W De

Lorraine Crpg

Université De Lorraine

M Frédéric

Christophoul M Dominique

Frizon De

Lamotte M Laurent

Jolivet M Jérôme

Lavé Mme

Sophie Leleu

Mme Mary

Ford Mme

Anne-Gaëlle Bad

Er M Cédric

Carpentier M Mark Naylor

Examinateur Rapporteur Rapporteur

Examinateur Examinatrice Directrice

Anne-Gaëlle Bader

Cédric Carpentier

Isabelle Thinon

Eric Lasseur

Olivier Serrano

Carole Ortega

Abdeltif Lahfid

Thierry Bau- Din

Guillaume Martelet

Laurent Guillou-Frottier

Sylvain Calassou

Emmanuel Masini

Arthur Pierre

Mathieu Marie-Eugénie Thomas

Aurélie Corinne Cathy

Isabelle Raphaël

Miranda Lmst

~ UNIVERSITÉ

Keywords: thermometrie RSCM

Invitée

Invité

Invité "Je ne pense pas qu'il faille sans arrêt essayer de justifier la recherche par des applications. Je pense que

été là pour écouter les doléances que je rapportais. Plus généralement, merci à tout le monde au CRPG, chercheurs, techniciens, post-docs, ingénieurs. Un merci à Pierre-Yves et Damien, merci pour votre musique, et toutes les autres découvertes musicales, je continuerai de porter mon t-shirt Deadmen pour mes prochains Hellfest.

Et le café ! Un grand merci à Gaston, Tix, François, Evelyn, Carole, et d'autres, pour le traditionnel café du matin, à parler de tout et de rien. Sûrement une des choses qui me manqueront le plus. La qualité du café ne se sera pas améliorée en trois ans, mais j'aurai passé de bons moments. Merci pour votre soutien et les rigolades, surtout sur la fin. Ne changez rien.

Et puis il y a tous les doctorants du CRPG, les anciens : Romain, Léo, Léa, Gaëlle ; ceux qui sont à fond dedans : Yara, Nina, Lionel, Sébastien L., Sébastien T. (merci à toi pour ces interminables discussions pyrénéennes de grande qualité), Guillaume, Apolline et Marine (merci pour votre bonne humeur constante), David. Et bonne chance aux nouveaux. Enfin, merci et bravo à ceux qui finissent bientôt également : Precillia et Rémi, on aura réussi ! C'était sympa de finir en même temps que vous, on aura bien rigolé. Arjan, Jesse, Imène et Yumi, vous y êtes presque ! Mes co-bureaux Imène et Rémi ont des remerciements bonus pour avoir supporté pendant trois ans ma rigueur (parfois maladive) du rangement, ainsi que pour la bonne ambiance dans le bureau. A vous tous, merci pour votre amitié au quotidien. J'espère vous l'avoir rendue.

Je remercie également ma famille, on ne se sera pas beaucoup vu pendant ces trois ans, pas assez même, mais j'ai bien pensé à vous. J'espère retrouver le sud par la suite. Ces années à Nancy ont aussi été l'occasion de retrouver une partie des racines paternelles en terres lorraines. C'était un sacré hasard. Un merci à celles et ceux qui ont passé du temps à relire cette thèse, parmi les personnes que je n'ai pas encore citées, Christelle (j'y viens) et Michaël (j'en profite, merci pour ton amitié depuis si longtemps maintenant). Et donc pour finir, un immense merci à Christelle, qui m'a accompagné ici (alors que bon, Nancy. . .) et supporté moi, ma thèse et le boulot le soir et le weekend. Merci pour ton soutien pendant ces trois ans, pour ta compréhension pour toutes les fois où j'étais plus avec ma thèse et ma recherche qu'avec toi et notre (beau) chat Lias. Merci du fond du coeur.

x A Çoisette. xiii subducte alors que les retro-bassins d'avant-pays se situent sur la plaque chevauchante (Willet et al., 1993 ;[START_REF] Sinclair | Asymmetric growth of the Pyrenees revealed through measurement and modeling of orogenic fluxes[END_REF][START_REF] Naylor | Pro-vs. retro-foreland basins[END_REF]. Dans la suite de ce document, nous utiliserons indifféremment les termes bassins flexuraux d'avant-pays et bassins d'avant-pays pour désigner les bassins d'avant-pays périphériques sensu [START_REF] Dickinson | Plate tectonics and sedimentation[END_REF].

Les caractéristiques des bassins d'avant-pays ont été principalement élaborées à partir de probassins d'avant-pays ou de modèles non-polarisés [START_REF] Beaumont | Foreland Basins[END_REF][START_REF] Jamieson | Orogeny and metamorphism : A model for deformation and pressure-temperature-time paths with applications to the central and southern Appalachians[END_REF][START_REF] Flemings | Stratigraphic modeling of foreland basins : Interpreting thrust deformation and lithosphere rheology[END_REF][START_REF] Decelles | Foreland basin systems[END_REF]. Cependant, des études plus récentes ont étudié et défini les caractéristiques des pro-et retro-bassins d'avant-pays [START_REF] Sinclair | Asymmetric growth of the Pyrenees revealed through measurement and modeling of orogenic fluxes[END_REF][START_REF] Naylor | Pro-vs. retro-foreland basins[END_REF][START_REF] Sinclair | Thrust Wedge/Foreland Basin Systems[END_REF].

Les bassins d'avant-pays sont des dépocentres flexuraux qui se développent sous l'effet d'une charge orogénique affectant la lithosphère [START_REF] Dickinson | Plate tectonics and sedimentation[END_REF][START_REF] Turcotte | Geodynamics[END_REF][START_REF] Stockmal | Geodynamic Models of Convergent Margin Tectonics : Transition from Rifted Margin to Overthrust Belt and Consequences for Foreland-Basin Development[END_REF][START_REF] Jamieson | Orogeny and metamorphism : A model for deformation and pressure-temperature-time paths with applications to the central and southern Appalachians[END_REF][START_REF] Sinclair | Simulation of foreland basin stratigraphy using a diffusion model of mountain belt uplift and erosion : An example from the central Alps, Switzerland[END_REF][START_REF] Decelles | Foreland basin systems[END_REF]McCann et Saintot, 2003 ;Xie et Heller, 2009). Les principaux critères pour décrire l'histoire dynamique d'un bassin d'avant-pays sont son épaisseur et la forme du remplissage sédimentaire, sa susbidence, les onlaps et la migration du bassin sur le craton, ainsi que la distribution de la déformation dans le bassin [START_REF] Sinclair | Simulation of foreland basin stratigraphy using a diffusion model of mountain belt uplift and erosion : An example from the central Alps, Switzerland[END_REF][START_REF] Decelles | Foreland basin systems[END_REF][START_REF] Ford | Foreland basin evolution around the western Alpine Arc[END_REF][START_REF] Naylor | Pro-vs. retro-foreland basins[END_REF].

Un système d'avant-pays est composé d'une ceinture de plis et de chevauchements ainsi que du bassin sédimentaire associé (Figure 1.1.1a). Dans le détail, DeCelles et [START_REF] Decelles | Foreland basin systems[END_REF] définissent un système de bassin d'avant-pays comme étant composé de quatre zones, selon la flexure dynamique de la lithosphère (Figure 1.1.1b). Ces zones sont associées à des sédimentations et déformations des structures tectoniquement actives, c'est pourquoi cette zone est caractérisée par des structures de croissance, des discordances, ainsi qu'un amincissement des séries du bassin vers l'orogène [START_REF] Decelles | Foreland basin systems[END_REF]Vergès et al., 2002 ;[START_REF] Ford | Depositional wedge tops : interaction between low basal friction external orogenic wedges and flexural foreland basins[END_REF]. La succession et propagation des structures telles que les plis par propagation de failles enregistre la déformation au cours du temps (Déramond, 1993). Dans les prismes orogéniques de faible angle de décollement, l'accumulation des sédiments peut stabiliser le prisme et limiter la déformation. Dans ce cas, le raccourcissement est distribué dans une partie plus distale du bassin [START_REF] Sinclair | Thrust Wedge/Foreland Basin Systems[END_REF].

La géométrie du prisme orogénique est caractérisée par deux angles (e.g., [START_REF] Ford | Depositional wedge tops : interaction between low basal friction external orogenic wedges and flexural foreland basins[END_REF] c. Forebulge : Le forebulge est une zone de relative surrection causée par la flexure de la lithosphère. En raison de cette topographie positive, cette zone du bassin peut être érodée. Si le niveau de base est au contraire suffisamment haut, la sédimentation peut avoir lieu sur le forebulge et peut être continentale ou marine peu profonde, selon la bathymétrie. L'état géodynamique du bassin (voir plus Section 1.2.1) peut contrôler la sédimentation [START_REF] Sinclair | Simulation of foreland basin stratigraphy using a diffusion model of mountain belt uplift and erosion : An example from the central Alps, Switzerland[END_REF][START_REF] Sinclair | Vertical versus horizontal motions in the Alpine orogenic wedge : stratigraphic response in the foreland basin[END_REF].

d. Backbulge : Cette zone externe se développe entre le forebulge et le craton ("bassin secondaire" de Flemings et Jordan, 1989). Il est alimenté par des sédiments fins en contexte marin peu profond (plate forme carbonatée) ou des sédiments fins à grossiers lorsque le forebulge est érodé.

Les variations climatiques affectent l'érosion des orogènes et donc la sédimentation des bassins sédimentaires adjacents [START_REF] Brandon | Late Caneozoic exhumation of the cascadia accretionnary wedge in the Olympic montains, northwest Washington State[END_REF]. La modélisation de ces systèmes montre que l'érosion influence la forme, la taille, et la charge du prisme orogénique [START_REF] Hoth | Distant effects in bivergent orogenic belts -How retro-wedge erosion triggers resource formation in pro-foreland basins[END_REF]. De plus, pro-et rétro-prismes s'influencent l'un et l'autre lorsqu'ils sont soumis à l'érosion. L'érosion sur le long terme en réponse à des précipitations asymétriques entre les pro-et rétro-prismes gouverne le flux sédimentaire, la taille de grains et la pétrologie des formations détritiques dans les bassins [START_REF] Sinclair | Thrust Wedge/Foreland Basin Systems[END_REF]. -L'état de croissance (phase d'accrétion) correspond à la croissance de la topographie (le prisme orogéniqu e s'épaissit), une avancée du front chevauchant et un approfondissement des bassins d'avant-pays adjacents. Cet état est caractérisé par un taux d'accrétion (accrétion de masse dans le prisme orogénique) supérieur au taux d'érosion (perte de masse du prisme orogénique).

-L'état d'équilibre correspond à une phase d'équilibre où l'accrétion de matière dans le prisme orogénique est compensée par son érosion: la masse de l'orogène reste la même bien que la déformation interne continue. Les sédiments érodés lors de l'état d'équilibre peuvent passer le bassin d'avant-pays sans y sédimenter, car il n'y a pas d'augmentation de la subsidence.

-La phase destructive correspond à l'érosion et au démantèlement de l'orogène. Sa ch arge décroît et un rebond isostatique entraîne une érosion dans le bassin sédimentaire. [START_REF] Willett | On steady states in mountain belts[END_REF], cet état n'est jamais réellement atteint et reste théorique.

Deux aspects supplémentaires peuvent être discutés (toujours selon Willet et [START_REF] Willett | On steady states in mountain belts[END_REF] :

-Equilibre thermique : cela correspond au régime thermique de la partie interne de l'orogène et à la géométrie des isothermes.

-Equilibre d'exhumation : il correspond à une homogénéité des âges obtenus d'après un géochronomètre spécifique dans un domaine spatial donné.

La représentation la plus commune de l'état d'équilibre se réfère à l'état d'équilibre d'accrétion (e.g., [START_REF] Naylor | Pro-vs. retro-foreland basins[END_REF]. Ils forment un prisme qui s'épaissit vers le front de l'orogène [START_REF] Dickinson | Plate tectonics and sedimentation[END_REF][START_REF] Ingersoll | Tectonics of sedimentary basins[END_REF][START_REF] Naylor | Pro-vs. retro-foreland basins[END_REF][START_REF] Sinclair | Foreland basin subsidence driven by topographic growth versus plate subduction[END_REF]. La sédimentation varie du front de l'orogène vers le craton, allant de sédiments grossiers dans le bassin proximal à des sédiments fins en s'éloignant du front chevauchant. Ce gradient correspond à une diminution de l'énergie de dépôt et migre si le front chevauchant se déplace vers le craton [START_REF] Flemings | A synthetic stratigraphic model of foreland basin development[END_REF]. [START_REF] Sinclair | Vertical versus horizontal motions in the Alpine orogenic wedge : stratigraphic response in the foreland basin[END_REF] proposent que "l'état dépositionnel" du bassin d'avant-pays soit corrélé au taux d'exhumation de l'orogène, à la dimension du prisme orogénique, au taux d'avancée du front chevauchant ainsi qu'à l'approfondissement du foredeep au niveau du front chevauchant. Cet "état dépositionnel" contrôle le type de sédimentation dans le bassin (Figure 1.2.1).

Lorsque "l'état dépositionnel" est faible (<1), le bassin d'avant-pays est sous-alimenté, c'est la phase d'accrétion du prisme. La sédimentation associée est de type flysch [START_REF] Flemings | A synthetic stratigraphic model of foreland basin development[END_REF][START_REF] Sinclair | Simulation of foreland basin stratigraphy using a diffusion model of mountain belt uplift and erosion : An example from the central Alps, Switzerland[END_REF][START_REF] Sinclair | Vertical versus horizontal motions in the Alpine orogenic wedge : stratigraphic response in the foreland basin[END_REF]McCann et Saintot, 2003) et a lieu lorsque l'approfondissement du bassin est important comparé à l'apport sédimentaire. Les sédiments sont piégés dans le foredeep alors que le forebulge représente un haut topographique et peut être érodé. La géométrie en subsurface du bassin est approximativement triangulaire, contrôlée principalement par la flexure de la lithosphère [START_REF] Flemings | A synthetic stratigraphic model of foreland basin development[END_REF].

Lorsque "l'état dépositionnel" du bassin est haut (>1), le bassin est dit sur-alimenté et la sédimentation est de type molassique : on parle alors de phase de prisme continental. Durant cette phase, la capacité de transport des sédiments augmente et ils peuvent être transportés dans le foredeep sans s'y déposer et sédimenter au niveau du forebulge. La géométrie sédimentaire d'un bassin sur-alimenté sera uniforme vers le craton, l'absence d'un fossé au mur du front chevauchant exclu un drainage axial [START_REF] Flemings | A synthetic stratigraphic model of foreland basin development[END_REF][START_REF] Sinclair | Vertical versus horizontal motions in the Alpine orogenic wedge : stratigraphic response in the foreland basin[END_REF]. Si, au cours de l'évolution du bassin, de l'espace d'accommodation est a nouveau créé, le bassin basculera à nouveau dans un état sous-alimenté [START_REF] Sinclair | Vertical versus horizontal motions in the Alpine orogenic wedge : stratigraphic response in the foreland basin[END_REF]. A plus petite échelle, la géométrie et distribution stratigraphique du bassin d'avant-pays évolue au cours du temps en réponse aux cycles tectoniques de l'orogène [START_REF] Flemings | Stratigraphic modeling of foreland basins : Interpreting thrust deformation and lithosphere rheology[END_REF][START_REF] Sinclair | Simulation of foreland basin stratigraphy using a diffusion model of mountain belt uplift and erosion : An example from the central Alps, Switzerland[END_REF]Déramond et al., 1993). Les séquences chevauchantes sont enregistrées dans le bassin par une rétrogradation des faciès au début de la phase chevauchante, suivie par une progradation générale de l'ensemble des lithofaciès [START_REF] Flemings | Stratigraphic modeling of foreland basins : Interpreting thrust deformation and lithosphere rheology[END_REF]. Ce modèle stratigraphique correspond au mouvement du forebulge au début du cycle chevauchant puis à sa migration vers le craton. Cette migration est associée à la génération d'une discordance érosive [START_REF] Flemings | Stratigraphic modeling of foreland basins : Interpreting thrust deformation and lithosphere rheology[END_REF][START_REF] Sinclair | Simulation of foreland basin stratigraphy using a diffusion model of mountain belt uplift and erosion : An example from the central Alps, Switzerland[END_REF]. [START_REF] Sinclair | Simulation of foreland basin stratigraphy using a diffusion model of mountain belt uplift and erosion : An example from the central Alps, Switzerland[END_REF] modélisent l'influence du coefficient de transport (le taux de matériel arrivant dans le prisme orogénique et le taux de transport de sédiments dans le bassin), la pente du prisme orogénique (taux auquel le matériel est amené dans le prisme), la rigidité de la lithosphère et le taux de migration du front chevauchant. Il en résulte que :

1. Augmenter le coefficient de transport provoque un élargissement et un approfondissement du foredeep. La dépression est remplie au dessus du niveau régional. Le forebulge peut également être érodé. Naylor et [START_REF] Naylor | Pro-vs. retro-foreland basins[END_REF][START_REF] Sinclair | Thrust Wedge/Foreland Basin Systems[END_REF]. Dans les pro-bassins d'avant-pays, seules les séries les plus récentes sont préservées selon un taux de préservation qui dépend du taux de convergence. Ce dernier contrôle également le taux d'onlap des séries syn-orogéniques sur le craton. Au contraire, grâce à l'immobilité de la plaque chevauchante, la stratigraphie des rétro-bassins d'avant-pays enregistre l'ensemble des phases orogéniques, avec un enregistrement complet de la phase de croissance et un enregistrement condensé de la phase d'équilibre [START_REF] Naylor | Pro-vs. retro-foreland basins[END_REF][START_REF] Sinclair | Thrust Wedge/Foreland Basin Systems[END_REF]. Cela fait des rétro-bassins d'avant-pays d'excellents laboratoires naturels pour étudier l'évolution des orogènes.

SUBSIDENCE TECTONIQUE DANS LES BASSINS D'AVANT-PAYS

Les principaux facteurs contrôlant la subsidence dans les bassins d'avant-pays sont la charge orogénique et la rigidité flexurale de la lithosphère [START_REF] Barrell | The strength of the Earth's crust[END_REF][START_REF] Karner | Gravity anomalies and flexure of the lithosphere at mountain ranges[END_REF][START_REF] Molnar | Some simple physical aspects of the support, structure, and evolution of mountain belts[END_REF][START_REF] Burov | The effective elastic thickness (Te) of continental lithosphere : What does it really mean[END_REF][START_REF] Watts | Lithospheric strength and its relationship to the elastic and seismogenic layer thickness[END_REF][START_REF] Burov | The long-term strength of continental lithosphere :" jelly sandwich" or" crème brûlée[END_REF]. Des facteurs secondaires peuvent également créer de la subsidence, telles que la traction du panneau plongeant, qui affecte la lithosphère dans les zones de subduction active [START_REF] Royden | Evolution of retreating subduction boundaries formed during continental collision[END_REF] et la tectonique locale (Déramond et al., 1993). Dans ce cas, la subsidence tectonique d'un bassin d'avant-pays enregistre une combinaison de ces différents paramètres.

Une compilation de courbes de subsidence tectonique (Xie et Heller, 2009 ;Sinclair et Naylor, 2012 et références inclues, Figure1.2.3) montre que la subsidence dans les bassins présente différents styles et taux de subsidence. Une géométrie convexe est généralement acceptée pour les pro-bassins d'avant-pays (Xie et Heller, 2009). [START_REF] Naylor | Pro-vs. retro-foreland basins[END_REF] montrent que les pro-et rétro-bassins d'avant-pays ont des courbes de subsidence différentes.

Dans les pro-bassins d'avant-pays, la subsidence est influencée par la subduction de la lithosphère sous-jacente. La subsidence tectonique s'accélère principalement avec la migration du bassin vers l'orogène (i.e., vers la charge). Le taux de subsidence tectonique est généralement supérieur à 0.05 mm/an [START_REF] Sinclair | Thrust Wedge/Foreland Basin Systems[END_REF]. Au contraire, la subsidence tectonique dans les rétro-bassins d'avant-pays s'accroit durant la phase de croissance de l'orogène puis est constante durant la phase d'équilibre. La transition entre la phase de croissance et l'état d'équilibre peut donc être vue comme un aplatissement de la courbe de subsidence tectonique [START_REF] Sinclair | Foreland basin subsidence driven by topographic growth versus plate subduction[END_REF]. La subsidence tectonique décroit continuellement au cours de l'histoire du bassin. Les phases de quiescence tectonique doivent être distinguées des phases d'équilibres car dans une phase de quiescence, la déformation à l'intérieur de l'orogène s'arrête. L'érosion n'est donc plus compensée par l'accrétion de matériel dans le prisme orogénique [START_REF] Flemings | Stratigraphic modeling of foreland basins : Interpreting thrust deformation and lithosphere rheology[END_REF].

Les courbes de subsidence tectonique reflètent des variations de la charge contrôlant la flexure du bassin. La subsidence tectonique est également considérée comme un marqueur du timing de la déformation de l'orogène [START_REF] Heller | Two-phase stratigraphie model of foreland-basin sequences[END_REF][START_REF] Flemings | A synthetic stratigraphic model of foreland basin development[END_REF][START_REF] Sinclair | Simulation of foreland basin stratigraphy using a diffusion model of mountain belt uplift and erosion : An example from the central Alps, Switzerland[END_REF][START_REF] Ali | Subsidence history , gravity anomalies and flexure of the United Arab Emirates (UAE) foreland basin[END_REF]. L'emplacement d'une charge supplémentaire en sub-surface peut être identifiée dans la courbe de subsidence tectonique d'un bassin d'avant-pays. Le bassin d'avant-pays des Emirats Arabes Unis (EAU) a ainsi été affecté par la mise en place de l'Ophiolite du Semail [START_REF] Ali | Subsidence history , gravity anomalies and flexure of the United Arab Emirates (UAE) foreland basin[END_REF][START_REF] Ali | Gravity anomalies of the United Arab Emirates : Implications for basement structures and infra-Cambrian salt distribution[END_REF], qui a augmenté la subsidence du bassin. Cet emplacement est identifiable par une inflexion de la courbe de subsidence.

SUBSIDENCE THERMIQUE HÉRITÉE

La plupart des bassins d'avant-pays se développent sur d'anciennes marges passives. Après le rifting et l'amincissement de la lithosphère, le refroidissement de cette dernière augmente sa densité, ce qui créé de la subsidence en surface. On parle alors de subsidence thermique post-rift.

La subsidence thermique post-rift continue et décroit graduellement jusqu'à ce que la lithosphère retrouve son état d'équilibre thermique. Une valeur standard de durée pour retour à l'état d'équilibre est de 50 Ma, selon l'âge thermique de la lithosphère [START_REF] Mckenzie | Some remarks on the development of sedimentary basins[END_REF][START_REF] Turcotte | Geodynamics[END_REF].

Si un bassin d'avant-pays se développe sur une lithosphère amincie (e.g., qui a subi un épisode de rifting) qui n'a pas encore retrouvé son état d'équilibre thermique, la subsidence observée dans le bassin comportera une partie de subsidence thermique post-rift. La quantité de subsidence thermique post-rift dépendra donc de l'intervalle de temps entre la fin du rift et l'initiation du bassin d'avant-pays.

Cette héritage a été analysé de différentes façons selon les auteurs. [START_REF] Desegaulx | Consequences of foreland basin development on thinned continental lithosphere : Application to the Aquitaine basin (SW France)[END_REF] ont CHAPITRE 1. ETAT DE L'ART modélisé les effets de la subsidence thermique post-rift dans le sous-basin rift d'Arzacq (sud-ouest du Bassin Aquitain) comme une force verticale (charge thermique) sur toute la région affectée par le rift, avec une force maximum au centre du bassin qui décroit vers les marges. Pour [START_REF] Ali | Subsidence history , gravity anomalies and flexure of the United Arab Emirates (UAE) foreland basin[END_REF], la subsidence thermique post-rift est une composante de la subsidence tectonique observée dans le bassin des EAU, représentée par un profil concave. La géométrie de ce profil a ensuite été modifiée par la mise en place du bassin d'avant-pays. La quantité de subsidence thermique post-rift a été déterminée en comparant la courbe de subsidence tectonique avec des courbes issues des modèles d'extension basés sur les travaux de [START_REF] Mckenzie | Some remarks on the development of sedimentary basins[END_REF][START_REF] Cochran | The Gulf of Aden : structure and evolution of a young ocean basin and continental margin[END_REF].

r = -h ρ c -ρ w ρ m -ρ c (1.3.2)
où ρ w est la densité de l'eau (ou tout autre matériau qui rempli la dépression). La rigidité de la lithosphère est donnée par l'équation :

D ≡ E Te 3 12 1 -ν 2 (1.3.3)
avec E le module de Young (Pa), ν le ratio de Poisson, et Te l'épaisseur élastique de la lithosphère.

Lorsque D → 0 (i.e., la plaque devient moins rigide), la solution devient :

y → (ρ topo -ρ displaced )h cos(kx) ρ m -ρ infill (1.3.4)
ce qui correspond à la réponse isostatique d'Airy sous une charge périodique si ρ infill tend vers ρ topo .

Lorsque D → ∞ (i.e., la plaque devient plus rigide), la solution devient :

y → 0 (1.3.5)
ce qui correspond à une absence de flexure. Il en découle que plus la rigidité de la plaque est faible, plus la réponse sera proche d'une réponse de type Airy, alors que pour une rigidité donnée, la plaque répondra par une déformation en flexure. L'amplitude et la longueur d'onde de la flexure dépendra de la géométrie de la plaque (i.e., infinie ou cassée, Figure 1.3.2) et de la localisation de la charge par rapport à la limite de la plaque. Te est largement utilisée pour décrire la rhéologie et la rigidité de la lithosphère. Cette utilisation est supportée par de nombreuses études [START_REF] Karner | Gravity anomalies and flexure of the lithosphere at mountain ranges[END_REF][START_REF] Molnar | Some simple physical aspects of the support, structure, and evolution of mountain belts[END_REF][START_REF] Sinclair | Simulation of foreland basin stratigraphy using a diffusion model of mountain belt uplift and erosion : An example from the central Alps, Switzerland[END_REF][START_REF] Desegaulx | Consequences of foreland basin development on thinned continental lithosphere : Application to the Aquitaine basin (SW France)[END_REF][START_REF] Watts | The effective elastic thickness of the lithosphere and the evolution of foreland basins[END_REF][START_REF] Haddad | Subsidence history, gravity anomalies, and flexure of the northeast Australian margin in Papua New Guinea[END_REF][START_REF] Lin | Origin of the West Taiwan basin by orogenic loading and flexure of a rifted continental margin[END_REF][START_REF] Ali | Subsidence history , gravity anomalies and flexure of the United Arab Emirates (UAE) foreland basin[END_REF]. La rigidité flexurale de la plaque est souvent approximée et exprimée par Te (Equation 1.3.3). [START_REF] Varban | Sequence stacking patterns in the Western Canada foredeep : influence of tectonics, sediment loading and eustasy on deposition of the Upper Cretaceous Kaskapau and Cardium Formations[END_REF].

Dans la plupart des bassins d'avant-pays (e.g., Himalaya, Lyon-Caen et [START_REF] Lyon-Caen | Constraints on the structure of the Himalaya from an analysis of gravity anomalies and a flexural model of the lithosphere[END_REF][START_REF] Lyon-Caen | Gravity anomalies, flexure of the Indian platen and the structure, support and evolution of the Himalayan and Ganga basin[END_REF]Alpes, Stewart et Watts, 1997 ;Australie, Haddad et Watts, 1999), la géométrie de la charge topographique suffit à expliquer la flexure observée du bassin. L'emplacement des unités chevauchantes contrôle l'évolution de la topographie et donc l'évolution de la charge. Les études de Flemings et Jordan (1989, 1990) et de Sinclair et al. (1991de Sinclair et al. ( , 1992)), par exemple, ont montré que la charge topographique affecte la géométrie du bassin d'avant-pays. Il est donc intéressant d'étudier le lien entre le remplissage du bassin d'avant-pays et le timing d'emplacement des grandes unités chevauchantes de l'orogène.

CHARGE CACHÉE

Dans certains cas (e.g., [START_REF] Karner | Gravity anomalies and flexure of the lithosphere at mountain ranges[END_REF][START_REF] Royden | Flexure of the continental lithosphere beneath Apeninne and Carpathian foredeep basins[END_REF][START_REF] Lin | Origin of the West Taiwan basin by orogenic loading and flexure of a rifted continental margin[END_REF][START_REF] Ali | Subsidence history , gravity anomalies and flexure of the United Arab Emirates (UAE) foreland basin[END_REF], la charge topographique observée ne suffit pas à générer l'amplitude du bassin ni sa longueur d'onde : une charge supplémentaire est requise. La présence de ces charges additionnelles (et cachées) a été discutée pour la première fois par [START_REF] Barrell | The strength of the Earth's crust[END_REF]. Ces charges ont une signature gravimétrique particulière mais pas d'expression en surface. On parle de corps cachés. Leur présence a été utilisée pour expliquer les écarts entre la flexure observée et la flexure calculée à partir de la charge topographique, ainsi que les écarts entre les réponses gravimétriques de ces flexures (c.f., [START_REF] Watts | Isostasy and Flexure of the Lithosphere[END_REF] et les références citées). La signification géologique de ces charges cachées n'est pas toujours évidente et elles peuvent avoir des origines diverses, telles qu'un matériel dense en profondeur ou des forces associées à des phénomènes de subduction (e.g., [START_REF] Barrell | The strength of the Earth's crust[END_REF][START_REF] Lyon-Caen | Constraints on the structure of the Himalaya from an analysis of gravity anomalies and a flexural model of the lithosphere[END_REF], 1985 ;[START_REF] Royden | Flexure of the continental lithosphere beneath Apeninne and Carpathian foredeep basins[END_REF]Watts, 2001 et références citées ;[START_REF] Ford | Two-phase orogenic convergence in the external and internal SW Alps[END_REF]. Nous nous intéressons ici à une des origines de ces anomalies, qui est utile pour la suite de notre étude : la présence de matériel dense transporté à des profondeurs plus faibles ou bien des chevauchements intra-crustaux [START_REF] Watts | Isostasy and Flexure of the Lithosphere[END_REF][START_REF] Lin | Origin of the West Taiwan basin by orogenic loading and flexure of a rifted continental margin[END_REF][START_REF] Ali | Subsidence history , gravity anomalies and flexure of the United Arab Emirates (UAE) foreland basin[END_REF].

CHAPITRE 1. ETAT DE L'ART 1.4.3 CHARGE SÉDIMENTAIRE
Le remplissage des bassins flexuraux par des sédiments contribue à créer une charge additionnelle qui augmente la subsidence. Cette charge sédimentaire est modélisée comme une force verticale associée à l'épaisseur des sédiments et à leur densité [START_REF] Varban | Sequence stacking patterns in the Western Canada foredeep : influence of tectonics, sediment loading and eustasy on deposition of the Upper Cretaceous Kaskapau and Cardium Formations[END_REF][START_REF] Contreras-Reyes | Lithospheric flexure modelling seaward of the Chile trench : Implications for oceanic plate weakening in the Trench Outer Rise region[END_REF]. Cette charge peut être responsable de la migration du forebulge vers le craton [START_REF] Watts | Isostasy and Flexure of the Lithosphere[END_REF][START_REF] Varban | Sequence stacking patterns in the Western Canada foredeep : influence of tectonics, sediment loading and eustasy on deposition of the Upper Cretaceous Kaskapau and Cardium Formations[END_REF]. [START_REF] Mckenzie | Some remarks on the development of sedimentary basins[END_REF]Bell et al., 2014aBell et al., , 2014b)), qui est défini comme le ratio de l'épaisseur de la croûte (ou lithosphère) initiale sur l'épaisseur observée. Certains auteurs utilisent le facteur d'amincissement γ = 1 -1 β ) (thinning factor, [START_REF] Tugend | Formation and deformation of hyperextended rift systems : Insights from rift domain mapping in the Bay of Biscay-Pyrenees[END_REF], qui peut être plus simple à utiliser car il varie entre 0 (pas d'amincissement) et 1 (disparition de la croûte continentale).

