}. \medskip Le Burdigalien dans le Golfe de Gascogne (fig. \ref{cartePALEOaquiburdibob}) montre beaucoup de similitude avec le système aquitanien, en particulier sur la disposition des incisions de type canyons. Cependant l'existence la branche sud du canyon du Cap Ferret est incertaine. La première différence est l'appartition de levée au niveau du Banc le Danois (fig. \ref{cartePALEOaquiburdibob}) attribuée au canyon de Lastres. La deuxième différence se trouve dans les dépôts de levées du système du canyon de Santander, en effet, seulement une seule levée au Nord du système chenalisant a été cartographiée par \citet{iglesias2009}. Enfin la troisième différence est le changement de positionnement du système distal du canyon de Torrelavega qui se trouve maintenant au Nord du "Jovellanos high" (fig. \ref{cartePALEOaquiburdibob}). \citet{iglesias2009} insiste également sur la diminution de taille des appareils turbiditiques (lobes, levées, chenaux), il observe également une augmentation de la sinuosité des systèmes chenalisants. %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \section{Le Langhien et le Serravallien : dépôtcentres et paléogéographie}\label{lanserr} \sectionmark{Le Langhien et le Serravallien} \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/LANGHIENSERRAVALLIENISOHYPSE2019}} \caption[Carte d'isohypses haute résolution de la base du Langhien]{Carte d'isohypses haute résolution de la base du Langhien} \label{carteHRlanghienserravallien} \end{center} \end{figure} \medskip \textbf{Carte d'isohypses haute résolution de la base du Langhien (fig. \ref{carteHRlanghienserravallien}):} \medskip 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 proximale. De plus il est observé sur cette carte les premiers dépôts préservés Miocène entre Aire-sur-L'Adour et Orthez (premier sédiment néogène 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 est plus importante (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 semble 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 décrits 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 représenté par les lignes bleue (pointillé) et bleue (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 « rentrant » à l’Est d’Aire-sur-L’Adour. Contrairement au Miocène inférieur, cette avancée marine ne semble pas s’observé, d’après les auteurs, juste au Nord de la structure d’Audignon. Au Nord de Bayonne le canyon se Saubrigues forment encore un rentrant, le Langhien correspond au 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 rentrant d’Aire-sur-L’Adour n’st plus visible. Cependant un autre rentrant de type 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 le Langhien. \medskip \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/LANGHIENSERRAVALLIENPALEOGEOGRAPHIE2019}} \caption[Carte paléogéographique du Langhien/Serravallien]{Carte paléogéographique du Langhien/Serravallien} \label{cartePALEOlanserr1} \end{center} \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 le seul dépôt marin préservé du Miocène. Le Falun de Soustons se présente sous la forme d’un sable plus ou moins argileux, micacés à niveaux riches en organismes divers (lamellibranches, gastéropodes, etc.) \citep{karnaynotice}. Leur attribution stratigraphique, longtemps controversée a été confirmée au 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} indique 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 reconnues des débris de bryozoaires, des dentales, des radioles d’oursin, des ostracodes et de nombreux foraminifères. \citet{mullerpujol1979} attribut 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 calcaires grossiers mal lités, très riches 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 plus ou moins lagunaire favorable à la prolifération d’huitres et autres gros bivalves. Le Falun du Frêche est représenté par les même 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 qui 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} réinterprète celui-ci, il montre 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-jacents), puis par un falun contenant des bivalves surmonté d’un horizon plus argileux et enfin le toit de la série est une marne à stratification ondulée (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) ou il a été observé des « flute cast » consolidés par un ciment calcaire \citep{crouzel1989notice953}. Par endroit \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}) \citep{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 créés 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 serravallien dans les dépôts langhien, 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 composé 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] {\includegraphics[width=\textwidth]{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 } \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 un rapprochement 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 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 semble 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), 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 le recul progressif 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. \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'épaisseur du Langhien et su Serravallien} \medskip \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/LANGHIENSERRAVALLIENISOPAQUE2019}} \caption[Carte d'épaisseur du Langhien et du Serravallien]{Carte d'épaisseur du Langhien et du Serravallien} \label{carteEPAISSEURlanserr} \end{center} \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] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{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{center} \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 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 %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \section{Le Tortonien et le Messinien: dépôtcentres et paléogéographie} \sectionmark{Le Tortonien et le Messinien} \medskip \textbf{Carte d'isohypses haute résolution de la base du Tortonien (fig. \ref{carteHRtortonien}):} \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/TORTONIENIsohypse2019}} \caption[Carte d'isohypses haute résolution de la base du Tortonien]{Carte d'isohypses haute résolution de la base du Tortonien} \label{carteHRtortonien} \end{center} \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 haute résolution 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 dysmétrie 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 du domaine de transition. \end{itemize} \medskip \textbf{Carte d'isohypses basse résolution de la base du Messinien (fig. \ref{carteBRtortonien}):} \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 progradant de la marge Aquitaine. Vers l’Ouest, deux ensembles sont identifiées, (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 Dôme Gascogne (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 \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/TOP-TORTONIEN_ISOHYPSE_OFFSHORE}} \caption[Carte d'isohypses basse résolution de la base du Messinien, modifié d'après \citet{crouzel1957miocene}]{Carte d'isohypses basse résolution de la base du Messinien, modifié d'après \citet{crouzel1957miocene}} \label{carteBRtortonien} \end{center} \end{figure} \textbf{Cartes paléogéographique du Tortonien et du Messinien (fig. \ref{cartePALEOtormess}) :} \medskip \begin{figure}[!ht] {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/TORTONIENPALEOGEOGRAPHIE.jpg}} \caption[Carte paléogéographique du Tortonien et du Messinien]{Carte paléogéographique du Tortonien et du Messinien} \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 (définition actuelle). 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 dépôts identifiées 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} \subsection{Carte d'isopaques du Tortonien et du Messinien} \sectionmark{carteepaisseurtortomess} \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/tortonienmessinienisopaque}} \caption[Carte d'épaisseur du Tortonien et du Messinien]{Carte d'épaisseur du Tortonien et du Messinien} \label{carteEPAISSEURtormess} \end{center} \end{figure} %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \section{Le Pliocène : dépôtcentres et paléogéographie}\label{pliocene} \sectionmark{Le Pliocène} \medskip \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/PLIOCENEIsohypseePapier2019}} \caption[Carte d'isohypses haute résolution de la base du Pliocene]{Carte d'isohypses haute résolution de la base du Pliocène} \label{carteHRpliocene} \end{center} \end{figure} \medskip \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/BASEPLIOCENEISOHYPSEOFFSHORE}} \caption[Carte d'isohypses basse résolution de la base du Pliocene]{Carte d'isohypses basse résolution de la base du Pliocène} \label{carteBRpliocene} \end{center} \end{figure} %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \chapter{Quantification des volumes terrigènes préservés dans les bassins} \chaptermark{Quantification des volumes préservés dans les bassins} \label{sinkpreservation} \thispagestyle{empty} \cleardoublepage %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \chapter{Quantification des volumes terrigènes érodés dans les domaines en érosion: Les Pyrénées et le Massif central} \chaptermark{Quantification des volumes érodées dans les domaines en érosion} \label{source} \thispagestyle{empty} \cleardoublepage %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \section{Introduction}\label{introsource} \sectionmark{introduction} \medskip La formation des topographies positives présentes dans la partie superficielle du système Terre est liée a des mouvements verticaux qui peuvent être induit par différent processus dans des contextes géodynamiques différents. Ces topographies se trouvent dénudées (érosion chimique et mécanique) au cours du temps par deux processus majeurs, la tectonique et le climat. Les bassins sédimentaires entourées par ces topographies sont alimentés par les produits de dénudation de ces reliefs. \medskip Le bassin d'Aquitaine de le Golfe de Gascogne sont entourés de deux reliefs, la chaîne pyrénéenne et le Massif central, qui alimentent les zones en subsidence des bassins sédimentaires (fig. \ref{schemasourcetosink}). \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/SchemaSourceToSink}} \caption[Schéma "Source to Sink" simplifié de la zone d'étude]{Schéma "Source to Sink" simplifié de la zone d'étude} \label{schemasourcetosink} \end{center} \end{figure} \medskip Ce chapitre a pour but de quantifier les quantités de matière érodées sur les deux reliefs alimentant le bassin d'Aquitaine. 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 utilisée les résultats du stage de fin d'étude de Norman Daril (encadrée par Charlotte Fillon, Matthew Fox, et Sara Lafuerza) qui portait sur la modélisation des données thermochronologiques de la chaîne pyrénéenne. \item Pour la partie Massif central nous avons utilisées les résultats des travaux de Guillaume Baby, Julien Baptiste, Paul Bessin et Thomas François qui portaient sur l'étude géomorphologique des surfaces d'aplanissements du Massif central. \end{itemize} \medskip Au sein de notre étude nous avons utilisées leurs résultats afin de quantifier au mieux les quantités de matière érodées pour la période de temps que nous étudions. \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{introthermochro} Les chaînes de montagnes sont des objets géologiques naturelles résultants d’une collision entre deux croûtes continentales plus ou moins épaisses. La topographie positive, observée aujourd’hui, de ces domaines est le fruit de mouvement verticaux dont les vitesses évoluent au cours de la construction de l’orogène. \medskip La chaînes pyrénéennes 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 raccourcissements entre ces deux plaques tectoniques. Les différents auteurs s’accordent a associées les mouvements verticaux causées par l’orogène pendant la période allant du Crétacé supérieur à la limite de l’Oligocène et du Miocène (chron 6c) \citep{roest1991,teixell2016,macchiavelli2017}. Ces considérations sont appuyées par différentes études réalisées à partir de méthodes différentes, analyse de bassin, paléomagnétisme etc.. Une des méthodes récentes utilisées dans le but de quantifier les mouvements verticaux dans ces domaines est la thermochronologie basse température. Cette méthode permet au premier ordre de dater l’histoire thermique de roches exhumés et donc d’obtenir une histoire du temps en fonction de la température pour un échantillons données. Les travaux de Norman Daril se sont basés sur l’utilisation et la modélisation de ces données dans le but de quantifier les volumes de roches érodées 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 chaîne de montagne par exemple mais aussi sur des roches sédimentaires (thermochronologie détritiques) 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 de soulèvement 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 masse 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 modifiés soit par une augmentation de la température soit par une diminution de la vitesse lors de l’exhumation de la roche. C’est pourquoi la réduction des traces peut être étudiée pour retrouver la température à laquelle résidait une roche en prenant en compte que l’équilibre entre création et cicatrisation des traces est contrôlé par la température \citep{donelick2005apatite}. La quantité de cicatrisation d’une trace dépend de la température et du temps d’exposition. L’âge thermochronométrique correspond au moment ou les minéraux ont été refroidi sous leur température de fermetures respective (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 considérées pour deux méthodes de mesures thermochronométriques, modifié d'après \citet{wolf1996helium,farley2000helium,reiners2006}]{Température de fermeture des minéraux considérées 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 fermetures 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 radiogéniques 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 production d’Hélium, sa perte par éjection sur les bordures du cristal et sa diffusion, qui dépend de l’histoire thermiques subit par l’échantillon. La détermination de l’âge nécessite alors de connaître la concentration en Hélium e en éléments pères. Au cours du temps le système radiogénique évolue en deux stades. Le premier ou la température est supérieur à la température de fermeture pendant lequel il y a plus d’éléments père que d’éléments fils, ce stade ouvert a pour conséquence de ne pas emmagasiner d’éléments fils au cœur du système et donc d’admettre une faible concentration en Hélium. Le deuxième stade qui débute au moment ou la température est égal à la température de fermeture, qui correspond a une production importante d’éléments fils (lié 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 obtenue pour chaque méthode correspond au moment ou les minéraux étudiés ont été refroidi 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 a un instant t. \medskip \subsection{Données disponibles et méthodologie d’investigation}\sectionmark{méthodologie} \textbf{La base de données thermochronologique} \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 celle-ci. L’étude de Norman Daril s’est basée sur la modélisation d’environ 500 âges thermochronométriques issues 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 fissions sur apatite (AFT)} sont issues de \citet{yelland1991thermo, fitzgerald1999asymmetric, maurel2003exhumation, sinclair2005asymmetric, juez2006tectonothermal ,gibson2007late,jolivet2007thermochronology, maurel2008meso,gunnell2009low,bosch2016timing, labaume2016tectonothermal,mouchene2016evolution, vacherat2016rift} \item \textbf{Les âges de traces de fissions sur zircon (ZFT)} sont issues de, \citet{sinclair2005asymmetric,vacherat2016rift} \item \textbf{Les âges (U-Th/He) sur apatite (AHe)} sont issues de, \citet{maurel2003exhumation, juez2006tectonothermal,denele2007hospitalet, gibson2007late,gunnell2009low, metcalf2009thermochronology,fillon2013oligocene, vacherat2014thermal,bosch2016timing,vacherat2016rift} \item \textbf{Les âges (U-Th/He) sur zircon (ZHe)} sont issues de, \citet{maurel2008meso,vacherat2014thermal, bosch2016timing} \end{itemize} Ces données sont représentées sur la figure \ref{donneesthermocro}, l’échelle des couleurs correspond au 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 bien marquée, à l’Ouest des Pyrénées (fig. \ref{donneesthermocro}) ce sont essentiellement des âges compris entre le Miocène inférieur et le Pliocène, à l’Est les âges sont compris entre l’Oligocène supérieur et le Permien. Cette répartition aura donc des conséquences sur les modélisations de ces données. \medskip \textbf{Les taux d’exhumations issus de la littérature} \medskip La quantité de matières érodées a tout d’abord été quantifiée grâce à la reconstruction du profil ECORS, d’après \citet{fitzgerald1999asymmetric} il est fort plausible que cette quantité d’érosion 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. La figure \ref{exhumationlittérature}. \medskip \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/exhumationlitterature}} \caption[Taux d’exhumations de différents massifs pyrénéens issus de la littérature]{Taux d’exhumations de différents massifs pyrénéens issus de la littérature} \label{exhumationlittérature} \end{center} \end{figure} \medskip La figure \ref{exhumationlittérature} montre plusieurs taux d’exhumations 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}. 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 massifs cristallins 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 base température présentées ci-dessus ont été modélisé grâce à la méthode d’inversion linéaire afin d’obtenir des taux d’exhumations sur l’ensemble de la zone couverte par ces données. Cette méthode a été développée par \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 franchi), dans le but d’obtenir les taux d’exhumations. 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 l’âge 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 obtenues pour les taux d’exhumations. \begin{table}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/parametre}} \caption[Densités et paramètres thermiques utilisés pour l’inversion liénaire, d’après les références citées dans \citet{Fillon2012} et M.Fox, pers comm.]{Densités et paramètres thermiques utilisés pour l’inversion liénaire, d’après les références citées dans \citet{Fillon2012} et M.Fox, pers comm.} \label{parametre} \end{center} \end{table} \medskip \citet{schildgen2018spatial} met en évidence l’importance de séparé les données de chaque massif considéré dans une modélisation thermochronologique. En effet un massif granitique s’exhume au cours du temps en un seul bloc de données uniformément réparties, cela induit qu’au moment de la modélisation les données des différents massifs voisins vont interférés les uns sur les autres selon les gammes de valeurs qui leur est propre. 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 le domaine pyrénéen, comme par exemple la faille Nord-Pyrénéenne. \medskip Cette étude a également fait l’objet d’une étude de la sensibilité des paramètres de configuration afin d’affiner au mieux le modèle. Les facteurs influençant la modélisation sont nombreux, par exemple la longueur 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’exhumations issues de la littérature. D’autre paramètres rentrent en jeu, par exemple le taux d’exhumation a priori, la variance qui lorsque celle-ci est diminué, force l’inversion a se rapprocher de la valeur du taux d’exhumation a priori. Dans son étude il a été choisi de considérer une variance plus élevée afin d’obtenir un meilleur ajustement des données sur l’ensemble de la chaîne. \medskip Afin de coller au mieux aux données de la littérature, une étude par zone a été effectué afin de comparer les données publiées et les données issues du modèle. Les résultats de celle-ci sont présentés sur la figure \ref{incertitudezone}. Ces études comparatives ont été réalisé sur trois massifs (Néouvielle, Canigou, Maladeta). Les diagrammes « predicted age/measured age » montrent de bonnes corrélations entre les valeurs du modèle et celles de la littérature pour les taux d’exhumations. Cependant quelques points discordants sont identifiés (Maladeta par exemple) qui induiront une incertitude sur le résultat final. \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/incertitudezone}} \caption[Modélisation des taux d'exhumations pour les massifs de Néouvielle, Maladeta et Canigou]{ Modélisation des taux d'exhumations pour les massifs de Néouvielle, Maladeta et Canigou} \label{incertitudezone} \end{center} \end{figure} Enfin la figure \ref{incertitudezone} met en évidence une tendance générale à la sous-évaluation des taux d’exhumations, 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 issues 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 répercuté sur le calcul de roches 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 issues de la littérature, Norman Daril a produit des cartes de taux d’exhumations sur l’ensemble de la zone considérée, elle 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’exhumations obtenues par inversion linéaire (45 Ma – 21 Ma)]{ Cartes des taux d’exhumations 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’exhumations obtenues par inversion linéaire (21 Ma – 0 Ma)]{ Cartes des taux d’exhumations 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 graphes et de tableaux, des taux d’exhumations issus de la modélisation. \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/valeurmodelisation}} \caption[Graphes et tableau de valeurs des taux d’exhumations issus de la modélisation]{Graphes et tableau de valeurs des taux d’exhumations issus de la modélisation} \label{valeurmodelisation} \end{center} \end{figure} \medskip \textbf{Conversion des taux d’exhumations en volumes de roches érodées} \medskip A partir des cartes de taux d’exhumations 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 quantités de volumes érodées en mètres, ces cartes ont été réalisées grâce a la conversion des taux d’exhumations en quantité de matières érodées. Ces cartes ont fait l’objets 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=0.9]{Figure/Chapitre5/volumeerode} \caption[Cartes des quantités de matières érodées de 45 Ma à 0 Ma]{Cartes des quantités de matières érodées de 45 Ma à 0 Ma} \label{volumesource} \end{center} \end{figure} \medskip \textbf{Quantification de l’incertitudes sur les volumes de matières érodées} Les cartes présentées (figs. \ref{exhumation4521}, \ref{exhumation210}, \ref{volumesource}) sont des valeurs brutes sans aucunes incertitudes quantifiées. 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’exhumations issus du modèle étaient sous-évalués en comparaison aux données issues de la littérature, cela représente une première source d’incertitude. De plus, 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, actuellement il est impossible de quantifier numériquement toutes ces incertitudes. Il a été choisi de donner une valeur, bien évidemment minimale, de l’incertitude à partir du Misfit entre les âges mesurés et les âges prédis 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 mesurées et les âges prédis 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 modèles par rapport aux âges mesurées. 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, revues bibliographiques et informations ponctuelles dans le remplissage du bassin d'Aquitaine}\sectionmark{Evolution du divide de la chaîne pyrénéenne au cours du Paléogène à l'actuel} \medskip Les processus de surfaces et d’érosions jouent un rôle important dans l'évolution des chaînes de montagnes. Les systèmes convergents sont affectés par les plus haut taux de d’exhumations et également les plus hauts taux d’érosion \citep{willett1999orogeny}. Actuellement, les rivières présentent dans des contextes orogéniques sont à l’origine de 80 \% du volumes de particules apportés dans les 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, lié essentiellement au climat. La position de la ligne de partage des eaux « divide » et son évolution au cours des périodes syn à pos-orogéniques est un paramètre clé pour la compréhension et la quantification des quantités 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 au moins bonne condition d’affleurement 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 sédimentologique mais également par des études de provenance. Ces études de provenance se sont attardées dans les bassins de Jaca \citep{ roige2016tectonic,roige2017recycling} de Tremp, Pobla et Ainsa \citep{michael2013functioning,michael2014erosion} et dans la zone axiale \citep{ortuno2018active} du Lutétien au Quaternaire. Toutes ces études se basent sur différentes méthodes, les études lithologiques, de minéraux lourds, d’U-Pb sur zircons détritiques, de trace de fissions sur apatite, de paléocourant, biostratigraphiques et magnétostratigraphiques. \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 rencontrées dans les principaux bassins Sud-Pyrénéens. \medskip \citet{michael2013functioning,michael2014erosion} se sont focalisés sur le bassin de d’Ainsa, de Pobla et 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 composées 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 (riche 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 pre-hercynien (âge U-Pb sur zircons) et de clastes de roches métamorphiques, induisant une source proche de la Zone Nord-Pyrénéenne (fig. \ref{synthesedivide}). \end{itemize} \medskip \citet{roige2016tectonic,roige2017recycling} ont réalisées des études dans le bassin de Jaca plus à l’Ouest comparée à l’étude précédente (fig. \ref{synthesedivide}). \citet{roige2016tectonic} se focalise sur une série sédimentaire qui s’étend du Lutétien moyen au Priabonien. Ils montrent que du Lutétien inférieur (47.8 Ma) jusqu’au environ 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) ou 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. \citet{roige2017recycling} se focalise 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 « black dolostones » (Jurassique) en place dans les Chaînons Béarnais et de brèches métamorphiques (Crétacé supérieur). Cela indique donc que le divide se trouvait au Nord dans la zone Nord-Pyrénéenne (fig. \ref{synthesedivide}). \citet{ortuno2018active} se sont focalisées sur la caractérisation de failles dans les Pyrénées à partir d’études géomorphologique et structurale (fig. \ref{synthesedivide}). Leur étude montre que des failles (localisation sur la figure \ref{synthesedivide}) jouent un rôle important sur le divide pendant la période post-orogénique. En effet il explique la position du « coude » observée sur la figure \ref{synthesedivide} par le jeu de plusieurs failles normales dans la zone axiale. 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}, LRT de \citet{ortuno2013} qui sont post-orogénique (âge maximal = 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 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] \begin{center} \includegraphics[width=\textwidth]{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{center} \end{figure} \medskip \textbf{Essai de caractérisation de l'évolution du divide à partir des lithologies observées dans le piémont pyrénéen du basin 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}, la position approximative est représenté sur la figure \ref{synthesedivide}. Les poudingues de Palassou ont été décrits par \citet{crochet1989palassou}, dans cette étude, il identifie trois unités et celle-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 clastes carbonatées issus de la couverture meso-cénozoique. 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 massif granitiques. Des datations U-Pb sur quelques clastes de cette séquence donnent des âges de 330 Ma (Al Reda, M. pers. Comm.) qui indique une source dans le massif de l’Aston ou des âges de roches en place ont été publiées \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 de clastes carbonatées issus de la couverture meso-cénozoique. \item \textbf{L’équivalent des poudingues de Palassou à l’Ouest, entre Tarbes et Saint-Gaudens}, ont été reconnues en forages (localisation des forages 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 identifiée 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 au environ de la limite Rupélien-Chattien à 27.1 Ma. Ils présentent des clastes essentiellement issus de calcaire bioclastiques mudstone et packstone qui semblent trouvés leur origine dans la couverture meso-cénozoique. 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 identifiées par \citet{bergounioux1949,duplaix1956} montrent la présence de staurotide, d’andalousite, de tourmaline issue de roches métamorphiques et des rutiles et des zircons issues 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 pointillée 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’ophite, il signale également la présence de quelques galets de calcaire. Ils identifient également des associations de minéraux lourd telle que de l’hématite, de la muscovite, de la tourmaline, de grenat, de zircon, d’épidote 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 également trouvait 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 identifiées. 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 soient valable pour une période ancienne. Une autre source d’incertitude importante est aussi a noté. Dans cette revue bibliographique des clastes issues de la couverture Meso-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. \medskip \textbf{Proposition de l’évolution de la position du divide depuis 42 Ma} \medskip A partir des éléments décrits ci-dessus il nous est possible de proposer une évolution de la position du divide Pyrénéens 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 ». \medskip \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 sur 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 observée. \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 matière érodées alimentant le bassin d’Aquitaine, cela nous permettra dans le chapitre \ref{bilanerosionsedimentation} de comparé les volumes érodés aux volumes sédimentés. \medskip \begin{figure}[!ht] \begin{center} \includegraphics[width=\textwidth]{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{center} \end{figure} \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 sus-jacentes nous ont permis de quantifier les quantités de matières érodées (fig. \ref{volumesource}) issus des Pyrénées depuis 45 Ma, mais aussi 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 située au Nord ou l’utilisation du divide actuel depuis 45 Ma. Cela nous permettra dans le chapitre \ref{ bilanerosionsedimentation} de tenter de validé une des hypothèse faite sur la migration du divide. Les paléo bassin versants ont été découpé selon les sous-bassins qu’ils alimentent (fig. \ref{evolutiondivide}), cela nous permettra de comparer le bilan érosion-sédimentation (Chapitre \ref{bilanerosionsedimentation}) bassin par bassin. \medskip La figure \ref{volumetotal} et le tableau \ref{valeurvolumetotal} représente la quantité de matières global érodées sur l'ensemble de la zone d'étude depuis 45 Ma sans prendre en compte l’évolution du divide. \begin{figure}[!ht] \begin{center} \includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/volumeglobal} \caption[Quantité de matières érodées depuis 45 Ma sur l’ensemble de la zone d’étude]{Quantité de matières érodées depuis 45 Ma sur l’ensemble de la zone d’étude } \label{volumetotal} \end{center} \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 première ordre la quantité totale de matières érodées depuis 45 Ma est de 200 824 Km3 (err. = 60 247), cela représente un taux moyen de 4 462 Km3/Myr (err. = 1 338), la tendance générale est la diminution de quantité de matière érodées sur cette période. 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 matière 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). \medskip Les figures \ref{carcassonne}, \ref{tarbes} et \ref{arzacq} présentent l’évolution des quantités de matières érodées selon les bassins versant de chaque sous-bassin 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}), bassin versant du bassin de Tarbes (fig. \ref{tarbes}) et le bassin versant du bassin d’Arzacq (fig. \ref{arzacq}). Ces figures sont organisées de la façon suivante : (1) le premier graphe représente la quantité de matière érodées en utilisant le divide actuel, (2) le deuxième graphe représente la quantité de matière érodées en utilisant un divide situé au Nord, (3) le troisième graphe 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 graphes sont représentés avec une échelle x 1 Km3 pour les taux et x 100 Km3 pour les volumes. \medskip \begin{figure}[!ht] \begin{center} \includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/carcassonne} \caption[Quantité de matières érodées depuis 45 Ma dans le bassin versant du bassin de Carcassonne]{Quantité de matières érodées depuis 45 Ma dans le bassin versant du bassin de Carcassonne } \label{carcassonne} \end{center} \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 graphes de valeurs extrêmes montrent les mêmes tendances à la diminution. La différence entre ces deux graphes se trouve dans les valeurs obtenues pendant la période allant du Lutétien moyen (45 Ma) au Rupélien inférieur (33 Ma) ou les taux issus du « Modern-Day Divide » sont deux fois plus importants que celle issus du « North Divide ».Pour le troisième graphe, 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 lié 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 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] \begin{center} \includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/tarbes} \caption[Quantité de matières érodées depuis 45 Ma dans le bassin versant du bassin de Tarbes]{Quantité de matières érodées depuis 45 Ma dans le bassin versant du bassin de Tarbes } \label{tarbes} \end{center} \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 graphes représentants 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) la valeur issue du « Modern-Day Divide » est de 780 Km3 /Myr alors que pour le résultat issu du « North Divide », la valeur est 166 Km3 /Myr. Pour le troisième graphe, il y est observé des tendances complètement différentes de celles décrits 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 acquises 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 ou les taux sont maximales), (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 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). 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}), cependant aucune interprétation hâtive ne peut etre fait pour le moment. \medskip \textbf{Arzacq} \medskip La figure \ref{arzacq} et le tableau \ref{valeurvolumearzacq} mettent en évidence une répartition des taux complètement différentes de celles décrit ci-dessus pour Tarbes et Carcassonne. Le graphe utilisant le « North Divide » montre des taux constants tout au long de la période considérée. Le graphe utilisant le « Modern-Day Divide » 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 graphe peut etre 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, (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 constant 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] \begin{center} \includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/arzacq} \caption[Quantité de matières érodées depuis 45 Ma dans le bassin versant du bassin d'Arzacq]{Quantité de matières érodées depuis 45 Ma dans le bassin versant du bassin d'Arzacq } \label{arzacq} \end{center} \end{figure} \begin{table}[!ht] \begin{center} \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{center} \end{table} \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 %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \chapter{Bilan érosion sédimentation} \chaptermark{Bilan érosion sédimentation} \label{bilanerosionsedimentation} \thispagestyle{empty} \cleardoublepage %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \bibliographystyle{chicago} \bibliography{BibliographieThese} \end{document}