La tectonique salifère

Une marge hyper-amincie est composée d'une croûte d'épaisseur variable associée à une résistance variable qui inclue une zone extrêmement faible dans la partie la plus distale (Sutra et al., 2013 ;[START_REF] Tugend | Formation and deformation of hyperextended rift systems : Insights from rift domain mapping in the Bay of Biscay-Pyrenees[END_REF]. Nous pouvons nous attendre à ce que l'emplacement d'un bassin flexural sur cette croûte ait une réponse spécifique, différente d'un modèle classique de bassin d'avant-pays. Certaines études ont questionné le rôle de l'héritage d'un rift dans le développement d'un bassin d'avant-pays (e.g., [START_REF] Stockmal | Geodynamic Models of Convergent Margin Tectonics : Transition from Rifted Margin to Overthrust Belt and Consequences for Foreland-Basin Development[END_REF][START_REF] Desegaulx | Consequences of foreland basin development on thinned continental lithosphere : Application to the Aquitaine basin (SW France)[END_REF][START_REF] Stewart | Gravity anomalies and spatial variations of flexural rigidity at mountain ranges[END_REF][START_REF] Haddad | Subsidence history, gravity anomalies, and flexure of the northeast Australian margin in Papua New Guinea[END_REF][START_REF] Lin | Origin of the West Taiwan basin by orogenic loading and flexure of a rifted continental margin[END_REF]. Bien qu'ils n'utilisent pas des plaques très amincies dans leurs modèles, ces études ont donné d'importants indices pour répondre à ces questions.

Les études de bassins d'avant-pays ont montré que le comportement flexural d'un bassin dépend de la rhéologie de la plaque [START_REF] Waschbusch | Episodicity in foredeep basins[END_REF][START_REF] Stewart | Gravity anomalies and spatial variations of flexural rigidity at mountain ranges[END_REF][START_REF] Haddad | Subsidence history, gravity anomalies, and flexure of the northeast Australian margin in Papua New Guinea[END_REF][START_REF] Lin | Origin of the West Taiwan basin by orogenic loading and flexure of a rifted continental margin[END_REF]. [START_REF] Stewart | Gravity anomalies and spatial variations of flexural rigidity at mountain ranges[END_REF] ont montré que le style de déformation de la ceinture de plis et failles et le modèle stratigraphique qui se développe sont contrôlés par des variations de rigidité pré-existantes au sein de la plaque. Ils proposent également que l'inversion d'une marge passive dans un système orogènique induit des variations de Te de la lithosphère : cette dernière croît depuis la partie la plus distale de l'ancienne marge passive vers le craton. Des variations de Te perpendiculaires à l'axe de la chaîne ont également été utilisées par [START_REF] Contreras-Reyes | Lithospheric flexure modelling seaward of the Chile trench : Implications for oceanic plate weakening in the Trench Outer Rise region[END_REF] pour analyser la flexure du plancher océanique et [START_REF] Haddad | Subsidence history, gravity anomalies, and flexure of the northeast Australian margin in Papua New Guinea[END_REF] pour étudier la flexure de la plaque nord australienne. Des variations de Te along-strike ont également été invoquées [START_REF] Stewart | Gravity anomalies and spatial variations of flexural rigidity at mountain ranges[END_REF][START_REF] Haddad | Subsidence history, gravity anomalies, and flexure of the northeast Australian margin in Papua New Guinea[END_REF]. Par exemple, [START_REF] Stewart | Gravity anomalies and spatial variations of flexural rigidity at mountain ranges[END_REF] proposent que la lithosphère européenne ait une plus grande rigidité dans les Alpes Française (Te = 25 km), plus faible dans les Alpes Suisses (Te = 5-10 km) et à nouveau de plus grande vers les Alpes orientales (Te = 20-30 km).

Ils proposent que les variations de Te soient héritées de la marge du rift téthysien, qui n'a pas été amincie de manière uniforme. Dans la partie sud-ouest du Bassin Aquitain, Desegaulx et al. (1990) proposent une variation de la rigidité de la plaque européenne. Le Bassin Aquitain s'est développé après le rift albo-cénomanien et les valeurs de Te de la plaque européenne varient de 15 à 35 km.

Ces variations résultent d'une pré-configuration crustale hétérogène. Tel que nous l'avons vu dans la Section 1.2.3, Desegaulx et al. (1991) ont également modélisé le rôle de l'héritage du rift comme une participation de la subsidence thermique post-rift dans l'approfondissement de certaines zones du bassin. Néanmoins, ils n'ont pas pris en compte la présence de corps denses illustrés par les données gravimétriques, et ont généralisé la subsidence additionnelle nécessaire à la subsidence thermique post-rift seule. Pour [START_REF] Stewart | Gravity anomalies and spatial variations of flexural rigidity at mountain ranges[END_REF] et [START_REF] Lin | Origin of the West Taiwan basin by orogenic loading and flexure of a rifted continental margin[END_REF], l'héritage d'un rift est responsable de variations de Te dans les bassins d'avant-pays. De plus, les valeurs de Te sont basses.

LA TECTONIQUE SALIFÈRE

Les évaporites se mettent en place lors de la précipitation de saumures de surface ou de subsurface sous l'action de l'évaporation. Avec l'intensification de l'évaporation, les minéraux précipités passent des carbonates au gypse, puis à la halite et enfin sels. La densité de la halite est de 2.2 en surface et devient inférieur à celle des sédiments sus-jacent en dessous de 1 km de profondeur [START_REF] Jackson | External shapes, strain rates, and dynamics of salt structures[END_REF] pour un gradient géothermique normal de 30 °C/km. La diminution de la densité avec la CHAPITRE 1. ETAT DE L'ART profondeur s'explique par l'expansion que subit le sel avec l'augmentation de chaleur : cette expansion est plus importante que la contraction due à la pression [START_REF] Clark | Deformation moduli of rocks[END_REF]. Pour que la remontée du sel se fasse par poussée dynamique uniquement, il faut que la couche de sel soit enfouie à une profondeur d'au moins 800 m afin que la courbe de densité du sel passe sous celles des sédiments (Figure 1.6.1). La résistance mécanique du sel est très faible, de 1 à 2 MPa au voisinage de la surface avec une transition fragile-ductile de l'ordre de quelques mètres à la centaine de mètres [START_REF] Watts | Lithospheric flexure and bending of the Central Andes[END_REF] : c'est la cause principale de la tectonique salifère. Le profil de résistance d'un bassin salifère présente deux types de variations : dans les sédiments 1.6 La tectonique salifère et le socle, la résistance dépend de l'angle de frottement interne, de la densité et de la pression des fluides. Elle augmente avec la profondeur ; dans le sel, la résistance dépend de la viscosité et de la vitesse de déformation (si on admet la présence de liquide dans les sédiments). Elle varie peu avec la profondeur.

Différents moteurs peuvent être à l'origine du diapirisme. La géométrie d'un diapir dépend de l'équation : Dans le cas où des structures pré-existantes sont présentes, le diapirisme est une réaction à l'extension.

tan(α) = V sed V ext (1.
Des modèles ont en effet montré que le diapirisme ne se développait que si une phase extensive a au préalablement aminci et affaibli la couverture sédimentaire par des failles normales [START_REF] Roca | Polyphase deformation of diapiric areas in models and in the eastern Prebetics (Spain)[END_REF].

Les diapirs s'immiscent dans la couverture sus-jacente le long des axes des structures extensives (axes des grabens ou des zones les plus profondes des semi-grabens).

L'évolution des diapirs présente 3 étapes : réactif, actif et passif (Figure 1.6.2, Vendeville et Jackson, 1992b). Des modèles montrent l'influence de la tectonique extensive sur la couverture (Vendeville et Jackson, 1992a) mais les études les plus récentes montrent que l'extension dans le socle peut aussi jouer un rôle dans la localisation de diapirs [START_REF] Roca | Polyphase deformation of diapiric areas in models and in the eastern Prebetics (Spain)[END_REF] passives joue un rôle important dans l'évolution du bassin, car il modifie la rigidité de la lithosphère (e.g., [START_REF] Stockmal | Geodynamic Models of Convergent Margin Tectonics : Transition from Rifted Margin to Overthrust Belt and Consequences for Foreland-Basin Development[END_REF][START_REF] Desegaulx | Consequences of foreland basin development on thinned continental lithosphere : Application to the Aquitaine basin (SW France)[END_REF]. La quantité d'amincissement peut également varier spatialement, résultant en une croûte hétérogène (e.g., [START_REF] Stewart | Gravity anomalies and spatial variations of flexural rigidity at mountain ranges[END_REF] [START_REF] Choukroune | The ECORS Pyrenean deep seismic progile reflection data and the overall structure of an orogenic belt[END_REF][START_REF] Choukroune | Time , place and mode of propagation of foreland basin systems as recorded by the sedimentary fill : examples of the Late Cretaceous and Eocene retro-foreland basins of the north-eastern Pyrenees[END_REF][START_REF] Barnolas | Synthèse géologique et géophysique des Pyrénées -Volume 1 : Introduction. Géophysique. Cycle hercynien[END_REF]. A la frontière entre la France et l'Espagne, l'orogène est long d'environ 400 km et sa largeur est d'environ 100 km au maximum. Les Pyrénées ont accommodé une convergence N-S entre 90 et 165 km, entre le Campanien et l'Oligocène [START_REF] Choukroune | The ECORS Pyrenean deep seismic progile reflection data and the overall structure of an orogenic belt[END_REF]Choukroune et al., 1990 : 100 km ;Muñoz, 1992 : 147 km ;Beaumont et al., 2000 : 165 km ;Mouthereau et al., 2014 : 90 km) [START_REF] Denèle | Progressive deformation of a zone of magma transfer in a transpressional regime : The Variscan Mérens shear zone (Pyrenees, France)[END_REF][START_REF] Denèle | Decoupling between the middle and upper crust during transpression-related lateral flow : Variscan evolution of the Aston gneiss dome (Pyrenees, France)[END_REF](Denèle et al., , 2014 ; ;[START_REF] Olivier | Gneiss domes and granite emplacement in an obliquely convergent regime : New interpretation of the Variscan Agly Massif (Eastern Pyrenees, France)[END_REF][START_REF] Olivier | Structure and U Pb dating of the Saint-Arnac pluton and the Ansignan charnockite (Agly Massif) : a cross-section from the upper to the middle crust of the Variscan Eastern Pyrenees[END_REF], puis réactivées le long de failles majeures (du sud au nord : Rialp, Orri, Gavarnie, et Lakhora, Vergès et al., 1995 ;[START_REF] Beaumont | Factors controlling the Alpine evolution of the central Pyrenees inferred from a comparison of observations and geodynamical models[END_REF][START_REF] Mouthereau | Placing limits to shortening evolution in the Pyrenees : Role of margin architecture and implications for the Iberia/Europe convergence[END_REF], qui forment une structure crustale d'imbrication d'écailles à vergence sud ( [START_REF] Choukroune | The ECORS Pyrenean deep seismic progile reflection data and the overall structure of an orogenic belt[END_REF][START_REF] Choukroune | Time , place and mode of propagation of foreland basin systems as recorded by the sedimentary fill : examples of the Late Cretaceous and Eocene retro-foreland basins of the north-eastern Pyrenees[END_REF][START_REF] Muñoz | Evolution of a continental collision belt : ECORS-Pyrenees crustal balanced cross-section[END_REF][START_REF] Laumonier | The Alpine southeastern Pyrenees (France, Spain) ; a synthesis[END_REF]. Ces écailles sont intrudées par des granitoïdes carbonifères à permiens [START_REF] Barnolas | Synthèse géologique et géophysique des Pyrénées -Volume 1 : Introduction. Géophysique. Cycle hercynien[END_REF][START_REF] Denèle | Progressive deformation of a zone of magma transfer in a transpressional regime : The Variscan Mérens shear zone (Pyrenees, France)[END_REF][START_REF] Denèle | Decoupling between the middle and upper crust during transpression-related lateral flow : Variscan evolution of the Aston gneiss dome (Pyrenees, France)[END_REF].

LA FAILLE NORD PYRÉNÉENNE

La Faille Nord Pyrénéenne a été décrite comme une faille majeure qui représente la limite entre la plaque Ibérie et la plaque Europe. Trois mouvements ont été décrits le long de la faille : un mouvement dextre transcurrent durant le Carbonifère terminal-Permien ; un mouvement sénestre en transtension E-W associé au rift entre l'Europe et l'Ibérie durant la période Jurassique-Crétacé inférieur ; et un mouvement inverse associé à l'orogenèse pyrénéenne de l'Eocène terminal à l'Oligocène (e.g., [START_REF] Barnolas | Synthèse géologique et géophysique des Pyrénées -Volume 1 : Introduction. Géophysique. Cycle hercynien[END_REF]. Cet évènement compressif a créé une limite quasi verticale entre la AZ et NPZ. [START_REF] Vielzeuf | Crustal splitting and the emplacement of Pyrenean lherzolites and granulites[END_REF][START_REF] Fabriès | Petrogenetic evolution of orogenic lherzolite massifs in the central and western Pyrenees[END_REF][START_REF] Henry | Late mantle evolution of the Pyrenean sub-continental lithospheric mantle in the light of new 40Ar-39Ar and Sm-Nd ages on pyroxenites and peridotites (Pyrenees, France)[END_REF][START_REF] Lagabrielle | Submarine reworking of exhumed subcontinental mantle rocks : field evidence from the Lherz peridotites, French Pyrenees[END_REF][START_REF] Clerc | Exhumation of subcontinental mantle rocks : Evidence from ultramafic-bearing clastic deposits nearby the Lherz peridotite body, French Pyrenees[END_REF]Clerc et al., , 2014 ; ;Clerc et Lagabrielle, 2014). Ces éléments sont interprétés comme enregistrant l'amincissement crustal extrême qui a amené à l'exhumation du manteau sous-continental. Le métamorphisme HT-BP enregistré dans la ZIM est daté de l'Albien-Cénomanien et résulte de l'amincissement crustal extrême associé à l'exhumation de roches ultra-mafiques [START_REF] Albarède | Age and significance of the North Pyrenean metamorphism[END_REF][START_REF] Vielzeuf | Crustal splitting and the emplacement of Pyrenean lherzolites and granulites[END_REF][START_REF] Fabriès | Petrogenetic evolution of orogenic lherzolite massifs in the central and western Pyrenees[END_REF][START_REF] Henry | Late mantle evolution of the Pyrenean sub-continental lithospheric mantle in the light of new 40Ar-39Ar and Sm-Nd ages on pyroxenites and peridotites (Pyrenees, France)[END_REF][START_REF] Lagabrielle | Submarine reworking of exhumed subcontinental mantle rocks : field evidence from the Lherz peridotites, French Pyrenees[END_REF][START_REF] Clerc | Exhumation of subcontinental mantle rocks : Evidence from ultramafic-bearing clastic deposits nearby the Lherz peridotite body, French Pyrenees[END_REF]Clerc et al., , 2014 ; ;Clerc et Lagabrielle, 2014).

Ces structures albo-cénomaniennes extensives ont été inversées dans la ZNP durant la compression pyrénéenne [START_REF] Debroas | Modèle de bassin triangulaire à l'intersection de décrochements divergents pour le fossé albo-cénomanien de la Ballongue[END_REF][START_REF] Debroas | Le Flysch noir albo-cénomanien témoin de la structuration albienne à sénonienne de la Zone nord-pyrénéenne en Bigorre (Hautes-Pyrénées, France)[END_REF][START_REF] Serrano | Cet événement est associé à des intrusions magmatiques, attestées par la présence d'ophites fréquemment associées au dépôts du Keuper Gp[END_REF][START_REF] Ferrer | Evolution of salt structures during extension and inversion of the Offshore Parentis Basin (Eastern Bay of Biscay)[END_REF][START_REF] Clerc | Exhumation of subcontinental mantle rocks : Evidence from ultramafic-bearing clastic deposits nearby the Lherz peridotite body, French Pyrenees[END_REF]Clerc et al., , 2014 ; ;Clerc et Lagabrielle, 2014 ;[START_REF] Vacherat | Rift-to-collision transition recorded by tectonothermal evolution of the northern Pyrenees[END_REF]. Dans la partie centrale des Pyrénées, le domaine de rift est complètement inversé et intégré dans l'orogène [START_REF] Roca | The role of the Bay of Biscay Mesozoic extensional structure in the configuration of the Pyrenean orogen : Constraints from the MARCONI deep seismic reflection survey[END_REF] [START_REF] Daignières | Etude sismique des Pyrénées. Apport à la géodynamique[END_REF][START_REF] Daignières | Implications of the seismic structure for the orogenic evolution of the Pyrenean Range[END_REF]compilé parmi d'autres dans Navarro et al., 2006) 2.2.2, Choukroune et Team ECORS, 1989 ;[START_REF] Daignières | Geophysical constraints on the deep structure along the ECORS PYRENEES line[END_REF][START_REF] Roure | Ecors deep seismic data and balanced cross sections : Geometric constraints on the evolution of the Pyrenees[END_REF][START_REF] Choukroune | Time , place and mode of propagation of foreland basin systems as recorded by the sedimentary fill : examples of the Late Cretaceous and Eocene retro-foreland basins of the north-eastern Pyrenees[END_REF][START_REF] Muñoz | Evolution of a continental collision belt : ECORS-Pyrenees crustal balanced cross-section[END_REF]Vergès et al., 1995). Ces données ont permis de proposer une asymétrie de la structure des Pyrénées mis en évidence par une vergence sud des unités crustales. En profondeur, la subduction de la lithosphère ibérique sous la lithosphère européenne est bien imagée. Cette dernière est également plus fine que la croûte ibérique sous la chaîne. De plus, de forts réflecteurs sont identifiés sous la ZNP, entre 10 et 20 km de profondeur.

L'UTILISATION DES DONNÉES GRAVIMÉTRIQUES ET TOMOGRAPHIQUES

Les anomalies de Bouguer ont été utilisées pour étudier la structure profonde des Pyrénées et la présence de matériaux denses à des profondeurs crustales (Figure 2.2.3). Des modèles de Torné et al. (1989) proposent que les minima d'anomalies de Bouguer dans la ZA centrale indiquent que la croute ibérique a subducté à des profondeur de 65 km maximum. Ceci est cohérent avec les données sismiques de [START_REF] Daignières | Implications of the seismic structure for the orogenic evolution of the Pyrenean Range[END_REF][START_REF] Daignières | Geophysical constraints on the deep structure along the ECORS PYRENEES line[END_REF]) et de l'étude ECORS Pyrenees (1988). La FNP délimite le côté nord de la ZA où les anomalies de Bouguer sont fortement négatives, de la ZNP au nord.

Les fortes valeurs d'anomalies de Bouguer dans la ZNP sont cohérentes avec la présence de matériaux denses dans la croute et correspondent à des hautes valeurs sismiques de 6.3-6.4 km/s dans la partie centrale et jusqu'à 6.7-6.8 km/s dans la partie ouest [START_REF] Daignières | Implications of the seismic structure for the orogenic evolution of the Pyrenean Range[END_REF].

De Cabisolle en 1990 et plus tard [START_REF] Casas | Gravity anomaly map of the Pyrenean region and a comparison of the deep geological structure of the western and eastern Pyrenees[END_REF] [START_REF] Williams | A balanced section across the Pyrenean Orogenic Belt[END_REF] ; B : Modèle thick skin (Déramond et al., 1985) ; et C : Modèle de déformation hétérogène (Séguret et Daignières, 1986). D'après Séguret et Daignières (1986).

a pu être transporté à des profondeurs moins importantes par des chevauchements pyrénéens à vergence nord [START_REF] Torné | Gravity constraints on the deep structure of the Pyrenean belt along the ECORS profile[END_REF][START_REF] De Cabissole | Apport des données gravimétriques à la connaissance de a chaîne des Pyrénées le long du profil ECORS[END_REF][START_REF] Muñoz | Evolution of a continental collision belt : ECORS-Pyrenees crustal balanced cross-section[END_REF]. Cependant, n'utilisant que les données gravimétriques, ces auteurs n'ont pas pu discriminer entre la croute inférieure ou du manteau pour la nature de ce corps. [START_REF] Casas | Gravity anomaly map of the Pyrenean region and a comparison of the deep geological structure of the western and eastern Pyrenees[END_REF] ont décrit cette anomalie comme un corps mantellique : selon eux, un corps provenant de la croute inférieure devrait être remonté à une profondeur encore plus faible et avoir une taille plus importante pour reproduire l'anomalie observée (Figure 2.2.4).

Deux autres zones de fortes anomalies de Bouguer sont observées vers l'ouest : les anomalies de Lourdes et de Labourd. Jammes et al. (2010a, aussi Grandjean, 1994 ;[START_REF] Casas | Gravity anomaly map of the Pyrenean region and a comparison of the deep geological structure of the western and eastern Pyrenees[END_REF][START_REF] Pedreira | Seismic evidence of Alpine crustal thickening and wedging from the western Pyrenees to the Cantabrian Mountains (north Iberia)[END_REF][START_REF] Pedreira | Three-dimensional gravity and magnetic modeling of crustal indentation and wedging in the western Pyrenees-Cantabrian Mountains[END_REF] proposent que l'anomalie de Labourd sous le bassin de Mauléon résulte de la présence d'un corps dense localisé à environ 9-10 km de profondeur. Ceci est cohérent avec les données de vitesse sismique élevées (6.7-6.8 km/s) à 10 km de profondeur [START_REF] Daignières | Etude sismique des Pyrénées. Apport à la géodynamique[END_REF]. De plus, Jammes et al. (2010a) identifient un second corps dense localisé plus en profondeur entre 19 et 26 km. Durant la compression pyrénéenne, ce corps aurait ensuite été transporté dans la croute supérieure. [START_REF] Velasque | The influence of inherited extensional structures on the tectonic evolution of an intracratonic chain : teh example of the Western Pyrenees[END_REF] proposent que le matériau causant l'anomalie de Labourd soit une remontée mantellique jusqu'à une profondeur de 12 km (Figure 2.2.5).

Plus récemment, les études tomographiques [START_REF] Chevrot | The Pyrenean architecture as revealed by teleseismic P-to-S converted waves recorded along two dense transects[END_REF][START_REF] Wang | The deep roots of the western Pyrenees revealed by full waveform inversion of teleseismic P waves[END_REF] [START_REF] Mattauer | Pyrenees[END_REF] et est associé au remplissage de graben par des séries détritiques (Grès Rouges, [START_REF] Lucas | Le grès rouge du versant nord des Pyrénées : essai sur la géodynamique de dépôts continentaux du permien et du trias[END_REF][START_REF] Choukroune | The ECORS Pyrenean deep seismic progile reflection data and the overall structure of an orogenic belt[END_REF][START_REF] Roure | Contribution of the ECORS seismic data to the Pyrenean geology : Crustal architecture and geodynamics evolution of the Pyrenees[END_REF]. Dans les Pyrénées, ces sédiments sont en discordance sur le socle métamorphique hercynien [START_REF] Lucas | Le grès rouge du versant nord des Pyrénées : essai sur la géodynamique de dépôts continentaux du permien et du trias[END_REF]. [START_REF] Barnolas | Synthèse géologique et géophysique des Pyrénées -Volume 1 : Introduction. Géophysique. Cycle hercynien[END_REF]. La correction de Bouguer correspond à une densité de 2.67. Anomalies gravimétriques : SG : Saint-Gaudens ; L : Lourdes ; La : Labourd.

Au Trias supérieur, une sédimentation évaporitique se met en place. Ces évaporites sont responsables d'une intense activité de tectonique salifère dans la ZNP et dans la partie sud et ouest du Bassin

Aquitain [START_REF] Co James | Diapirisme et structuration post-triasique des Pyrénées occidentales et de l'Aquitaine méridionale (France)[END_REF][START_REF] Canérot | Mesozoic diapirism in the Pyrenean orogen : Salt tectonics on a transform plate boundary[END_REF][START_REF] Biteau | The Aquitaine Basin[END_REF][START_REF] Serrano | Le bassin d'Aquitaine : valorisation des données sismiques, cartographique structurale et potentiel pétrolier[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]. [START_REF] Canérot | Mesozoic diapirism in the Pyrenean orogen : Salt tectonics on a transform plate boundary[END_REF] Les traces de l'exhumation mantellique sont préservées le long de la FNP dans partie centre-est des Pyrénées et dans les bassins rifts nord-pyrénéens dans la partie centre-ouest [START_REF] Vielzeuf | Crustal splitting and the emplacement of Pyrenean lherzolites and granulites[END_REF][START_REF] Fabriès | Petrogenetic evolution of orogenic lherzolite massifs in the central and western Pyrenees[END_REF][START_REF] Henry | Late mantle evolution of the Pyrenean sub-continental lithospheric mantle in the light of new 40Ar-39Ar and Sm-Nd ages on pyroxenites and peridotites (Pyrenees, France)[END_REF][START_REF] Lagabrielle | Submarine reworking of exhumed subcontinental mantle rocks : field evidence from the Lherz peridotites, French Pyrenees[END_REF][START_REF] Jammes | Tectonosedimentary evolution related to extreme crustal thinning ahead of a propagating ocean : Example of the western Pyrenees[END_REF]Jammes et al., , 2010a[START_REF] Serrano | Cet événement est associé à des intrusions magmatiques, attestées par la présence d'ophites fréquemment associées au dépôts du Keuper Gp[END_REF][START_REF] Lagabrielle | Mantle exhumation, crustal denudation, and gravity tectonics during Cretaceous rifting in the Pyrenean realm (SW Europe) : Insights from the geological setting of the lherzolite bodies[END_REF][START_REF] Clerc | Exhumation of subcontinental mantle rocks : Evidence from ultramafic-bearing clastic deposits nearby the Lherz peridotite body, French Pyrenees[END_REF][START_REF] Masini | The tectonosedimentary evolution of a hyper-extended rift basin : the example of the Arzacq-Mauléon rift system (Western Pyrenees, SW France)[END_REF]Clerc et Lagabrielle, 2014 ;[START_REF] Tugend | Formation and deformation of hyperextended rift systems : Insights from rift domain mapping in the Bay of Biscay-Pyrenees[END_REF][START_REF] Tugend | Spatial and temporal evolution of hyperextended rift systems : Implication for the nature, kinematics, and timing of the Iberian-European plate boundary[END_REF]. Cette exhumation est associée à du magmatisme alcalin [START_REF] Azambre | Mesozoic evolution of the upper mantle beneath the eastern Pyrenees : evidence from xenoliths in Triassic and Cretaceous alkaline volcanics of the eastern Corbières (France)[END_REF] et un métamorphisme HT-BP régional des séries mésozoïques [START_REF] Albarède | Age and significance of the North Pyrenean metamorphism[END_REF][START_REF] Golberg | High temperature-low pressure Cretaceous metamorphism related to crustal thinning (Eastern North Pyrenean Zone, France)[END_REF][START_REF] Clerc | Exhumation of subcontinental mantle rocks : Evidence from ultramafic-bearing clastic deposits nearby the Lherz peridotite body, French Pyrenees[END_REF].

Les bassins pull-apart se développent dans la zone de rift (e.g., Baronnies, Ballongue, Camarades basins) et sont comblés par les sédiments turbiditiques du Flysch Noir, avec une épaisseur pouvant localement atteindre plus de 5 km [START_REF] Choukroune | Tectonique des plaques et Pyrenees : sur le fonctionnement de la faille transformante nord-pyrénéenne ; comparaisons avec des modèles actuels[END_REF][START_REF] Souquet | Le groupe du flysch noir (Albo-Cénomanien) dans les Pyrénées[END_REF][START_REF] Debroas | Modèle de bassin triangulaire à l'intersection de décrochements divergents pour le fossé albo-cénomanien de la Ballongue[END_REF][START_REF] Choukroune | The ECORS Pyrenean deep seismic progile reflection data and the overall structure of an orogenic belt[END_REF][START_REF] Debroas | Le Flysch noir albo-cénomanien témoin de la structuration albienne à sénonienne de la Zone nord-pyrénéenne en Bigorre (Hautes-Pyrénées, France)[END_REF]. Trois mégaséquences sont décrites, mi-Albien, Albien Supérieur et Cénomanien Inférieur, dans lesquelles les sédiments sont immatures et proviennent d'une source proche [START_REF] Souquet | Le groupe du flysch noir (Albo-Cénomanien) dans les Pyrénées[END_REF]. Les séries cénomaniennes contiennent localement des roches volcaniques dans la partie centrale du Bassin Aquitain [START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF].

PÉRIODE POST-RIFT

La période fin Cénomanien/Turonien à Santonien correspond à une sédimentation turbiditique à détritique, qui enregistre une diminution de la tranche d'eau. Cette séquence est associée à la phase de subsidence thermique post-rift [START_REF] Mckenzie | Some remarks on the development of sedimentary basins[END_REF] induite par le retour à l'équilibre thermique de la lithosphère européenne après le rifting albo-cénomanien [START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF].

PÉRIODE SYN-OROGÉNIQUE : STRATIGRAPHIE DU BASSIN D'AVANT-PAYS AQUITAIN

Comme le propose la théorie des rétro-bassins d'avant-pays [START_REF] Naylor | Pro-vs. retro-foreland basins[END_REF][START_REF] Sinclair | Thrust Wedge/Foreland Basin Systems[END_REF], le Bassin Aquitain préserve l'ensemble de l'enregistrement sédimentaire syn-orogénique. Les analyses en thermochronologie basse-température faites sur les massifs externes et les granitoïdes de la ZA [START_REF] Sinclair | Asymmetric growth of the Pyrenees revealed through measurement and modeling of orogenic fluxes[END_REF][START_REF] Mouthereau | Placing limits to shortening evolution in the Pyrenees : Role of margin architecture and implications for the Iberia/Europe convergence[END_REF] et références citées) montrent une exhumation asymétrique, qui débute dans la partie nord avant de migrer dans la partie sud. A l'échelle de la chaîne, l'exhumation se fait d'abord à l'Est puis migre vers l'Ouest [START_REF] Whitchurch | Sediment routing system evolution within a diachronously uplifting orogen : Insights from detrital zircon thermochronological analyses from the South-Central Pyrenees[END_REF][START_REF] Bosch | Timing of Eocene-Miocene thrust activity in the Western Axial Zone and Chaînons Béarnais (west-central Pyrenees) revealed by multi-method thermochronology[END_REF]. L'évolution des Pyrénées et de ses bassins adjacents est décrite en quatre étapes [START_REF] Vergés | Eastern Pyrenees and related foreland basins : pre-, syn-and post-collisional crustal-scale cross-sections[END_REF][START_REF] Beaumont | Factors controlling the Alpine evolution of the central Pyrenees inferred from a comparison of observations and geodynamical models[END_REF]Christophoul et al., 2003 ;[START_REF] Sinclair | Asymmetric growth of the Pyrenees revealed through measurement and modeling of orogenic fluxes[END_REF][START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF]Rougier et al., 2016). La subsidence dans le Bassin Aquitain enregistre une accélération vers 83-84 Ma [START_REF] Brunet | Subsidence history of the Aquitaine basin determined from subsidence curves[END_REF][START_REF] Desegaulx | Tectonic subsidence of the Aquitaine basin since Cretaceous times[END_REF][START_REF] Biteau | The Aquitaine Basin[END_REF][START_REF] Serrano | Le bassin d'Aquitaine : valorisation des données sismiques, cartographique structurale et potentiel pétrolier[END_REF][START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF]Rougier et al., 2016), marquant l'initiation de la compression pyrénéenne [START_REF] Olivet | La cinématique de la plaque ibérique[END_REF][START_REF] Sibuet | Pyrenean orogeny and plate kinematics[END_REF]. Le paroxysme est atteint durant l'Eocène.