voici le script complet \documentclass[11pt,twoside]{book} \usepackage{natbib} \usepackage[colorlinks=true,linkcolor=black, citecolor=blue, urlcolor=blue]{hyperref} \usepackage[utf8]{inputenc} % un package \usepackage[T1]{fontenc} % un second package \usepackage[french]{babel} % un troisième package \usepackage [onehalfspacing]{setspace} %interlignes \usepackage{calc} \usepackage[top=2.5cm, bottom=2.5cm, left=2.5cm, right=2.5cm, marginparwidth=1cm, twoside]{geometry} \usepackage{color} %\usepackage{hyperref} %\hypersetup{colorlinks,linkcolor={.},citecolor={.},urlcolor={.}} \usepackage{lscape} \usepackage{rotating} \usepackage{floatpag,mwe} %defini le style d'une page float \usepackage{caption} %\captionsetup[figure]{labelfont=bf} \usepackage{subcaption} \usepackage{wrapfig} \usepackage{graphicx} \usepackage{pdfpages} \usepackage{float} \setlength{\headheight}{15pt} \usepackage{fancyhdr} \renewcommand{\FrenchLabelItem}{\textbullet} \pagestyle{fancy} \fancyhf{} \renewcommand{\chaptermark}[1]{\markboth{\bsc{\chaptername~\thechapter{} :} #1}{}} \renewcommand{\sectionmark}[1]{\markright{\thesection{} \ #1}} \renewcommand{\headrulewidth}{0.4pt} \renewcommand{\footrulewidth}{0.0pt} \lhead[]{\textsl{\rightmark}} \rhead[\textsl{\leftmark}]{} \fancyfoot[LE,RO]{\thepage} \usepackage{titlesec} \titleformat{\chapter}[display]{\bfseries}{\huge\chaptertitlename~\thechapter}{20pt}{\huge} \setcounter{secnumdepth}{3} \setcounter{tocdepth}{3} %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% % a3_landascape environment \newenvironment{a3_landscape} {\newpage \pdfpagewidth=2\pdfpagewidth \setlength{\textwidth}{4cm+\textwidth*2} % need calc pkg \headwidth=\textwidth \hsize=\textwidth} {\newpage \pdfpagewidth=.5\pdfpagewidth \setlength{\textwidth}{\textwidth-4cm} \textwidth=.5\textwidth \headwidth=\textwidth \hsize=\textwidth} \raggedbottom \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}} \section*{Résumé} \medskip \begin{itemize} \item \end{itemize} \begin{itemize} \item \end{itemize} \cleardoublepage \section{Abstract} \section{Remerciements} \tableofcontents \cleardoublepage \listoffigures \listoftables \chapter*{Introduction} \chaptermark{Introduction} \markboth{Introduction}{} \addcontentsline{toc}{chapter}{Introduction} \clearpage{\thispagestyle{empty}\cleardoublepage} \medskip \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 comprendre à travers les nombreux travaux publiés des années 60 à nos jours, l'évolution cinématique, du Mésozoïque au Cénozoïque, des plaques Ibérie et Eurasie. Afin de mettre en évidence les grands traits de l'évolution durant les deux grandes phases d'évolution de ces domaines, la phase extensive et la phase compressive. \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 du contextes tectoniques au cours des temps géologiques complètement différentes. La plupart des discordes associées à la relation Ibérie/Eurasie (fig.2) concernent, la quantité de déplacement, l’interprétation des pôles de rotations et de la cinématique des évènements, ainsi que l’interprétation des anomalies magnétiques. \medskip \textbf{Ouverture du golfe de Gascogne : La migration de l’Ibérie pendant l’ouverture de l’Atlantique Nord, comparaison des modèles.} \medskip \textbf{Convergence Ibérie-Eurasie : La remontée de l’Ibérie et la collision continentale. Comparaison des modèles} \subsection{La structure profonde des Pyrénées et de son avant-pays nord} \label{structure profonde} \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} %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \chapter{Évolution du remplissage sédimentaire du bassin d'Aquitaine et du Golfe de Gascogne du Priabonien au Pliocène} \chaptermark{Évolution du remplissage sédimentaire} \label{evolution remplissage sédimentaire} \thispagestyle{empty} \cleardoublepage %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \section{Introduction} \sectionmark{intro3} 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=\textwidth]{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{center} \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} et sur la figure \ref{tableaubiostratigraphique}. 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. \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}). \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 utilisées les données de la Banque du Sous-Sol (BSS), cette base de donnée recense tous les forages réalisées en France (pétroliers, piézomètre, etc.), pour la plupart de ces forages des informations lithologiques sont détaillée. 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. \item \textbf{L'interpolation des données} \end{itemize} \medskip \subsection{La limite des données} \medskip \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/limitedonnees}} \caption[Carte de répartition des données sur l'ensemble de la zone étudiée]{Carte de répartition des données sur l'ensemble de la zone étudiée} \label{limitedonnees} \end{center} \end{figure} \medskip \section{Le Priabonien : dépôtcentres et paléogéographie} \sectionmark{Le Priabonien} %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \section{Le Rupélien : dépôtcentres et paléogéographie} \sectionmark{Le Rupélien} %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \section{Le Chattien : dépôtcentres et paléogéographie}\label{chattien} \sectionmark{Le Chattien} %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \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 haute résolution de la base de l'Aquitanien]{Carte d'isohypses haute résolution 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 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) ce qui prouve que la configuration actuelle des différents domaines bathymétriques était déjà présente à 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 Dôme Gascogne et la Montagne de Biscaye) 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, 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 {\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. 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 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", 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 dûe à une absence de sédimentation, et non une absence de préservation, qui serait lié à une réorgansiation générale des zones en subsidence et en soulèvement. 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 \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 sédiments Burdigalien 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 des sédiments préservés 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 aucuns dépôts n'est préservés 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 les dépôts de calcaire bioclastiques poreux « faluns » qui dominent dans le domaine marin. \medskip \begin{itemize} \item \textbf{La suite 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 rencontrées 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 lité en stratifications obliques contenant des gravelles de débris roulés de lamellibranche, gastéropodes, échinodermes et mélobésiées \citep{capdeville1996}. Nous interprétons cette formation comme des dépôts littoraux à influence tidal. \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 carbonate présent dans la formation. En effet ces faluns sont composés de 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. \item \textbf{Les Faluns de Pontonx} sont les dépôts 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 calcaire 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 marne grise sableuse, de petits bancs de marne et de calcaire 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{crouzel1975miocene}, légende sur la figure \ref{cartePALEOburdigalien} {Carte paléogéographique du Burdigalien, zoom sur la zone sud modifiée d'après \citet{crouzel1975miocene}, 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 milieu de dépôts fluviatile et lacustre. En effet, cette formation est constituée d’une argile carbonatée silteuse parfois rubéfiés et gypsifère. Il y a été observé quelques niveaux organiques à mouchetures de lignites. La présence de gypse semble s’atténuer en direction du Sud \citep{capdeville1992} Les passages latéraux 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}). 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 comparée au 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'alimentation centraliennes étaient situées au Nord d’Agen. Il faut également noter que par endroit (au Nord d’Auch par exemple) les sables burdigalien 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 lacustre miocène, ce qui indique le caractère incisif des chenaux terrigènes dans le substratum carbonaté. Les dépôts lacustres de cette formation sont plus étendus qu’auparavant. Ils sont essentiellement constitués de calcaire, cependant des arrivées marneuses et finement détritiques peuvent s’observer. Les milieux de dépôts marécageux représenté par la présence de marnes sont moins présents durant le dépôt de cette formation, ce sont bien les milieux lacustres qui dominent en période de remontée du niveau de base \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 important et dépôts lacustres également plus étendus comparées aux dépôts marneux de type marécage. \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, 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 vers le domaine en érosion. 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 décrient plus tôt dans ce chapitre. \item \textbf{La Molasse de Carla-Bayle} est l’équivalent latéral 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, 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 fluviatiles à l’Ouest de Toulouse. Les venues détritiques ravinent les marnes sommitales du Calcaire de Larroque Saint-Sernin. Les faciès carbonatés sont toujours identiques et se présentent sous la forme de calcaire blanc grumeleux \citep{crouzel1957miocene}. \end{itemize} \medskip \textbf {Pour résumer :} \begin{itemize} \item le Burdigalien marin montre de grandes similitudes avec la période aquitanienne, et est représenté par une grande diversité de calcaire bioclastique poreux « falun » et contient également quelques dépôts de type coraux. Cependant le 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. 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 phase 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 qui 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'épaisseur 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 emprunt 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{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 sa zone 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 une verticale 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 sont souvent absentes, car la période que nous étudions n’était pas un objectif dans 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] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{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{center} \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 progradant vers le Sud-Ouest sous une tranche d'eau assez importante, ces progradations seraient éloignées des zones d'alimentation. Le passage de l'Aquitanien au Burdigalien se fait par une surface érosive qui tronque les dépôts aquitaniens. Cette surface orientée NW-SE à pendage vers le Sud-Ouest montre une seule incision remarquable et quelques incisions de type "gullies". Les dépôts du Burdigalien reposent en onlap sur cette surface \citep{bellec2003}. \medskip Plusieurs études ont été réalisées sur l'évolution sédimentaire du domaine turbiditique du Golfe de Gascogne \citep{cremer1983,iglesias2009}. Nous avons résumé les élèments les plus importants permettant de comprendre l'évolution de ce domaine, en relation avec le bassin d'Aquitaine, pendant le Miocène inférieur sur la figure \ref{cartePALEOaquiburdibob}. \medskip \textbf{L'Aquitanien du bassin profond du Golfe de Gascogne} est identifié dans la séquence C1 d'\citet{iglesias2009} et dans la séquence Ib de \citet{cremer1983} qui s'étale respectivement de la fin du Chattien jusqu'à la limite Aquitanien/Burdigalien et du Chattien moyen à la limite Aquitanien/Burdigalien. \begin{itemize} \item le canyon du Cap Ferret enregistre un changement majeur durant cette période. En effet durant le Chattien ce canyon n'était pas encore développé comme à l'actuel, les sédiments étaient piégés dans le grabben du Cap Ferret (prolongement du Bassin de Parentis)\citep{cremer1983,iglesias2009}. L'Aquitanien marque donc le début de l'export des sédiments par les prémices du canyon du Cap Ferret \citep{iglesias2009}. Notre étude met en évidence l'existence d'un deuxième système d'incision en position plus méridionale , parallèle à la branche actuelle du canyon (cf. \ref{chresultataqui}). Sur la figure \ref{cartePALEOaquiburdibob}, on observe que ces deux branches se rejoignent et une levée turbiditique est associée sur son flanc nord. Enfin le terme final est le lobe turbiditique \citep{cremer1983,iglesias2009}. \item le canyon de Cap breton dont la première incision en offshore est observée entre 25.2 Ma et 22.5 Ma (cf. \ref{papier1}) présente une importante levée sur le Plateau Landais mise en évidence par \citet{iglesias2009} (fig. \ref{cartePALEOaquiburdibob}). Ce canyon rejoint le canyon de Santander où notre étude montre l'existence de deux branches au niveau de l'isohypse -5000 m (fig. \ref{cartePALEOaquiburdibob}. Enfin, deux levées turbiditiques sont mises en évidences de par et d'autre du système chenalisant. La partie distale du système rejoint le lobe turbiditique du Cap Ferret \citep{iglesias2009}. \item le canyon de Torrelavega (fig. \ref{cartePALEOaquiburdibob}) semble alimenté par le canyon de Lastres et le terme distale est remarquable par l'absence de levée et de lobe montrant un fonctionnement moins important comparé aux deux canyons mentionnés ci-dessus. Enfin ce système distal est restreint au Sud du "Jovellanos high" \citep{iglesias2009}. \end{itemize} \medskip \textbf{Le Burdigalien du bassin profond du Golfe de Gascogne} identifié dans la séquence B2 d'\citet{iglesias2009} qui couvre la période burdigalienne et encore dans la séquence Ib de \citet{cremer1983}. \medskip Le Burdigalien dans le Golfe de Gascogne (fig. \ref{cartePALEOaquiburdibob}) montre beaucoup de similitude avec le système aquitanien, en particulier sur la disposition des incisions de type canyons. Cependant l'existence la branche sud du canyon du Cap Ferret est incertaine. La première différence est l'appartition de levée au niveau du Banc le Danois (fig. \ref{cartePALEOaquiburdibob}) attribuée au canyon de Lastres. La deuxième différence se trouve dans les dépôts de levées du système du canyon de Santander, en effet, seulement une seule levée au Nord du système chenalisant a été cartographiée par \citet{iglesias2009}. Enfin la troisième différence est le changement de positionnement du système distal du canyon de Torrelavega qui se trouve maintenant au Nord du "Jovellanos high" (fig. \ref{cartePALEOaquiburdibob}). \citet{iglesias2009} insiste également sur la diminution de taille des appareils turbiditiques (lobes, levées, chenaux), il observe également une augmentation