CAMPANIEN À MAASTRICHTIEN

Cette première phase de l'activité pyrénéenne inverse les structures précédemment en extension du système de rift dans les pro-et rétro-domaines [START_REF] Debroas | Le Flysch noir albo-cénomanien témoin de la structuration albienne à sénonienne de la Zone nord-pyrénéenne en Bigorre (Hautes-Pyrénées, France)[END_REF][START_REF] Sinclair | Asymmetric growth of the Pyrenees revealed through measurement and modeling of orogenic fluxes[END_REF]Mouthereau et al., 2014 ;[START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]. Un empilement antiformal à vergence sud s'initie dans la ZA qui est érodée, ce qui alimente le pro-prisme [START_REF] Sinclair | Asymmetric growth of the Pyrenees revealed through measurement and modeling of orogenic fluxes[END_REF]. Les massifs nord-pyrénéens orientaux enregistrent un refroidissement datant de cette période (thermochronologie basse température, e.g., [START_REF] Whitchurch | Sediment routing system evolution within a diachronously uplifting orogen : Insights from detrital zircon thermochronological analyses from the South-Central Pyrenees[END_REF], attestant que les Pyrénées orientales étaient probablement actives à cette époque [START_REF] Puigdefàbregas | Tecto-sedimentary cycles and depositional sequences of the Mesozoic and Tertiary from the Pyrenees[END_REF].

Une sédimentation de type marin profond a lieu dans la majeure partie des pro-et rétro-bassins.

Dans la partie est du Bassin Aquitain, la sédimentation est marine peu profonde à côtière (Christophoul et al., 2003 ;[START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]. Dans la partie centrale et ouest du bassin, cette séquence passe progressivement à des turbidites pouvant localement atteindre 3 km d'épaisseur et s'amincit rapidement vers le nord [START_REF] Brgm | Géologie du bassin d'aquitaine[END_REF][START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]. La transition entre ces deux faciès migre vers l'ouest du Campanien au Maastrichtien. Ces turbidites se sont déposées dans une dépression parallèle à l'axe de la future chaîne pyrénéenne et étaient CHAPITRE 2. LE BASSIN AQUITAIN COMME CAS D'ÉTUDE alimentées depuis l'est [START_REF] Bilotte | Relations tectonique-sedimentation sur la marge nordorientale du sillon sous-pyreneen au cours du Santonien superieur (11 fig.)[END_REF].

La transition avec les sédiments fluviaux, palustres et lacustres [START_REF] Tambareau | Evolution tectono-sédimentaire du versant nord des Pyrénées centre-orientales au Paléocène et à l'Eocène inférieur[END_REF]Christophoul et al., 2003 ;[START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF] est diachrone (plus jeune d'est en ouest) et s'étend de la fin du Maastrichtien au Sélandien/Thanétien inférieur vers le nord-ouest.

PALÉOCÈNE À EOCÈNE INFÉRIEUR

Les sédiments sont principalement déposés dans un fossé est-ouest qui s'approfondit vers l'ouest [START_REF] Tambareau | Evolution tectono-sédimentaire du versant nord des Pyrénées centre-orientales au Paléocène et à l'Eocène inférieur[END_REF]. Les courbes de subsidence tectonique [START_REF] Desegaulx | Tectonic subsidence of the Aquitaine basin since Cretaceous times[END_REF][START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF] indiquent une quiescence durant cette période. Cette phase est associée à une sédimentation de type marine peu-profonde à fluviale à l'est et marine dans la partie centreouest du bassin et turbiditique proche de la chaîne. Au nord, elle passe à un système de plateforme carbonatée [START_REF] Serrano | Évolution du bassin compressif Nord-Pyrénéen au Paléogène (bassin de l'Adour) : contraintes stratigraphiques[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]. Un transgression globale migre vers l'est durant le Paléocène.

MI-EOCÈNE ( YPRÉSIEN SUPÉRIEUR) À EOCÈNE TERMINAL

Une nouvelle séquence régressive globale débute à l'Ilerdien (Yprésien inférieur), en lien avec la collision continentale entre l'Ibérie et l'Europe. L'accrétion est rapide dans le pro-prisme et les ZA et ZNP sont érodées. [START_REF] Sinclair | Asymmetric growth of the Pyrenees revealed through measurement and modeling of orogenic fluxes[END_REF] proposent que durant la fin de l'Eocène, la déformation interne migre du côté rétro alors que le côté pro devient inactif. L'activité du rétro-prisme à l'Eocène est attestée par les données de thermochronologie [START_REF] Bosch | Timing of Eocene-Miocene thrust activity in the Western Axial Zone and Chaînons Béarnais (west-central Pyrenees) revealed by multi-method thermochronology[END_REF][START_REF] Vacherat | Rift-to-collision transition recorded by tectonothermal evolution of the northern Pyrenees[END_REF].

Cette séquence débute par une sédimentation marine [START_REF] Tambareau | Evolution tectono-sédimentaire du versant nord des Pyrénées centre-orientales au Paléocène et à l'Eocène inférieur[END_REF][START_REF] Serrano | Évolution du bassin compressif Nord-Pyrénéen au Paléogène (bassin de l'Adour) : contraintes stratigraphiques[END_REF]Christophoul et al., 2003 ;[START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF], attestée par la présence de séries marneuses riches en fossiles (turittella). Dans la partie centre-est, la sédimentation reste continentale, avec des séries clastiques alimentées depuis le sud [START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF].

Au Bartonien, les sédiments sont marins peu profonds à continentaux [START_REF] Maget | La nappe infra-molassique and la région Midi-Pyrénées[END_REF]Sztrakos et al., 1998). L'épaisseur de ces séries varie fortement et peut localement atteindre plus de 1000 m dans la partie sud du Bassin Aquitain. Elles s'amincissent rapidement vers le nord et disparaissent à environ 80 km au nord du CFNP [START_REF] Brgm | Géologie du bassin d'aquitaine[END_REF].

OLIGOCÈNE À MIOCÈNE INFÉRIEUR ( ?)

La limite supérieure de cette séquence est mal contrainte, à cause d'une pauvre datation des séries les plus récentes des bassins. Le pro-prisme se réactive et évolue en un système de chevauchements antiformes à vergence sud, associé à une érosion rapide de la ZA [START_REF] Sinclair | Asymmetric growth of the Pyrenees revealed through measurement and modeling of orogenic fluxes[END_REF]. La géométrie actuelle des Pyrénées est acquise à cette période. Dans le Bassin Aquitain se développe une migration vers le nord des séries oligocènes. Alors que [START_REF] Biteau | The Aquitaine Basin[END_REF] proposent une croissance du rétroprisme pour expliquer cette transgression oligocène, les modèles de Hoth et al. (2008) montrent que l'accrétion dans le pro-prisme suffit à expliquer les onlaps dans le rétro-bassin. Ces modèles sont en cohérence avec les données de thermochronologie [START_REF] Fitzgerald | Asymmetric exhumation across the Pyrenean orogen : Implications for the tectonic evolution of a collisional orogen[END_REF][START_REF] Whitchurch | Sediment routing system evolution within a diachronously uplifting orogen : Insights from detrital zircon thermochronological analyses from the South-Central Pyrenees[END_REF][START_REF] Bosch | Timing of Eocene-Miocene thrust activity in the Western Axial Zone and Chaînons Béarnais (west-central Pyrenees) revealed by multi-method thermochronology[END_REF][START_REF] Vacherat | Rift-to-collision transition recorded by tectonothermal evolution of the northern Pyrenees[END_REF] qui montrent que l'exhumation des Pyrénées à l'Oligocène se 2.4 Résumé fait dans la ZA alors que la ZNP a déjà été exhumée. Cependant, dans les Chainons Béarnais (extrémité ouest de la ZNP), [START_REF] Bosch | Timing of Eocene-Miocene thrust activity in the Western Axial Zone and Chaînons Béarnais (west-central Pyrenees) revealed by multi-method thermochronology[END_REF] proposent que l'exhumation se poursuit jusqu'à l'Oligocène.

Les séries oligocènes à miocènes sont caractérisées par une sédimentation continentale détritique dans la partie centre et est du bassin. Dans sa partie ouest, la sédimentation varie de côtière à marine peu profonde, reflétant une succession de transgressions marines. Dans le sud du bassin, ces séries recouvrent et scellent les structures pyrénéennes [START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF].

RÉSUMÉ

q(x) = ρ topo -ρ displaced g h(x) (3.1.1)
où ρ topo et ρ displaced sont les densités de la charge et du matériel déplacé par cette charge (en kg/m 3 ).

Cette dernière est ensuite intégrée dans l'équation générale :

-

∂ 2 M ∂x 2 + d d x F d w d x + ρ mantle -ρ infill y g = q(x) (3.1.2)
où M est le bending moment et F la force horizontale, y la profondeur de la flexure, ρ infill la densité du matériau qui rempli la dépressionen kg/m 3 , ρ mantle la densité du manteau en kg/m 3 et g l'accélération CHAPITRE 3. MÉTHODOLOGIE gravitationnelle en m/s 2 . M est lié à la rigidité de la lithosphère par :

M = -D ∂ 2 w ∂x 2 (3.1.3)
et F est lié à la shear force V par :

V = d M d x -F d w d x (3.1.4)
avec D la rigidité flexurale de la lithosphère, qui est donnée par :

D ≡ E Te 3 12 1 -ν 2 (3.1.5)
avec E le module de Young (Pa), ν le ratio de Poisson, et Te l'épaisseur élastique de la lithosphère (m).

V = 2Gρ i =1 n z i (3.1.8) et H = 2Gρ i =1 n x i (3.1.9)
pour la composante horizontale, avec : 1.11) où : ∆g max = BA obs -g Airy Moho (3.1.18) où BA est l'anomalie de Bouguer observée (Figure 3.1.3). Une fois cette valeur isolée pour chaque anomalie (Saint-Gaudens, Lourdes et Labourd), nous avons appliqué le théorème de Green [START_REF] Watts | Isostasy and Flexure of the Lithosphere[END_REF][START_REF] Lin | Origin of the West Taiwan basin by orogenic loading and flexure of a rifted continental margin[END_REF] pour calculer les hauteurs équivalentes de ces anomalies gravimétriques. Ce théorème est défini par :

z i = α i sin φ i cos φ i θ i -θ i +1 + tan φ i log e cos θ i tan θ i -tan φ i cos θ i +1 tan θ i +1 -tan φ i (3.1.10) et x i = α i sin φ i cos φ i tan φ i (θ i +1 -θ i ) + log e cos θ i tan θ i -tan φ i cos θ i +1 tan θ i +1 -tan φ i (3.
θ i = tan -1 z i x i (3.1.12) φ i = tan -1 z i +1 -z i x i +1 -x i (3.1.13) θ i +1 = tan -1 z i +1 x i +1 (3.1.14) et α i = x i +1 + z i +1 x i +1 -x i z i -z i +1 (3.
h = ∆ gmax 2πG∆ ρ (3.1.19)
où ∆ gmax est la partie en excès de l'anomalie de Bouguer, ∆ ρ le contraste de densité entre le corps dense (ici manteau) et l'encaissant (croûte continentale supérieure) et G la constante gravitationnelle.

La flexure due à cette charge supplémentaire est ensuite calculée de la même manière que la charge topographique, en appliquant une charge de hauteur équivente h sur une surface horizontale. Pour finir, les différentes composantes de la flexure sont sommées pour obtenir la flexure totale.

S th = Eo ( ~) sin ( ]j) { 1 -exp ( ~ t } ) (3.1.21)
avec t la durée depuis la fin du rifting (en année), T la Constante Thermique de la Lithoshpère (62.8 Ma, McKenzie, 1978) et le paramètre Eo qui est défini par: (3.1.22) pour une dépression remplie par des sédiments de masse volumique Psed (en kg/m 3 ), hutho l'épaisseur de la lithosphère (en rn), Pomantle la masse volumique du manteau lithosphèrique à 0°C (en kg/m 3 ), av le Coefficient Volumétrique de l'expansion thermique du manteau lithosphèrique (en oc- 1 ) et T mantle la température du manteau à la base de la lithosphère (en °C). Les équations de subsidence post-rift peuvent être retrouvées dans les travaux de [START_REF] Mckenzie | Some remarks on the development of sedimentary basins[END_REF] pour l'équation de base et de Allen et CHAPITRE 3. MÉTHODOLOGIE Allen (2005) pour l'incorporation de la charge sédimentaire associée au remplissage de la dépression.

Ces équations permettent de calculer la quantité d'approfondissement du bassin depuis la fin du rifting (fin Cénomanien, 94 Ma). Pour comparer la subsidence thermique post-rift à la subsidence flexurale due à l'orogenèse pyrénéenne, la quantité de subsidence thermique post-rift avant le début de l'orogenèse (début Campanien, 84 Ma, S 84 ) a été retirée :

S to = S th -S 84 (3.1.23) afin d'isoler la quantité de subsidence thermique post-rift de 84 Ma au temps présent (S to ).

OUTILS UTILISÉS DANS

LE CHAPITRE 5 SUBSIDENCE DU BASSIN AQUI- TAIN 3.2.1 ANALYSES DE SUBSIDENCE
Les analyses de subsidence 1D ont été réalisées à partir de données de puits issues de l'interface Infoterre (BRGM), selon la méthode décrite par [START_REF] Steckler | Subsidence of the Atlantic-type continental margin off New York[END_REF], [START_REF] Sclater | Continental stretching : an explanation of the post-midcretaceous subsidence of the Central North Sea Basin[END_REF], [START_REF] Gallagher | Subsidence, sedimentation and sea-level changes in the Eromanga Basin, Australia[END_REF] et [START_REF] Allen | Basin Analysis-Principles and Applications[END_REF]. Les associations de litho-facies sont reconstruites d'après ces données (sédimentologie et paléontologie). Ce découpage stratigraphique se fait selon la nomenclature du projet PYRAMID (Christophoul et al., 2003 ;[START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF].

Un programme développé en langage Python par Marie-Eugénie Jamba, étudiante à l'ENSG a été utilisé. L'écriture de ce programme a fait l'objet d'un projet d'étude que j'ai encadré en collaboration avec Mary Ford (CRPG-CNRS) et Christine Fay-Varnier (ENSG).

Dans un premier temps, le logiciel calcule les profondeurs décompactées des unités stratigraphiques en utilisant :

-les profondeurs des bases et des toits des unités stratigraphiques ;

-les âges des bases et des toits des unités stratigraphiques ;

-le coefficient de compaction c ;

-la porosité en surface φ 0 ;

-la masse volumique en surface ρ ; pour corriger de la perte de volume des couches lors de leur enfouissement. Les paramètres c, φ 0 et ρ sont caractéristiques à chaque lithologies. La relation porosité-profondeur, d'après [START_REF] Sclater | Continental stretching : an explanation of the post-midcretaceous subsidence of the Central North Sea Basin[END_REF] est définie par : 1 et z ′ 2 sont les profondeurs du toit et de la base de la couche 1 après le retrait de la couche 3, la décompaction totale de la couche 2 et la décompaction partielle de la couche 1. L'évolution de la profondeur de la base du puits au cours du temps représente la subsidence totale. bathymétrie de chaque couche et variations du niveau marin au cours du temps). La paléobathymétrie est estimée pour chaque unité stratigraphique reconnue dans le puits. Les variations du niveau marin par rapport au niveau actuel sont issues de [START_REF] Van Sickel | Late Cretaceous and Cenozoic sea-level estimates : backstripping analysis of borehole data, onshore New Jersey[END_REF]. La correction assume un ajustement vertical de la lithosphère (modèle d'Airy). La subsidence tectonique est donnée par :

φ(z) = φ 0 × exp(-c z) (3.
Y = S ρ m -ρ b ρ m -ρ w -∆ SL ρ w ρ m -ρ w + (W d -∆ SL ) ( 3
T = -445R2 + 641 (3.3.1)
où R2 est donné par :

R2 = D1 G + D1 + D2 (3.3.2)
avec G, D1 et D2 les aires des pics correspondants.

INTRODUCTION

Peripheral foreland basins form by lithospheric flexure in front of migrating orogenic loads (e.g., [START_REF] Dickinson | Plate tectonics and sedimentation[END_REF][START_REF] Beaumont | Foreland Basins[END_REF][START_REF] Lyon-Caen | Constraints on the structure of the Himalaya from an analysis of gravity anomalies and a flexural model of the lithosphere[END_REF]1985 ;[START_REF] Ingersoll | Tectonics of sedimentary basins[END_REF][START_REF] Horton | The modern foreland basin system adjacent to the Central Andes[END_REF][START_REF] Stewart | Gravity anomalies and spatial variations of flexural rigidity at mountain ranges[END_REF][START_REF] Haddad | Subsidence history, gravity anomalies, and flexure of the northeast Australian margin in Papua New Guinea[END_REF][START_REF] Gaspar-Escribano | Three-dimensional flexural modelling of the Ebro Basin (NE Iberia)[END_REF]Garcia-Castellanos et al., 2002). Flexural studies indicate that foreland basin geometry primarily depends on the surface (i.e., topographic) loads of a growing orogen and the flexural rigidity of the lithosphere, often expressed as its effective elastic thickness (Te) (Turcotte and Schubert, 1982 ;[START_REF] Karner | Gravity anomalies and flexure of the lithosphere at mountain ranges[END_REF][START_REF] Molnar | Some simple physical aspects of the support, structure, and evolution of mountain belts[END_REF][START_REF] Burov | The effective elastic thickness (Te) of continental lithosphere : What does it really mean[END_REF][START_REF] Watts | Isostasy and Flexure of the Lithosphere[END_REF][START_REF] Decelles | Foreland basin systems revisited : variations in response to tectonic settings[END_REF]. Lithospheric flexure can also be enhanced by other processes such as slab pull, intraplate stress, and the presence of dense bodies at depth (Lyon-Caen and [START_REF] Lyon-Caen | Constraints on the structure of the Himalaya from an analysis of gravity anomalies and a flexural model of the lithosphere[END_REF][START_REF] Royden | Flexure of the continental lithosphere beneath Apeninne and Carpathian foredeep basins[END_REF] Lyon-Caen and [START_REF] Lyon-Caen | Gravity anomalies, flexure of the Indian platen and the structure, support and evolution of the Himalayan and Ganga basin[END_REF][START_REF] Watts | Isostasy and Flexure of the Lithosphere[END_REF][START_REF] Ford | Two-phase orogenic convergence in the external and internal SW Alps[END_REF]. For example, buried loads have been successfully invoked to explain the discrepancy between calculated flexure due to surface topography and observed flexure in Taiwan [START_REF] Lin | Origin of the West Taiwan basin by orogenic loading and flexure of a rifted continental margin[END_REF] and the United Arab Emirates [START_REF] Ali | Subsidence history , gravity anomalies and flexure of the United Arab Emirates (UAE) foreland basin[END_REF].

Many foreland basins are superimposed on ancient rift systems, which may also have a fundamental influence on their evolution (e.g., [START_REF] Willett | Mechanical response of the continental lithosphere to surface loading : effect of thermal regimes[END_REF][START_REF] Desegaulx | Consequences of foreland basin development on thinned continental lithosphere : Application to the Aquitaine basin (SW France)[END_REF][START_REF] Watts | The effective elastic thickness of the lithosphere and the evolution of foreland basins[END_REF][START_REF] Decelles | Cenozoic foreland basin system in the central Andes of northwestern Argentina : Implications for Andean geodynamics and modes of deformation[END_REF][START_REF] Horton | Andean stratigraphic record of the transition from backarc extension to orogenic shortening : A case study from the northern Neuquén Basin, Argentina[END_REF]. While several studies suggest that inherited rift structures may weaken the lithosphere and thus reduce Te (e.g., Papua New-Guinea, [START_REF] Haddad | Subsidence history, gravity anomalies, and flexure of the northeast Australian margin in Papua New Guinea[END_REF]Taiwan, Lin and Watts, 2002 ;Southern Andes, Fosdick et al., 2014), a detailed study of this topic is lacking. In addition, depending on the thermal age of the rifted lithosphere at the onset of convergence, a component of postrift thermal subsidence may actively contribute to foreland subsidence (e.g., [START_REF] Desegaulx | Consequences of foreland basin development on thinned continental lithosphere : Application to the Aquitaine basin (SW France)[END_REF].

In this paper we investigate the flexural geometry and behavior of the Aquitaine foreland basin, SW France, which developed on a relatively young and complex rifted crust. The Aquitaine Basin is the Pyrenean retro-foreland basin [START_REF] Naylor | Pro-vs. retro-foreland basins[END_REF] that developed on the upper (European) plate from Campanian to middle Miocene [START_REF] Puigdefàbregas | Tecto-sedimentary cycles and depositional sequences of the Mesozoic and Tertiary from the Pyrenees[END_REF]Figure 4.1.1b and d).

The present-day topography of the Pyrenees is insufficient to fully explain the observed flexure of either the pro-foreland basin [START_REF] Gaspar-Escribano | Three-dimensional flexural modelling of the Ebro Basin (NE Iberia)[END_REF] or the retro-foreland basin [START_REF] Desegaulx | Consequences of foreland basin development on thinned continental lithosphere : Application to the Aquitaine basin (SW France)[END_REF]. Therefore additional subsidence driving mechanisms are required. The geology of the Aquitaine Basin has been widely studied for hydrocarbons exploration [START_REF] Brgm | Géologie du bassin d'aquitaine[END_REF][START_REF] Canerot | [END_REF][START_REF] Serrano | Le bassin d'Aquitaine : valorisation des données sismiques, cartographique structurale et potentiel pétrolier[END_REF]. Previous work has shown that part of the synorogenic basin developed above inherited rift depocentres (Brunet, 1994 ;[START_REF] Canérot | Mesozoic diapirism in the Pyrenean orogen : Salt tectonics on a transform plate boundary[END_REF][START_REF] Biteau | The Aquitaine Basin[END_REF][START_REF] Serrano | Cet événement est associé à des intrusions magmatiques, attestées par la présence d'ophites fréquemment associées au dépôts du Keuper Gp[END_REF] and suggests that the western basin records a component of postrift thermal subsidence [START_REF] Desegaulx | Consequences of foreland basin development on thinned continental lithosphere : Application to the Aquitaine basin (SW France)[END_REF].

In our analysis, we address the following questions : What was the effect of thinned lithosphere on the evolution of the Aquitaine foreland basin ? Can we distinguish postrift thermal subsidence from orogenic load-induced flexural subsidence ? What were the sources of loading that caused flexure of the European plate ? Is the crust underneath the foreland segmented and did this affect basin evolution ? We address these questions by ( 1) using surface and subsurface data to define the present-

GEOLOGICAL SETTING

STRUCTURE

The Pyrenean mountain chain is a N110°trending Alpine orogen created by convergence and collision of the Iberian and European plates, from early Campanian to middle Miocene (Puigdefàbregas and [START_REF] Puigdefàbregas | Tecto-sedimentary cycles and depositional sequences of the Mesozoic and Tertiary from the Pyrenees[END_REF][START_REF] Choukroune | The ECORS Pyrenean deep seismic progile reflection data and the overall structure of an orogenic belt[END_REF][START_REF] Roure | Ecors deep seismic data and balanced cross sections : Geometric constraints on the evolution of the Pyrenees[END_REF][START_REF] Choukroune | Time , place and mode of propagation of foreland basin systems as recorded by the sedimentary fill : examples of the Late Cretaceous and Eocene retro-foreland basins of the north-eastern Pyrenees[END_REF][START_REF] Vergés | Eastern Pyrenees and related foreland basins : pre-, syn-and post-collisional crustal-scale cross-sections[END_REF][START_REF] Fitzgerald | Asymmetric exhumation across the Pyrenean orogen : Implications for the tectonic evolution of a collisional orogen[END_REF][START_REF] Beaumont | Factors controlling the Alpine evolution of the central Pyrenees inferred from a comparison of observations and geodynamical models[END_REF]Christophoul et al., 2003 ;[START_REF] Sinclair | Asymmetric growth of the Pyrenees revealed through measurement and modeling of orogenic fluxes[END_REF]Figures 4.1.1b, d and 4.2.1d). The double-wedge orogen is 400 km long, 100 km wide and consists of a pro-wedge on the Iberian plate to the south and a retro-wedge on the upper European plate (Figure 4.1.1d). The crustal root of the belt reaches a depth of 50 km due to northward subduction of the Iberian lower crust and lithospheric mantle [START_REF] Daignières | Etude sismique des Pyrénées. Apport à la géodynamique[END_REF][START_REF] Choukroune | The ECORS Pyrenean deep seismic progile reflection data and the overall structure of an orogenic belt[END_REF][START_REF] Choukroune | Time , place and mode of propagation of foreland basin systems as recorded by the sedimentary fill : examples of the Late Cretaceous and Eocene retro-foreland basins of the north-eastern Pyrenees[END_REF][START_REF] Chevrot | High-resolution imaging of the Pyrenees and Massif Central from the data of the PYROPE and IBERARRAY portable array deployments[END_REF]. Estimates of N-S shortening in the eastern Pyrenees range from 100 to 165 km (Choukroune andECORS team, 1989, Choukroune et al., 1990, 100 km ;Mouthereau et al., 2014, 142 km ;Muñoz, 1992, 147 breccia and peridotite bodies [START_REF] Albarède | Age and significance of the North Pyrenean metamorphism[END_REF][START_REF] Vielzeuf | Crustal splitting and the emplacement of Pyrenean lherzolites and granulites[END_REF][START_REF] Golberg | High temperature-low pressure Cretaceous metamorphism related to crustal thinning (Eastern North Pyrenean Zone, France)[END_REF][START_REF] Fabriès | Petrogenetic evolution of orogenic lherzolite massifs in the central and western Pyrenees[END_REF][START_REF] Henry | Late mantle evolution of the Pyrenean sub-continental lithospheric mantle in the light of new 40Ar-39Ar and Sm-Nd ages on pyroxenites and peridotites (Pyrenees, France)[END_REF] to the south. These features are widely interpreted to represent remnants of an inverted hyper-thinned Aptian-Cenomanian rift system (e.g., [START_REF] Lagabrielle | Submarine reworking of exhumed subcontinental mantle rocks : field evidence from the Lherz peridotites, French Pyrenees[END_REF][START_REF] Jammes | Tectonosedimentary evolution related to extreme crustal thinning ahead of a propagating ocean : Example of the western Pyrenees[END_REF]. Major boundary faults are the North Pyrenean Fault (NPF) between the AZ and NPZ, the North Frontal Pyrenean Thrust (NPFT) to the north of the NPZ, and the Sub-Pyrenean Thrust (SPT) between the SPZ and the Aquitaine Basin is generally assumed to be the surface expression of the boundary between Iberian and European crust [START_REF] Choukroune | Tectonique des plaques et Pyrenees : sur le fonctionnement de la faille transformante nord-pyrénéenne ; comparaisons avec des modèles actuels[END_REF].

TECTONIC EVOLUTION

A first rifting event took place during Permian to Lower Triassic, associated with breakup of Pangea [START_REF] Olsen | Stratigraphic record of the early Mesozoic breakup of Pangea in the Laurasia-Gondwana rift system[END_REF]. A second, major rifting event (Aptian-late Cenomanian) generated the westward opening V-shaped Bay of Biscay oceanic basin (e.g., Olivet, 1994 ;[START_REF] Sibuet | Pyrenean orogeny and plate kinematics[END_REF]Figure 4.1.1a), while extreme crustal thinning associated with exhumation of lithospheric mantle and lower crust, and high temperature metamorphism occurred further east where no oceanic crust was created (e.g., [START_REF] Vielzeuf | Crustal splitting and the emplacement of Pyrenean lherzolites and granulites[END_REF][START_REF] Fabriès | Petrogenetic evolution of orogenic lherzolite massifs in the central and western Pyrenees[END_REF][START_REF] Henry | Late mantle evolution of the Pyrenean sub-continental lithospheric mantle in the light of new 40Ar-39Ar and Sm-Nd ages on pyroxenites and peridotites (Pyrenees, France)[END_REF][START_REF] Lagabrielle | Submarine reworking of exhumed subcontinental mantle rocks : field evidence from the Lherz peridotites, French Pyrenees[END_REF][START_REF] Jammes | Tectonosedimentary evolution related to extreme crustal thinning ahead of a propagating ocean : Example of the western Pyrenees[END_REF]. Turonian-Santonian strata record thermal cooling of the previously rifted lithosphere. The onset of convergence started at 84 Ma (e.g., [START_REF] Rahl | Links between orogenic wedge deformation and erosional exhumation : Evidence from illite age analysis of fault rock and detrital thermochronology of syn-tectonic conglomerates in the Spanish Pyrenees[END_REF][START_REF] Mouthereau | Placing limits to shortening evolution in the Pyrenees : Role of margin architecture and implications for the Iberia/Europe convergence[END_REF][START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]. Therefore the time gap between the end of rifting and the onset of orogeny is only 10 Myr (Figure 4.2.1d). As no oceanic crust was generated [START_REF] Chevrot | High-resolution imaging of the Pyrenees and Massif Central from the data of the PYROPE and IBERARRAY portable array deployments[END_REF][START_REF] Mouthereau | Placing limits to shortening evolution in the Pyrenees : Role of margin architecture and implications for the Iberia/Europe convergence[END_REF] continental collision did not involve oceanic plate subduction. The Pyrenean orogeny has two phases. The first phase (Campano-Maastrichtian) involves closure of the exhumed mantle domain accompanied by distributed inversion of rift structures and a first subsidence phase in the foreland basins [START_REF] Desegaulx | Tectonic subsidence of the Aquitaine basin since Cretaceous times[END_REF][START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]. The second phase (Eocene to middle Miocene) of full continental collision is also well recorded in the foreland basins. These two phases are separated by a Paleocene quiet phase [START_REF] Sinclair | Asymmetric growth of the Pyrenees revealed through measurement and modeling of orogenic fluxes[END_REF][START_REF] Mouthereau | Placing limits to shortening evolution in the Pyrenees : Role of margin architecture and implications for the Iberia/Europe convergence[END_REF][START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF].