de la sinuosité des systèmes chenalisants. %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \section{Le Langhien et le Serravallien : dépôtcentres et paléogéographie}\label{lanserr} \sectionmark{Le Langhien et le Serravallien} \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/LANGHIENSERRAVALLIENISOHYPSE2019}} \caption[Carte d'isohypses haute résolution de la base du Langhien]{Carte d'isohypses haute résolution de la base du Langhien} \label{carteHRlanghienserravallien} \end{center} \end{figure} \medskip \textbf{Carte d'isohypses haute résolution de la base du Langhien (fig. \ref{carteHRlanghienserravallien}):} \medskip 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 proximale. De plus il est observé sur cette carte les premiers dépôts préservés Miocène entre Aire-sur-L'Adour et Orthez (premier sédiment néogène 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 est plus importante (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 semble 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 décrits 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 représenté par les lignes bleue (pointillé) et bleue (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 « rentrant » à l’Est d’Aire-sur-L’Adour. Contrairement au Miocène inférieur, cette avancée marine ne semble pas s’observé, d’après les auteurs, juste au Nord de la structure d’Audignon. Au Nord de Bayonne le canyon se Saubrigues forment encore un rentrant, le Langhien correspond au 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 rentrant d’Aire-sur-L’Adour n’st plus visible. Cependant un autre rentrant de type 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 le Langhien. \medskip \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/LANGHIENSERRAVALLIENPALEOGEOGRAPHIE2019}} \caption[Carte paléogéographique du Langhien/Serravallien]{Carte paléogéographique du Langhien/Serravallien} \label{cartePALEOlanserr1} \end{center} \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 le seul dépôt marin préservé du Miocène. Le Falun de Soustons se présente sous la forme d’un sable plus ou moins argileux, micacés à niveaux riches en organismes divers (lamellibranches, gastéropodes, etc.) \citep{karnaynotice}. Leur attribution stratigraphique, longtemps controversée a été confirmée au 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} indique 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 reconnues des débris de bryozoaires, des dentales, des radioles d’oursin, des ostracodes et de nombreux foraminifères. \citet{mullerpujol1979} attribut 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 calcaires grossiers mal lités, très riches 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 plus ou moins lagunaire favorable à la prolifération d’huitres et autres gros bivalves. Le Falun du Frêche est représenté par les même 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 qui 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} réinterprète celui-ci, il montre 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-jacents), puis par un falun contenant des bivalves surmonté d’un horizon plus argileux et enfin le toit de la série est une marne à stratification ondulée (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) ou il a été observé des « flute cast » consolidés par un ciment calcaire \citep{crouzel1989notice953}. Par endroit \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}) \citep{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 créés 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 serravallien dans les dépôts langhien, 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 composé 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] {\includegraphics[width=\textwidth]{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 } \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 un rapprochement 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 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 semble 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), 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 le recul progressif 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. \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'épaisseur du Langhien et su Serravallien} \medskip \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/LANGHIENSERRAVALLIENISOPAQUE2019}} \caption[Carte d'épaisseur du Langhien et du Serravallien]{Carte d'épaisseur du Langhien et du Serravallien} \label{carteEPAISSEURlanserr} \end{center} \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] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{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{center} \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 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 %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \section{Le Tortonien et le Messinien: dépôtcentres et paléogéographie} \sectionmark{Le Tortonien et le Messinien} \medskip \textbf{Carte d'isohypses haute résolution de la base du Tortonien (fig. \ref{carteHRtortonien}):} \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/TORTONIENIsohypse2019}} \caption[Carte d'isohypses haute résolution de la base du Tortonien]{Carte d'isohypses haute résolution de la base du Tortonien} \label{carteHRtortonien} \end{center} \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 haute résolution 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 dysmétrie 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 du domaine de transition. \end{itemize} \medskip \textbf{Carte d'isohypses basse résolution de la base du Messinien (fig. \ref{carteBRtortonien}):} \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 progradant de la marge Aquitaine. Vers l’Ouest, deux ensembles sont identifiées, (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 Dôme Gascogne (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 \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/TOP-TORTONIEN_ISOHYPSE_OFFSHORE}} \caption[Carte d'isohypses basse résolution de la base du Messinien, modifié d'après \citet{crouzel1957miocene}]{Carte d'isohypses basse résolution de la base du Messinien, modifié d'après \citet{crouzel1957miocene}} \label{carteBRtortonien} \end{center} \end{figure} \textbf{Cartes paléogéographique du Tortonien et du Messinien (fig. \ref{cartePALEOtormess}) :} \medskip \begin{figure}[!ht] {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/TORTONIENPALEOGEOGRAPHIE.jpg}} \caption[Carte paléogéographique du Tortonien et du Messinien]{Carte paléogéographique du Tortonien et du Messinien} \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 (définition actuelle). 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 dépôts identifiées 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} \subsection{Carte d'isopaques du Tortonien et du Messinien} \sectionmark{carteepaisseurtortomess} \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/tortonienmessinienisopaque}} \caption[Carte d'épaisseur du Tortonien et du Messinien]{Carte d'épaisseur du Tortonien et du Messinien} \label{carteEPAISSEURtormess} \end{center} \end{figure} %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \section{Le Pliocène : dépôtcentres et paléogéographie}\label{pliocene} \sectionmark{Le Pliocène} \medskip \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/PLIOCENEIsohypseePapier2019}} \caption[Carte d'isohypses haute résolution de la base du Pliocene]{Carte d'isohypses haute résolution de la base du Pliocène} \label{carteHRpliocene} \end{center} \end{figure} \medskip \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/BASEPLIOCENEISOHYPSEOFFSHORE}} \caption[Carte d'isohypses basse résolution de la base du Pliocene]{Carte d'isohypses basse résolution de la base du Pliocène} \label{carteBRpliocene} \end{center} \end{figure} %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \chapter{Quantification des volumes terrigènes préservés dans les bassins} \chaptermark{Quantification des volumes préservés dans les bassins} \label{sinkpreservation} \thispagestyle{empty} \cleardoublepage %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \chapter{Quantification des volumes terrigènes érodés dans les domaines en érosion: Les Pyrénées et le Massif central} \chaptermark{Quantification des volumes érodées dans les domaines en érosion} \label{source} \thispagestyle{empty} \cleardoublepage %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \section{Introduction}\label{introsource} \sectionmark{introduction} \medskip La formation des topographies positives présentes dans la partie superficielle du système Terre est liée a des mouvements verticaux qui peuvent être induit par différent processus dans des contextes géodynamiques différents. Ces topographies se trouvent dénudées (érosion chimique et mécanique) au cours du temps par deux processus majeurs, la tectonique et le climat. Les bassins sédimentaires entourées par ces topographies sont alimentés par les produits de dénudation de ces reliefs. \medskip Le bassin d'Aquitaine de le Golfe de Gascogne sont entourés de deux reliefs, la chaîne pyrénéenne et le Massif central, qui alimentent les zones en subsidence des bassins sédimentaires (fig. \ref{schemasourcetosink}). \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/SchemaSourceToSink}} \caption[Schéma "Source to Sink" simplifié de la zone d'étude]{Schéma "Source to Sink" simplifié de la zone d'étude} \label{schemasourcetosink} \end{center} \end{figure} \medskip Ce chapitre a pour but de quantifier les quantités de matière érodées sur les deux reliefs alimentant le bassin d'Aquitaine. 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 utilisée les résultats du stage de fin d'étude de Norman Daril (encadrée par Charlotte Fillon, Matthew Fox, et Sara Lafuerza) qui portait sur la modélisation des données thermochronologiques de la chaîne pyrénéenne. \item Pour la partie Massif central nous avons utilisées les résultats des travaux de Guillaume Baby, Julien Baptiste, Paul Bessin et Thomas François qui portaient sur l'étude géomorphologique des surfaces d'aplanissements du Massif central. \end{itemize} \medskip Au sein de notre étude nous avons utilisées leurs résultats afin de quantifier au mieux les quantités de matière érodées pour la période de temps que nous étudions. \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{introthermochro} Les chaînes de montagnes sont des objets géologiques naturelles résultants d’une collision entre deux croûtes continentales plus ou moins épaisses. La topographie positive, observée aujourd’hui, de ces domaines est le fruit de mouvement verticaux dont les vitesses évoluent au cours de la construction de l’orogène. \medskip La chaînes pyrénéennes 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 raccourcissements entre ces deux plaques tectoniques. Les différents auteurs s’accordent a associées les mouvements verticaux causées par l’orogène pendant la période allant du Crétacé supérieur à la limite de l’Oligocène et du Miocène (chron 6c) \citep{roest1991,teixell2016,macchiavelli2017}. Ces considérations sont appuyées par différentes études réalisées à partir de méthodes différentes, analyse de bassin, paléomagnétisme etc.. Une des méthodes récentes utilisées dans le but de quantifier les mouvements verticaux dans ces domaines est la thermochronologie basse température. Cette méthode permet au premier ordre de dater l’histoire thermique de roches exhumés et donc d’obtenir une histoire du temps en fonction de la température pour un échantillons données. Les travaux de Norman Daril se sont basés sur l’utilisation et la modélisation de ces données dans le but de quantifier les volumes de roches érodées 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 chaîne de montagne par exemple mais aussi sur des roches sédimentaires (thermochronologie détritiques) 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 de soulèvement 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 masse 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 modifiés soit par une augmentation de la température soit par une diminution de la vitesse lors de l’exhumation de la roche. C’est pourquoi la réduction des traces peut être étudiée pour retrouver la température à laquelle résidait une roche en prenant en compte que l’équilibre entre création et cicatrisation des traces est contrôlé par la température \citep{donelick2005apatite}. La quantité de cicatrisation d’une trace dépend de la température et du temps d’exposition. L’âge thermochronométrique correspond au moment ou les minéraux ont été refroidi sous leur température de fermetures respective (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 considérées pour deux méthodes de mesures thermochronométriques, modifié d'après \citet{wolf1996helium,farley2000helium,reiners2006}]{Température de fermeture des minéraux considérées 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 fermetures 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 radiogéniques 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 production d’Hélium, sa perte par éjection sur les bordures du cristal et sa diffusion, qui dépend de l’histoire thermiques subit par l’échantillon. La détermination de l’âge nécessite alors de connaître la concentration en Hélium e en éléments pères. Au cours du temps le système radiogénique évolue en deux stades. Le premier ou la température est supérieur à la température de fermeture pendant lequel il y a plus d’éléments père que d’éléments fils, ce stade ouvert a pour conséquence de ne pas emmagasiner d’éléments fils au cœur du système et donc d’admettre une faible concentration en Hélium. Le deuxième stade qui débute au moment ou la température est égal à la température de fermeture, qui correspond a une production importante d’éléments fils (lié 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 obtenue pour chaque méthode correspond au moment ou les minéraux étudiés ont été refroidi 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 a un instant t. \medskip \subsection{Données disponibles et méthodologie d’investigation}\sectionmark{méthodologie} \textbf{La base de données thermochronologique} \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 celle-ci. L’étude de Norman Daril s’est basée sur la modélisation d’environ 500 âges thermochronométriques issues 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 fissions sur apatite (AFT)} sont issues de \citet{yelland1991thermo, fitzgerald1999asymmetric, maurel2003exhumation, sinclair2005asymmetric, juez2006tectonothermal ,gibson2007late,jolivet2007thermochronology, maurel2008meso,gunnell2009low,bosch2016timing, labaume2016tectonothermal,mouchene2016evolution, vacherat2016rift} \item \textbf{Les âges de traces de fissions sur zircon (ZFT)} sont issues de, \citet{sinclair2005asymmetric,vacherat2016rift} \item \textbf{Les âges (U-Th/He) sur apatite (AHe)} sont issues de, \citet{maurel2003exhumation, juez2006tectonothermal,denele2007hospitalet, gibson2007late,gunnell2009low, metcalf2009thermochronology,fillon2013oligocene, vacherat2014thermal,bosch2016timing,vacherat2016rift} \item \textbf{Les âges (U-Th/He) sur zircon (ZHe)} sont issues de, \citet{maurel2008meso,vacherat2014thermal, bosch2016timing} \end{itemize} Ces données sont représentées sur la figure \ref{donneesthermocro}, l’échelle des couleurs correspond au 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 bien marquée, à l’Ouest des Pyrénées (fig. \ref{donneesthermocro}) ce sont essentiellement des âges compris entre le Miocène inférieur et le Pliocène, à l’Est les âges sont compris entre l’Oligocène supérieur et le Permien. Cette répartition aura donc des conséquences sur les modélisations de ces données. \medskip \textbf{Les taux d’exhumations issus de la littérature} \medskip La quantité de matières érodées a tout d’abord été quantifiée grâce à la reconstruction du profil ECORS, d’après \citet{fitzgerald1999asymmetric} il est fort plausible que cette quantité d’érosion 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. La figure \ref{exhumationlittérature}. \medskip \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/exhumationlitterature}} \caption[Taux d’exhumations de différents massifs pyrénéens issus de la littérature]{Taux d’exhumations de différents massifs pyrénéens issus de la littérature} \label{exhumationlittérature} \end{center} \end{figure} \medskip La figure \ref{exhumationlittérature} montre plusieurs taux d’exhumations 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}. 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 massifs cristallins 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 base température présentées ci-dessus ont été modélisé grâce à la méthode d’inversion linéaire afin d’obtenir des taux d’exhumations sur l’ensemble de la zone couverte par ces données. Cette méthode a été développée par \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 franchi), dans le but d’obtenir les taux d’exhumations. 