STRATIGRAPHY

Permo-Triassic rifting is recorded in the NPZ by nonmarine sedimentation (Grès Rouge Formation ; [START_REF] Lucas | Le grès rouge du versant nord des Pyrénées : essai sur la géodynamique de dépôts continentaux du permien et du trias[END_REF], followed by the dolomite to evaporite succession in the Upper Triassic [START_REF] Brgm | Géologie du bassin d'aquitaine[END_REF][START_REF] Curnelle | Evolution structuro-sédimentaire du Trias et de l'Infra-Lias d'Aquitaine[END_REF]. Marine Jurassic to Early Cretaceous (Berriasian-Barremian) carbonate series were deposited in a platform setting west of the Toulouse Fault (Figure 4.2.1b, c, and d). The Upper Jurassic/Early Cretaceous boundary is marked by the erosive Cimmerian unconformity in the southernmost part of the Aquitaine Basin and in the NPZ [START_REF] Co James | Diapirisme et structuration post-triasique des Pyrénées occidentales et de l'Aquitaine méridionale (France)[END_REF][START_REF] Canérot | Mesozoic diapirism in the Pyrenean orogen : Salt tectonics on a transform plate boundary[END_REF]. Locally thickness variations of Jurassic and lower Cretaceous series are due to salt tectonics (Figure 4.2.1b and c ;[START_REF] Canérot | Mesozoic diapirism in the Pyrenean orogen : Salt tectonics on a transform plate boundary[END_REF][START_REF] Biteau | The Aquitaine Basin[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]. The second rift phase is recorded in the Aptian-Cenomanian carbonate platforms fringing a series of deep depocentres infilled with turbidites (Sainte Suzanne and Black Flysch Groups ; [START_REF] Souquet | Le groupe du flysch noir (Albo-Cénomanien) dans les Pyrénées[END_REF][START_REF] Debroas | Le Flysch noir albo-cénomanien témoin de la structuration albienne à sénonienne de la Zone nord-pyrénéenne en Bigorre (Hautes-Pyrénées, France)[END_REF].

Turonian-Santonian turbidites were then deposited during the thermal cooling phase. The Aquitaine Basin preserves a Campanian-middle Miocene synorogenic sedimentary series up to 5.5 km thick (Figures 4.2.1 and 4.4.1). The stratigraphic succession shows a consistent facies change from predominantly nonmarine in the east to predominantly marine to the west [START_REF] Brgm | Géologie du bassin d'aquitaine[END_REF]). In the central basin, Campanian-Maastrichtian marine turbidites (Petites Pyrenees Group) pass eastward [START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]. Colors used are those in the stratigraphic chart in d. (c) Cross-section through the western Aquitaine Basin (adapted from [START_REF] Biteau | The Aquitaine Basin[END_REF]. Note that this cross-section has a distinct lithostratigraphic color scheme. (d) Stratigraphic chart and major tectonic events, compiled from [START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF] and [START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF] for the eastern and central Aquitaine Basin. into deltaic and then fluvial sandstones (Plantaurel Group). Overlying Paleocene marine (Rieubach Group) to nonmarine detrital and carbonate facies (Aude Valley Group) are followed everywhere by the marine facies of the Coustouge Group. The uppermost fluvial and lacustrine Carcassonne Group (Eocene-middle Miocene) in the east and centre was sourced from the uplifting orogen to the south with equivalent to marine facies in the west (Figure 4.2.1d ;[START_REF] Brgm | Géologie du bassin d'aquitaine[END_REF]Christophoul et al., 2003 ;[START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF][START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF].

BOUGUER GRAVITY ANOMALIES

Following similar studies in other orogenic belts, we here use gravity anomalies to investigate the flexure of the European lithosphere and the geometry and density of the controlling loads (i.e., surface or buried) [START_REF] Molnar | Some simple physical aspects of the support, structure, and evolution of mountain belts[END_REF][START_REF] Casas | Gravity anomaly map of the Pyrenean region and a comparison of the deep geological structure of the western and eastern Pyrenees[END_REF][START_REF] Karner | Gravity anomalies and flexure of the lithosphere at mountain ranges[END_REF][START_REF] Lin | Origin of the West Taiwan basin by orogenic loading and flexure of a rifted continental margin[END_REF][START_REF] Contreras-Reyes | Lithospheric flexure modelling seaward of the Chile trench : Implications for oceanic plate weakening in the Trench Outer Rise region[END_REF].

The Bouguer anomaly map of the central Pyrenees and its northern foreland (Figure 4.3.1) corresponds to that of a typical orogen [START_REF] Karner | Gravity anomalies and flexure of the lithosphere at mountain ranges[END_REF][START_REF] Daignières | The Arzacq-Western Pyrenees ECORS Deep Seismic Profile[END_REF]. It is characterized by (a) a large negative anomaly (to -170 mGal) over the AZ related to the orogen's crustal root, (b) a weak negative anomaly over the central foredeep due to its sedimentary infill and flexure of the crust and, (c) a weak positive anomaly over the Aquitaine Platform representing the forebulge (e.g., [START_REF] Daignières | The Arzacq-Western Pyrenees ECORS Deep Seismic Profile[END_REF][START_REF] Ali | Gravity anomalies of the United Arab Emirates : Implications for basement structures and infra-Cambrian salt distribution[END_REF]. Relatively low Bouguer anomalies in the northeast and east of the map area correspond to the Massif Central (Figure 4.1.1b).

In the onshore western sector however, the gravity anomalies do not present a pattern typical of a flexural foreland basin. Along the Atlantic coastline, the south Parentis area is characterized by a large positive Bouguer anomaly (PA ; Figure 4.3.1) that continues westward offshore where authors propose it lies above exhumed mantle emplaced by Aptian-Cenomanian rifting (Figure 4.5.1c ;[START_REF] Bois | Major geodynamic processes studied from the ECORS deep Seismic profiles in France and adjacent areas[END_REF]Jammes et al., 2010a ;[START_REF] Masini | The tectonosedimentary evolution of a hyper-extended rift basin : the example of the Arzacq-Mauléon rift system (Western Pyrenees, SW France)[END_REF].

The AZ negative anomaly, which decreases in intensity toward the western and eastern edges of the Pyrenean range, is attributed to the thickened low density crustal root of the orogen (Torné et al., 1989 ;[START_REF] Daignières | Implications of the seismic structure for the orogenic evolution of the Pyrenean Range[END_REF][START_REF] Ecors Pyrenees | The ECORS deep reflection seismic survey across the Pyrenees[END_REF][START_REF] Daignières | Geophysical constraints on the deep structure along the ECORS PYRENEES line[END_REF]). In the central sector the NPF delimits the northern edge of this negative anomaly confirming this fault as a major [START_REF] Daignières | Implications of the seismic structure for the orogenic evolution of the Pyrenean Range[END_REF][START_REF] Gallart | The eastern end of the Pyrenees : Seismic features at the transition to the NW Mediterranean[END_REF].

In the NPZ a series of relatively high positive Bouguer anomalies are aligned parallel to the NPFT (Saint-Gaudens, Lourdes, Labourd ; SG, L, and LA, respectively ; Figure 4.3.1). These anomalies have been interpreted as due to imbricates of dense material (either lower crust or mantle) transported northward on Pyrenean thrusts into the upper crust [START_REF] Torné | Gravity constraints on the deep structure of the Pyrenean belt along the ECORS profile[END_REF][START_REF] De Cabissole | Apport des données gravimétriques à la connaissance de a chaîne des Pyrénées le long du profil ECORS[END_REF][START_REF] Muñoz | Evolution of a continental collision belt : ECORS-Pyrenees crustal balanced cross-section[END_REF][START_REF] Casas | Gravity anomaly map of the Pyrenean region and a comparison of the deep geological structure of the western and eastern Pyrenees[END_REF][START_REF] Pedreira | Seismic evidence of Alpine crustal thickening and wedging from the western Pyrenees to the Cantabrian Mountains (north Iberia)[END_REF][START_REF] Pedreira | Three-dimensional gravity and magnetic modeling of crustal indentation and wedging in the western Pyrenees-Cantabrian Mountains[END_REF]Jammes et al., 2010a). [START_REF] Pedreira | Seismic evidence of Alpine crustal thickening and wedging from the western Pyrenees to the Cantabrian Mountains (north Iberia)[END_REF] propose that the Labourd anomaly results from a large mantle body that was exhumed during Early Cretaceous extension and subsequently thrusted into the upper European crust during Pyrenean inversion. This mode of emplacement could also be valid for the Lourdes and Saint-Gaudens anomalies. Alternatively, [START_REF] Velasque | The influence of inherited extensional structures on the tectonic evolution of an intracratonic chain : teh example of the Western Pyrenees[END_REF] propose that the Labourd anomaly is caused by a mantle uplift model (to 15 km depth). This model has recently been supported by seismic tomographic imaging data [START_REF] Wang | The deep roots of the western Pyrenees revealed by full waveform inversion of teleseismic P waves[END_REF]. These hypotheses will be considered using 2D flexural modeling along sections that cross these positive gravity anomalies. [START_REF] Brgm | Géologie du bassin d'aquitaine[END_REF][START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]. Three sectors (east, central and west, andc). This succession comprises Upper Triassic evaporites at its base [START_REF] Brgm | Géologie du bassin d'aquitaine[END_REF][START_REF] Co James | Diapirisme et structuration post-triasique des Pyrénées occidentales et de l'Aquitaine méridionale (France)[END_REF][START_REF] Canérot | Mesozoic diapirism in the Pyrenean orogen : Salt tectonics on a transform plate boundary[END_REF][START_REF] Biteau | The Aquitaine Basin[END_REF][START_REF] Serrano | Le bassin d'Aquitaine : valorisation des données sismiques, cartographique structurale et potentiel pétrolier[END_REF][START_REF] Serrano | Cet événement est associé à des intrusions magmatiques, attestées par la présence d'ophites fréquemment associées au dépôts du Keuper Gp[END_REF]. However, as will be described below, the western sector records a distinct subsidence and deformation behavior with respect to the central foreland basin. Only the southern part of the eastern foreland basin is preserved east of the Toulouse Fault. Post-Oligocene uplift of the Massif Central [START_REF] Michon | The formation of the west european Rift : a new model exemplified by the Massif central area[END_REF] and rift shoulder uplift linked to crustal extension and formation of the Gulf of Lion in the Oligo-Miocene (e.g., [START_REF] Seranne | The Gulf of Lion continental margin (NW Mediterranean) revisited by IBS : an overview[END_REF][START_REF] Mauffret | Structural geometry in the Eastern Pyrenees and Western Gulf of Lion (Western Mediterranean)[END_REF][START_REF] Gunnell | Geophysical evidence of a missing lithospheric root beneath the Eastern Pyrenees : Consequences for post-orogenic uplift and associated geomorphic signatures[END_REF] led to major erosion of the northern and eastern foreland basin (Figure 4.1.1b). Because of this, a full analysis of the flexural behavior of the eastern basin was not possible. While showing an overall southward thickening to 5.5 km, the foredeep also displays complex thickness variations due to local thrust and salt tectonics (Figure 4.2.1b ;[START_REF] Co James | Diapirisme et structuration post-triasique des Pyrénées occidentales et de l'Aquitaine méridionale (France)[END_REF][START_REF] Canérot | Mesozoic diapirism in the Pyrenean orogen : Salt tectonics on a transform plate boundary[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]. Shortening in the SPZ is accommodated by local and short-scale tectonic inversion of salt-rich extensional structures [START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]. ∼200 km north of the NPFT, the synorogenic succession thins (to 1 km) across a 20-50 km wide area (Aquitaine platform), which we identify as the forebulge. Farther north a second minor depocentre (Medoc depocentre ; Figure 4.4.1)

preserves less than 1 km of Paleocene-middle Miocene sedimentary rocks. Although its amplitude is rather high, this could be interpreted as the backbulge (Figure 4.4.1, DeCelles and Giles, 1996). Such discrepancies may arise from inherited structures, locally non-elastic mechanisms of subsidence in the backbulge or interference with the flexural signal from the northern craton [START_REF] Waschbusch | Episodicity in foredeep basins[END_REF][START_REF] Horton | The modern foreland basin system adjacent to the Central Andes[END_REF][START_REF] Decelles | Early to middle Tertiary foreland basin development and the history of Andean crustal shortening in Bolivia[END_REF]. sediment thicknesses describe a broad depocentre thickening westward toward the Bay of Biscay (Brunet, 1994 ;[START_REF] Biteau | The Aquitaine Basin[END_REF][START_REF] Ferrer | Evolution of salt structures during extension and inversion of the Offshore Parentis Basin (Eastern Bay of Biscay)[END_REF][START_REF] Tugend | Formation and deformation of hyperextended rift systems : Insights from rift domain mapping in the Bay of Biscay-Pyrenees[END_REF]. Figure 4.2.1c [START_REF] Biteau | The Aquitaine Basin[END_REF] shows that the foredeep is clearly localized above extensional structures. The western foreland also records less Pyrenean shortening [START_REF] Teixell | Crustal structure and orogenic material budget in the west central Pyrenees[END_REF]. The significance of these features will be discussed below. [START_REF] Brgm | Géologie du bassin d'aquitaine[END_REF], structural cross-sections [START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF], and interpreted seismic profiles [START_REF] Serrano | Cet événement est associé à des intrusions magmatiques, attestées par la présence d'ophites fréquemment associées au dépôts du Keuper Gp[END_REF]. West of the Toulouse Fault, the basement gently deepens south and southwest across the northern Medoc and Aquitaine Platforms where no rift structures are identified (stable platform of [START_REF] Biteau | The Aquitaine Basin[END_REF].

To the south in the central sector, top basement deepens to ∼10 km under the Aptian-Cenomanian Arzacq-Adour-Comminges (AAC) rift basin (Figure 4.5.1a ;[START_REF] Canérot | Mesozoic diapirism in the Pyrenean orogen : Salt tectonics on a transform plate boundary[END_REF][START_REF] Biteau | The Aquitaine Basin[END_REF][START_REF] Serrano | Le bassin d'Aquitaine : valorisation des données sismiques, cartographique structurale et potentiel pétrolier[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]. This deep rift basin trends WNW-ESE and has a complex form with three subbasins, the Arzacq (Az), Adour (Ad), and Comminges (Cm). It is limited to the east by the ECL. In the eastern sector, the Carcassonne High, which was not subjected to major rifting, is characterized by a shallower basement that deepens asymmetrically to the south, clearly reflecting synorogenic flexure.

In the western sector, the AAC basin terminates to the northwest against the Landes High and is locally bounded to the south by the Grand-Rieu Ridge (GRR). Both are palaeogeographic highs inherited from Early Cretaceous rifting [START_REF] Bourrouilh | The north Pyrenean Aquitaine basin, France : evolution and hydrocarbons[END_REF][START_REF] Serrano | Évolution du bassin compressif Nord-Pyrénéen au Paléogène (bassin de l'Adour) : contraintes stratigraphiques[END_REF][START_REF] Ferrer | The deep seismic reflection MARCONI-3 profile : Role of extensional Mesozoic structure during the Pyrenean contractional deformation at the eastern part of the Bay of Biscay[END_REF][START_REF] Ferrer | Evolution of salt structures during extension and inversion of the Offshore Parentis Basin (Eastern Bay of Biscay)[END_REF][START_REF] Teixell | The crustal evolution of the west-central Pyrenees revisited : Inferences from a new kinematic scenario[END_REF] The Parentis rift, which shows a maximum onshore β of 1.45 (Figure 4.5.1c), records hyperextension offshore [START_REF] Ferrer | Evolution of salt structures during extension and inversion of the Offshore Parentis Basin (Eastern Bay of Biscay)[END_REF][START_REF] Tugend | Formation and deformation of hyperextended rift systems : Insights from rift domain mapping in the Bay of Biscay-Pyrenees[END_REF] The major rifting between the European and Iberian plates initiated in the Aptian and ended during late Cenomanian [START_REF] Puigdefàbregas | Tecto-sedimentary cycles and depositional sequences of the Mesozoic and Tertiary from the Pyrenees[END_REF][START_REF] Debroas | Modèle de bassin triangulaire à l'intersection de décrochements divergents pour le fossé albo-cénomanien de la Ballongue[END_REF][START_REF] Debroas | Le Flysch noir albo-cénomanien témoin de la structuration albienne à sénonienne de la Zone nord-pyrénéenne en Bigorre (Hautes-Pyrénées, France)[END_REF][START_REF] Lagabrielle | Submarine reworking of exhumed subcontinental mantle rocks : field evidence from the Lherz peridotites, French Pyrenees[END_REF][START_REF] Jammes | Tectonosedimentary evolution related to extreme crustal thinning ahead of a propagating ocean : Example of the western Pyrenees[END_REF][START_REF] Clerc | Exhumation of subcontinental mantle rocks : Evidence from ultramafic-bearing clastic deposits nearby the Lherz peridotite body, French Pyrenees[END_REF][START_REF] Tugend | Spatial and temporal evolution of hyperextended rift systems : Implication for the nature, kinematics, and timing of the Iberian-European plate boundary[END_REF]Figure 4.2.1d). The initial (synrift) subsidence is recorded in the Aptian-Cenomanian deep marine turbidites of the Black Flysch Group in the NPZ and the southern part of the Aquitaine Basin (AAC rift ; [START_REF] Souquet | Le groupe du flysch noir (Albo-Cénomanien) dans les Pyrénées[END_REF][START_REF] Puigdefàbregas | Tecto-sedimentary cycles and depositional sequences of the Mesozoic and Tertiary from the Pyrenees[END_REF][START_REF] Debroas | Modèle de bassin triangulaire à l'intersection de décrochements divergents pour le fossé albo-cénomanien de la Ballongue[END_REF][START_REF] Debroas | Le Flysch noir albo-cénomanien témoin de la structuration albienne à sénonienne de la Zone nord-pyrénéenne en Bigorre (Hautes-Pyrénées, France)[END_REF]. Turonian-Santonian postrift thermal subsidence due to 4.6 Flexural modeling cooling of the stretched European lithosphere is recorded by the Grey Flysch Group [START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF].

We used our β values to apply a uniform stretching model in the Aquitaine area in order to calculate postrift thermal subsidence [START_REF] Mckenzie | Some remarks on the development of sedimentary basins[END_REF] as implemented in Allen and Allen, 2005, eq. 3.16 and 3.17 p.82). In the model, the basin deepens due to thermal cooling of the lithosphere, then is filled with sediment up to sea-level, generating additional sediment load which is taken into account in the calculations. We used a standard prerift lithospheric thickness of 125 km as we assume the

European lithosphere was at equilibrium. Parameters are summarized in As orogenesis started at 84 Ma, thermal subsidence would therefore have continued in the foreland during convergence. We subtracted the amount of thermal subsidence from 94 to 84 Ma from total thermal subsidence (94 to present) in order to isolate the synorogenic component of the thermal subsidence (S t o , Figure 4.5.1d) (84 to 0 Ma). By comparing the observed thickness of synorogenic sediments (Figure 4.4.1) with these results we can make some preliminary observations that will be tested by our flexural modeling. Toward the Massif Central, recent regional uplift has impacted depth to top Paleozoic basement and thus the quality of β and S t o calculations is reduced. Results in this area must therefore be considered with caution.

In the western area, S t o is similar to the observed thickness of the synorogenic sediments (Figure 4.4.1), suggesting that no additional subsidence mechanism, such as orogenic loading, is required.

In the central sector, S t o is significant in the AAC rift, reaching its maximum (3500 m) in the Arzacq subbasin where β is highest (Figure 4.5.1c). The amount of thermal subsidence varies from 0 to 1000 m (locally up to 1500 m) on the northern platforms and on the Carcassonne High.

FLEXURAL MODELING

We modeled the 2D flexure of the European lithosphere as the response of a semi-infinite (i.e., We calculated the flexure along four profiles orthogonal to the Pyrenean belt (see location on

TOPOGRAPHIC LOAD AND TE VALUES

The surface topographic load that acts on the edge of the European lithosphere was defined from the topography of the Pyrenees between the plate break and the NPFT (Figure 4.1.1c). A mean density of 2700 kg/m 3 was assumed for the topographic load and a mean density of 2500 kg/m 3 for the sediment infill, based on well log data and literature [START_REF] Brunet | The influence of the evolution of the Pyrenees on adjacent basins[END_REF][START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF]. The flexure of the eastern foreland is difficult to model due to erosion of the northern basin.

BURIED LOADS

One explanation for such a discrepancy between a flexural model based on surface loading and the observed flexure in a foreland basin is the presence of buried loads [START_REF] Karner | Gravity anomalies and flexure of the lithosphere at mountain ranges[END_REF][START_REF] Royden | Flexure of the continental lithosphere beneath Apeninne and Carpathian foredeep basins[END_REF][START_REF] Lin | Origin of the West Taiwan basin by orogenic loading and flexure of a rifted continental margin[END_REF][START_REF] Ali | Subsidence history , gravity anomalies and flexure of the United Arab Emirates (UAE) foreland basin[END_REF]. As described above, Bouguer anomaly highs along the NPZ are interpreted as due to the presence of dense bodies (i.e., lower crust or mantle material) in the upper crust (de [START_REF] De Cabissole | Apport des données gravimétriques à la connaissance de a chaîne des Pyrénées le long du profil ECORS[END_REF][START_REF] Grandjean | Etude des structures crustales dans une portion de chaîne et leur application aux Pyrénées occidentales[END_REF][START_REF] Casas | Gravity anomaly map of the Pyrenean region and a comparison of the deep geological structure of the western and eastern Pyrenees[END_REF][START_REF] Pedreira | Seismic evidence of Alpine crustal thickening and wedging from the western Pyrenees to the Cantabrian Mountains (north Iberia)[END_REF][START_REF] Pedreira | Three-dimensional gravity and magnetic modeling of crustal indentation and wedging in the western Pyrenees-Cantabrian Mountains[END_REF]Jammes et al., 2010a).

We therefore evaluated the effect of buried loads associated with the Saint-Gaudens, Lourdes and Labourd gravity anomalies on the flexure of the Aquitaine Basin (Profiles 2, 3, and 4, respectively ;

Figure 4.6.2) using the same method as in [START_REF] Lin | Origin of the West Taiwan basin by orogenic loading and flexure of a rifted continental margin[END_REF], among others.

We first calculated the gravity effect of the crustal root of the mountain belt assuming an Airy model with a topographic density of 2670 kg/m 3 and a mantle density of 3200 kg/m 3 . We used a reference crustal thickness value of 34 km (see Section 4.5.2).

We then compared the gravity effect of the calculated Airy Moho to the observed Bouguer anomaly (Figure 4.6.1,bottom). The shape of the gravity effect of the Airy Moho fits the large wavelength shape of the observed Bouguer anomaly. However, the observed gravity appears ∼40 mGal too low compared to the calculated gravity. This is because the Bouguer anomaly includes long wavelength regional fields which have not been taken into account in the Airy isostatic calculation. An explanation is the hypothesis that the Pyrenees are overcompensated at depth [START_REF] Vacher | A three-dimensional model of the Pyrenean deep structure based on gravity modelling, seismic images and petrological constraints[END_REF]. We therefore subtracted 40 mGal from the gravity effect of the Airy Moho prior to subtracting it from the observed Bouguer anomaly.

Finally, we used the difference between the corrected gravity effect of the Airy Moho and the observed anomaly together with the Green's equivalent layer theorem to determine the equivalent height and hence size of the buried load assuming a density contrast of 500 kg/m 3 for the material of the buried load, which corresponds to a mantle body emplaced into upper continental crust (de [START_REF] De Cabissole | Apport des données gravimétriques à la connaissance de a chaîne des Pyrénées le long du profil ECORS[END_REF][START_REF] Grandjean | Etude des structures crustales dans une portion de chaîne et leur application aux Pyrénées occidentales[END_REF][START_REF] Casas | Gravity anomaly map of the Pyrenean region and a comparison of the deep geological structure of the western and eastern Pyrenees[END_REF][START_REF] Pedreira | Seismic evidence of Alpine crustal thickening and wedging from the western Pyrenees to the Cantabrian Mountains (north Iberia)[END_REF][START_REF] Pedreira | Three-dimensional gravity and magnetic modeling of crustal indentation and wedging in the western Pyrenees-Cantabrian Mountains[END_REF]Jammes et al., 2010a). We then calculated the additional flexure generated by these dense bodies using the calculated equivalent height as we did for the topography.

The flexure due to a buried load is represented on

COMBINING LOAD-INDUCED SUBSIDENCE WITH THERMAL SUBSIDENCE (S t o )

The combined effect of topographic and buried loads cannot replicate the observed base of foreland along the four profiles (Figure 4.6.2, thick black lines). Another source of subsidence is therefore required in the Aquitaine foreland basin. In this section we investigate the role S t o , in addition to the effect of topographic and buried loads. We assume that the synorogenic thermal subsidence S t o is the only additional major source of subsidence. The relatively short lag time between the end of rifting and the onset of convergence (10 Myr) would guarantee that postrift thermal subsidence continues during the early phases of orogenesis (according to parameters used in the calculations, see Table 4.5.1). As S t o is overestimated south of the Grand-Rieu Ridge, we discarded these data prior to integrating thermal subsidence into our calculation. We extrapolated the most southerly value of S t o from the southern limit of the thermal subsidence grid (Figure 4.5.1d) to the 4.6 Flexural modeling plate break to the south so that S t o could be added to load-generated flexural subsidence. The Aquitaine Basin is an excellent example of a retro-foreland basin that was superimposed on a young, highly segmented rift system, which controlled foreland behavior. We have shown that the flexure of the Aquitaine Basin can be accounted for by a model combining surface and subsurface loads with tectonic thermal subsidence linked to preorogenic rifting. There are however strong lateral variations. The preserved eastern foreland basin is superimposed on un-stretched crust while in the central and western sectors the basin is superimposed on stretched crust.

The geometry of the Early Cretaceous rift system is still debated (e.g., [START_REF] Debroas | Modèle de bassin triangulaire à l'intersection de décrochements divergents pour le fossé albo-cénomanien de la Ballongue[END_REF][START_REF] Debroas | Le Flysch noir albo-cénomanien témoin de la structuration albienne à sénonienne de la Zone nord-pyrénéenne en Bigorre (Hautes-Pyrénées, France)[END_REF]Clerc and Lagabrielle, 2014 ;[START_REF] Masini | The tectonosedimentary evolution of a hyper-extended rift basin : the example of the Arzacq-Mauléon rift system (Western Pyrenees, SW France)[END_REF][START_REF] Tugend | Formation and deformation of hyperextended rift systems : Insights from rift domain mapping in the Bay of Biscay-Pyrenees[END_REF][START_REF] Teixell | The crustal evolution of the west-central Pyrenees revisited : Inferences from a new kinematic scenario[END_REF]. Rifting created a complex distribution of depocenters now preserved both in the foreland and in the NPZ where they are strongly inverted (e.g., [START_REF] Debroas | Modèle de bassin triangulaire à l'intersection de décrochements divergents pour le fossé albo-cénomanien de la Ballongue[END_REF][START_REF] Debroas | Le Flysch noir albo-cénomanien témoin de la structuration albienne à sénonienne de la Zone nord-pyrénéenne en Bigorre (Hautes-Pyrénées, France)[END_REF][START_REF] Masini | The tectonosedimentary evolution of a hyper-extended rift basin : the example of the Arzacq-Mauléon rift system (Western Pyrenees, SW France)[END_REF]. Sub-continental mantle was exhumed below some rift-basins now preserved in the NPZ, recording an overall southward increase in crustal thinning of the European margin (e.g., Mauléon rift-basin, [START_REF] Masini | The tectonosedimentary evolution of a hyper-extended rift basin : the example of the Arzacq-Mauléon rift system (Western Pyrenees, SW France)[END_REF]Tugend et al., 2014 ;Lherz rift-basin, Lagabrielle and Bodinier, 2008 ;[START_REF] Clerc | Exhumation of subcontinental mantle rocks : Evidence from ultramafic-bearing clastic deposits nearby the Lherz peridotite body, French Pyrenees[END_REF]. Major transverse crustal structures, probably Variscan in origin, partitioned the Aptian-Cenomanian rifting (e.g., [START_REF] Boillot | Comparison between the Galicia and Aquitaine margins[END_REF][START_REF] Debroas | Le Flysch noir albo-cénomanien témoin de la structuration albienne à sénonienne de la Zone nord-pyrénéenne en Bigorre (Hautes-Pyrénées, France)[END_REF][START_REF] Larrasoaña | Paleomagnetic, structural, and stratigraphic constraints on transverse fault kinematics during basin inversion : The Pamplona Fault (Pyrenees, north Spain)[END_REF][START_REF] Tugend | Formation and deformation of hyperextended rift systems : Insights from rift domain mapping in the Bay of Biscay-Pyrenees[END_REF], notably the Pamplona Fault in the western Pyrenees and the Toulouse Fault and the newly defined ECL in the eastern retro-foreland (Figure 4.5.1). This segmentation continues offshore [START_REF] Ferrer | The deep seismic reflection MARCONI-3 profile : Role of extensional Mesozoic structure during the Pyrenean contractional deformation at the eastern part of the Bay of Biscay[END_REF][START_REF] Roca | The role of the Bay of Biscay Mesozoic extensional structure in the configuration of the Pyrenean orogen : Constraints from the MARCONI deep seismic reflection survey[END_REF][START_REF] Carola | Along-strike extrusion at the transition between thin-and thick-skinned domains in the Pyrenean Orogen (northern Spain)[END_REF][START_REF] Tugend | Formation and deformation of hyperextended rift systems : Insights from rift domain mapping in the Bay of Biscay-Pyrenees[END_REF]. where it is integrated into the orogen. Palaeozoic blocks (e.g., the Landes High and the Grand-Rieu Ridge) and transverse faults (i.e., Toulouse Fault and ECL) separate rift depocentres. This broad NE-SW segmentation pattern associated with a regional eastward south-stepping of depocenters is consistent with the more local en-échelon geometry proposed by [START_REF] Debroas | Modèle de bassin triangulaire à l'intersection de décrochements divergents pour le fossé albo-cénomanien de la Ballongue[END_REF][START_REF] Debroas | Le Flysch noir albo-cénomanien témoin de la structuration albienne à sénonienne de la Zone nord-pyrénéenne en Bigorre (Hautes-Pyrénées, France)[END_REF] in the NPZ.

The ECL clearly controlled the geometry of the foreland. In contrast, the Toulouse Fault was inactive during convergence as it cannot be identified on the foreland basin isopach map (Figure 4.4.1). Farther west, the very heterogeneous geometry of the foreland basin, probably due to salt tectonics, obscures any smaller scale segmentation of the foreland. The Pamplona Fault does not appear to cut the Aquitaine Basin. It affected only the southern Pyrenees and the NPZ during both rifting and convergence, when it transferred shortening farther south in the Iberian plate [START_REF] Larrasoaña | Paleomagnetic, structural, and stratigraphic constraints on transverse fault kinematics during basin inversion : The Pamplona Fault (Pyrenees, north Spain)[END_REF].

Te can be considered as a proxy for the long-term strength of the lithosphere and may therefore be indirectly correlated to the amount of stretching experienced by the plate, if thermal reequilibration has not been achieved at the time of loading (Iberian plate, southern Pyrenees, [START_REF] Zoetemeijer | Lithospheric dynamics and tectonic-stratigraphic evolution of the Ebro Basin[END_REF]Gaspar-Escibano et al., 2001 ; European plate, western Alps, [START_REF] Stewart | Gravity anomalies and spatial variations of flexural rigidity at mountain ranges[END_REF]. This relationship is supported by our analysis of the Aquitaine Basin where low Te values are valid for areas affected by lithospheric thinning. In the Aquitaine Basin, the decrease in Te toward the west and toward the south (7-25 km, Figure 4.6.2) is correlated to an increase in β (Figure 4.5.1c). However, as flexural loading in this basin is not solely responsible for driving subsidence, it becomes difficult to constrain values of Te with more certainty. Our values, however, are in the same range as those proposed for the western European plate by Desegaulx et al. (1990) and [START_REF] Karner | Gravity anomalies and flexure of the lithosphere at mountain ranges[END_REF] (15 to 20 km and 25 km, respectively), and for other foreland basins that are superimposed on relatively young passive margins, such as Taiwan (13 km) [START_REF] Lin | Origin of the West Taiwan basin by orogenic loading and flexure of a rifted continental margin[END_REF]. [START_REF] Fosdick | Influence of attenuated lithosphere and sediment loading on flexure of the deep-water Magallanes retroarc foreland basin, Southern Andes[END_REF] propose that an inherited passive margin geometry may localize or 'trap' the main depocentre of a foreland basin at its initiation, using the Magallanes retro-arc foreland basin as a case study. The position of the central Aquitaine Basin above the AAC rift basin may suggest a similar localization role for the inherited rift. However, foreland basins that develop on the retro-side of the orogen are characterized by relative immobility, that is, they do not migrate significantly outward [START_REF] Naylor | Pro-vs. retro-foreland basins[END_REF]. As the Aquitaine Basin is a retro-foreland basin (as is the Magallanes Basin), it is therefore difficult to evaluate the role of the inherited rift in localizing the main depocentre.

Along strike variations in deformation style in the Aquitaine foreland can also be linked to inherited mechanical and structural properties of the crust as observed in other orogens (e.g., [START_REF] Kley | Along-strike segmentation of the Andean foreland : causes and consequences[END_REF].

In the eastern foreland minor Eocene shortening gently reactivates the Variscan nappe stack to form basement-cored anticlines [START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF]. West of the ECL/Toulouse Fault system inherited extensional structures are inverted below an efficient decoupling horizon along Keuper evaporites with deforming sedimentary cover above [START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF][START_REF] Teixell | The crustal evolution of the west-central Pyrenees revisited : Inferences from a new kinematic scenario[END_REF].

SUBSIDENCE MECHANISMS

The nonuniqueness of flexural modeling and subsidence analysis may represent a challenge when attempting to discriminate modes of subsidence. We have identified three main contributors to 4.7 Discussion foreland basin subsidence, topography load, buried loads, and postrift thermal subsidence. However, other phenomena may have also contributed to subsidence including inherited bathymetry, slab pull, and dynamic subsidence. The potential role of each of these is considered below.

Although the three established subsidence mechanisms for the Aquitaine Basin operate over similar wavelengths and time scales, their respective peak of activity differs in time. Postrift thermal subsidence was mainly active during the early phase of convergence (Campanian to Eocene) while the main topographic loading occurred during Eocene collision. We suggest that loading by the buried dense bodies occurred contemporaneously with topographic loading as they were emplaced into the upper crust during main collision. As we have analysed only the present-day configuration of the Aquitaine Basin, we cannot perform a more detailed analysis of the evolution of these mechanisms through time.

Our model for the Aquitaine Basin also assumes that the load acts on a horizontal predeformation surface at 0 altitude and therefore ignores preexisting bathymetry at the onset of orogeny, which is a simplification. In Campanian times, sedimentation was deep marine in the southern part of the studied area. It would be an interesting improvement to test the effect of inherited bathymetry on the calculated flexure. Stockmal and Beaumont (1987) propose that preexisting bathymetry at the onset of orogensis reduces the topography needed above sea-level. Taking this into consideration, our model overestimates the required load.

On the southern side of the orogen, the eastern Ebro pro-foreland basin is explained by Gaspar-Ecribano et al. ( 2001) by a combination of topographic loading and pull exerted by the downgoing Iberian plate. While slab-pull mainly affects the pro-foreland basin, the retro-foreland basin would be subjected to dynamic subsidence resulting from slab-pull [START_REF] Decelles | Foreland basin systems[END_REF]. If dynamic subsidence affected the retro-foreland, we would expect the discrepancy between the observed and calculated flexure to be greater to the east, where estimates of Pyrenean shortening and topography are higher than the western Pyrenees (see Section 4.2.1). In the upper plate we show that topography seems to be the main controlling factor of the flexure of the eastern Aquitaine foreland basin, despite uncertainties in the Te value (see Section 4.6.3). We have also shown that the topographic flexure decreases westward (Figures 4.6.1 and 4.6.2) thus supporting a westward decrease in Pyrenean shortening. A significant additional source of subsidence is required in the central and western Aquitaine Basin, which we identify as due to postrift cooling.

While it is not possible to completely rule out the role of dynamic subsidence during the evolution of the Aquitaine Basin, it played only a minor role. An explanation could be that the very heterogeneous geometry of the European Moho along the orogen (e.g., [START_REF] Chevrot | The Pyrenean architecture as revealed by teleseismic P-to-S converted waves recorded along two dense transects[END_REF][START_REF] Wang | The deep roots of the western Pyrenees revealed by full waveform inversion of teleseismic P waves[END_REF] may have disturbed or inhibited convection in the mantle wedge.

We have established that postrift thermal subsidence was a major component of synorogenic subsidence in the central Aquitaine Basin and probably the principal component in the western basin. This model assumes that the foreland lithosphere was not thermally affected by crustal thickening during early convergence. Current reconstructions indicate that crustal thickening occurred during the main Eocene continental collision with little thickening during the early convergence phase (Late CHAPITRE 4. LATERAL VARIATIONS IN FORELAND FLEXURE OF A RIFTED MARGIN Cretaceous ; [START_REF] Mouthereau | Placing limits to shortening evolution in the Pyrenees : Role of margin architecture and implications for the Iberia/Europe convergence[END_REF][START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF]). In addition, as discussed above, total shortening in the retro-wedge is very small, especially in the retro-foreland (5 km, Ford et al., 2016 ;6.7 km, Rougier et al., 2016). We therefore argue that, as postrift thermal subsidence was active (and decreasing) from Campanian to Eocene, any orogenic changes in the thermal state of the foreland lithosphere were minor and initiated towards the end of active thermal subsidence.

As shown by our case study, postrift thermal subsidence can play an important role in foreland basin behavior. Most studies of foreland basins developed on rifted lithosphere do not consider postrift thermal subsidence as an additional driving force of foreland subsidence. When both pro-and retro-foreland basins initiate long after the end of rifting, (e.g., Alps, 130 Myr, [START_REF] Stewart | Gravity anomalies and spatial variations of flexural rigidity at mountain ranges[END_REF]Papua New-Guinea, 120 Myr, Haddad and Watts, 1999 ;Southern Andes, 80 Myr, Fosdick et al., 2014), the lithosphere has time to thermally reequilibrate and no effect of postrift thermal subsidence need be added to the flexural subsidence. In the Taiwan orogenic system, the end of rifting and initiation of the pro-foreland basin are separated by only 24 Myr. We would therefore expect postrift thermal cooling to contribute to foreland subsidence. [START_REF] Lin | Origin of the West Taiwan basin by orogenic loading and flexure of a rifted continental margin[END_REF] however explain the observed foreland subsidence as a combination of topographic and buried loads using relatively low Te values.

One possibility would be that the authors have overlooked the effect of postrift thermal subsidence, by underestimating Te and hence reducing the load required to flex the plate. As their estimates of Te are robust and Taiwan is associated with active subduction, another possibility is that the thermal regime of the lithosphere is disturbed by the cold downgoing slab.

CONCLUSIONS

The geometry and evolution of foreland basins provide some of the best evidence on the thermal and mechanical properties and behavior of the continental lithosphere. A new analysis of the crustal geometry, foreland succession, Bouguer anomalies, and flexural behavior of the Aquitaine retroforeland basin reveals the following characteristics.

Early Cretaceous rifting strongly influenced the evolution of the Aquitaine Basin. The rifting ended only 10 Myr before the onset of orogenesis, and created a highly segmented rift system. Major oblique faults segment the European crust and contribute to along-and across-strike variations in crustal stretching. Overall β increases westward. This inheritance influenced the foreland basin behavior in two ways : (1) by generating postrift thermal subsidence that was partially synchronous with Pyrenean convergence, and ( 2) by creating lateral variations in Te values in the variably thinned European plate.

Te seems linked with the stretching of the crust : the lower the Te, the higher the β.

Numerical modeling of the flexure of the European plate shows that (1) in the east, the topographic load of the Pyrenean orogen may be the main source of subsidence, (2) in the center, the combined effect of topographic load, buried load, and postrift thermal subsidence can satisfactorily explain the geometry of the foreland basin, and (3) in the west, the foreland basin geometry is mainly controlled by thermal subsidence.

In conclusion, this case study in the Pyrenees demonstrates that postrift thermal subsidence can play an important role in foreland basin behavior. The possibility of active thermal subsidence during -La subsidence tectonique décroit vers l'ouest où la première phase est peu marquée, la seconde phase plus tardive et la subsidence thermique héritée est prépondérante. (Christophoul et al., 2003 ;[START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]. Les dépôts sont détritiques et alimentés depuis l'orogène émergent au sud. Les dépôts continentaux dans la partie est du bassin deviennent côtiers à marins peu profonds selon un gradient E-W sur l'ensemble du bassin (Palassou et Lussagnets Fms., [START_REF] Maget | La nappe infra-molassique and la région Midi-Pyrénées[END_REF]Sztrakos et al., 1998). L'épaisseur du Lower Carcassonne Gp. varie de 200 à plus de 1000 m dans la partie sud du bassin et s'amincie vers le nord pour disparaitre après environ 80 km au nord du Chevauchement

Frontal Nord Pyrénéen (CFNP) [START_REF] Brgm | Géologie du bassin d'aquitaine[END_REF].

Les dépôts du Upper Carcassonne Gp. (Priabonien à Miocène moyen ?) sont détritiques fluviaux à lacustres dans la partie centre du bassin et sont alimentés par l'érosion des Pyrénées au sud. Ces dépôts sont absents à l'est. Durant l'Oligocène la sédimentation migre vers le nord, ce qui peut être associé à une phase d'accrétion dans le pro-prisme [START_REF] Hoth | Distant effects in bivergent orogenic belts -How retro-wedge erosion triggers resource formation in pro-foreland basins[END_REF], une croissance du rétro-prisme [START_REF] Biteau | The Aquitaine Basin[END_REF], ou une combinaison de ces deux phénomènes. Ces dépôts scellent le Front Sous Pyrénéen (FSP) dans la partie centrale du bassin [START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF] Le début de la convergence Pyrénéenne est daté à 84 Ma (transition Santonien-Campanien, e.g., [START_REF] Roure | Ecors deep seismic data and balanced cross sections : Geometric constraints on the evolution of the Pyrenees[END_REF][START_REF] Rahl | Links between orogenic wedge deformation and erosional exhumation : Evidence from illite age analysis of fault rock and detrital thermochronology of syn-tectonic conglomerates in the Spanish Pyrenees[END_REF][START_REF] Mouthereau | Placing limits to shortening evolution in the Pyrenees : Role of margin architecture and implications for the Iberia/Europe convergence[END_REF]. [START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF] Gp. que nous interprétons comme étant associé à un approfondissement brutal du bassin sous l'effet d'une charge orogénique (e.g., [START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF] et qui se traduit par le dépôt des marnes des Dumes et de Pé-Marie Fms. Alors que la partie centrale du bassin enregistre un fort approfondissement, dès le début du Campanien, la partie la plus orientale est dans un contexte de sédimentation continentale détritique, en lien avec l'émersion du domaine Pyrénéen à l'est dès 70 Ma [START_REF] Vacherat | Rift-to-collision sediment routing in the Pyrenees : A synthesis from sedimentological, geochronological and kinematic constraints[END_REF]. Les paléo-courants des sédiments [START_REF] Brgm | Géologie du bassin d'aquitaine[END_REF]Christophoul et al., 2003 ;[START_REF] Vacherat | Rift-to-collision sediment routing in the Pyrenees : A synthesis from sedimentological, geochronological and kinematic constraints[END_REF] [START_REF] Mouthereau | Placing limits to shortening evolution in the Pyrenees : Role of margin architecture and implications for the Iberia/Europe convergence[END_REF][START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]Angrand et al., en prep., Chapitre 6).

Les transgressions marines thanétiennes marquent la reprise de la création d'espace d'accommodation dans le Bassin Aquitain. Christophoul et al. (2003) proposent que cet approfondissement soit contrôlé par une combinaison de variation eustatique et de tectonique locale. Ceci marque le début d'une seconde séquence de régression globale, corrélable avec la phase principale de déformation dans les Pyrénées (Angrand et al., en prep., Chapitre 6, et références citées) et dans la partie la plus orientale du bassin (Christophoul et al., 2003). A l'est à partir du Lutétien, les dépôts continentaux du Palassou Fm. attestent du passage en mode sur-alimenté du bassin. [START_REF] Brgm | Géologie du bassin d'aquitaine[END_REF][START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]Espurt et al., en prep. ;Ford et al., en prep. ;Grool et al., soumis) [START_REF] Bourrouilh | The north Pyrenean Aquitaine basin, France : evolution and hydrocarbons[END_REF][START_REF] Canérot | Mesozoic diapirism in the Pyrenean orogen : Salt tectonics on a transform plate boundary[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]

2c

). L'absence de séries oligocènesmiocènes à l'est sur le Haut de Carcassonne est due à une diminution de la sédimentation dans la partie sud-est de cette région à partir du Bartonien [START_REF] Ellenberger | Notice explicative de la feuille de Capendu à 1/50000[END_REF] et à l'érosion postorogénique qui a affecté toute la partie est du Bassin Aquitain, en lien avec le soulèvement du Massif Central et l'ouverture du Golfe du Lion [START_REF] Seranne | The Gulf of Lion continental margin (NW Mediterranean) revisited by IBS : an overview[END_REF][START_REF] Mauffret | Structural geometry in the Eastern Pyrenees and Western Gulf of Lion (Western Mediterranean)[END_REF][START_REF] Michon | The formation of the west european Rift : a new model exemplified by the Massif central area[END_REF][START_REF] Gunnell | Geophysical evidence of a missing lithospheric root beneath the Eastern Pyrenees : Consequences for post-orogenic uplift and associated geomorphic signatures[END_REF]. (1990). La décompaction des sédiments a été calculée d'après les relations porosité-profondeurs de Sclater et Christie (1980). Les associations de litho-faciès et estimations de la paléo-bathymétrie sont reconstruites d'après les données sédimentologiques et paléontologiques issues de l'interface Infoterre du BRGM. Le découpage stratigraphique et les âges des limites se font selon la nomenclature du projet PYRAMID définie dans la partie précédente (Christophoul et al., 2003 ;[START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]. La subsidence est corrigée des effets de variations du niveau marin en utilisant une valeur moyenne de la courbe de [START_REF] Van Sickel | Late Cretaceous and Cenozoic sea-level estimates : backstripping analysis of borehole data, onshore New Jersey[END_REF]. La position des puits utilisés dans cette étude est montrée en plus au nord, suggérant une migration de la subsidence vers le nord durant la fin de l'Eocène. Une autre hypothèse est que la déformation de l'orogène soit polyphasée, avec une première déformation locale durant l'Eocène inférieur à moyen, puis une déformation de plus grande ampleur vers la fin de l'Eocène. Les puits A4 et BZD001 [START_REF] Ngombi Mavoungou | Evolution du rétroprisme Nord-Pyrénéen : études tectonique et stratigraphique le long d'une coupe NNE-SSO (bassin de Comminges ouest-Mirande)[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF] dans le sud du bassin sont particuliers car ils ne présentent pas la reprise de la subsidence à 59 Ma mais enregistrent celui vers 40 Ma. Ces puits sont localisés dans la Zone Sous Pyrénéenne, qui est associée à de la tectonique salifère et qui est déformée durant l'Eocène inférieur et moyen, et enregistrent donc des mouvements verticaux associés à la tectonique : le puits A4 se trouve sur le flanc sud de l'anticlinal d'Aurignac [START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF] et le puits BZD001 au sud de l'anticlinal de Gensac [START_REF] Ngombi Mavoungou | Evolution du rétroprisme Nord-Pyrénéen : études tectonique et stratigraphique le long d'une coupe NNE-SSO (bassin de Comminges ouest-Mirande)[END_REF].

RÔLE DE LA SUBSIDENCE THERMIQUE POST-RIFT

Pour investiguer le rôle de la subsidence thermique post-rift dans l'évolution du Bassin Aquitain, j'ai calculé le ratio de subsidence thermique post-rift par rapport à la subsidence tectonique totale estimée. J'ai appliqué un modèle d'extension uniforme [START_REF] Mckenzie | Some remarks on the development of sedimentary basins[END_REF] pour calculer la subsidence thermique post-rift sur la période syn-orogénique (84 à 0 Ma) pour un bassin rempli d'eau (S t w ). [START_REF] Bourrouilh | The north Pyrenean Aquitaine basin, France : evolution and hydrocarbons[END_REF][START_REF] Canérot | Mesozoic diapirism in the Pyrenean orogen : Salt tectonics on a transform plate boundary[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]. Bien que des rides et diapirs majeurs n'aient pas été mis en évidence à l'aplomb de ces puits, le rôle de la tectonique salifère est à ne pas négliger. La comparaison avec l'épaisseur des sédiments syn-orogéniques (Figure 5. :2 1.3

• ~ • v • • Toulouse ~ • 1.2 Fault ., 1 1.1
_ _ 1 --r---:: • La comparaison des courbes de subsidence tectonique dans la partie est et au front de l'orogène avec les modèles de St w montre que ces puits ne présentent pas une subsidence tectonique explicable

~ ~ u ~ ~ 1!) ...J ~ 1!) > CD 1!) ~ Vl CD Vl a.. a.. ~ Northwest Southwest Centre East Wells ~ 1.4 • • 1.2 • 1.0 ~ 0.8 • • • ur 0.6 • • • Toulouse 0.4 • Fault • • • 0.2
~ 1.4 SRG001 VM F00 1 1.2 LA11 5 AMOU001 1.0 \ 0.8 • •• (/) 0 .6 • • • Toulouse 0.4 • Fault • • • • 0 .2 • • 0 .0 -1 -0.5 0 0.5 1.5 Longitude ~ 1.4 SRG001 VMF001 1.2 LA115 AMOU001 1.0 0 .8 • \ • • (/) 0 .6 • • • 0.4 • : • 0 .2
SRG001 VM F001 1.2 LA11 5 AMOU001 1.0 0 .8 • \ • • (/) 0 .6 • • 0.4 •• • • • 0 .2 • • 0 .0 1 1.1 1 .. 2 1.3 1.4 1.5 1.6 1.7
Stretching factor (~)

Subsidence du Bassin Aquitain

par un modèle de refroidissement thermique (Figure 5.3.6a). Le fort approfondissement durant la phase campano-maastrichtienne est cohérent avec la subsidence flexurale de la première phase orogénique [START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]. De même la courbe de subsidence tectonique du puits LA115 est également cohérente avec le modèle de subsidence thermique post-rift (différence de β de 0.1 entre les deux modèles). Enfin, le troisième puits à présenter un S t w /Y > 1, le puits VMF001, ne présente pas une courbe de subsidence tectonique comparable aux modèles de subsidence thermique post-rift calculée.

La

Le puits AMOU001, pour lequel S t w /Y = 1, ne suit pas parfaitement les courbes théoriques de subsidence thermique. Les inflexions de la courbe de subsidence tectonique montrent clairement d'autres paramètres contrôlant l'approfondissement du bassin.

Puits

--Y -----r ----------r ---T --Mzo 0ë on 1 ---------~~~--.!s~"'~:voo1 __ -: _ _ _ _ __ ~ __________ ~ _ _ _ ! _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ B~QOQ1_ 1 1 1 1 1 1 1 1 1•• phase 2"d phase Age (Ma) 0 1.6 1.7 1.8
+--------= i~~~80 ~~~~~~~~~~=:::::::~~~30~~~2 0~~~1 0~~~0 subsidence flexurale par notre approche. En effet, il n'y a pas une inflexion des courbes de subsidence propre à la partie centrale du bassin qui permettrait de dater précisément l'emplacement des corps mantelliques de Saint-Gaudens et de Lourdes (Figure 5.3.2b). Cet évènement doit être associé à la création d'une source de subsidence plus régionale. Il en est de même pour l'anomalie de Labourd à l'ouest de notre zone d'étude, dont la nature est débattue (voir Chapitre 4, [START_REF] Velasque | The influence of inherited extensional structures on the tectonic evolution of an intracratonic chain : teh example of the Western Pyrenees[END_REF][START_REF] Casas | Gravity anomaly map of the Pyrenean region and a comparison of the deep geological structure of the western and eastern Pyrenees[END_REF][START_REF] Wang | The deep roots of the western Pyrenees revealed by full waveform inversion of teleseismic P waves[END_REF]. [START_REF] Mckenzie | Some remarks on the development of sedimentary basins[END_REF]. Le modèle d'extension uniforme est donc une première approche satisfaisante.

1.1 1 1 1 1 1000 __ _1 _ ____ _ L _________ _ L __ _ l _ _ _ 1 1 1 1 1 1.6 1 1.7 1 1 1 1 1.8 --Y -----r ----------r ---T ---------------------------LNsoo1 1 1 1 1 ---1------~-----------t ---t ----------------------------------- 1•• phase 2"d phase
Afin d'améliorer le calcul de la subsidence thermique post-rift, un modèle d'extension dépendant de la profondeur [START_REF] Reston | Extension discrepancy of North Atlantic nonvolcanic rifted margins : Depth-dependent stretching or unrecognized faulting ?[END_REF][START_REF] Huismans | Depth-dependent extension, two-stage breakup and cratonic underplating at rifted margins[END_REF] pourrait être utilisé. Le modèle d'extension uniforme est basé sur une extension selon le modèle de cisaillement pur [START_REF] Mckenzie | Some remarks on the development of sedimentary basins[END_REF] qui assume que le facteur d'extension est le même dans la croûte et le manteau sous-continental.

Le modèle d'extension pyrénéen est toujours débattu (voir Chapitre 6) et un modèle en cisaillement simple [START_REF] Wernicke | Uniform-sense normal simple shear of the continental lithosphere[END_REF], associé à une extension dépendant de la profondeur, pourrait être étudié pour préciser le modèle thermique utilisé.

Bien que les analyses de subsidence 1D permettent de premières estimations de la subsidence et de ses variations spatio-temporelles (e.g., Steckler et Watts, 1982 ;Karner et Watts, 1982 ;[START_REF] Watts | Isostasy and Flexure of the Lithosphere[END_REF][START_REF] Xie | Plate tectonics and basin subsidence history[END_REF], ces calculs sont basés sur le modèle isostatique d'Airy (compensation verticale de La finalité de ce chapitre est de calculer la subsidence tectonique en utilisant les horizons géologiques précédemment construits. Ce projet a été discuté avec Kerry Gallagher (Université de Rennes).

Pour préparer cette étude, les données de faciès qui seront utilisées dans les calculs ont déjà été compilées et géoréférencées à partir de synthèses paléogéographiques pour les différentes unités du Bassin Aquitain [START_REF] Brgm | Géologie du bassin d'aquitaine[END_REF][START_REF] Biteau | The Aquitaine Basin[END_REF][START_REF] Serrano | Le bassin d'Aquitaine : valorisation des données sismiques, cartographique structurale et potentiel pétrolier[END_REF]. Une analyse de subsidence en 3D (à défaut 2D le long des profils flexuraux étudiés en Chapitre 4) permettrait de prendre en compte une composante flexurale de la charge sédimentaire dans le bassin et améliorerait les résultats obtenus par analyse 1D d'après les données de forage. -These two events are recorded as two distinct tectonic phases in the tectonic subsidence of the Aquitaine foreland basin, separated by a quiet phase.

-The rift architecture has a strong influence on the deformation style of the retro-wedge and major normal faults that delimit the rift domain are inverted during the compression.

ABSTRACT

The Aquitaine Basin is the retro-foreland basin associated with the Pyrenean orogen. This episode generated the first tectonic loading of the European lithosphere, from Campanian to Late Maastrichtian, contemporaneous with post-rift thermal subsidence. The major continental collision, from Thanetian to Mid-Miocene, associated with the emplacement of a mantle body at depth, generated a second phase of tectonic subsidence. These two events are recorded as two distinct tectonic phases in the tectonic subsidence of the Aquitaine foreland basin, separated by a quiet phase.

We propose that the rift architecture has a strong influence on the deformation style of the retro-wedge and that major normal faults that delimit the rift domain are inverted during the compression.

INTRODUCTION

Hyper-extended passive margins (e.g., north and south Atlantic : Unternehr et al., 2010 ;Péron-Pinvidic et al., 2013 ;Sutra et al., 2013 ;[START_REF] Tugend | Spatial and temporal evolution of hyperextended rift systems : Implication for the nature, kinematics, and timing of the Iberian-European plate boundary[END_REF] are characterized by a standard continental crust that thins rapidly until the sub-continental mantle is exhumed (Figure 6.1.1). This thinning is accommodated along variably stretched areas (marginward) : a weakly thinned proximal domain, a necking domain, and a hyper-extended distal domain (e.g., Péron-Pinvidic et al. 2013 ;Sutra et al. 2013). Low angle detachment faults individualize tilted blocks of upper to middle continental crust.

In addition, the proximal margin is decoupled from the underlying lithospheric mantle while the distal margin is coupled (Sutra et al., 2013). These characteristics develop during slow, amagmatic stretching of the continental lithosphere that progressively exhumes sub-continental mantle, as

shown by numerical modeling (e.g., Brun and Beslier, 1996 ;Reston and McGermott, 2011 ;Lavier and Manatschal, 2006). The progressive inversion of a hyper-extended passive margin to create an orogenic belt has been proposed for the Alps (e.g., Mohn et al., 2011 ;Masini et al., 2012) and Taiwan (McIntosh et al., 2013) and includes the reactivation of inherited rift structures across the margin.

While the presence of a pre-orogenic hyper-extended rift system is generally accepted in the Pyrenees, the mechanism of rift inversion is still widely debated [START_REF] Mouthereau | Placing limits to shortening evolution in the Pyrenees : Role of margin architecture and implications for the Iberia/Europe convergence[END_REF][START_REF] Teixell | The crustal evolution of the west-central Pyrenees revisited : Inferences from a new kinematic scenario[END_REF].

As shown by many studies, the dynamic evolution and structure of an orogen's foreland basins can provide valuable insight into orogen behavior and timing (e.g., [START_REF] Sinclair | Vertical versus horizontal motions in the Alpine orogenic wedge : stratigraphic response in the foreland basin[END_REF][START_REF] Decelles | Early to middle Tertiary foreland basin development and the history of Andean crustal shortening in Bolivia[END_REF]Fuentes et al., 2011). Retro-foreland basins (on the upper plate) are particularly valuable as they are relatively static, are largely not integrated into the orogen and therefore should preserve the full syn-orogenic history [START_REF] Naylor | Pro-vs. retro-foreland basins[END_REF]. We therefore propose to use a retro-foreland basin record to investigate the inversion of a hyper-extended rift system. Generic scientific questions are debated : How does a hyper-extended passive margin behave as it is integrated into an orogen ?

What is the role of rift inheritance on the evolution of the foreland basin ? Are inherited rifts always preserved in the retro-wedge of an orogen ? Do the drivers of foreland basin subsidence change during the progressive inversion of such a margin ?

We here investigate central northern Pyrenees and its retro-foreland basin (Aquitaine Basin) to contribute to these questions. The Pyrenean orogen affected a complex Early Cretaceous rift system between Europe and Iberia in which sub-continental mantle was exhumed (e.g., [START_REF] Lagabrielle | Submarine reworking of exhumed subcontinental mantle rocks : field evidence from the Lherz peridotites, French Pyrenees[END_REF][START_REF] Jammes | Tectonosedimentary evolution related to extreme crustal thinning ahead of a propagating ocean : Example of the western Pyrenees[END_REF] but oceanic crust was not generated [START_REF] Chevrot | High-resolution imaging of the Pyrenees and Massif Central from the data of the PYROPE and IBERARRAY portable array deployments[END_REF][START_REF] Mouthereau | Placing limits to shortening evolution in the Pyrenees : Role of margin architecture and implications for the Iberia/Europe convergence[END_REF]. Stretching mechanisms and geometry of the rift system are still debated and two main modes of extension (boudinage and crustal faulting) are proposed (e.g., Clerc and Lagabrielle, 2014 ;[START_REF] Masini | The tectonosedimentary evolution of a hyper-extended rift basin : the example of the Arzacq-Mauléon rift system (Western Pyrenees, SW France)[END_REF][START_REF] Mouthereau | Placing limits to shortening evolution in the Pyrenees : Role of margin architecture and implications for the Iberia/Europe convergence[END_REF][START_REF] Teixell | The crustal evolution of the west-central Pyrenees revisited : Inferences from a new kinematic scenario[END_REF]. Various aspects of the inversion of the hyper-extended European passive margin are still unclear. Questions remain about the original geometry of the rift system itself and the timing and distribution of reactivation of rift structures at local and crustal scales.

Parts of the Aquitaine Basin also developed above inherited rift depocentres (Brunet, 1994 ;[START_REF] Canérot | Mesozoic diapirism in the Pyrenean orogen : Salt tectonics on a transform plate boundary[END_REF][START_REF] Biteau | The Aquitaine Basin[END_REF][START_REF] Serrano | Le bassin d'Aquitaine : valorisation des données sismiques, cartographique structurale et potentiel pétrolier[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]Angrand et al., submitted).

Subsidence accelerated at the onset of convergence at 84 Ma and records two main phases separated by a quiet phase in Danian-Selandian times [START_REF] Desegaulx | Tectonic subsidence of the Aquitaine basin since Cretaceous times[END_REF][START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF]Rougier et al., 2016). The presence of dense bodies in the upper crust are believed to have contributed to basin flexure (de [START_REF] De Cabissole | Apport des données gravimétriques à la connaissance de a chaîne des Pyrénées le long du profil ECORS[END_REF][START_REF] Muñoz | Evolution of a continental collision belt : ECORS-Pyrenees crustal balanced cross-section[END_REF][START_REF] Casas | Gravity anomaly map of the Pyrenean region and a comparison of the deep geological structure of the western and eastern Pyrenees[END_REF]Angrand et al., submitted).

In order to define the kinematics and style of deformation of the Pyrenean retro-wedge and foreland basin geometry, we use structural and stratigraphic data collected in the field and from published work in the central part of the northern Pyrenees along a N-S transect. We constrain the relationship between different tectonostratigraphic units in space and time during inversion. We then use these data to reconstruct the progressive inversion history of the central northern Pyrenees using sequential restoration of a crustal scale cross section coupled with a detailed analysis of the evolution of the adjacent retro-foreland. We investigate the evolution of subsidence mechanisms through time and space in the Aquitaine foreland basin.

We show that the hyper-extended European margin has been progressively inverted, characterized by an early thrusting of pre-and syn-rift materials on the margin and the reactivation of normal faults. Our new reconstruction shows that the European margin was deformed during two orogenic events, which include the emplacement of a mantle body into the upper crust. The early closure of the exhumed mantle domain and the reactivation of normal faults across the margin are linked to deposition of the first foreland succession in the Aquitaine Basin (Campanian-Maastrichtian). The main continental collision generates the second foreland sequence during the Eocene.