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 l’âge 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 obtenues pour les taux d’exhumations. \begin{table}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/parametre}} \caption[Densités et paramètres thermiques utilisés pour l’inversion liénaire, d’après les références citées dans \citet{Fillon2012} et M.Fox, pers comm.]{Densités et paramètres thermiques utilisés pour l’inversion liénaire, d’après les références citées dans \citet{Fillon2012} et M.Fox, pers comm.} \label{parametre} \end{center} \end{table} \medskip \citet{schildgen2018spatial} met en évidence l’importance de séparé les données de chaque massif considéré dans une modélisation thermochronologique. En effet un massif granitique s’exhume au cours du temps en un seul bloc de données uniformément réparties, cela induit qu’au moment de la modélisation les données des différents massifs voisins vont interférés les uns sur les autres selon les gammes de valeurs qui leur est propre. 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 le domaine pyrénéen, comme par exemple la faille Nord-Pyrénéenne. \medskip Cette étude a également fait l’objet d’une étude de la sensibilité des paramètres de configuration afin d’affiner au mieux le modèle. Les facteurs influençant la modélisation sont nombreux, par exemple la longueur 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’exhumations issues de la littérature. D’autre paramètres rentrent en jeu, par exemple le taux d’exhumation a priori, la variance qui lorsque celle-ci est diminué, force l’inversion a se rapprocher de la valeur du taux d’exhumation a priori. Dans son étude il a été choisi de considérer une variance plus élevée afin d’obtenir un meilleur ajustement des données sur l’ensemble de la chaîne. \medskip Afin de coller au mieux aux données de la littérature, une étude par zone a été effectué afin de comparer les données publiées et les données issues du modèle. Les résultats de celle-ci sont présentés sur la figure \ref{incertitudezone}. Ces études comparatives ont été réalisé sur trois massifs (Néouvielle, Canigou, Maladeta). Les diagrammes « predicted age/measured age » montrent de bonnes corrélations entre les valeurs du modèle et celles de la littérature pour les taux d’exhumations. Cependant quelques points discordants sont identifiés (Maladeta par exemple) qui induiront une incertitude sur le résultat final. \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/incertitudezone}} \caption[Modélisation des taux d'exhumations pour les massifs de Néouvielle, Maladeta et Canigou]{ Modélisation des taux d'exhumations pour les massifs de Néouvielle, Maladeta et Canigou} \label{incertitudezone} \end{center} \end{figure} Enfin la figure \ref{incertitudezone} met en évidence une tendance générale à la sous-évaluation des taux d’exhumations, 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 issues 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 répercuté sur le calcul de roches 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 issues de la littérature, Norman Daril a produit des cartes de taux d’exhumations sur l’ensemble de la zone considérée, elle 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’exhumations obtenues par inversion linéaire (45 Ma – 21 Ma)]{ Cartes des taux d’exhumations 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’exhumations obtenues par inversion linéaire (21 Ma – 0 Ma)]{ Cartes des taux d’exhumations 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 graphes et de tableaux, des taux d’exhumations issus de la modélisation. \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/valeurmodelisation}} \caption[Graphes et tableau de valeurs des taux d’exhumations issus de la modélisation]{Graphes et tableau de valeurs des taux d’exhumations issus de la modélisation} \label{valeurmodelisation} \end{center} \end{figure} \medskip \textbf{Conversion des taux d’exhumations en volumes de roches érodées} \medskip A partir des cartes de taux d’exhumations 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 quantités de volumes érodées en mètres, ces cartes ont été réalisées grâce a la conversion des taux d’exhumations en quantité de matières érodées. Ces cartes ont fait l’objets 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=0.9]{Figure/Chapitre5/volumeerode} \caption[Cartes des quantités de matières érodées de 45 Ma à 0 Ma]{Cartes des quantités de matières érodées de 45 Ma à 0 Ma} \label{volumesource} \end{center} \end{figure} \medskip \textbf{Quantification de l’incertitudes sur les volumes de matières érodées} Les cartes présentées (figs. \ref{exhumation4521}, \ref{exhumation210}, \ref{volumesource}) sont des valeurs brutes sans aucunes incertitudes quantifiées. 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’exhumations issus du modèle étaient sous-évalués en comparaison aux données issues de la littérature, cela représente une première source d’incertitude. De plus, 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, actuellement il est impossible de quantifier numériquement toutes ces incertitudes. Il a été choisi de donner une valeur, bien évidemment minimale, de l’incertitude à partir du Misfit entre les âges mesurés et les âges prédis 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 mesurées et les âges prédis 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 modèles par rapport aux âges mesurées. 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, revues bibliographiques et informations ponctuelles dans le remplissage du bassin d'Aquitaine}\sectionmark{Evolution du divide de la chaîne pyrénéenne au cours du Paléogène à l'actuel} \medskip Les processus de surfaces et d’érosions jouent un rôle important dans l'évolution des chaînes de montagnes. Les systèmes convergents sont affectés par les plus haut taux de d’exhumations et également les plus hauts taux d’érosion \citep{willett1999orogeny}. Actuellement, les rivières présentent dans des contextes orogéniques sont à l’origine de 80 \% du volumes de particules apportés dans les 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, lié essentiellement au climat. La position de la ligne de partage des eaux « divide » et son évolution au cours des périodes syn à pos-orogéniques est un paramètre clé pour la compréhension et la quantification des quantités 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 au moins bonne condition d’affleurement 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 sédimentologique mais également par des études de provenance. Ces études de provenance se sont attardées dans les bassins de Jaca \citep{ roige2016tectonic,roige2017recycling} de Tremp, Pobla et Ainsa \citep{michael2013functioning,michael2014erosion} et dans la zone axiale \citep{ortuno2018active} du Lutétien au Quaternaire. Toutes ces études se basent sur différentes méthodes, les études lithologiques, de minéraux lourds, d’U-Pb sur zircons détritiques, de trace de fissions sur apatite, de paléocourant, biostratigraphiques et magnétostratigraphiques. \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 rencontrées dans les principaux bassins Sud-Pyrénéens. \medskip \citet{michael2013functioning,michael2014erosion} se sont focalisés sur le bassin de d’Ainsa, de Pobla et 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 composées 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 (riche 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 pre-hercynien (âge U-Pb sur zircons) et de clastes de roches métamorphiques, induisant une source proche de la Zone Nord-Pyrénéenne (fig. \ref{synthesedivide}). \end{itemize} \medskip \citet{roige2016tectonic,roige2017recycling} ont réalisées des études dans le bassin de Jaca plus à l’Ouest comparée à l’étude précédente (fig. \ref{synthesedivide}). \citet{roige2016tectonic} se focalise sur une série sédimentaire qui s’étend du Lutétien moyen au Priabonien. Ils montrent que du Lutétien inférieur (47.8 Ma) jusqu’au environ 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) ou 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. \citet{roige2017recycling} se focalise 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 « black dolostones » (Jurassique) en place dans les Chaînons Béarnais et de brèches métamorphiques (Crétacé supérieur). Cela indique donc que le divide se trouvait au Nord dans la zone Nord-Pyrénéenne (fig. \ref{synthesedivide}). \citet{ortuno2018active} se sont focalisées sur la caractérisation de failles dans les Pyrénées à partir d’études géomorphologique et structurale (fig. \ref{synthesedivide}). Leur étude montre que des failles (localisation sur la figure \ref{synthesedivide}) jouent un rôle important sur le divide pendant la période post-orogénique. En effet il explique la position du « coude » observée sur la figure \ref{synthesedivide} par le jeu de plusieurs failles normales dans la zone axiale. 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}, LRT de \citet{ortuno2013} qui sont post-orogénique (âge maximal = 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 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] \begin{center} \includegraphics[width=\textwidth]{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{center} \end{figure} \medskip \textbf{Essai de caractérisation de l'évolution du divide à partir des lithologies observées dans le piémont pyrénéen du basin 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}, la position approximative est représenté sur la figure \ref{synthesedivide}. Les poudingues de Palassou ont été décrits par \citet{crochet1989palassou}, dans cette étude, il identifie trois unités et celle-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 clastes carbonatées issus de la couverture meso-cénozoique. 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 massif granitiques. Des datations U-Pb sur quelques clastes de cette séquence donnent des âges de 330 Ma (Al Reda, M. pers. Comm.) qui indique une source dans le massif de l’Aston ou des âges de roches en place ont été publiées \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 de clastes carbonatées issus de la couverture meso-cénozoique. \item \textbf{L’équivalent des poudingues de Palassou à l’Ouest, entre Tarbes et Saint-Gaudens}, ont été reconnues en forages (localisation des forages 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 identifiée 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 au environ de la limite Rupélien-Chattien à 27.1 Ma. Ils présentent des clastes essentiellement issus de calcaire bioclastiques mudstone et packstone qui semblent trouvés leur origine dans la couverture meso-cénozoique. 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 identifiées par \citet{bergounioux1949,duplaix1956} montrent la présence de staurotide, d’andalousite, de tourmaline issue de roches métamorphiques et des rutiles et des zircons issues 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 pointillée 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’ophite, il signale également la présence de quelques galets de calcaire. Ils identifient également des associations de minéraux lourd telle que de l’hématite, de la muscovite, de la tourmaline, de grenat, de zircon, d’épidote 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 également trouvait 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 identifiées. 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 soient valable pour une période ancienne. Une autre source d’incertitude importante est aussi a noté. Dans cette revue bibliographique des clastes issues de la couverture Meso-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. \medskip \textbf{Proposition de l’évolution de la position du divide depuis 42 Ma} \medskip A partir des éléments décrits ci-dessus il nous est possible de proposer une évolution de la position du divide Pyrénéens 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 ». \medskip \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 sur 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 observée. \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 matière érodées alimentant le bassin d’Aquitaine, cela nous permettra dans le chapitre \ref{bilanerosionsedimentation} de comparé les volumes érodés aux volumes sédimentés. \medskip \begin{figure}[!ht] \begin{center} \includegraphics[width=\textwidth]{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{center} \end{figure} \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 sus-jacentes nous ont permis de quantifier les quantités de matières érodées (fig. \ref{volumesource}) issus des Pyrénées depuis 45 Ma, mais aussi 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 située au Nord ou l’utilisation du divide actuel depuis 45 Ma. Cela nous permettra dans le chapitre \ref{ bilanerosionsedimentation} de tenter de validé une des hypothèse faite sur la migration du divide. Les paléo bassin versants ont été découpé selon les sous-bassins qu’ils alimentent (fig. \ref{evolutiondivide}), cela nous permettra de comparer le bilan érosion-sédimentation (Chapitre \ref{bilanerosionsedimentation}) bassin par bassin. \medskip La figure \ref{volumetotal} et le tableau \ref{valeurvolumetotal} représente la quantité de matières global érodées sur l'ensemble de la zone d'étude depuis 45 Ma sans prendre en compte l’évolution du divide. \begin{figure}[!ht] \begin{center} \includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/volumeglobal} \caption[Quantité de matières érodées depuis 45 Ma sur l’ensemble de la zone d’étude]{Quantité de matières érodées depuis 45 Ma sur l’ensemble de la zone d’étude } \label{volumetotal} \end{center} \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 première ordre la quantité totale de matières érodées depuis 45 Ma est de 200 824 Km3 (err. = 60 247), cela représente un taux moyen de 4 462 Km3/Myr (err. = 1 338), la tendance générale est la diminution de quantité de matière érodées sur cette période. 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 matière 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). \medskip Les figures \ref{carcassonne}, \ref{tarbes} et \ref{arzacq} présentent l’évolution des quantités de matières érodées selon les bassins versant de chaque sous-bassin 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}), bassin versant du bassin de Tarbes (fig. \ref{tarbes}) et le bassin versant du bassin d’Arzacq (fig. \ref{arzacq}). Ces figures sont organisées de la façon suivante : (1) le premier graphe représente la quantité de matière érodées en utilisant le divide actuel, (2) le deuxième graphe représente la quantité de matière érodées en utilisant un divide situé au Nord, (3) le troisième graphe 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 graphes sont représentés avec une échelle x 1 Km3 pour les taux et x 100 Km3 pour les volumes. \medskip \begin{figure}[!ht] \begin{center} \includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/carcassonne} \caption[Quantité de matières érodées depuis 45 Ma dans le bassin versant du bassin de Carcassonne]{Quantité de matières érodées depuis 45 Ma dans le bassin versant du bassin de Carcassonne } \label{carcassonne} \end{center} \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 graphes de valeurs extrêmes montrent les mêmes tendances à la diminution. La différence entre ces deux graphes se trouve dans les valeurs obtenues pendant la période allant du Lutétien moyen (45 Ma) au Rupélien inférieur (33 Ma) ou les taux issus du « Modern-Day Divide » sont deux fois plus importants que celle issus du « North Divide ».Pour le troisième graphe, 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 lié 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 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] \begin{center} \includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/tarbes} \caption[Quantité de matières érodées depuis 45 Ma dans le bassin versant du bassin de Tarbes]{Quantité de matières érodées depuis 45 Ma dans le bassin versant du bassin de Tarbes } \label{tarbes} \end{center} \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 graphes représentants 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) la valeur issue du « Modern-Day Divide » est de 780 Km3 /Myr alors que pour le résultat issu du « North Divide », la valeur est 166 Km3 /Myr. Pour le troisième graphe, il y est observé des tendances complètement différentes de celles décrits 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 acquises 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 ou les taux sont maximales), (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 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). 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}), cependant aucune interprétation hâtive ne peut etre fait pour le moment. \medskip \textbf{Arzacq} \medskip La figure \ref{arzacq} et le tableau \ref{valeurvolumearzacq} mettent en évidence une répartition des taux complètement différentes de celles décrit ci-dessus pour Tarbes et Carcassonne. Le graphe utilisant le « North Divide » montre des taux constants tout au long de la période considérée. Le graphe utilisant le « Modern-Day Divide » 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 graphe peut etre 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, (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 constant 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] \begin{center} \includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/arzacq} \caption[Quantité de matières érodées depuis 45 Ma dans le bassin versant du bassin d'Arzacq]{Quantité de matières érodées depuis 45 Ma dans le bassin versant du bassin d'Arzacq } \label{arzacq} \end{center} \end{figure} \begin{table}[!ht] \begin{center} \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{center} \end{table} \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 %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \chapter{Bilan érosion sédimentation} \chaptermark{Bilan érosion sédimentation} \label{bilanerosionsedimentation} \thispagestyle{empty} \cleardoublepage %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \bibliographystyle{chicago} \bibliography{BibliographieThese} \end{document}