6.2 GEOLOGICAL AND GEOPHYSICAL FRAMEWORK OF THE NORTHERN PYRE-NEES 6.2.1 REGIONAL OUTLINE

The Pyrenean mountain chain is a N110°trending Alpine orogen created by convergence and collision of the Iberian and European plates, from early Campanian to middle Miocene (Figure 6.2.1a) [START_REF] Puigdefàbregas | Tecto-sedimentary cycles and depositional sequences of the Mesozoic and Tertiary from the Pyrenees[END_REF][START_REF] Choukroune | The ECORS Pyrenean deep seismic progile reflection data and the overall structure of an orogenic belt[END_REF][START_REF] Roure | Ecors deep seismic data and balanced cross sections : Geometric constraints on the evolution of the Pyrenees[END_REF][START_REF] Choukroune | Time , place and mode of propagation of foreland basin systems as recorded by the sedimentary fill : examples of the Late Cretaceous and Eocene retro-foreland basins of the north-eastern Pyrenees[END_REF][START_REF] Vergés | Eastern Pyrenees and related foreland basins : pre-, syn-and post-collisional crustal-scale cross-sections[END_REF][START_REF] Fitzgerald | Asymmetric exhumation across the Pyrenean orogen : Implications for the tectonic evolution of a collisional orogen[END_REF][START_REF] Beaumont | Factors controlling the Alpine evolution of the central Pyrenees inferred from a comparison of observations and geodynamical models[END_REF]Christophoul et al., 2003 ;[START_REF] Sinclair | Asymmetric growth of the Pyrenees revealed through measurement and modeling of orogenic fluxes[END_REF]. The double-wedge orogen is 400 km long, 100 km wide and consists of a pro-wedge on the Iberian plate to the south and a retro-wedge on the upper European plate. The crustal root of the belt reaches a depth of 60 km due to northward subduction of the Iberian lower crust and lithospheric mantle (Figure 6.2.1b, c and d) [START_REF] Daignières | Etude sismique des Pyrénées. Apport à la géodynamique[END_REF][START_REF] Choukroune | The ECORS Pyrenean deep seismic progile reflection data and the overall structure of an orogenic belt[END_REF][START_REF] Choukroune | Time , place and mode of propagation of foreland basin systems as recorded by the sedimentary fill : examples of the Late Cretaceous and Eocene retro-foreland basins of the north-eastern Pyrenees[END_REF][START_REF] Chevrot | High-resolution imaging of the Pyrenees and Massif Central from the data of the PYROPE and IBERARRAY portable array deployments[END_REF]. Estimates of N-S shortening in the eastern Pyrenees range from 100 to 165 km (Choukroune andECORS team, 1989, Choukroune et al., 1990, 100 km ;Mouthereau et al., 2014, 142 km ;Muñoz, 1992, 147 km ;Beaumont et al., 2000, 165 km). In the western part of the chain [START_REF] Teixell | Crustal structure and orogenic material budget in the west central Pyrenees[END_REF] propose a lower shortening value of 75-80 km.

The north Pyrenees consist of three tectono-stratigraphic units (from south to north) : the North Pyrenean Zone (NPZ), the Sub-Pyrenean Zone (SPZ) in the centre and eastern retro-wedge, and the Aquitaine foreland basin. To the south, the pro-wedge comprises the Axial Zone (AZ), which is made of south-verging imbricates of Iberian Palaeozoic rocks (e.g., [START_REF] Muñoz | Evolution of a continental collision belt : ECORS-Pyrenees crustal balanced cross-section[END_REF][START_REF] Roure | Contribution of the ECORS seismic data to the Pyrenean geology : Crustal architecture and geodynamics evolution of the Pyrenees[END_REF]. These thrusts connect to the south to detached thrust units of Mesozoic and Tertiary cover (South Pyrenean Zone, SthPZ) that comprise piggy-back basins. To the south, the South Pyrenean Zone overrides the Ebro foreland basin. Major boundary faults are the North Pyrenean Fault (NPF)

between the AZ and NPZ, the North Frontal Pyrenean Thrust (NPFT) to the north of the NPZ, and the Sub-Pyrenean Thrust (SPT) between the SPZ and the Aquitaine Basin. The NPF is generally assumed to be the surface expression of the boundary between Iberian and European crust [START_REF] Choukroune | Tectonique des plaques et Pyrenees : sur le fonctionnement de la faille transformante nord-pyrénéenne ; comparaisons avec des modèles actuels[END_REF].

The NPZ is a narrow (15-30 km) thick-skinned fold-thrust belt comprising non-metamorphic Mesozoic sedimentary rocks and Palaeozoic basement massifs to the north and to the south a zone of LP-HT (up to 600°C) metamorphism of Albo-Cenomanian age in marbles, breccia, and associated with peridotite bodies known as the Internal Metamorphic Zone (IMZ ; [START_REF] Albarède | Age and significance of the North Pyrenean metamorphism[END_REF][START_REF] Vielzeuf | Crustal splitting and the emplacement of Pyrenean lherzolites and granulites[END_REF][START_REF] Golberg | High temperature-low pressure Cretaceous metamorphism related to crustal thinning (Eastern North Pyrenean Zone, France)[END_REF][START_REF] Fabriès | Petrogenetic evolution of orogenic lherzolite massifs in the central and western Pyrenees[END_REF][START_REF] Henry | Late mantle evolution of the Pyrenean sub-continental lithospheric mantle in the light of new 40Ar-39Ar and Sm-Nd ages on pyroxenites and peridotites (Pyrenees, France)[END_REF][START_REF] Vacherat | Thermal imprint of rift-related processes in orogens as recorded in the Pyrenees[END_REF][START_REF] Clerc | High-temperature metamorphism during extreme thinning of the continental crust : a reappraisal of the North Pyrenean passive paleomargin[END_REF]. The IMZ is bounded by regional faults, including the NPF to the south.

STRATIGRAPHY

Palaeozoic basement comprises sedimentary rocks and metasediments overlying crystalline basement. Permo-Triassic rifting is recorded in the NPZ and southern Aquitaine Basin by nonmarine sedimentation (Grès Rouge Formation ; [START_REF] Lucas | Le grès rouge du versant nord des Pyrénées : essai sur la géodynamique de dépôts continentaux du permien et du trias[END_REF], followed by the dolomite to evaporite succession in the Upper Triassic [START_REF] Brgm | Géologie du bassin d'aquitaine[END_REF][START_REF] Curnelle | Evolution structuro-sédimentaire du Trias et de l'Infra-Lias d'Aquitaine[END_REF]. Marine Jurassic to Early Cretaceous (Berriasian-Barremian) carbonate series were deposited in a platform setting. The Upper Jurassic/Early Cretaceous boundary is marked by the erosive Cimmerian unconformity in the southernmost part of the Aquitaine Basin and in the NPZ [START_REF] Co James | Diapirisme et structuration post-triasique des Pyrénées occidentales et de l'Aquitaine méridionale (France)[END_REF][START_REF] Canérot | Mesozoic diapirism in the Pyrenean orogen : Salt tectonics on a transform plate boundary[END_REF]. Locally thickness variations of Jurassic and lower Cretaceous series are due to salt tectonics [START_REF] Canérot | Mesozoic diapirism in the Pyrenean orogen : Salt tectonics on a transform plate boundary[END_REF][START_REF] Biteau | The Aquitaine Basin[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF] [START_REF] Debroas | Le Flysch noir albo-cénomanien témoin de la structuration albienne à sénonienne de la Zone nord-pyrénéenne en Bigorre (Hautes-Pyrénées, France)[END_REF]. The main rift depocentre was bounded by the NPFT to the north and the NPF to the south [START_REF] Debroas | Le Flysch noir albo-cénomanien témoin de la structuration albienne à sénonienne de la Zone nord-pyrénéenne en Bigorre (Hautes-Pyrénées, France)[END_REF][START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF]. Turonian-Santonian turbidites were deposited during the thermal cooling phase. The stratigraphic synorogenic succession shows a consistent facies change from predominantly nonmarine in the east to predominantly marine to the west [START_REF] Brgm | Géologie du bassin d'aquitaine[END_REF]).

In the central basin, Campanian-Maastrichtian marine turbidites (Petites Pyrenees Group) that develops in an external platform to open marine environment in the southern Aquitaine Basin and pass eastward into deltaic and then fluvial sandstones (Plantaurel Group). Overlying Paleocene marine (Rieubach Group) to nonmarine detrital and carbonate facies (Aude Valley Group) are followed by the marine facies of the Coustouge Group. The uppermost fluvial and lacustrine Carcassonne Group (Eocene-middle Miocene) in the east and centre was sourced from the uplifting orogen to the south with equivalent to marine facies in the west [START_REF] Brgm | Géologie du bassin d'aquitaine[END_REF]Christophoul et al., 2003 ;[START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]. These deposits mark the transition from marine to non-marine environment, highlighting an evolution from underfilled to overfilled depositionary state of the foreland basin.

This group starts with shallow marine sedimentary rocks (Upper Ypresian) in the southern foreland, and continues with a non-marine sedimentation (Cuisian to Bartonian), attested by fluvial sandstones and conglomerates. Late orogenic series are made of marls to marly limestones and sandstones fluvial to lacustrine sedimentary rocks. The precise age of the upper limit is poorly constrained. Post-orogenic sequences (Late Miocene to recent) cover a large area of the Aquitaine Basin and thicken westward toward the Atlantic margin [START_REF] Brgm | Géologie du bassin d'aquitaine[END_REF].

TECTONIC EVOLUTION OF THE PYRENEES

A first rifting event took place during Permian to Lower Triassic, associated with the opening of the Neo-Tethys Ocean and the breakup of Pangea [START_REF] Olsen | Stratigraphic record of the early Mesozoic breakup of Pangea in the Laurasia-Gondwana rift system[END_REF]. A second, major rifting event (Aptian-late Cenomanian) generated the westward opening V-shaped Bay of Biscay oceanic basin (e.g., [START_REF] Olivet | La cinématique de la plaque ibérique[END_REF][START_REF] Sibuet | Pyrenean orogeny and plate kinematics[END_REF], while extreme crustal thinning associated with exhumation of lithospheric mantle and lower crust, and HT metamorphism occurred further east where no oceanic crust was created (e.g., [START_REF] Vielzeuf | Crustal splitting and the emplacement of Pyrenean lherzolites and granulites[END_REF][START_REF] Fabriès | Petrogenetic evolution of orogenic lherzolite massifs in the central and western Pyrenees[END_REF][START_REF] Henry | Late mantle evolution of the Pyrenean sub-continental lithospheric mantle in the light of new 40Ar-39Ar and Sm-Nd ages on pyroxenites and peridotites (Pyrenees, France)[END_REF][START_REF] Lagabrielle | Submarine reworking of exhumed subcontinental mantle rocks : field evidence from the Lherz peridotites, French Pyrenees[END_REF][START_REF] Jammes | Tectonosedimentary evolution related to extreme crustal thinning ahead of a propagating ocean : Example of the western Pyrenees[END_REF]. This rifting event is associated with an E-W senestral transtensional movement along the NPF. The NPZ is widely interpreted to represent an inverted hyper-thinned Aptian-Cenomanian rift system (e.g., [START_REF] Lagabrielle | Submarine reworking of exhumed subcontinental mantle rocks : field evidence from the Lherz peridotites, French Pyrenees[END_REF][START_REF] Jammes | Tectonosedimentary evolution related to extreme crustal thinning ahead of a propagating ocean : Example of the western Pyrenees[END_REF]. In the rift area, Clerc et al. (2016) propose that syn-rift sediments were deposited over the ductily deformed 6.3 The Aptian-Cenomanian rifting carbonate pre-rift sequences in the deepest parts of the basin. In the eastern Pyrenees, Marty (1976) proposes that the IMZ thrusts the non-metamorphic Mesozoic succession along its northern boundary fault.

Turonian-Santonian strata record thermal cooling of the previously rifted lithosphere. The onset of convergence started at 84 Ma (e.g., [START_REF] Rahl | Links between orogenic wedge deformation and erosional exhumation : Evidence from illite age analysis of fault rock and detrital thermochronology of syn-tectonic conglomerates in the Spanish Pyrenees[END_REF][START_REF] Mouthereau | Placing limits to shortening evolution in the Pyrenees : Role of margin architecture and implications for the Iberia/Europe convergence[END_REF][START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]. Two orogenic episodes associated with distinct sedimentary sequences are recorded in the subsidence history of the Aquitaine Basin. The first episode (Campano-Maastrichtian) involves closure of the exhumed mantle domain accompanied by distributed inversion of rift structures, including the NPF, and a first subsidence phase in the foreland basins (e.g., [START_REF] Desegaulx | Tectonic subsidence of the Aquitaine basin since Cretaceous times[END_REF][START_REF] Mouthereau | Placing limits to shortening evolution in the Pyrenees : Role of margin architecture and implications for the Iberia/Europe convergence[END_REF][START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF][START_REF] Teixell | The crustal evolution of the west-central Pyrenees revisited : Inferences from a new kinematic scenario[END_REF]. The second episode (Thanetian to middle Miocene) of full continental collision is also well recorded in the foreland basins. These two episodes are separated by a Danian-Selandian quiet phase [START_REF] Sinclair | Asymmetric growth of the Pyrenees revealed through measurement and modeling of orogenic fluxes[END_REF][START_REF] Mouthereau | Placing limits to shortening evolution in the Pyrenees : Role of margin architecture and implications for the Iberia/Europe convergence[END_REF][START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF].

GRAVITY DATA AND EVIDENCE FOR THE HIGH DENSITY BODIES IN THE NPZ

The Bouguer anomaly map of the central Pyrenees and its northern foreland (Figure 6.2.1d) corresponds to that of a typical orogen [START_REF] Karner | Gravity anomalies and flexure of the lithosphere at mountain ranges[END_REF][START_REF] Daignières | The Arzacq-Western Pyrenees ECORS Deep Seismic Profile[END_REF]. It is characterized by a large negative anomaly (to -170 mGal) over the AZ related to the orogen's crustal root and a weak negative anomaly over the central foredeep due to its sedimentary infill and flexure of the crust.

The AZ negative anomaly, which decreases in intensity toward the western and eastern edges of the Pyrenean range, is attributed to the thickened low density crustal root of the orogen [START_REF] Torné | Gravity constraints on the deep structure of the Pyrenean belt along the ECORS profile[END_REF][START_REF] Daignières | Implications of the seismic structure for the orogenic evolution of the Pyrenean Range[END_REF][START_REF] Ecors Pyrenees | The ECORS deep reflection seismic survey across the Pyrenees[END_REF][START_REF] Daignières | Geophysical constraints on the deep structure along the ECORS PYRENEES line[END_REF]). In the central sector the NPF delimits the northern edge of this negative anomaly confirming this fault as a major crustal boundary. However, in the eastern sector, the negative anomaly continues north of the NPFT, below the Carcassonne High, an area unaffected by Aptian-Cenomanian rifting.

In the NPZ a series of relatively high positive Bouguer anomalies are aligned parallel to the NPFT (Saint-Gaudens, Lourdes, Labourd ; SG, L, and LA, respectively ; Figure 6.2.1d). These anomalies have been interpreted as due to imbricates of dense material (either lower crust or mantle) transported northward on Pyrenean thrusts into the upper crust [START_REF] Torné | Gravity constraints on the deep structure of the Pyrenean belt along the ECORS profile[END_REF][START_REF] De Cabissole | Apport des données gravimétriques à la connaissance de a chaîne des Pyrénées le long du profil ECORS[END_REF][START_REF] Muñoz | Evolution of a continental collision belt : ECORS-Pyrenees crustal balanced cross-section[END_REF][START_REF] Casas | Gravity anomaly map of the Pyrenean region and a comparison of the deep geological structure of the western and eastern Pyrenees[END_REF][START_REF] Pedreira | Seismic evidence of Alpine crustal thickening and wedging from the western Pyrenees to the Cantabrian Mountains (north Iberia)[END_REF][START_REF] Pedreira | Three-dimensional gravity and magnetic modeling of crustal indentation and wedging in the western Pyrenees-Cantabrian Mountains[END_REF]Jammes et al., 2010 ;Angrand et al., submitted), between 10 and 20 km depth [START_REF] Casas | Gravity anomaly map of the Pyrenean region and a comparison of the deep geological structure of the western and eastern Pyrenees[END_REF]. Alternatively, [START_REF] Velasque | The influence of inherited extensional structures on the tectonic evolution of an intracratonic chain : teh example of the Western Pyrenees[END_REF] propose that the Labourd anomaly is caused by a mantle uplift model (to 15 km depth). This model has recently been supported by seismic tomographic imaging data [START_REF] Wang | The deep roots of the western Pyrenees revealed by full waveform inversion of teleseismic P waves[END_REF].

THE APTIAN-CENOMANIAN RIFTING

The Aptian-Cenomanian rift architecture is debated and two models are proposed for the crustal extension (boudinage and detachment models). 6.3 The Aptian-Cenomanian rifting 6.3.1 BOUDINAGE MODEL For Teixell et al. (2016), crustal extension in the centre-west Pyrenees was achieved by large scale crustal boudinage accommodated on symmetrical anastomosing shear zones in the lower-middle crust and shallow normal faulting in the upper crust (Figure 6.3.1a,top). Continental margins are relatively narrow (< 40 km wide). Both the proximal and distal portions of the margins were involved in crustal-scale ductile necking. Both European and Iberian margin slopes dipped gently inward toward the basin, similar to the geometry of the offshore Parentis rift-basin [START_REF] Bois | Major geodynamic processes studied from the ECORS deep Seismic profiles in France and adjacent areas[END_REF]. A minimum width of about 15 km for the exhumed mantle domain is estimated based on the restored separation between the lherzolite bodies that outcrop in this region. The pre-rift Mesozoic sedimentary cover was detached in the Triassic Keuper facies [START_REF] Lagabrielle | Mantle exhumation, crustal denudation, and gravity tectonics during Cretaceous rifting in the Pyrenean realm (SW Europe) : Insights from the geological setting of the lherzolite bodies[END_REF] and slid off the two continental margins onto the basin floored by exhumed mantle. [START_REF] Teixell | The crustal evolution of the west-central Pyrenees revisited : Inferences from a new kinematic scenario[END_REF] do not recognize long-offset faults (detachements) or tilted fault blocks as reported by Ducasse et al. (1986), [START_REF] Jammes | Tectonosedimentary evolution related to extreme crustal thinning ahead of a propagating ocean : Example of the western Pyrenees[END_REF][START_REF] Masini | The tectonosedimentary evolution of a hyper-extended rift basin : the example of the Arzacq-Mauléon rift system (Western Pyrenees, SW France)[END_REF] for the Mauléon basin (see below). In their model the major compressional Pyrenean structures (NPF and NPFT) do not represent inverted rift structures. Metamorphic material is thrust to the south over the Iberian margin during the compression. Clerc and Lagabrielle (2014) propose a similar mechanism of stretching for the distal margin in the eastern and central NPZ (Figure 6.3.1b and c,top). These authors propose a "hot" Pyrenean-type margin characterized by both shallow brittle faulting of the upper crust and boudinage of the middle and lower crust. In the eastern Pyrenees, this boudinage mechanism creates two areas of crustal thinning separated by an unstretched crustal block. [START_REF] Clerc | High-temperature metamorphism during extreme thinning of the continental crust : a reappraisal of the North Pyrenean passive paleomargin[END_REF] argue that this model explains the presence of HT/LP metamorphic rocks both south and north of the Agly Massif (Figure 6.3.1c).

They assume that the pre-rift sedimentary cover was immobile relative to the mantle during the extraction of the ductile crust. In this model the proximal margin is about 30 km wide.

DETACHMENT MODEL

An alternative model for the western Pyrenees, [START_REF] Jammes | Tectonosedimentary evolution related to extreme crustal thinning ahead of a propagating ocean : Example of the western Pyrenees[END_REF] and [START_REF] Masini | The tectonosedimentary evolution of a hyper-extended rift basin : the example of the Arzacq-Mauléon rift system (Western Pyrenees, SW France)[END_REF] propose that the Aptian-Cenomanian extension was accommodated in two stages on northward dipping low angle detachments (Figure 6.3.1a,bottom). During the crustal thinning phase (late Aptian-early Albian) the brittle upper crust was thinned on normal faults above a decoupling level in the middle crust while lower crust and mantle lithosphere were thinned below. Along the southern border of the Mauléon sub-basin an extensional fault with breccias cuts pre-Pyrenean basement and is identified as the major early north-dipping detachment fault by [START_REF] Masini | The tectonosedimentary evolution of a hyper-extended rift basin : the example of the Arzacq-Mauléon rift system (Western Pyrenees, SW France)[END_REF]. In contrast, [START_REF] Teixell | The crustal evolution of the west-central Pyrenees revisited : Inferences from a new kinematic scenario[END_REF] describe this as a stratigraphic onlap contact rather than a fault and therefore refute this detachment model.

Mantle exhumation was achieved during the second extension phase (Albian-Cenomanian) along new basinward migrating detachment faults that cut across already thinned crust into the mantle.

The main detachments were sealed by onlapping Cenomanian strata (sag phase). In this model, the pre-rift sedimentary cover remains largely attached to tilted basement blocks. Espurt et al. (in prep.) propose that mantle rocks are exhumed in the Baronnies rift-basin in the central Pyrenees (Figure 6.3.1b,bottom) through intense normal faulting and lower crust thinning.

These authors propose that the north Pyrenean Barousse massif separates two areas of crustal thinning recorded by HT/LP Mesozoic metamorphic rocks south and north of the massif in the present day configuration. These metamorphic rocks are associated with peridotite bodies north of the massif but not to the south. Permo-Triassic half-grabens filled with detrital sedimentation record that some normal faults were initiated during Permo-Triassic rifting (Desegaulx et al., 1990).

Along the ECORS Pyrenees profile, [START_REF] Mouthereau | Placing limits to shortening evolution in the Pyrenees : Role of margin architecture and implications for the Iberia/Europe convergence[END_REF] and [START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF] propose that the geometry of the European margin is thinned over a distance of about 40-50 km, accommodated by normal faults in the upper crust and ductile thinning in the lower crust (Figure 6.3.1c,middle) although they do not identify a major detachment fault.

TECTONIC INVERSION

All the models agree that the Campanian-Maastrichtian earliest phase of Pyrenean convergence is associated with the closing of the exhumed mantle domain and that sedimentary succession that was deposited above the exhumed mantle was detached and thrust over the margins [START_REF] Lagabrielle | Mantle exhumation, crustal denudation, and gravity tectonics during Cretaceous rifting in the Pyrenean realm (SW Europe) : Insights from the geological setting of the lherzolite bodies[END_REF][START_REF] Mouthereau | Placing limits to shortening evolution in the Pyrenees : Role of margin architecture and implications for the Iberia/Europe convergence[END_REF][START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF][START_REF] Teixell | The crustal evolution of the west-central Pyrenees revisited : Inferences from a new kinematic scenario[END_REF]). In the central and eastern part of the Pyrenees, this stage is associated with wide spread inversion of former normal faults, focused in particular on the NPFT and with folding of syn-orogenic strata [START_REF] Lagabrielle | Mantle exhumation, crustal denudation, and gravity tectonics during Cretaceous rifting in the Pyrenean realm (SW Europe) : Insights from the geological setting of the lherzolite bodies[END_REF][START_REF] Mouthereau | Placing limits to shortening evolution in the Pyrenees : Role of margin architecture and implications for the Iberia/Europe convergence[END_REF][START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF]. In the centre-west Pyrenees [START_REF] Teixell | The crustal evolution of the west-central Pyrenees revisited : Inferences from a new kinematic scenario[END_REF] consider the NPFT as the plate suture that accommodated the lower to middle Eocene early continental collision by the overriding of the Iberian margin onto the thinned European margin.

The southern part of the NPZ, especially the IMZ, represents the pre-and syn-rift Mesozoic sedimentary rocks that were located in the hyper-extended and exhumed mantle domains. A similar mechanism is proposed by [START_REF] Lagabrielle | Mantle exhumation, crustal denudation, and gravity tectonics during Cretaceous rifting in the Pyrenean realm (SW Europe) : Insights from the geological setting of the lherzolite bodies[END_REF] for the eastern Pyrenees, who propose that during tectonic inversion, the exhumed sub-continental European mantle is subducted beneath the European crust, while the syn-rift basins now represent narrow discontinuous zones of verticalized Mesozoic sediments.

DISCUSSION OF THE MODELS

The eastern Pyrenees records temperatures of up to 600 °C recorded in the IMZ while the centrewest Pyrenees in contrast record temperatures of 300-400 °C [START_REF] Clerc | High-temperature metamorphism during extreme thinning of the continental crust : a reappraisal of the North Pyrenean passive paleomargin[END_REF]. Clerc and Lagabrielle (2014) propose that this is in favor of a "hot" Pyrenean-type margin in the east associated with boudinage of the crust while the centre-west Pyrenees is a "cold" margin where the extension would be fault-dominated, and therefore suggest an along-strike change in the mode of thinning of the crust.

The central domain represents a transitional domain between the cooler, fault-dominated extensional settings in the west and the hotter domain that deforms in a more ductile way in the east. This distinction is contradictory with the ductile deformation of the crust proposed by [START_REF] Teixell | The crustal evolution of the west-central Pyrenees revisited : Inferences from a new kinematic scenario[END_REF]. We suggest three hypotheses (1) evidences of HT temperature are not-preserved in the centre-west of the Pyrenees and the whole system was a "hot" Pyrenean-type margin, (2) deformation in the centre-west Pyrenees is not controlled by the thermal regime of the lithosphere and boudinage FIGURE 6.4.1 -Geological map along the section, based on fieldwork and published geological maps from [START_REF] Paris | Notice explicative, Carte géologique de France (1/50000), feuille Saint Gaudens[END_REF], [START_REF] Barrère | Notice explicative, Carte géol[END_REF][START_REF] Debroas | Notice explicative, Carte géologique de France (1/50000[END_REF]. Black rectangle shows the location of Figure 6.4.3. Section trace shows the location of Figures 6.4.2 and 6.5.1. 6.4 Structure of the Aquitaine Basin and central North Pyrenean Zone

The Sub-Pyrenean Thrust (SPT) was originally the northern breakaway fault of the Aptian to Cenomanian rift system. From late Albian to Cenomanian it also appears to have acted as a conduit to supply a major alkaline magmatic centre in its hangingwall (Recurt Formation ;[START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF] and reference therein). Volcanic and intrusive magmatic units thicken from 300 m northward to > 1km into the fault. The early foreland basin succession (Comminges Basin) overlies the Sub-Pyrenean Zone (SPZ). The SPT was only partially inverted during late Pyrenean compression and preserves a net normal displacement at depth. It is sealed by the upper Carcassone Group (Priabonian, [START_REF] Serrano | Cet événement est associé à des intrusions magmatiques, attestées par la présence d'ophites fréquemment associées au dépôts du Keuper Gp[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF].

The Paleocene succession (Aude Valley and Rieubach groups) has a constant thickness over the SPZ while the lower Eocene (Coustouge Group) thins southward. The SPZ series is folded into kilometric upright SE-NW-trending folds above the Keuper evaporite layer that are dated as Lutetian-Bartonian.

Below the Keuper evaporites basement blocks are uplifted on inverted normal faults. The Lower Carcassonne group records northward migration of folding [START_REF] Paris | Notice explicative, Carte géologique de France (1/50000), feuille Saint Gaudens[END_REF]. The Saint Marcet-Proupiary anticline is cored by a salt diapir recording halokinesis during Aptian-Cenomanian extension [START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF].

The NPFT is an inverted normal fault sealed within the Maastrichtian series. It records the early Pyrenean inversion of the Albo-Cenomanian Bigorre Black Flysch hangingwall rift depocentre [START_REF] Debroas | Le Flysch noir albo-cénomanien témoin de la structuration albienne à sénonienne de la Zone nord-pyrénéenne en Bigorre (Hautes-Pyrénées, France)[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]. No evidence for major HT/LP metamorphism has been identified in this basin, as is the case in the Baronnies rift-basin that lies along strike to the west [START_REF] Debroas | Le Flysch noir albo-cénomanien témoin de la structuration albienne à sénonienne de la Zone nord-pyrénéenne en Bigorre (Hautes-Pyrénées, France)[END_REF]Espurt et al., in prep.). Mesozoic sedimentary cover north of the Milhas Massif is deformed by a combination of north-verging folds and salt tectonics [START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]. The Milhas Massif is itself Paleozoic basement-cored anticline. NPZ (FIGURE 6.4.3) The metamorphic units along the section line are made of recrystallized carbonates of Lower Jurassic to Lower Cretaceous in age and undifferentiated marbles and marble breccias. Triassic strata are absent. The northern boundary of the metamorphic zone is interpreted as a regional tectonic contact [START_REF] Debroas | Notice explicative, Carte géologique de France (1/50000[END_REF] but poor outcrop conditions make it difficult to characterize with more accuracy. Three main peridotite bodies outcrop in this area : the Moncaup [START_REF] Clerc | High-temperature metamorphism during extreme thinning of the continental crust : a reappraisal of the North Pyrenean passive paleomargin[END_REF], the Tuc de Tesse, and the Tuc de Haurades Massifs (Figure 6.4.3a). A detailed map of the IMZ (Figure 6.4.3a) shows an anticline of non-metamorphic strata lying between two faulted branches of the IMZ (Figure 6.4.3). The Lower Triassic to lower Aptian non-metamorphic series represents the sedimentary cover of the Paleozoic Milhas Massif. The two metamorphic units and their underlying faults connect to the Bouigane Fault to the east toward the Ballongue rift-basin (Figure 6.4.3a).

INTERNAL METAMORPHIC ZONE, SOUTHERN

We interpret the metamorphic outcrops as half klippe of the IMZ tectonic unit that was thrust over the NPZ non-metamorphic unit (Figure 6.4.3c) during early convergence. Both units were subsequently folded together and the northern flank of the Tuc de la Serre anticline was cut by a north-verging reverse fault, which connects eastward to the Bouigane Fault in the Ballongue rift-basin (Figure 6.4.3a).

Later erosion results in the half-window geometry observed today. These features clearly demonstrate 6.4 Structure of the Aquitaine Basin and central North Pyrenean Zone for the first time the allochthonous nature of the IMZ. In order to further characterize the nature of the IMZ basal contact we next describe the Tuc de Haurades area (some 5 km east of the section trace), which lies along the front of the IMZ nappe.

TUC DE HAURADES PERIDOTITE

The Tuc de Haurades lherzolite body is 500 m long and 100 m wide surrounded by marble breccias (Figures 6.4.3 and 6.4.4) along the faulted northern boundary of the IMZ (here named the 3MF ; "Chevauchement Frontal Nord" of Marty, 1976). North of this fault southeast-dipping Upper Cenomanian-Turonian unmetamorphosed marl-rich sedimentary breccias include only non-metamorphosed carbonate clasts [START_REF] Debroas | Notice explicative, Carte géologique de France (1/50000[END_REF]. This post-rift series unconformably overlies the unmetamorphosed Jurassic cover (Figure 6.4.4b) to the north.

The lherzolite is made of N50 north dipping layers (1-2 cm thick) of fine-grained matrix cut by perpendicular white serpentine veins. The degree of serpentinisation and alteration of the peridotite increases southward (Figure 6.4.4b). We suggest that the serpentinisation gradient in the peridotite indicates the orientation of the mantle at the time it was exhumed, with the most serpentinised peridotite at the top. The base of the peridotite therefore lies along the 3MF.

Surrounding breccias are made of angular marble clasts often with a strong internal foliation lying in a recrystallized carbonate matrix, with small occurrences of millimeter-to centimeter-scale lherzolite clasts (Figure 6.4.4d). The breccia is very poorly sorted with marble clast size ranging from coarse sand to clasts of 25 cm in diameter. The breccia layer is estimated to be several hundred metres thick (Figure 6.4.4b) and continues to the east and west in the hangingwall of the 3MF for a distance of some 400 m (Figure 6.4.3a). The curved and steeply dipping contact between the peridotite body and the breccia is not exposed and its nature is difficult to ascertain. They are overlain to the south by marbles that display a clear foliation often identifiable as bedding (Figure 6.4.4e and f).

Stratigraphic ages assigned to these marbles are Lower to Upper Jurassic, passing southward to Lower Cretaceous marbles and hornfelsed Black Flysch turbidites [START_REF] Debroas | Modèle de bassin triangulaire à l'intersection de décrochements divergents pour le fossé albo-cénomanien de la Ballongue[END_REF][START_REF] Debroas | Notice explicative, Carte géologique de France (1/50000[END_REF].

As one approaches the breccia foliation in the marbles becomes difficult to identify. The marbles contain scapolite crystals throughout that are frequently aligned to form a horizontal to WSW-plunging lineation on the foliation (Figure 6 We propose that during Aptian-Cenomanian extension the Mesozoic sedimentary cover of the distal continental margin was detached along Keuper evaporites and displaced southward to overlie the exhuming mantle as a raft and get metamorphosed as it emplaced on the exhumed mantle. The WSW-plunging lineations of the scapolite minerals in marbles and top-to-south ductile deformation markers in marble support this latter hypothesis. This mechanism has been proposed in various places of the northern Pyrenean margin (e.g., [START_REF] Lagabrielle | Mantle exhumation, crustal denudation, and gravity tectonics during Cretaceous rifting in the Pyrenean realm (SW Europe) : Insights from the geological setting of the lherzolite bodies[END_REF][START_REF] Teixell | The crustal evolution of the west-central Pyrenees revisited : Inferences from a new kinematic scenario[END_REF]. As it overlays exhumed mantle, the cover was affected by HT/LP metamorphism, with temperature decreasing upward as attested by our estimates of paleotemperature. The angular clasts, the recrystallized matrix, disseminated clasts of lherzolite in the breccias, top-to-south extensional markers in the overlying marbles, and the stratigraphic position of the breccia layer between the deformed marble and the lherzolite suggest that the breccia formed along a southward detachment that placed the Mesozoic series in contact with the exhumed mantle. This detachment is inverted during the Pyrenean compression and represents the future 3MF.

In the eastern Pyrenees Clerc and Lagabrielle (2014) propose that the Mesozoic sedimentary cover gets over the exhumed mantle during the traction-assisted décollement (i.e., the crust is extracted during boudinage and the sedimentary cover is immobile relative to mantle). They support this model by a smooth restored topography of the margin at the rifting stage and the absence of raft structures indicating pure gravity sliding of the Mesozoic cover which is ductily deformed instead. However, salt sliding occurs even at low dip angle (Morley and Guerin, 1996 ;Brun and Fort, 2011), therefore the smooth restored topography of the margin argument should be considered with caution. Our reconstruction proposes a 9 km long IZM along our section, which is consistent with observed rafts above salt that can be tens of kilometers in size (e.g., Duval et al., 1992). Furthermore, our extensional model does not involve crustal boudinage (see below), therefore we are more in agreement with a salt sliding of the Mesozoic cover rather than a traction-assisted décollement. This sliding event must have occurred during earliest rifting as the Jurassic marbles and breccias are stratigraphically covered by Aptian-Cenomanian turbidites of the Black Flysch Group [START_REF] Debroas | Modèle de bassin triangulaire à l'intersection de décrochements divergents pour le fossé albo-cénomanien de la Ballongue[END_REF]. We can make the hypothesis that the sedimentary cover was detached as the rift opened and glided down into the exhumed mantle area. Ductile deformations (Figure 6.4.4e and f) in the cover may have occurred after the raft individualized as the mantle was progressively exhumed and the Mesozoic cover became heated.

Serpentinised mantle ridges are a common feature of rifted margins (e.g., Sayers et al., 2001 ;Espurt et al., 2012 ;Sutra and Manatschal, 2012 ;Figure 6.1.1). The Tuc de Haurades peridotite body may be an ancient mantle ridge that was decapitated during the Pyrenean inversion of the basal detachment during Early Campanian. In this area, the detachment and the thrust fault would therefore be distinct :

the base of the breccias/top peridotite body contact represents the detachment while the base of the peridotite represents the thrust fault (3MF).As the peridotite is not in contact with the syn-rift sedimentary rocks, the ridge grew within the marbles succession and was not at sea-bottom. Another possibility would be that this peridotite body has been incorporated as a tectonic mantle lens into the fault breccia during the Aptian-Cenomanian extension. This requires that this body is surrounded by breccia also along its northern flank. If the Tuc de Haurades peridotite body were a tectonic lens, we would expect a more general serpentinisation of the peridotite rather than a gradient. In order to be consistent with the serpentinisation gradient we described, the peridotite must have remained in its original orientation while it was incorporated into the breccia. To answer this question, the detailed geometry of the northern flank of the Tuc de Haurades peridotite requires further investigation.

In summary, the north Pyrenean zone shows thick-skinned inversion of rift margin faults combined with thin-skinned deformation of Mesozoic and Cenozoic cover above Keuper evaporites. The IMZ was emplaced during early convergence onto the non-metamorphosed margin along the 3MF and then folded along with its substratum during main collision. We sequentially restored the present-day cross section to late Eocene, late Maastrichtian and late Santonian times (Figure 6.5.1) to illustrate the geometry of the European margin during the main collision, early convergence, and earliest orogenesis, respectively. We use Eocene stratigraphic markers to correlate retro-foreland and retro-wedge geometries. Therefore our restoration at the late Eocene stage does not represent the end of the main compressional event, which is poorly dated (mid-Miocene ?).

The crustal cross section is a true cross section parallel to the shortening direction. Any strike-slip component is assumed to be negligible. We balanced the cross-section according to thrust tectonic principles (e.g., [START_REF] Dahlstrom | Balanced cross sections[END_REF][START_REF] Boyer | Thrust systems[END_REF][START_REF] Suppe | Geometry and kinematics of fault bend folding[END_REF][START_REF] Mitra | Fold-accommodation faults[END_REF] , Sutra and Manatschal, 2012 ;[START_REF] Tugend | Formation and deformation of hyperextended rift systems : Insights from rift domain mapping in the Bay of Biscay-Pyrenees[END_REF]. For eroded areas, we assumed a minimum shortening to reconstruct eroded volumes. A fixed pin-line is located north of the SPT. The Iberian lower crust was restored using a total horizontal shortening across the whole Pyrenean orogen of 150 km (averaged from published estimates, see above). We subtracted this value from the length of the Iberian subducted slab to derive its position at the onset of orogeny. This results in an absence of Iberian lower crust below about 58 km of the northernmost Iberian upper to middle crust at the pre-orogenic stage. This feature has been recognized on previous reconstructions [START_REF] Mouthereau | Placing limits to shortening evolution in the Pyrenees : Role of margin architecture and implications for the Iberia/Europe convergence[END_REF][START_REF] Teixell | The crustal evolution of the west-central Pyrenees revisited : Inferences from a new kinematic scenario[END_REF]Espurt et al., in prep.). The Iberian lower crust was subsequently transported northward relative to Europe during thrust stacking of the upper Iberian crust in the pro-wedge. The absence of lower crust has been observed below distal hyper-extended margins (e.g., Unternehr et al., 2010).

Our restoration model gives a total shortening in the central Pyrenean retro-wedge of about 31.2 km from Late Santonian to present-day (Figure 6.5.1). This does not take into account the closing of the entire exhumed mantle area. This shortening is calculated between the southern edge of the IMZ and the fixed pin-line located north of the SPT.

As this study focuses on the northern retro-wedge, we do not investigate deformation of the Iberian margin south of the NPF. Relevant deformation in the Iberian domain is based on Espurt at al.

(in prep.) and thermochronological data [START_REF] Fitzgerald | Asymmetric exhumation across the Pyrenean orogen : Implications for the tectonic evolution of a collisional orogen[END_REF]Withchurch et al., 2011). Additional The Late Santonian cross section represents the state of the European rifted margin just before the onset of plate convergence. The margin was about 65 km wide, with a necking domain of about 51 km (from the SPT to the north and the 3MF to the south) and a hyper-extended domain of about 14 km (from the NPFT to the edge of continental crust to the south, where the crust is less than 10 km thick).

Rifting ended in the middle/late Cenomanian (e.g., Olivet, 1994 ;[START_REF] Sibuet | Pyrenean orogeny and plate kinematics[END_REF]. From Late Cenomanian to Late Santonian, post-rift thermal subsidence is recorded by deposition of the Grey Flysch Group (93.9-84 Ma), which pinches out just north of the SPT and thickens southward (Angrand et al., submitted). The distal part of the necking zone was restored near to the surface as sedimentary rocks of the Grey Flysch Group overly the eastern sedimentary cover of the Milhas Massif (Figure 6.4.3a). The post-rift succession is extrapolated across the whole rifted margin and exhumed mantle domain with a gentle increasing thickness up to about 800 m.

Upper crustal extension in the necking domain was accommodated on two major normal faults, the precurers of the SPT and the NPFT that extend downward to the brittle-ductile transition. These faults controlled Black Flysch rift-basins (Bigorre, [START_REF] Debroas | Le Flysch noir albo-cénomanien témoin de la structuration albienne à sénonienne de la Zone nord-pyrénéenne en Bigorre (Hautes-Pyrénées, France)[END_REF]Baronnies, Espurt et al., in prep. ;Camarade, Baby et al. 1988). Salt tectonics was active within many of these depocentres (Canerot et al., 2005 ;[START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]. [START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF] propose that the SPT acted as a volcanic conduit for the Cenomanian Recurt magmatic centre in its hangingwall.

The hyper-extended domain is not identifiable at surface today. Its original width is estimated at about 9 km. In the study area peridotite bodies are found at the base of the IMZ, which records a higher metamorphism from bottom to top [START_REF] Debroas | Modèle de bassin triangulaire à l'intersection de décrochements divergents pour le fossé albo-cénomanien de la Ballongue[END_REF]. This supports the hypothesis that the base of the IMZ was in contact with hot (exhumed) mantle (e.g., Labagrielle et al., 2010 ;[START_REF] Clerc | High-temperature metamorphism during extreme thinning of the continental crust : a reappraisal of the North Pyrenean passive paleomargin[END_REF].

We have no evidence to allow us to detect if the exhumed mantle domain was completely or partially covered by the IMZ. We however assume that the syn-rift Black Flysch Group was deposited across the exhumed mantle domain as proposed further west (Ballongue rift-basin, [START_REF] Debroas | Modèle de bassin triangulaire à l'intersection de décrochements divergents pour le fossé albo-cénomanien de la Ballongue[END_REF]Mauleon Basin ;[START_REF] Masini | The tectonosedimentary evolution of a hyper-extended rift basin : the example of the Arzacq-Mauléon rift system (Western Pyrenees, SW France)[END_REF]. We use the minimum value of about 20 km for the exhumed mantle domain to accommodate the preserved IMZ. [START_REF] Mouthereau | Placing limits to shortening evolution in the Pyrenees : Role of margin architecture and implications for the Iberia/Europe convergence[END_REF] propose a width of 50 km for the exhumed mantle domain.

LATE MAASTRICHTIAN : END OF EARLY CONVERGENCE (FIGURE 6.5.1B) The first convergence phase took place from earliest Campanian to late Maastrichtian. Convergence was accommodated by (1) closure of the exhumed mantle domain accompanied by emplacement of the IMZ and its cover onto the southern edge of the "non-metamorphic" units necking domain along the 3MF, and (2) gentle inversion across the necking domain. Retro-wedge shortening during this phase is estimated at about 24.1 km, distributed mainly along the 3MF and the NPFT. In the necking domain the NPFT was sealed during the Maastrichtian [START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF].

Close to the 3MF, footwall lithologies record the same range of temperatures as the IMZ in the hangingwall (Figure 6.4.3c). This may be due to either uncertainty in the analyses of paleotemperature (absolute uncertainty of 50 °C) or the non-metamorphic unit having been heated by the overthrusting metamorphic unit. This latter hypothesis could indicate that northward emplacement of the metamorphic unit occurred while it was still hot. This early orogenic phase was coeval with the first phase of subsidence in the foreland basin, recorded by the Petites Pyrenees Group (Comminges Basin ; [START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]. Post-rift thermal subsidence was still active across the stretched margin, contributing significantly to subsidence (Angrand et al., submitted). The Petite Pyrenees Group (84-66 Ma) was sourced from an as yet unidentified high to the east (Plaziat, 1981 ;Monod et al., 2014), with facies deepening westward. This is consistent with a low relief or submarine orogenic wedge at the early stage of convergence.

6.5 Structural model and sequential restoration END EOCENE : CONTINENTAL COLLISION (FIGURE 6.5.1C) During about 7 Myr (Danian-Thanetian) a quiet phase in the Aquitaine Basin is characterized by a slowdown in tectonic subsidence and sedimentation rates [START_REF] Sinclair | Asymmetric growth of the Pyrenees revealed through measurement and modeling of orogenic fluxes[END_REF][START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]. No major retro-wedge deformation can be assigned to this period. Gentle shortening is however recorded in the pro-wedge (Grool et al., submitted). New numerical modeling of Grool et al. (submitted) suggests that during this period the orogen established its asymmetry at depth and deformation becomes mainly focused into the pro-wedge.

The main collision phase occurred during the Eocene (Figure 6.5.1c) when the Iberian crust, coupled to a fragment of its underlying mantle, was transported northward and thrust into the European retro-wedge. This mantle body later becomes the Saint-Gaudens mantle body. The role of the NPF to the south is poorly constrained. We propose that the European crust is transported southward along with the inverted syn-rift material as a backthrust along the NPF. A southward displacement of the sedimentary cover is also proposed by [START_REF] Teixell | The crustal evolution of the west-central Pyrenees revisited : Inferences from a new kinematic scenario[END_REF] In the central Aquitaine Basin, the Eocene began with deposition of marine carbonates (56-47.8 Ma), followed by a thick continental series as the basin became overfilled. Deposition of continental facies continued until at least the Oligocene. These sediments contain clasts of Maastrichtian to Thanetian limestones sourced from the south [START_REF] Paris | Notice explicative, Carte géologique de France (1/50000), feuille Saint Gaudens[END_REF] most likely due to erosion of the uplifting NPZ. The foreland depocenter migrated northward to the Mirande depocentre in the Lutetian. OLIGOCENE TO PRESENT : END OF THE PYRENEAN COMPRESSION (FIGURE 6.5.1D) As it encounters the mantle wedge of the European crust, the Iberian lower crust was decoupled from it's upper crust and subducted. The main shortening in the Iberian plate occurs at this time by southward propagating thrusting [START_REF] Fitzgerald | Asymmetric exhumation across the Pyrenean orogen : Implications for the tectonic evolution of a collisional orogen[END_REF]Withchurch et al., 2011 ;Teixell, 1996).

Progressive stacking of AZ crustal imbricates steepens the NPF, uplifting in the NPZ and causing the final folding of the IMZ. In the deep retro-wedge, the Saint-Gaudens mantle body is fully emplaced within a triangle zone, accommodated mainly by backthrusting along the NPF. Horizontal shortening in the retro-wedge is only about 2.0 km during this phase. It is recorded by folding in the SPZ and inversion of the SPT, which is sealed within the Oligo-Miocene series [START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]. Eroded sediments from the uplifting orogen edifice were deposited as the Upper Carcassonne Group (38-11 ? Ma). This restored map revises and updates the model of [START_REF] Tugend | Formation and deformation of hyperextended rift systems : Insights from rift domain mapping in the Bay of Biscay-Pyrenees[END_REF][START_REF] Tugend | Spatial and temporal evolution of hyperextended rift systems : Implication for the nature, kinematics, and timing of the Iberian-European plate boundary[END_REF] for the rift between the The proximal domain of the European margin corresponds to the Aquitaine and Medoc Platforms, where little or no crustal stretching is observed [START_REF] Biteau | The Aquitaine Basin[END_REF]Angrand et al., submitted). The Landes High is part of the proximal domain, separating the Parentis and the Arzacq-Adour-Comminges rift-basins. East of the Toulouse Fault, the proximal domain continues further south to include the Carcassonne High. On the Iberian plate the hyper-extended domain is larger. As we focus on the European margin we cannot conclude if the Ebro Block was also segmented. Therefore the continuation of the Toulouse Fault toward the south remains unclear.

In the necking domain, small half and full graben develop on tilted basement blocks. In the east and central north Pyrenees the inverted necking domain is preserved in the NPZ (e.g., Bigorre, Camarade basins). In the central area the necking domain partly underlies the foreland basin where the Arzacq-Adour-Comminges rift-basin is bounded to the east by the Eastern Crustal Lineament (ECL, Angrand et al., submitted). In the central NPZ the E-W faulted depocentres are organized in a dextral "en échelon" pattern [START_REF] Debroas | Modèle de bassin triangulaire à l'intersection de décrochements divergents pour le fossé albo-cénomanien de la Ballongue[END_REF][START_REF] Debroas | Le Flysch noir albo-cénomanien témoin de la structuration albienne à sénonienne de la Zone nord-pyrénéenne en Bigorre (Hautes-Pyrénées, France)[END_REF]). On our section line this domain is represented by the stretched area between the SPT and the NPFT to the south. Toward the west, the Grand-Rieu ridge is a continental block between the necking domain and the hyper-extended domain to the south (Figure 6.6.1 ;[START_REF] Masini | The tectonosedimentary evolution of a hyper-extended rift basin : the example of the Arzacq-Mauléon rift system (Western Pyrenees, SW France)[END_REF][START_REF] Teixell | The crustal evolution of the west-central Pyrenees revisited : Inferences from a new kinematic scenario[END_REF].

The present-day NPFT is not a single fault but is made of a series of inverted normal faults. East of the Toulouse Fault-ECL, it represents a series of inverted break-away faults between the proximal and necking domains. To the west it delimits the necking and hyper-extended domains while the breakaway faults lie further north, now inverted to form the SPT.

The hyper-thinned and exhumed mantle domains are characterized by a complex network of triangle-or losenge-shaped rift-basins (e.g., Ballongue Baronnies rift-basins ; [START_REF] Debroas | Modèle de bassin triangulaire à l'intersection de décrochements divergents pour le fossé albo-cénomanien de la Ballongue[END_REF]1990 ;[START_REF] Choukroune | Tectonique des plaques et Pyrenees : sur le fonctionnement de la faille transformante nord-pyrénéenne ; comparaisons avec des modèles actuels[END_REF] frequently associated with HT-LP metamorphism and the exhumation of mantle rocks. However, this conclusion for the exhumed mantle domain is only hypothetic as we cannot constrain its width with accuracy. Along our section line the IMZ tectonic unit is restored 6.6 Discussion along the 3M Fault to lie above the exhumed mantle domain,which is assigned a minimum width of about 20 km (Figure 6.5.1a). Further north the Bigorre rift-basin lies in the necking domain so we conclude that the hyperthinned domain does not outcrop but must lie at depth in the inverted margin. The Bigorre basin is the eastern lateral equivalent of the Baronnies rift-basin where HT-LP metamorphism and the presence of the Avezac lherzolite body clearly place it in the hyper-thinned domain (Figure 6.3.1b, middle ;[START_REF] Debroas | Le Flysch noir albo-cénomanien témoin de la structuration albienne à sénonienne de la Zone nord-pyrénéenne en Bigorre (Hautes-Pyrénées, France)[END_REF]Espurt et al., in prep). We propose that there were two exhumed mantle domains : in the western and central Pyrenees the EMD lies futher north (Bigorre, Mauléon), while to the east the exhumed mantle domain lies further south. Coming eastward the more northern exhumed mantle domain pinches out, while the southern exhumed mantle domain (on our section line) closes to the west and opens to the east. In the transition zone, to the west of our section line the overlapping exhumed mantle domains are separated by the non-metamorphosed Barousse massif.

It is noteworthy that this transition area coincides with a step in the location of peridotites bodies [START_REF] Lagabrielle | Mantle exhumation, crustal denudation, and gravity tectonics during Cretaceous rifting in the Pyrenean realm (SW Europe) : Insights from the geological setting of the lherzolite bodies[END_REF]their Figure 1 ;Corre et al., 2016). In the eastern Pyrenees they are generally close to the NPF while they outcrop further north, west of this transition zone. Furthermore, the well-known IMZ terminates about 30 km to the west of the study area [START_REF] Barrère | Notice explicative, Carte géol[END_REF].

In the westernmost part of the Pyrenees (west of Pamplona fault) the Nappe des Marbes (NdM) records HT/LP metamorphism of the Mesozoic sedimentary cover. In between the IMZ and NdM, peridotite bodies are found further north. In view of the thin skinned nature of the IMZ demonstrated in this work, we may wonder if the NdM and IMZ were part of the same allochthonous unit which was subsequently eroded in the west-central part of the Pyrenees ? Alternatively, they may represent the cover of two distinct exhumed mantle domains separated by an area where the exhumed mantle domain was shifted to the north [START_REF] Lagabrielle | Mantle exhumation, crustal denudation, and gravity tectonics during Cretaceous rifting in the Pyrenean realm (SW Europe) : Insights from the geological setting of the lherzolite bodies[END_REF][START_REF] Clerc | High-temperature metamorphism during extreme thinning of the continental crust : a reappraisal of the North Pyrenean passive paleomargin[END_REF]. The strong segmentation of the rift may agree with the latter hypothesis. Combining these different elements, we propose that the rift system was partitioned with a major transfer zone (represented by the Toulouse Fault ; Angrand Our model for rift margin geometry differs from that presented in Clerc and Lagabrielle (2014), in which the central and eastern Pyrenees are characterized by two mantle uplifts separated by the North Pyrenean Massifs. Similarly, Espurt et al. (in prep.) propose that two areas of crustal thinning are separated by the Paleozoic Barousse Massif.

In our model stretching is mainly accommodated by normal faults in the upper crust and ductile thinning of the lower crust rather than by crustal boudinage. As we focus on only one margin of the rift system, it is difficult to identify the mode of crustal thinning and exhumation of the sub-continental mantle with accuracy. Nevertheless the observed structural style is more in favor of a detachment model than a boudinage model. Based on top-to-south markers in the marbles, we propose that the Mesozoic sedimentary cover slid down on exhumed mantle on a southward detachment (future 3MF). Our model shows that no continental crust lies between the peridotite and the metamorphic sedimentary units. The peridotite is not reworked in sedimentary breccia. We therefore propose that CHAPITRE 6. INVERSION OF A HYPER-EXTENDED RIFTED MARGIN that the retro-wedge records a decrease in total shortening from the central to the western Pyrenean orogen, which is supported by our reconstruction. Another feature of these gravity anomalies is that they are local and discontinuous across the orogen. As the rift system was highly segmented it is tempting to link this spatial variation of the mantle bodies across the orogen to spatial variations of the rift structures.

LINKING FORELAND BASIN BEHAVIOR TO PROGRESSIVE INVERSION OF A RIFTED MARGIN

The distinct phases of retro-foreland basin development along our section line [START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]) can be correlated with the progressive inversion of the hyper-extended European margin. We propose that :

1. The closure of the mantle exhumation domain and early inversion of the hyper-extended domain during Campano-Maastrichtian times were responsible for the initiation of orogenic loading on the southern edge of the European plate that generated the early retro-foreland basin (Figure 6.5.1b), 2. The paucity or absence of deformation and uplift in the northern Pyrenees (field observations, LT thermochronological dating ; e.g., [START_REF] Fitzgerald | Asymmetric exhumation across the Pyrenean orogen : Implications for the tectonic evolution of a collisional orogen[END_REF]Withchurch et al., 2011) during Danian-Selandian times correlates well with a period of very slow subsidence in the retroforeland basin, Forebulge migration has also been evoked in the central Andes and in the North American Cordilleran foreland as responsible for variations in foreland subsidence through time (e.g., Horton et al., 2001 ;Fuentes et al., 2011). In this case the temporal evolution of a local point in the basin would be represented by an initial back-bulge deposition, followed by a phase of limited or no subsidence followed by accelerating subsidence as the foredeep migrates outward (Horton et al., 2001). However, shortening is limited on the Pyrenean retro-wedge and the Aquitaine Basin did not migrate much toward the craton. It is however very difficult to measure migration due to the broader thermal subsidence overprint. Furthermore this quiet phase is synchronous across the basin and therefore does not correspond to a migration.

CONCLUSIONS

The Pyrenean retro-wedge results from the inversion of the European hyper-extended rifted margin. Early Cretaceous rifting strongly influenced the evolution of the retro-wedge and the Aquitaine Basin. Our reconstruction identifies the following characteristics for this retro-foreland system. The first phase is associated with the early inversion of extensional structures, the closing of the exhumed mantle domain, and the thrusting of pre-syn-rift material onto the proximal margin. The second phase corresponds to the main continental collision and loading of the plate, including the emplacement of an imbricate of mantle material into the European crust.

During this second phase the deformation starts in the retro-wedge during the Eocene and then migrates southward in the pro-wedge toward the Oligocene.

2. The IMZ is an allochtonous unit that first slid onto exhumed mantle to the south from the distal (hyper-extended) European margin during extension and then was transported northward during the early phase of convergence. The IMZ may be allochthonous across the whole Pyrenees. Estimated shortening values from studies that do not take this into account are therefore underestimated. Foreland basins develop in front of orogens by flexure of the lithosphere. When they initiate over a crust that has been affected by a previous tectonic event, structural and thermal inheritance have a fundamental role in their evolution and different sources may contribute to basin subsidence. The present work analyzes the impact of inheritance from a rifting event on a foreland basin, which develops while thermal reequilibration has not been achieved at the time of loading. The Aquitaine Basin is the Pyrenean retro-foreland basin that developed from Campanian to Miocene. The Pyrenean orogenesis follows an Aptian-Cenomanian rifting during which the continental crust is thinned and sub-continental mantle exhumed. The orogenesis starts only 10 Myr after the end of rifting. The effects of crustal inheritance due to rifting on the evolution of the basin are studied by analyzing crustal structures, flexural behavior of the European plate, and foreland succession distribution. The subsidence evolution of the basin is studied by the 1D backstripping technique using borehole data. Finally, inversion mechanisms of the European margin are studied by cross-section construction and restoration at crustal scale. This study helps to define the role of rift inheritance on the initiation and the evolution of a retro-foreland basin, as well as the relative role of subsidence sources and their variations in space and time. The present work also shows the strong relationship between the retro-foreland basin's history and both mechanism and the history and mechanisms of inversion of a hyper-extended margin.

Key-words : Pyrenees, Aquitaine Basin, Foreland basins, Flexure, Tectonic inheritance, Crustal thinning

4. 1 .