voici le script complet \documentclass[11pt,twoside]{book} \usepackage{natbib} \usepackage[colorlinks=true,linkcolor=black, citecolor=blue, urlcolor=blue]{hyperref} \usepackage[utf8]{inputenc} % un package \usepackage[T1]{fontenc} % un second package \usepackage[french]{babel} % un troisième package \usepackage [onehalfspacing]{setspace} %interlignes \usepackage{calc} \usepackage[top=2.5cm, bottom=2.5cm, left=2.5cm, right=2.5cm, marginparwidth=1cm, twoside]{geometry} \usepackage{color} %\usepackage{hyperref} %\hypersetup{colorlinks,linkcolor={.},citecolor={.},urlcolor={.}} \usepackage{lscape} \usepackage{rotating} \usepackage{floatpag,mwe} %defini le style d'une page float \usepackage{caption} %\captionsetup[figure]{labelfont=bf} \usepackage{subcaption} \usepackage{wrapfig} \usepackage{graphicx} \usepackage{pdfpages} \usepackage{float} \setlength{\headheight}{15pt} \usepackage{fancyhdr} \renewcommand{\FrenchLabelItem}{\textbullet} \pagestyle{fancy} \fancyhf{} \renewcommand{\chaptermark}[1]{\markboth{\bsc{\chaptername~\thechapter{} :} #1}{}} \renewcommand{\sectionmark}[1]{\markright{\thesection{} \ #1}} \renewcommand{\headrulewidth}{0.4pt} \renewcommand{\footrulewidth}{0.0pt} \lhead[]{\textsl{\rightmark}} \rhead[\textsl{\leftmark}]{} \fancyfoot[LE,RO]{\thepage} \usepackage{titlesec} \titleformat{\chapter}[display]{\bfseries}{\huge\chaptertitlename~\thechapter}{20pt}{\huge} \setcounter{secnumdepth}{3} \setcounter{tocdepth}{3} %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% % a3_landascape environment \newenvironment{a3_landscape} {\newpage \pdfpagewidth=2\pdfpagewidth \setlength{\textwidth}{4cm+\textwidth*2} % need calc pkg \headwidth=\textwidth \hsize=\textwidth} {\newpage \pdfpagewidth=.5\pdfpagewidth \setlength{\textwidth}{\textwidth-4cm} \textwidth=.5\textwidth \headwidth=\textwidth \hsize=\textwidth} \raggedbottom \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}} \section*{Résumé} \medskip \begin{itemize} \item \end{itemize} \begin{itemize} \item \end{itemize} \cleardoublepage \section{Abstract} \section{Remerciements} \tableofcontents \cleardoublepage \listoffigures \listoftables \chapter*{Introduction} \chaptermark{Introduction} \markboth{Introduction}{} \addcontentsline{toc}{chapter}{Introduction} \clearpage{\thispagestyle{empty}\cleardoublepage} \medskip \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 comprendre à travers les nombreux travaux publiés des années 60 à nos jours, l'évolution cinématique, du Mésozoïque au Cénozoïque, des plaques Ibérie et Eurasie. Afin de mettre en évidence les grands traits de l'évolution durant les deux grandes phases d'évolution de ces domaines, la phase extensive et la phase compressive. \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 du contextes tectoniques au cours des temps géologiques complètement différentes. La plupart des discordes associées à la relation Ibérie/Eurasie (fig.2) concernent, la quantité de déplacement, l’interprétation des pôles de rotations et de la cinématique des évènements, ainsi que l’interprétation des anomalies magnétiques. \medskip \textbf{Ouverture du golfe de Gascogne : La migration de l’Ibérie pendant l’ouverture de l’Atlantique Nord, comparaison des modèles.} \medskip \textbf{Convergence Ibérie-Eurasie : La remontée de l’Ibérie et la collision continentale. Comparaison des modèles} \subsection{La structure profonde des Pyrénées et de son avant-pays nord} \label{structure profonde} \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} %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \chapter{Évolution du remplissage sédimentaire du bassin d'Aquitaine et du Golfe de Gascogne du Priabonien au Pliocène} \chaptermark{Évolution du remplissage sédimentaire} \label{evolution remplissage sédimentaire} \thispagestyle{empty} \cleardoublepage %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \section{Introduction} \sectionmark{intro3} 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=\textwidth]{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{center} \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} et sur la figure \ref{tableaubiostratigraphique}. 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. \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}). \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 utilisées les données de la Banque du Sous-Sol (BSS), cette base de donnée recense tous les forages réalisées en France (pétroliers, piézomètre, etc.), pour la plupart de ces forages des informations lithologiques sont détaillée. 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. \item \textbf{L'interpolation des données} \end{itemize} \medskip \subsection{La limite des données} \medskip \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/limitedonnees}} \caption[Carte de répartition des données sur l'ensemble de la zone étudiée]{Carte de répartition des données sur l'ensemble de la zone étudiée} \label{limitedonnees} \end{center} \end{figure} \medskip \section{Le Priabonien : dépôtcentres et paléogéographie} \sectionmark{Le Priabonien} %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \section{Le Rupélien : dépôtcentres et paléogéographie} \sectionmark{Le Rupélien} %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \section{Le Chattien : dépôtcentres et paléogéographie}\label{chattien} \sectionmark{Le Chattien} %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \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 haute résolution de la base de l'Aquitanien]{Carte d'isohypses haute résolution 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 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) ce qui prouve que la configuration actuelle des différents domaines bathymétriques était déjà présente à 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 Dôme Gascogne et la Montagne de Biscaye) 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, 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 {\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. 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 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", 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 dûe à une absence de sédimentation, et non une absence de préservation, qui serait lié à une réorgansiation générale des zones en subsidence et en soulèvement. 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 \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 sédiments Burdigalien 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 des sédiments préservés 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 aucuns dépôts n'est préservés 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 les dépôts de calcaire bioclastiques poreux « faluns » qui dominent dans le domaine marin. \medskip \begin{itemize} \item \textbf{La suite 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 rencontrées 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 lité en stratifications obliques contenant des gravelles de débris roulés de lamellibranche, gastéropodes, échinodermes et mélobésiées \citep{capdeville1996}. Nous interprétons cette formation comme des dépôts littoraux à influence tidal. \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 carbonate présent dans la formation. En effet ces faluns sont composés de 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. \item \textbf{Les Faluns de Pontonx} sont les dépôts 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 calcaire 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 marne grise sableuse, de petits bancs de marne et de calcaire 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{crouzel1975miocene}, légende sur la figure \ref{cartePALEOburdigalien} {Carte paléogéographique du Burdigalien, zoom sur la zone sud modifiée d'après \citet{crouzel1975miocene}, 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 milieu de dépôts fluviatile et lacustre. En effet, cette formation est constituée d’une argile carbonatée silteuse parfois rubéfiés et gypsifère. Il y a été observé quelques niveaux organiques à mouchetures de lignites. La présence de gypse semble s’atténuer en direction du Sud \citep{capdeville1992} Les passages latéraux 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}). 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 comparée au 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'alimentation centraliennes étaient situées au Nord d’Agen. Il faut également noter que par endroit (au Nord d’Auch par exemple) les sables burdigalien 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 lacustre miocène, ce qui indique le caractère incisif des chenaux terrigènes dans le substratum carbonaté. Les dépôts lacustres de cette formation sont plus étendus qu’auparavant. Ils sont essentiellement constitués de calcaire, cependant des arrivées marneuses et finement détritiques peuvent s’observer. Les milieux de dépôts marécageux représenté par la présence de marnes sont moins présents durant le dépôt de cette formation, ce sont bien les milieux lacustres qui dominent en période de remontée du niveau de base \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 important et dépôts lacustres également plus étendus comparées aux dépôts marneux de type marécage. \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, 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 vers le domaine en érosion. 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 décrient plus tôt dans ce chapitre. \item \textbf{La Molasse de Carla-Bayle} est l’équivalent latéral 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, 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 fluviatiles à l’Ouest de Toulouse. Les venues détritiques ravinent les marnes sommitales du Calcaire de Larroque Saint-Sernin. Les faciès carbonatés sont toujours identiques et se présentent sous la forme de calcaire blanc grumeleux \citep{crouzel1957miocene}. \end{itemize} \medskip \textbf {Pour résumer :} \begin{itemize} \item le Burdigalien marin montre de grandes similitudes avec la période aquitanienne, et est représenté par une grande diversité de calcaire bioclastique poreux « falun » et contient également quelques dépôts de type coraux. Cependant le 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. 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 phase 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 qui 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'épaisseur 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 emprunt 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{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 sa zone 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 une verticale 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 sont souvent absentes, car la période que nous étudions n’était pas un objectif dans 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] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{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{center} \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 progradant vers le Sud-Ouest sous une tranche d'eau assez importante, ces progradations seraient éloignées des zones d'alimentation. Le passage de l'Aquitanien au Burdigalien se fait par une surface érosive qui tronque les dépôts aquitaniens. Cette surface orientée NW-SE à pendage vers le Sud-Ouest montre une seule incision remarquable et quelques incisions de type "gullies". Les dépôts du Burdigalien reposent en onlap sur cette surface \citep{bellec2003}. \medskip Plusieurs études ont été réalisées sur l'évolution sédimentaire du domaine turbiditique du Golfe de Gascogne \citep{cremer1983,iglesias2009}. Nous avons résumé les élèments les plus importants permettant de comprendre l'évolution de ce domaine, en relation avec le bassin d'Aquitaine, pendant le Miocène inférieur sur la figure \ref{cartePALEOaquiburdibob}. \medskip \textbf{L'Aquitanien du bassin profond du Golfe de Gascogne} est identifié dans la séquence C1 d'\citet{iglesias2009} et dans la séquence Ib de \citet{cremer1983} qui s'étale respectivement de la fin du Chattien jusqu'à la limite Aquitanien/Burdigalien et du Chattien moyen à la limite Aquitanien/Burdigalien. \begin{itemize} \item le canyon du Cap Ferret enregistre un changement majeur durant cette période. En effet durant le Chattien ce canyon n'était pas encore développé comme à l'actuel, les sédiments étaient piégés dans le grabben du Cap Ferret (prolongement du Bassin de Parentis)\citep{cremer1983,iglesias2009}. L'Aquitanien marque donc le début de l'export des sédiments par les prémices du canyon du Cap Ferret \citep{iglesias2009}. Notre étude met en évidence l'existence d'un deuxième système d'incision en position plus méridionale , parallèle à la branche actuelle du canyon (cf. \ref{chresultataqui}). Sur la figure \ref{cartePALEOaquiburdibob}, on observe que ces deux branches se rejoignent et une levée turbiditique est associée sur son flanc nord. Enfin le terme final est le lobe turbiditique \citep{cremer1983,iglesias2009}. \item le canyon de Cap breton dont la première incision en offshore est observée entre 25.2 Ma et 22.5 Ma (cf. \ref{papier1}) présente une importante levée sur le Plateau Landais mise en évidence par \citet{iglesias2009} (fig. \ref{cartePALEOaquiburdibob}). Ce canyon rejoint le canyon de Santander où notre étude montre l'existence de deux branches au niveau de l'isohypse -5000 m (fig. \ref{cartePALEOaquiburdibob}. Enfin, deux levées turbiditiques sont mises en évidences de par et d'autre du système chenalisant. La partie distale du système rejoint le lobe turbiditique du Cap Ferret \citep{iglesias2009}. \item le canyon de Torrelavega (fig. \ref{cartePALEOaquiburdibob}) semble alimenté par le canyon de Lastres et le terme distale est remarquable par l'absence de levée et de lobe montrant un fonctionnement moins important comparé aux deux canyons mentionnés ci-dessus. Enfin ce système distal est restreint au Sud du "Jovellanos high" \citep{iglesias2009}. \end{itemize} \medskip \textbf{Le Burdigalien du bassin profond du Golfe de Gascogne} identifié dans la séquence B2 d'\citet{iglesias2009} qui couvre la période burdigalienne et encore dans la séquence Ib de \citet{cremer1983}. \medskip Le Burdigalien dans le Golfe de Gascogne (fig. \ref{cartePALEOaquiburdibob}) montre beaucoup de similitude avec le système aquitanien, en particulier sur la disposition des incisions de type canyons. Cependant l'existence la branche sud du canyon du Cap Ferret est incertaine. La première différence est l'appartition de levée au niveau du Banc le Danois (fig. \ref{cartePALEOaquiburdibob}) attribuée au canyon de Lastres. La deuxième différence se trouve dans les dépôts de levées du système du canyon de Santander, en effet, seulement une seule levée au Nord du système chenalisant a été cartographiée par \citet{iglesias2009}. Enfin la troisième différence est le changement de positionnement du système distal du canyon de Torrelavega qui se trouve maintenant au Nord du "Jovellanos high" (fig. \ref{cartePALEOaquiburdibob}). \citet{iglesias2009} insiste également sur la diminution de taille des appareils turbiditiques (lobes, levées, chenaux), il observe également une augmentation de la sinuosité des systèmes chenalisants. %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \section{Le Langhien et le Serravallien : dépôtcentres et paléogéographie}\label{lanserr} \sectionmark{Le Langhien et le Serravallien} \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/LANGHIENSERRAVALLIENISOHYPSE2019}} \caption[Carte d'isohypses haute résolution de la base du Langhien]{Carte d'isohypses haute résolution de la base du Langhien} \label{carteHRlanghienserravallien} \end{center} \end{figure} \medskip \textbf{Carte d'isohypses haute résolution de la base du Langhien (fig. \ref{carteHRlanghienserravallien}):} \medskip 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 proximale. De plus il est observé sur cette carte les premiers dépôts préservés Miocène entre Aire-sur-L'Adour et Orthez (premier sédiment néogène 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 est plus importante (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 semble 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 décrits 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 représenté par les lignes bleue (pointillé) et bleue (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 « rentrant » à l’Est d’Aire-sur-L’Adour. Contrairement au Miocène inférieur, cette avancée marine ne semble pas s’observé, d’après les auteurs, juste au Nord de la structure d’Audignon. Au Nord de Bayonne le canyon se Saubrigues forment encore un rentrant, le Langhien correspond au 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 rentrant d’Aire-sur-L’Adour n’st plus visible. Cependant un autre rentrant de type 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 le Langhien. \medskip \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/LANGHIENSERRAVALLIENPALEOGEOGRAPHIE2019}} \caption[Carte paléogéographique du Langhien/Serravallien]{Carte paléogéographique du Langhien/Serravallien} \label{cartePALEOlanserr1} \end{center} \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 le seul dépôt marin préservé du Miocène. Le Falun de Soustons se présente sous la forme d’un sable plus ou moins argileux, micacés à niveaux riches en organismes divers (lamellibranches, gastéropodes, etc.) \citep{karnaynotice}. Leur attribution stratigraphique, longtemps controversée a été confirmée au 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} indique 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 reconnues des débris de bryozoaires, des dentales, des radioles d’oursin, des ostracodes et de nombreux foraminifères. \citet{mullerpujol1979} attribut 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 calcaires grossiers mal lités, très riches 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 plus ou moins lagunaire favorable à la prolifération d’huitres et autres gros bivalves. Le Falun du Frêche est représenté par les même 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 qui 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} réinterprète celui-ci, il montre 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-jacents), puis par un falun contenant des bivalves surmonté d’un horizon plus argileux et enfin le toit de la série est une marne à stratification ondulée (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) ou il a été observé des « flute cast » consolidés par un ciment calcaire \citep{crouzel1989notice953}. Par endroit \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}) \citep{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 créés 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 serravallien dans les dépôts langhien, 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 composé 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] {\includegraphics[width=\textwidth]{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 } \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 un rapprochement 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 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 semble 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), 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 le recul progressif 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. \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'épaisseur du Langhien et su Serravallien} \medskip \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/LANGHIENSERRAVALLIENISOPAQUE2019}} \caption[Carte d'épaisseur du Langhien et du Serravallien]{Carte d'épaisseur du Langhien et du Serravallien} \label{carteEPAISSEURlanserr} \end{center} \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] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{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{center} \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 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 %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \section{Le Tortonien et le Messinien: dépôtcentres et paléogéographie} \sectionmark{Le Tortonien et le Messinien} \medskip \textbf{Carte d'isohypses haute résolution de la base du Tortonien (fig. \ref{carteHRtortonien}):} \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/TORTONIENIsohypse2019}} \caption[Carte d'isohypses haute résolution de la base du Tortonien]{Carte d'isohypses haute résolution de la base du Tortonien} \label{carteHRtortonien} \end{center} \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 haute résolution 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 dysmétrie 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 du domaine de transition. \end{itemize} \medskip \textbf{Carte d'isohypses basse résolution de la base du Messinien (fig. \ref{carteBRtortonien}):} \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 progradant de la marge Aquitaine. Vers l’Ouest, deux ensembles sont identifiées, (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 Dôme Gascogne (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 \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/TOP-TORTONIEN_ISOHYPSE_OFFSHORE}} \caption[Carte d'isohypses basse résolution de la base du Messinien, modifié d'après \citet{crouzel1957miocene}]{Carte d'isohypses basse résolution de la base du Messinien, modifié d'après \citet{crouzel1957miocene}} \label{carteBRtortonien} \end{center} \end{figure} \textbf{Cartes paléogéographique du Tortonien et du Messinien (fig. \ref{cartePALEOtormess}) :} \medskip \begin{figure}[!ht] {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/TORTONIENPALEOGEOGRAPHIE.jpg}} \caption[Carte paléogéographique du Tortonien et du Messinien]{Carte paléogéographique du Tortonien et du Messinien} \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 (définition actuelle). 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 dépôts identifiées 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} \subsection{Carte d'isopaques du Tortonien et du Messinien} \sectionmark{carteepaisseurtortomess} \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/tortonienmessinienisopaque}} \caption[Carte d'épaisseur du Tortonien et du Messinien]{Carte d'épaisseur du Tortonien et du Messinien} \label{carteEPAISSEURtormess} \end{center} \end{figure} %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \section{Le Pliocène : dépôtcentres et paléogéographie}\label{pliocene} \sectionmark{Le Pliocène} \medskip \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/PLIOCENEIsohypseePapier2019}} \caption[Carte d'isohypses haute résolution de la base du Pliocene]{Carte d'isohypses haute résolution de la base du Pliocène} \label{carteHRpliocene} \end{center} \end{figure} \medskip \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre3/BASEPLIOCENEISOHYPSEOFFSHORE}} \caption[Carte d'isohypses basse résolution de la base du Pliocene]{Carte d'isohypses basse résolution de la base du Pliocène} \label{carteBRpliocene} \end{center} \end{figure} %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \chapter{Quantification des volumes terrigènes préservés dans les bassins} \chaptermark{Quantification des volumes préservés dans les bassins} \label{sinkpreservation} \thispagestyle{empty} \cleardoublepage %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \chapter{Quantification des volumes terrigènes érodés dans les domaines en érosion: Les Pyrénées et le Massif central} \chaptermark{Quantification des volumes érodées dans les domaines en érosion} \label{source} \thispagestyle{empty} \cleardoublepage %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \section{Introduction}\label{introsource} \sectionmark{introduction} \medskip La formation des topographies positives présentes dans la partie superficielle du système Terre est liée a des mouvements verticaux qui peuvent être induit par différent processus dans des contextes géodynamiques différents. Ces topographies se trouvent dénudées (érosion chimique et mécanique) au cours du temps par deux processus majeurs, la tectonique et le climat. Les bassins sédimentaires entourées par ces topographies sont alimentés par les produits de dénudation de ces reliefs. \medskip Le bassin d'Aquitaine de le Golfe de Gascogne sont entourés de deux reliefs, la chaîne pyrénéenne et le Massif central, qui alimentent les zones en subsidence des bassins sédimentaires (fig. \ref{schemasourcetosink}). \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/SchemaSourceToSink}} \caption[Schéma "Source to Sink" simplifié de la zone d'étude]{Schéma "Source to Sink" simplifié de la zone d'étude} \label{schemasourcetosink} \end{center} \end{figure} \medskip Ce chapitre a pour but de quantifier les quantités de matière érodées sur les deux reliefs alimentant le bassin d'Aquitaine. 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 utilisée les résultats du stage de fin d'étude de Norman Daril (encadrée par Charlotte Fillon, Matthew Fox, et Sara Lafuerza) qui portait sur la modélisation des données thermochronologiques de la chaîne pyrénéenne. \item Pour la partie Massif central nous avons utilisées les résultats des travaux de Guillaume Baby, Julien Baptiste, Paul Bessin et Thomas François qui portaient sur l'étude géomorphologique des surfaces d'aplanissements du Massif central. \end{itemize} \medskip Au sein de notre étude nous avons utilisées leurs résultats afin de quantifier au mieux les quantités de matière érodées pour la période de temps que nous étudions. \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{introthermochro} Les chaînes de montagnes sont des objets géologiques naturelles résultants d’une collision entre deux croûtes continentales plus ou moins épaisses. La topographie positive, observée aujourd’hui, de ces domaines est le fruit de mouvement verticaux dont les vitesses évoluent au cours de la construction de l’orogène. \medskip La chaînes pyrénéennes 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 raccourcissements entre ces deux plaques tectoniques. Les différents auteurs s’accordent a associées les mouvements verticaux causées par l’orogène pendant la période allant du Crétacé supérieur à la limite de l’Oligocène et du Miocène (chron 6c) \citep{roest1991,teixell2016,macchiavelli2017}. Ces considérations sont appuyées par différentes études réalisées à partir de méthodes différentes, analyse de bassin, paléomagnétisme etc.. Une des méthodes récentes utilisées dans le but de quantifier les mouvements verticaux dans ces domaines est la thermochronologie basse température. Cette méthode permet au premier ordre de dater l’histoire thermique de roches exhumés et donc d’obtenir une histoire du temps en fonction de la température pour un échantillons données. Les travaux de Norman Daril se sont basés sur l’utilisation et la modélisation de ces données dans le but de quantifier les volumes de roches érodées 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 chaîne de montagne par exemple mais aussi sur des roches sédimentaires (thermochronologie détritiques) 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 de soulèvement 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 masse 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 modifiés soit par une augmentation de la température soit par une diminution de la vitesse lors de l’exhumation de la roche. C’est pourquoi la réduction des traces peut être étudiée pour retrouver la température à laquelle résidait une roche en prenant en compte que l’équilibre entre création et cicatrisation des traces est contrôlé par la température \citep{donelick2005apatite}. La quantité de cicatrisation d’une trace dépend de la température et du temps d’exposition. L’âge thermochronométrique correspond au moment ou les minéraux ont été refroidi sous leur température de fermetures respective (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 considérées pour deux méthodes de mesures thermochronométriques, modifié d'après \citet{wolf1996helium,farley2000helium,reiners2006}]{Température de fermeture des minéraux considérées 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 fermetures 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 radiogéniques 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 production d’Hélium, sa perte par éjection sur les bordures du cristal et sa diffusion, qui dépend de l’histoire thermiques subit par l’échantillon. La détermination de l’âge nécessite alors de connaître la concentration en Hélium e en éléments pères. Au cours du temps le système radiogénique évolue en deux stades. Le premier ou la température est supérieur à la température de fermeture pendant lequel il y a plus d’éléments père que d’éléments fils, ce stade ouvert a pour conséquence de ne pas emmagasiner d’éléments fils au cœur du système et donc d’admettre une faible concentration en Hélium. Le deuxième stade qui débute au moment ou la température est égal à la température de fermeture, qui correspond a une production importante d’éléments fils (lié 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 obtenue pour chaque méthode correspond au moment ou les minéraux étudiés ont été refroidi 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 a un instant t. \medskip \subsection{Données disponibles et méthodologie d’investigation}\sectionmark{méthodologie} \textbf{La base de données thermochronologique} \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 celle-ci. L’étude de Norman Daril s’est basée sur la modélisation d’environ 500 âges thermochronométriques issues 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 fissions sur apatite (AFT)} sont issues de \citet{yelland1991thermo, fitzgerald1999asymmetric, maurel2003exhumation, sinclair2005asymmetric, juez2006tectonothermal ,gibson2007late,jolivet2007thermochronology, maurel2008meso,gunnell2009low,bosch2016timing, labaume2016tectonothermal,mouchene2016evolution, vacherat2016rift} \item \textbf{Les âges de traces de fissions sur zircon (ZFT)} sont issues de, \citet{sinclair2005asymmetric,vacherat2016rift} \item \textbf{Les âges (U-Th/He) sur apatite (AHe)} sont issues de, \citet{maurel2003exhumation, juez2006tectonothermal,denele2007hospitalet, gibson2007late,gunnell2009low, metcalf2009thermochronology,fillon2013oligocene, vacherat2014thermal,bosch2016timing,vacherat2016rift} \item \textbf{Les âges (U-Th/He) sur zircon (ZHe)} sont issues de, \citet{maurel2008meso,vacherat2014thermal, bosch2016timing} \end{itemize} Ces données sont représentées sur la figure \ref{donneesthermocro}, l’échelle des couleurs correspond au 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 bien marquée, à l’Ouest des Pyrénées (fig. \ref{donneesthermocro}) ce sont essentiellement des âges compris entre le Miocène inférieur et le Pliocène, à l’Est les âges sont compris entre l’Oligocène supérieur et le Permien. Cette répartition aura donc des conséquences sur les modélisations de ces données. \medskip \textbf{Les taux d’exhumations issus de la littérature} \medskip La quantité de matières érodées a tout d’abord été quantifiée grâce à la reconstruction du profil ECORS, d’après \citet{fitzgerald1999asymmetric} il est fort plausible que cette quantité d’érosion 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. La figure \ref{exhumationlittérature}. \medskip \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/exhumationlitterature}} \caption[Taux d’exhumations de différents massifs pyrénéens issus de la littérature]{Taux d’exhumations de différents massifs pyrénéens issus de la littérature} \label{exhumationlittérature} \end{center} \end{figure} \medskip La figure \ref{exhumationlittérature} montre plusieurs taux d’exhumations 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}. 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 massifs cristallins 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 base température présentées ci-dessus ont été modélisé grâce à la méthode d’inversion linéaire afin d’obtenir des taux d’exhumations sur l’ensemble de la zone couverte par ces données. Cette méthode a été développée par \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 franchi), dans le but d’obtenir les taux d’exhumations. 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 l’âge 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 obtenues pour les taux d’exhumations. \begin{table}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/parametre}} \caption[Densités et paramètres thermiques utilisés pour l’inversion liénaire, d’après les références citées dans \citet{Fillon2012} et M.Fox, pers comm.]{Densités et paramètres thermiques utilisés pour l’inversion liénaire, d’après les références citées dans \citet{Fillon2012} et M.Fox, pers comm.} \label{parametre} \end{center} \end{table} \medskip \citet{schildgen2018spatial} met en évidence l’importance de séparé les données de chaque massif considéré dans une modélisation thermochronologique. En effet un massif granitique s’exhume au cours du temps en un seul bloc de données uniformément réparties, cela induit qu’au moment de la modélisation les données des différents massifs voisins vont interférés les uns sur les autres selon les gammes de valeurs qui leur est propre. 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 le domaine pyrénéen, comme par exemple la faille Nord-Pyrénéenne. \medskip Cette étude a également fait l’objet d’une étude de la sensibilité des paramètres de configuration afin d’affiner au mieux le modèle. Les facteurs influençant la modélisation sont nombreux, par exemple la longueur 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’exhumations issues de la littérature. D’autre paramètres rentrent en jeu, par exemple le taux d’exhumation a priori, la variance qui lorsque celle-ci est diminué, force l’inversion a se rapprocher de la valeur du taux d’exhumation a priori. Dans son étude il a été choisi de considérer une variance plus élevée afin d’obtenir un meilleur ajustement des données sur l’ensemble de la chaîne. \medskip Afin de coller au mieux aux données de la littérature, une étude par zone a été effectué afin de comparer les données publiées et les données issues du modèle. Les résultats de celle-ci sont présentés sur la figure \ref{incertitudezone}. Ces études comparatives ont été réalisé sur trois massifs (Néouvielle, Canigou, Maladeta). Les diagrammes « predicted age/measured age » montrent de bonnes corrélations entre les valeurs du modèle et celles de la littérature pour les taux d’exhumations. Cependant quelques points discordants sont identifiés (Maladeta par exemple) qui induiront une incertitude sur le résultat final. \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/incertitudezone}} \caption[Modélisation des taux d'exhumations pour les massifs de Néouvielle, Maladeta et Canigou]{ Modélisation des taux d'exhumations pour les massifs de Néouvielle, Maladeta et Canigou} \label{incertitudezone} \end{center} \end{figure} Enfin la figure \ref{incertitudezone} met en évidence une tendance générale à la sous-évaluation des taux d’exhumations, 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 issues 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 répercuté sur le calcul de roches 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 issues de la littérature, Norman Daril a produit des cartes de taux d’exhumations sur l’ensemble de la zone considérée, elle 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’exhumations obtenues par inversion linéaire (45 Ma – 21 Ma)]{ Cartes des taux d’exhumations 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’exhumations obtenues par inversion linéaire (21 Ma – 0 Ma)]{ Cartes des taux d’exhumations 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 graphes et de tableaux, des taux d’exhumations issus de la modélisation. \begin{figure}[!ht] \begin{center} {\includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/valeurmodelisation}} \caption[Graphes et tableau de valeurs des taux d’exhumations issus de la modélisation]{Graphes et tableau de valeurs des taux d’exhumations issus de la modélisation} \label{valeurmodelisation} \end{center} \end{figure} \medskip \textbf{Conversion des taux d’exhumations en volumes de roches érodées} \medskip A partir des cartes de taux d’exhumations 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 quantités de volumes érodées en mètres, ces cartes ont été réalisées grâce a la conversion des taux d’exhumations en quantité de matières érodées. Ces cartes ont fait l’objets 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=0.9]{Figure/Chapitre5/volumeerode} \caption[Cartes des quantités de matières érodées de 45 Ma à 0 Ma]{Cartes des quantités de matières érodées de 45 Ma à 0 Ma} \label{volumesource} \end{center} \end{figure} \medskip \textbf{Quantification de l’incertitudes sur les volumes de matières érodées} Les cartes présentées (figs. \ref{exhumation4521}, \ref{exhumation210}, \ref{volumesource}) sont des valeurs brutes sans aucunes incertitudes quantifiées. 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’exhumations issus du modèle étaient sous-évalués en comparaison aux données issues de la littérature, cela représente une première source d’incertitude. De plus, 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, actuellement il est impossible de quantifier numériquement toutes ces incertitudes. Il a été choisi de donner une valeur, bien évidemment minimale, de l’incertitude à partir du Misfit entre les âges mesurés et les âges prédis 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 mesurées et les âges prédis 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 modèles par rapport aux âges mesurées. 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, revues bibliographiques et informations ponctuelles dans le remplissage du bassin d'Aquitaine}\sectionmark{Evolution du divide de la chaîne pyrénéenne au cours du Paléogène à l'actuel} \medskip Les processus de surfaces et d’érosions jouent un rôle important dans l'évolution des chaînes de montagnes. Les systèmes convergents sont affectés par les plus haut taux de d’exhumations et également les plus hauts taux d’érosion \citep{willett1999orogeny}. Actuellement, les rivières présentent dans des contextes orogéniques sont à l’origine de 80 \% du volumes de particules apportés dans les 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, lié essentiellement au climat. La position de la ligne de partage des eaux « divide » et son évolution au cours des périodes syn à pos-orogéniques est un paramètre clé pour la compréhension et la quantification des quantités 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 au moins bonne condition d’affleurement 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 sédimentologique mais également par des études de provenance. Ces études de provenance se sont attardées dans les bassins de Jaca \citep{ roige2016tectonic,roige2017recycling} de Tremp, Pobla et Ainsa \citep{michael2013functioning,michael2014erosion} et dans la zone axiale \citep{ortuno2018active} du Lutétien au Quaternaire. Toutes ces études se basent sur différentes méthodes, les études lithologiques, de minéraux lourds, d’U-Pb sur zircons détritiques, de trace de fissions sur apatite, de paléocourant, biostratigraphiques et magnétostratigraphiques. \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 rencontrées dans les principaux bassins Sud-Pyrénéens. \medskip \citet{michael2013functioning,michael2014erosion} se sont focalisés sur le bassin de d’Ainsa, de Pobla et 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 composées 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 (riche 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 pre-hercynien (âge U-Pb sur zircons) et de clastes de roches métamorphiques, induisant une source proche de la Zone Nord-Pyrénéenne (fig. \ref{synthesedivide}). \end{itemize} \medskip \citet{roige2016tectonic,roige2017recycling} ont réalisées des études dans le bassin de Jaca plus à l’Ouest comparée à l’étude précédente (fig. \ref{synthesedivide}). \citet{roige2016tectonic} se focalise sur une série sédimentaire qui s’étend du Lutétien moyen au Priabonien. Ils montrent que du Lutétien inférieur (47.8 Ma) jusqu’au environ 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) ou 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. \citet{roige2017recycling} se focalise 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 « black dolostones » (Jurassique) en place dans les Chaînons Béarnais et de brèches métamorphiques (Crétacé supérieur). Cela indique donc que le divide se trouvait au Nord dans la zone Nord-Pyrénéenne (fig. \ref{synthesedivide}). \citet{ortuno2018active} se sont focalisées sur la caractérisation de failles dans les Pyrénées à partir d’études géomorphologique et structurale (fig. \ref{synthesedivide}). Leur étude montre que des failles (localisation sur la figure \ref{synthesedivide}) jouent un rôle important sur le divide pendant la période post-orogénique. En effet il explique la position du « coude » observée sur la figure \ref{synthesedivide} par le jeu de plusieurs failles normales dans la zone axiale. 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}, LRT de \citet{ortuno2013} qui sont post-orogénique (âge maximal = 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 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] \begin{center} \includegraphics[width=\textwidth]{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{center} \end{figure} \medskip \textbf{Essai de caractérisation de l'évolution du divide à partir des lithologies observées dans le piémont pyrénéen du basin 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}, la position approximative est représenté sur la figure \ref{synthesedivide}. Les poudingues de Palassou ont été décrits par \citet{crochet1989palassou}, dans cette étude, il identifie trois unités et celle-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 clastes carbonatées issus de la couverture meso-cénozoique. 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 massif granitiques. Des datations U-Pb sur quelques clastes de cette séquence donnent des âges de 330 Ma (Al Reda, M. pers. Comm.) qui indique une source dans le massif de l’Aston ou des âges de roches en place ont été publiées \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 de clastes carbonatées issus de la couverture meso-cénozoique. \item \textbf{L’équivalent des poudingues de Palassou à l’Ouest, entre Tarbes et Saint-Gaudens}, ont été reconnues en forages (localisation des forages 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 identifiée 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 au environ de la limite Rupélien-Chattien à 27.1 Ma. Ils présentent des clastes essentiellement issus de calcaire bioclastiques mudstone et packstone qui semblent trouvés leur origine dans la couverture meso-cénozoique. 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 identifiées par \citet{bergounioux1949,duplaix1956} montrent la présence de staurotide, d’andalousite, de tourmaline issue de roches métamorphiques et des rutiles et des zircons issues 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 pointillée 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’ophite, il signale également la présence de quelques galets de calcaire. Ils identifient également des associations de minéraux lourd telle que de l’hématite, de la muscovite, de la tourmaline, de grenat, de zircon, d’épidote 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 également trouvait 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 identifiées. 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 soient valable pour une période ancienne. Une autre source d’incertitude importante est aussi a noté. Dans cette revue bibliographique des clastes issues de la couverture Meso-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. \medskip \textbf{Proposition de l’évolution de la position du divide depuis 42 Ma} \medskip A partir des éléments décrits ci-dessus il nous est possible de proposer une évolution de la position du divide Pyrénéens 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 ». \medskip \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 sur 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 observée. \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 matière érodées alimentant le bassin d’Aquitaine, cela nous permettra dans le chapitre \ref{bilanerosionsedimentation} de comparé les volumes érodés aux volumes sédimentés. \medskip \begin{figure}[!ht] \begin{center} \includegraphics[width=\textwidth]{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{center} \end{figure} \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 sus-jacentes nous ont permis de quantifier les quantités de matières érodées (fig. \ref{volumesource}) issus des Pyrénées depuis 45 Ma, mais aussi 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 située au Nord ou l’utilisation du divide actuel depuis 45 Ma. Cela nous permettra dans le chapitre \ref{ bilanerosionsedimentation} de tenter de validé une des hypothèse faite sur la migration du divide. Les paléo bassin versants ont été découpé selon les sous-bassins qu’ils alimentent (fig. \ref{evolutiondivide}), cela nous permettra de comparer le bilan érosion-sédimentation (Chapitre \ref{bilanerosionsedimentation}) bassin par bassin. \medskip La figure \ref{volumetotal} et le tableau \ref{valeurvolumetotal} représente la quantité de matières global érodées sur l'ensemble de la zone d'étude depuis 45 Ma sans prendre en compte l’évolution du divide. \begin{figure}[!ht] \begin{center} \includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/volumeglobal} \caption[Quantité de matières érodées depuis 45 Ma sur l’ensemble de la zone d’étude]{Quantité de matières érodées depuis 45 Ma sur l’ensemble de la zone d’étude } \label{volumetotal} \end{center} \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 première ordre la quantité totale de matières érodées depuis 45 Ma est de 200 824 Km3 (err. = 60 247), cela représente un taux moyen de 4 462 Km3/Myr (err. = 1 338), la tendance générale est la diminution de quantité de matière érodées sur cette période. 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 matière 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). \medskip Les figures \ref{carcassonne}, \ref{tarbes} et \ref{arzacq} présentent l’évolution des quantités de matières érodées selon les bassins versant de chaque sous-bassin 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}), bassin versant du bassin de Tarbes (fig. \ref{tarbes}) et le bassin versant du bassin d’Arzacq (fig. \ref{arzacq}). Ces figures sont organisées de la façon suivante : (1) le premier graphe représente la quantité de matière érodées en utilisant le divide actuel, (2) le deuxième graphe représente la quantité de matière érodées en utilisant un divide situé au Nord, (3) le troisième graphe 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 graphes sont représentés avec une échelle x 1 Km3 pour les taux et x 100 Km3 pour les volumes. \medskip \begin{figure}[!ht] \begin{center} \includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/carcassonne} \caption[Quantité de matières érodées depuis 45 Ma dans le bassin versant du bassin de Carcassonne]{Quantité de matières érodées depuis 45 Ma dans le bassin versant du bassin de Carcassonne } \label{carcassonne} \end{center} \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 graphes de valeurs extrêmes montrent les mêmes tendances à la diminution. La différence entre ces deux graphes se trouve dans les valeurs obtenues pendant la période allant du Lutétien moyen (45 Ma) au Rupélien inférieur (33 Ma) ou les taux issus du « Modern-Day Divide » sont deux fois plus importants que celle issus du « North Divide ».Pour le troisième graphe, 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 lié 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 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] \begin{center} \includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/tarbes} \caption[Quantité de matières érodées depuis 45 Ma dans le bassin versant du bassin de Tarbes]{Quantité de matières érodées depuis 45 Ma dans le bassin versant du bassin de Tarbes } \label{tarbes} \end{center} \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 graphes représentants 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) la valeur issue du « Modern-Day Divide » est de 780 Km3 /Myr alors que pour le résultat issu du « North Divide », la valeur est 166 Km3 /Myr. Pour le troisième graphe, il y est observé des tendances complètement différentes de celles décrits 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 acquises 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 ou les taux sont maximales), (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 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). 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}), cependant aucune interprétation hâtive ne peut etre fait pour le moment. \medskip \textbf{Arzacq} \medskip La figure \ref{arzacq} et le tableau \ref{valeurvolumearzacq} mettent en évidence une répartition des taux complètement différentes de celles décrit ci-dessus pour Tarbes et Carcassonne. Le graphe utilisant le « North Divide » montre des taux constants tout au long de la période considérée. Le graphe utilisant le « Modern-Day Divide » 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 graphe peut etre 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, (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 constant 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] \begin{center} \includegraphics[width=\textwidth]{Figure/Chapitre5/arzacq} \caption[Quantité de matières érodées depuis 45 Ma dans le bassin versant du bassin d'Arzacq]{Quantité de matières érodées depuis 45 Ma dans le bassin versant du bassin d'Arzacq } \label{arzacq} \end{center} \end{figure} \begin{table}[!ht] \begin{center} \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{center} \end{table} \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 %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \chapter{Bilan érosion sédimentation} \chaptermark{Bilan érosion sédimentation} \label{bilanerosionsedimentation} \thispagestyle{empty} \cleardoublepage %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% \bibliographystyle{chicago} \bibliography{BibliographieThese} \end{document}