 1 1Location map, geological map, topographic map of the study area, and a simplified crustal model for the Pyrenean orogen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4.2.1Structural cross-sections, stratigraphy and tectonic history summary for the central and eastern Aquitaine Basin . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4.3.1Map of Bouguer anomaly values across the Pyrenees, SW France . . . . . . . . . . . . . . 4.4.1Thickness map of the synorogenic foreland basin succession of the Aquitaine Basin (Campanian-middle Miocene) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4.5.1Analysis of crustal thinning due to rifting below the Aquitaine Basin . . . . . . . . . . . . 4.6.1Observed flexure and the modeled topographic flexure for different values of Te and the resulting Bouguer anomaly along four profiles . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4.6.2Observed flexure and combined modeled flexure and variations of Te along the profiles xix

  'avant-pays se développent au front des orogènes par flexure de la lithosphère. Bien que la source principale de flexure soit la charge topographique, d'autres sources peuvent, dans certains cas, contribuer à la subsidence dans le bassin, telles que des charges additionnelles cachées en sub-surface. La géométrie des bassins d'avant-pays dépend principalement de la rigidité de la lithosphère, ils sont asymétriques et s'amincissent vers le craton. Parmi les bassins d'avant-pays se distinguent les pro-bassins d'avant-pays, qui se développent sur la plaque inférieure et des rétro-bassins d'avant-pays, qui se développent sur la plaque chevauchante. Alors que les pro-bassins d'avant-pays sont progressivement intégrés dans l'orogène, du fait de la subduction ou du sous-placage de la plaque, les rétro-bassins d'avant-pays sont relativement statiques et préservent l'ensemble des sédiments syn-orogéniques. Ce sont donc d'excellents laboratoires naturels pour étudier l'évolution d'un orogène. Lorsque les bassins d'avant-pays s'initient sur une croûte affectée par un épisode tectonique antécédent, par exemple un rifting, l'héritage structural et thermique de la lithosphère joue un rôle fondamental dans l'évolution des bassins d'avant-pays. En effet, durant le rifting, la lithosphère s'amincie, ce qui provoque la remontée du manteau. En retrouvant son état d'équilibre, la lithosphère se refroidit et subside : c'est la subsidence thermique. Le retour à l'équilibre se fait sur une période d'environ 50 Ma. D'un point de vue structural, la croûte continentale des marges hyper-étirées est caractérisée par un fort amincissement sur une faible distance horizontale. xxv OBJECTIFS Cette thèse analyse les effets de l'héritage d'un rifting sur un bassin d'avant-pays qui s'initie alors que la lithosphère n'a pas retrouvé son état d'équilibre thermique. Ceci est le cas du Bassin Aquitain (Sud-Ouest de la France) étudié dans cette thèse. Ce bassin est le rétro-bassin d'avant-pays pyrénéen qui s'est développé du Campanien (84 Ma) au Miocène moyen (âge incertain) sur la plaque européenne. L'orogenèse pyrénéenne fait suite à un rifting de l'Aptien (125 Ma) au Cénomanien (94 Ma) durant lequel la croûte continentale a été fortement amincie et le manteau sous-continental exhumé. Le rifting a été avorté avant la production de croûte océanique. L'orogenèse s'est développée seulement 10 Ma après la fin du rifting, alors que la lithosphère n'avait pas retrouvé son état d'équilibre thermique. L'étude du Bassin Aquitain permet donc d'analyser le rôle de l'héritage d'un rift sur la mise en place d'un bassin d'avant-pays en matière de flexure et d'inversion d'une marge hyper-amincie, de source de subsidence et de leur évolution dans le temps et l'espace, ainsi que les variations de subsidence dans le rétro-bassin d'avant-pays. Les grandes questions suivantes seront abordées : -Quel est le comportement flexural d'un rétro-bassin d'avant qui se développe sur une marge hyper-amincie ? -Comment les différentes sources de subsidence évoluent-elles au cours du temps ? -Quels sont les mécanismes d'inversion d'une marge hyper-amincie ? ORGANISATION DU MÉMOIRE ET DÉMARCHE Le manuscrit est divisé en trois parties. La première partie d'introduction, rédigée en français, est constituée de trois chapitres. Le Chapitre 1 présente une synthèse relative aux bassins d'avant-pays et aux différents mécanismes qui les contrôlent. Le Chapitre 2 est consacré à la présentation du Bassin Aquitain comme cas d'étude. Le Chapitre 3 présente les méthodes utilisées dans cette thèse. La Partie 2 est dédiée aux résultats et interprétations. Elle est subdivisée en trois chapitres dont deux sont rédigés en anglais sous forme d'articles (soumis, Chapitre 4, et en préparation, Chapitre 6) et un en français (Chapitre 5) qui présente des résultats préliminaires et une discussion sur le Chapitre 4. Premièrement (Chapitre 4), nous avons réalisé une étude à grande échelle de la flexure actuelle de la plaque européenne, en analysant les effets de l'héritage crustal dus au rift sur l'évolution du bassin. En utilisant des données de surface et de sub-surface, nous avons caractérisé la géométrie du socle, l'épaisseur crustale et l'amincissement crustal sous le bassin, afin de proposer un modèle de subsidence thermique post-rift. Couplé à des modèles flexuraux et des données gravimétriques d'anomalies de Bouguer, ceci a permis de caractériser les sources de subsidence, la segmentation du bassin et la variation latérale de rigidité de la lithosphère, ainsi que de préciser la nature de certaines anomalies gravimétriques. Ces travaux font l'objet d'une publication re-soumise après révisions modérées dans la revue Tectonics avec pour co-auteurs Mary Ford et Anthony B. Watts (Université d'Oxford). Le deuxième chapitre de la Partie Résultats (Chapitre 5) est consacré à l'évolution du bassin et à son remplissage sédimentaire au cours du temps. Une corrélation des différentes unités stratigraphiques d'est en ouest est présentée pour le bassin proximal, en intégrant des travaux issus du projet PYRAMID. L'évolution de la subsidence est étudiée par une analyse de subsidence 1D d'après des données de forages. Des nouvelles études de subsidence sont apportées dans la partie centre-ouest du bassin et compilées avec des travaux antérieurs déjà publiés dans la partie centre-est, également issus du projet PYRAMID. Cette partie présente des résultats préliminaires qui doivent faire l'objet d'investigations plus poussées. Le dernier chapitre de la partie Résultats (Chapitre 6) présente les travaux ayant porté sur la restauration séquentielle d'une coupe structurale d'échelle crustale dans la partie centrale de la Zone Nord-Pyrénéenne et du Bassin Aquitain, jusqu'à l'état de marge hyper-étirée. Ceci permet de comprendre la structure, le timing de déformation et les mécanismes d'inversion de la marge hyperétirée européenne. Pour compléter les travaux antérieurs acquis dans le cadre du projet PYRAMID, deux campagnes de terrain ont été menées dans la région d'Aspet (31), pour caractériser les géométries des différentes unités métamorphiques et non-métamorphiques dans la partie sud de la coupe et analyser les marqueurs de l'exhumation du manteau sous-continental. Localement, des analyses de thermométrie raman sont appliquées à des échantillons nord-pyrénéens pour estimer la température maximale atteinte par ces roches et contraindre les différentes zones affectées par du métamorphisme. Cette partie est présentée dans le Chapitre 6 sous forme d'une version préliminaire d'un article scientifique. La Partie 3 constitue les conclusions et les perspectives de cette thèse. En annexe sont présentés les tableaux regroupant les analyses de subsidence 1D et les analyses de thermométrie RSCM. BASSINS D'AVANT-PAYS FLEXURAUX 1.1.1 SYSTÈMES OROGÉNIQUES ET BASSINS D'AVANT-PAYS Le terme bassin d'avant-pays périphérique (peripheral foreland basins) a été introduit par Dickinson (1974) pour désigner les bassins flexuraux externes associés aux collisions continentales et les différencier ainsi des bassins d'avant-pays rétro-arc (retro-arc foreland basins), qui se développent en contexte de subduction océanique. Les bassins d'avant-pays périphériques se développent entre le front de l'orogène et le craton stable. Les pro-bassins d'avant-pays sont localisés sur la plaque qui

1. 1

 1 Les bassins d'avant-pays flexuraux distinctes (DeCelles et Giles, 1996) : a. Wedge-top : Cette région est composée des bassins de type piggy-back et des bords actifs du bassin, où le front orogénique chevauche le bassin flexural. Les dépôts sédimentaires recouvrent

  : le décollement basal β et la pente topographique α. Ces angles sont contrôlés par la flexure de la plaque plongeante et la nature du décollement. α dépend de la force du décollement basal (petit lorsque le niveau de décollement est faible), alors que β est principalement contrôlé par la flexure de la plaque. b. Foredeep : Cette région correspond au bassin flexural localisé entre le front chevauchant et le craton. La sédimentation y est principalement turbiditique à fluvio-deltaïque. Une discordance peut être présente à la transition entre le wedge-top et le foredeep. Cette zone est la plus épaisse du bassin d'avant-pays et a une géométrie prismatique, qui s'épaissit vers l'orogène.

  Internai duplexes ® Topographie front ® Triangle zone FI GURE 1.1.1 -(a) Représentation schématique d'un système orogénique et de son bassin sédimentaire. La déformation a lieu le long du front chevauchant. Dans le bassin, les sédiments sont plus grossiers dans la partie la plus proximale. Cette représentation permet de facilement modéliser le système avec le prisme orogénique, la charge topographique et le bassin d'avant-pays. (b) Coupe schématique d'un bassin d'avant-pays (DeCelles et Giles, 1996). Quatre zones flexurales sont définies: le wedge-top, le foredeep, le forebulge et le backbulge. a: pente topographique; f3: angl, e du décollement basal. Dans l'étude de DeCelles et Giles (1996) est mentionné l'empiètement du front chevauchant sur le bassin sédimentaire. 1. 1 .2 ETAT D'ÉQUILIBRE D'UN OROGÈNE Différents états géodynamiques sont reconnus pour un orogène. Ils sont associés à des enregistrements sédimentaires caractéristiques dans les bassins sédimentaires. Ces états ont été définis par Jamieson et Beaumont (1988) :

  [START_REF] Brandon | Late Caneozoic exhumation of the cascadia accretionnary wedge in the Olympic montains, northwest Washington State[END_REF] définissent l'état topographique du prisme orogénique Cascadia (U.S.A.) comme un équilibre entre les flux d'accrétions et d'érosions, en utilisant les analyses de traces de fissions et les taux d'exhumation. Plus tard, Will et et Brandon (2002) ont différencié les stades d'équilibres d'accrétions et topographiques: 1.2 Modèles stratigraphiques et Subsidence dans les bassins d'avant-pays -Equilibre topographique : cet état correspond à une immobilité locale du système. Selon Willett

1. 2

 2 MODÈLES STRATIGRAPHIQUES ET SUBSIDENCE DANS LES BASSINS D'AVANT-PAYS 1.2.1 MODÈLES STRATIGRAPHIQUES Du fait de la flexure de la lithosphère sous une charge, les bassins d'avant-pays sont asymétriques.

FIGURE 1 . 2 . 1 -

 121 FIGURE 1.2.1 -Etats dépositionnels d'un bassin d'avant-pays, d'après DeCelles (2012). (a) Représentation schématique d'un bassin d'avant-pays sous-alimenté. Le forebulge est soumis à l'érosion. (b) Représentation schématique d'un bassin d'avant-pays sur-alimenté. Le forebulge est recouvert de sédiments.

2 .

 2 Augmenter la pente du prisme résulte en un bassin plus profond mais ne modifie pas la largeur 1.2 Modèles stratigraphiques et Subsidence dans les bassins d'avant-pays du bassin. L'augmentation de courbure de la plaque provoque une augmentation de l'érosion du forebulge. 3. Augmenter la rigidité de la plaque résulte en un élargissement du bassin et une sédimentation plus distribuée sur l'ensemble du bassin. 4. Augmenter le taux de migration du bassin provoque un rétrécissement du bassin et fait passer le bassin en mode sous-alimenté. Au contraire, une migration lente permet aux sédiments de remplir la dépression. L'enregistrement sédimentaire varie entre les pro-et rétro-bassins d'avant-pays (Figure 1.2.2 ;

FIGURE 1 . 2 . 2 -

 122 FIGURE 1.2.2 -Caractéristiques des pro-et rétro-bassins d'avant-pays (gauche et droite de l'image), d'après Sinclair (2012). Ces caractéristiques sont décrites dans Naylor et Sinclair (2008). (a) Représentation schématique d'un système orogénique et des bassins d'avant-pays associés. (b) Chronostratigraphie des pro-et rétro-bassins d'avant-pays, représentant les phases de croissance et d'équilibre du prisme orogénique. (c) Courbes théoriques de subsidence tectonique.

FIGURE 1 . 2 . 3 -

 123 FIGURE 1.2.3 -Compilation de courbes de subsidence tectonique. Les noms avec des astérisques correspondent à des valeurs de subsidence totale. Bas : de pro-bassins d'avant-pays. Haut : rétrobassins d'avant-pays. La courbe en tirets sépare les taux lents (inférieurs à 0.05 km/Ma) des taux rapides (supérieurs à 0.05 km/Ma) et peut être utilisée pour comparer les deux graphiques.

1. 3

 3 PARAMÈTRES AFFECTANT LES BASSINS D'AVANT-PAYS 1.3.1 RAPPEL : LE MODÈLE D'AIRY En 1855, George B. Airy, Astronome Royal, a proposé que la différence entre les mesures géodétiques et astronomiques entre deux latitudes puisse être expliquée par des variations de masse en profondeur. Il suggéra que l'excès de masse causé par une topographie soit compensé en profondeur par un déficit de masse. Ceci est le principe fondamental de l'isostasie selon Airy. En effet, la topographie des chaînes de montagnes est compensée par des variations d'épaisseur de la croûte terrestre de densité homogène (i.e., une topographie positive est compensée par une racine crustale). Ce phénomène est le modèle isostatic dit d'Airy (d'après George B. Airy). La croûte est représentée comme "flottante" sur le manteau visqueux, ce dernier pouvant être poussé vers le bas ou attiré vers le haut en réponse à des variations d'épaisseur de la croûte. La racine r causée par une topogarphie h est donnée par : r = hρ topo ρ mantle -ρ topo (1.3.1) où ρ topo et ρ mantle sont les densités de la croûte et du manteau. Une dépression -h est compensée par un amincissement crustal et une remontée du manteau. Cette remontée est exprimée par :

1. 3

 3 FIGURE 1.3.1 -Représentation classique du modèle isostatique d'Airy. Les aires blanches représentent la croûte, les aires hachurées diagonalement sont le manteau et celles hachurées horizontalement correspondent aux matériaux qui remplissent la dépression. h est la topographie, r l'épaisseur de la racine crustale associée et Dc la profondeur de compensation (d'après Kalnins, 2011).

FIGURE 1 . 3 . 2 -

 132 FIGURE 1.3.2 -(a) Profil flexural d'une plaque infinie sous d'effet d'une charge large de P b /unité. (b) Profil flexural d'une plaque cassée sous l'effet d'une charge large de P b /unité. La charge est localisée à la limite de plaque. y max est la profondeur maximale de dépression. D'après Watts (2001).

1. 5

 5 HÉRITAGE CRUSTAL DANS LES BASSINS D'AVANT-PAYS Durant le rifting, la lithosphère s'amincit et s'affaiblit, elle est réchauffée par la remontée de l'asténosphère (McKenzie, 1978 ; et voir Section 1.3). La quantité d'amincissement n'est pas uniforme du craton au centre de la zone de rift. Il peut également varier along strike. Dans le cas d'une marge passive pauvre en magma (nous ne parlerons pas des marges passives riches en magma), deux zones sont définies : le domaine proximal (proximal domain), où l'amincissement est limité, et le domaine distal, où l'amincissement peut être très important et où le manteau peut y être exhumé (hyper-thinned et exhumed mantle domains). Ces deux domaines sont séparés par une étroite zone de transition où la croûte passe de son épaisseur initiale à une épaisseur réduite : le domaine d'étranglement (necking domain). Tugend et al. (2014) proposent un amincissement extrême de la croûte continentale dans le Golfe de Gascogne (Figure 1.5.1). Pas ou peu de d'amincissement est observé dans le domaine proximal, alors que le domaine d'étranglement montre une forte variation d'épaisseur. Le domaine distal hyper-étiré marque la transition avec la zone où le manteau sous-continental est exhumé.

FIGURE 1 . 5 . 1 -

 151 FIGURE 1.5.1 -Coupe géologique au niveau de la marge passive du Golfe de Gascogne d'après Tugend et al. (2014). C'est un exemple de marge passive hyper-étirée. Les noms des domaines sont liés à l'amincissement de la croûte.

FIGURE 1 . 6 . 1 -

 161 FIGURE 1.6.1 -Evolution de la densité des sédiments avec la profondeur. 1 : sel ; 2 et 3 : grès à saumures interstitielles ; 4 et 5 : shales riches en saumures. D'après[START_REF] Jackson | External shapes, strain rates, and dynamics of salt structures[END_REF]

FIGURE 2 . 1 . 1 -

 211 FIGURE 2.1.1 -(a) Localisation de la zone d'étude. (b) Carte géologique du Bassin Aquitain. AZ : Axial Zone ; NPZ : North Pyrenean Zone ; NPF : North Pyrenean Fault ; NPFT : North Pyrenean Frontal Thrust ; SPT : Sub-Pyrenean Thrust ; PF : Pamplona Fault ; MT : Mazamet thrust ; MM : Mouthoumet Massif.

FIGURE 2 . 2 . 2 -

 222 FIGURE 2.2.2 -Le profil ECORS Pyrénées et son interprétation, d'après Roure et al. (1989) (dans Serrano et al., 2006). Voir localisation en Figure 2.1.1.

FIGURE 2 . 2 . 3 -

 223 FIGURE 2.2.3 -Carte d'anomalies de Bouguer des Pyrénées, d'après[START_REF] Barnolas | Synthèse géologique et géophysique des Pyrénées -Volume 1 : Introduction. Géophysique. Cycle hercynien[END_REF]. La correction de Bouguer correspond à une densité de 2.67. Anomalies gravimétriques : SG : Saint-Gaudens ; L : Lourdes ; La : Labourd.

FIGURE 2 . 3 . 1 -

 231 FIGURE 2.3.1 -Trois modèles de reconstruction de la cinématique de l'Ibérie durant le Crétacé Inférieur. A : d'après Olivet, 1996 ; B : d'après Sibuet et al., 2004 ; C : d'après Jammes et al., 2009. Gauche : Reconstruction cinématique à 118 Ma. Droite : Reconstruction cinématique à 80 Ma. NA : North America, AF : Africa, IB : Iberia Eu : Europe. Lignes discontinues bleues et vertes : anomalies M0 et M33. Les cercles bleus sont les pôles de rotation. D'après Mouthereau et al. (2014).

2. 3

 3 Géodynamique et Stratigraphie : Du post-hercynien au pyrénéen

FIGURE 2 . 3 . 2 -

 232 FIGURE 2.3.2 -Modèles de reconstruction de la cinématique de l'Ibérie durant le Crétacé Inférieur d'après Vissers et Meijer, 2012. a : Reconstruction cinématique à l'Aptien. b : Droite : Reconstruction cinématique à 80 Ma (Campanien moyen). IB/Eu représente le pôle de rotation du système Ibérie/Europe.

  Le bassin flexural aquitain, qui s'est développé sur la plaque européenne, est superposé sur la marge passive hyper-amincie héritée du rift aptien-cénomanien. Cette histoire complexe résulte du mouvement de l'Ibérie par rapport à l'Europe, tout d'abord en distension à l'Aptien-Cénomanien puis en compression durant le Campanien-Miocène. Nous avons vu que la flexure d'un bassin d'avantpays est influencée par la structure de la lithosphère et son état thermique. Le Bassin Aquitain est un cas d'étude intéressant pour étudier l'héritage d'une marge hyper-étirée sur l'évolution d'un bassin d'avant-pays et la question se pose alors de savoir si ce rift a influencé l'évolution et remplissage du Bassin Aquitain. En lien avec les problématiques scientifiques évoquées en fin du chapitre précédent, certaines questions restent ouvertes concernant le Bassin Aquitain : -Comment l'héritage anté-pyrénéen a-t-il affecté la mise en place et l'évolution du Bassin Aquitain ? -Quel a été le rôle de l'amincissement crustal de la plaque européenne sur l'évolution du bassin d'avant-pays ? Pouvons-nous mieux caractériser spatialement l'amincissement de la croûte européenne ? -Quelles sont les sources de subsidence responsables de l'approfondissement du Bassin Aquitain ? -Pouvons-nous distinguer la subsidence thermique post-rift (Turonien-Santonien) de la subsidence flexurale orogénique (Campanien-Miocène) ? -Quel est le rôle des anomalies gravimétriques (Saint-Gaudens, Lourdes et Labourd) dans l'évolution du bassin et pouvons nous préciser leur nature ainsi que le timing de leur emplacement ? -Quelles sont les variations spatiales des unités stratigraphiques dans le bassin ? -Quelle est la cinématique et le style de déformation du rétro-prisme ? -Quelle est la relation entre la déformation du rétro-prisme et l'évolution du Bassin Aquitain ?Intégrer l'amincissement de la croûte européenne dans des modèles flexuraux peut nous permettre de comprendre le rôle de cet héritage. De plus, étudier la géométrie du rift nous permet par la suite de développer des modèles de subsidence post-rift associés au refroidissement de la lithosphère.Relier le timing de la déformation du prisme nord-pyrénéen et l'enregistrement de la subsidence dans le bassin d'avant-pays peut nous aider à caractériser l'évolution spatiale et temporelle du système orogénique ainsi que préciser les mécanismes de l'inversion structurale d'une marge hyper-amincie et l'emplacement de corps denses dans la croûte.

CHAPITRE 3 MÉTHODOLOGIEFIGURE 3 . 1 . 1 -

 3311 FIGURE 3.1.1 -Calcul de la flexure d'une plaque horizontale sous une charge topographique. La flexure calculée est comparée à la flexure observée (base du bassin d'avant-pays).

3. 1

 1 FIGURE 3.1.2 -Représentation géométrique d'un objet 2D à n côtés pour calcul de son attraction gravimétrique. D'après Talwani et al. (1959).

3. 1 . 3 FIGURE 3 . 1 . 3 -

 13313 FIGURE 3.1.3 -Analyse des anomalies gravimétriques. Comparaison de l'anomalie de Bouguer observée et de l'anomalie gravimétrique de la racine d'Airy calculée. t1gmax est ensuite utilisée pour calculer la hauteur équivalente de l'anomalie gravimétrique étudiée.

2 . 1 )

 21 où z est la profondeur. Les couches sont successivement retirées afin de corriger les variations de volumes des couches sous-jacentes. Cette étape se fait jusqu'à ramener la base du puits étudié à la surface. La courbe d'enfouissement de la base du puits représente la subsidence totale. La Figure 3.2.1 illustre le mécanisme de décompaction. La seconde étape consiste à isoler la composante tectonique de la subsidence totale. Pour se faire, la subsidence totale est corrigée des facteurs d'approfondissements non-tectoniques (paléo-3.2 Outils utilisés dans le Chapitre 5 Subsidence du Bassin Aquitain

FIGURE 3 . 2 . 1 -

 321 FIGURE 3.2.1 -Représentation schématique de la décompaction d'une pile sédimentaire. z 1 et z 2 sont les profondeurs du toit et de la base de la couche 1 à l'état présent. z ′ 1 et z ′ 2 sont les profondeurs du toit et de la base de la couche 1 après le retrait de la couche 3, la décompaction totale de la couche 2 et la décompaction partielle de la couche 1. L'évolution de la profondeur de la base du puits au cours du temps représente la subsidence totale.

FIGURE 3 .

 3 FIGURE 3.3.1 -(a) Représentation schématique du principe de l'algorithme flexural slip. (b) Paramètres contrôlant la restauration. (c) Restauration. D'après Espurt (2009).

4. 2

 2 Geological setting day geometry of the foreland basin, the depth to Palaeozoic basement and Moho depth and thus derive crustal thickness ; (2) using these data to estimate crustal stretching and thus derive the amount of postrift thermal subsidence that occurred during orogenesis ; (3) analysis of Bouguer gravity anomaly data coupled with flexural modeling to constrain the lateral variations in elastic thickness, plate flexure, and the contribution of both surface and subsurface loads. We can thus compare and quantify the variable roles of an inherited rifted crust and of surface and subsurface loads in controlling foreland basin geometry. We show that flexure due to topographic loading alone cannot explain the observed foreland basin succession and that postrift thermal subsidence is locally an important component of subsidence of the Aquitaine Basin as it developed only 10 Myr after the end of Aptian-Cenomanian rifting.

  km ;Beaumont et al., 2000, 165 km). In the western part of the chain[START_REF] Teixell | Crustal structure and orogenic material budget in the west central Pyrenees[END_REF] propose 75-80 km of shortening. The highest topography reaches 3300 m above sea-level (Figure 4.1.1c). The north Pyrenees consist of three tectono-stratigraphic units (from south to north) (Figures 4.1.1b and 4.2.1a and b) : the North Pyrenean Zone (NPZ), the Sub-Pyrenean Zone (SPZ) in the centre and eastern retro-wedge, and the Aquitaine foreland basin. To the south, the Axial Zone (AZ) comprises south-verging imbricates of Palaeozoic rocks. The NPZ is a narrow (15-30 km) thick-skinned fold-thrust belt comprising non-metamorphic Mesozoic sedimentary rocks and Palaeozoic basement massifs to the north and a zone of LP-HT (up to 600°C) metamorphism of Albo-Cenomanian age, associated with

  s. 6d an d 7d ) Pr of ile 3 (F ig s. 6c an d 7c ) Pr of ile 2 (F ig s. 6b an d 7b ) Pr of ile 1 (F ig s. 6a an d 7a )

FIGURE 4 . 1 . 1 -

 411 FIGURE 4.1.1 -Location map, geological map, topographic map of the study area, and a simplified crustal model for the Pyrenean orogen. AZ : Axial Zone ; NPZ : North Pyrenean Zone ; NPF : North Pyrenean Fault ; NPFT : North Pyrenean Frontal Thrust ; SPT : Sub-Pyrenean Thrust ; PF : Pamplona Fault ; MT : Mazamet thrust ; MM : Mouthoumet Massif. (a) Location map of the study area. Note the occurrence of the domain of oceanic crust west of the Aquitaine Basin (contour from Tugend et al., 2015). The black contour represents the location of Figure 4.1.1b and c. (b) Simplified geological map of the Aquitaine Basin, showing the location of cross-sections in Figures 4.1.1d and 4.2.1. (c) Topographic map of the study area. See locations of the flexural profiles of Figures 4.6.1 and 4.6.2. (d) Simplified crustal model along the ECORS Pyrenees deep seismic profile (modified from Muñoz, 1992). See location on Figure 4.1.1b.

  FIGURE 4.2.1 -Previous page. Structural cross-sections, stratigraphy and tectonic history summary for the central and eastern Aquitaine Basin. NPF : North Pyrenean Fault ; NPFT : North Pyrenean Frontal Thrust ; SPT : Sub-Pyrenean Thrust ; AZ : Axial Zone of the Pyrenees ; NPZ : North Pyrenean Zone ; SPZ : South Pyrenean Zone ; AAC : Adour-Arzacq-Comminges rift ; Pft : Platform. The cross-sections are located on Figure 4.1.1b. (a) Cross-section through the eastern Aquitaine Basin (adapted from Ford et al., 2016). Colors used are those in the stratigraphic chart in d. (b) Cross-section through the central Aquitaine Basin (adapted from[START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]. Colors used are those in the stratigraphic chart in d. (c) Cross-section through the western Aquitaine Basin (adapted from[START_REF] Biteau | The Aquitaine Basin[END_REF]. Note that this cross-section has a distinct lithostratigraphic color scheme. (d) Stratigraphic chart and major tectonic events, compiled from[START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF] and[START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF] for the eastern and central Aquitaine Basin.

  FIGURE 4.3.1 -Map of Bouguer anomaly values across the Pyrenees, SW France. These data are provided by the International Gravimetric Bureau (BGI). Contours are every 20 mGal. Major positive anomalies are : PA : Parentis ; LA : Labourd ; L : Lourdes ; SG : Saint-Gaudens. The Black rectangle shows the location of Figures 4.4.1 and 4.5.1. Profiles P1 to P4 are presented in Figures 4.6.1 and 4.6.2. Superimposed major structures (red) are : NPF : North Pyrenean Fault ; NPFT : North Pyrenean Frontal Thrust ; SPT : Sub Pyrenean Thrust ; TF : Toulouse Fault ; PF : Pamplona Fault ; MT : Mazamet thrust. Major Aptian-Cenomanian depocentres are outlined in black (Parentis and Adour-Arzacq-Comminges (AAC) rift basin.

  Figure 4.4.1 presents a new map of the total preserved thickness of the foreland basin succession derived from a compilation of published isopach maps and both published and unpublished structural cross-sections[START_REF] Brgm | Géologie du bassin d'aquitaine[END_REF][START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]. Three sectors(east, central

  Figure 4.4.1) are recognized in the basin based on along-strike variations in basin geometry, sediment thickness, distribution and deformation (described below). Overall, the basin succession thickens southward, with the greatest thickness in the central sector. We delimit the eastern and central sectors by a broad NE-SW lineament that also affects the thrust front (ECL : Eastern Crustal Lineament, Figure 4.4.1) and that is sub-parallel to the well-known Toulouse Fault (Figure 4.1.1b). The ECL has no surface expression, as it is covered by recent sediments. A full preorogenic Mesozoic series (Triassic-Santonian) is preserved west of the Toulouse Fault, while to the east this series is absent (Carcassonne High ; Figure 4.2.1a and b). The western and central sectors of the foreland basin are characterized by a variably rifted crust and a Mesozoic succession that thickens westward (Figure 4.2.1b

  4.4.1 EASTERN BASIN East of the ECL, the foreland basin succession onlaps northward directly onto nonrifted Palaeozoic basement (Figure 4.2.1a). The proximal foreland basin shows a relatively simple flexural geometry, thickening to up to 5.5 km toward the south (Figure 4.4.1). North of the NPFT, the amount of shortening is low, mainly localized along the SPT (Figure 4.2.1a) in the west and on basement-involved thrusts in the east, which were active during foreland basin development. The resulting broad basement uplifts limited subsidence in the easternmost basin (e.g., Mouthoumet Massif, Figure 4.4.1). Farther north, the Mazamet Thrust defines the northern limit of the Montagne Noire Variscan massif and records Eocene-Oligocene northward thrusting (Figure 4.1.1b ; Demange and Jamet, 1986). We do not recognize any changes in the thickness or geometry of the foreland succession across the trace of the Toulouse Fault. However, there is clearly a major southward shift in the position of the basin depocentre across the ECL (Figure 4.4.1).

FIGURE 4

 4 FIGURE 4.4.1 -Thickness map of the synorogenic foreland basin succession of the Aquitaine Basin (Campanian-middle Miocene), derived from a compilation of data from structural cross-sections (PYRAMID crosssections : Ford et al., 2016 ; Rougier et al., 2016 ; and other ongoing works) and isopach maps (BRGM et al., 1974). White areas to the north have no foreland basin succession. White areas to the south of the NPFT represent the orogen. Contours are every 500 m. Profiles P1 to P4 are presented in Figures 4.6.1 and 4.6.2. NPFT : North Pyrenean Frontal Thrust ; SPT : Sub Pyrenean Thrust ; TF : Toulouse Fault ; PF : Pamplona Fault ; ECL : Eastern Crustal Lineament ; MN : Montagne Noire ; MT : Mazamet thrust ; MM : Mouthoumet Massif.

4. 5

 5 Crustal structure -Analysis of inherited rifting 4.4.3 WESTERN BASIN Farther west along the Atlantic coastline, the thickness of the Aquitaine basin succession does not show the characteristic asymmetrical flexural pattern (Figure 4.4.1) of a foreland basin. Instead,

4. 5

 5 Figure 4.5.1a shows the depth below sea level of the top to Palaeozoic basement (stratigraphically below Upper Triassic) derived from a compilation of isobath maps (BRGM et al., 1974), structural

  . North of the WSW-ENE trending Landes High, the Parentis rift opens westward to the oceanic domain of the Bay of Biscay(Figure 4.1.1a ; Jammes et al., 2010c ;[START_REF] Ferrer | Evolution of salt structures during extension and inversion of the Offshore Parentis Basin (Eastern Bay of Biscay)[END_REF]. 4.5.2 CRUSTAL THICKNESS AND STRETCHING OF THE CRUST Crustal thickness (Figure 4.5.1b) in the Pyrenean foreland has been calculated by subtracting the depth to top Palaeozoic basement (Figure 4.5.1a) from depth to Moho. We use a depth to Moho from a compilation of seismic reflection and refraction data (Bureau des Recherches Géologiques et Minières, French Geological Survey). Crustal thinning below the AAC and Parentis rifts is clearly identified. The main area of Aptian-Cenomanian crustal thinning would have lain farther south and is now integrated into the NPZ (e.g.,[START_REF] Lagabrielle | Submarine reworking of exhumed subcontinental mantle rocks : field evidence from the Lherz peridotites, French Pyrenees[END_REF][START_REF] Jammes | Tectonosedimentary evolution related to extreme crustal thinning ahead of a propagating ocean : Example of the western Pyrenees[END_REF].

  Figure 4.5.1c CHAPITRE 4. LATERAL VARIATIONS IN FORELAND FLEXURE OF A RIFTED MARGIN shows the calculated stretching factor (β) for the European crust, derived by comparing observed crustal thickness to a mean crustal thickness reference value of 34 km, observed below the unstretched Medoc and Aquitaine Platforms (Figure 4.5.1b), cratonward of the rift domain. We assume that after the continental rifting during Permo-Triassic times and thermal reequilibration during the Jurassic and early Cretaceous, the lithosphere of the future Aquitaine Basin was in equilibrium with a uniform crustal thickness at the onset of Aptian-Cenomanian rifting. β increases rapidly to the south and west of the northern stable platform, with a maximum β of 1.65 in the western AAC rift (Figure 4.5.1c). To the south of the AAC the inherited Grand-Rieu Ridge records local low β with an edge effect of β values < 1 along its southern boundary (NPFT). As expected, β is around 1 on the Carcassonne High to the east. To the northeast toward the Massif Central, data are extrapolated and must therefore be considered with caution.

  broken) elastic plate to a surface topographic load. The southern edge of the European plate (the plate break, Figure4.1.1c) was identified on two interpreted deep seismic profiles across the Pyrenees (ECORS PYRENEES : ECORS Pyrenees Team, 1988 ; ECORS ARZACQ :[START_REF] Teixell | The crustal evolution of the west-central Pyrenees revisited : Inferences from a new kinematic scenario[END_REF]. By extrapolating between these control points, we defined the trace of the plate break below the AZ (Figure4.1.1c).

Figure 4 . 1 .

 41 Figure 4.1.1c) : Profile 1 lies east of the Toulouse Fault, Profiles 2 and 3 are located in the central sector, passing through the Saint-Gaudens and Lourdes gravity anomalies, respectively. Profile 4 lies

FIGURE 4 . 5 . 1 -

 451 FIGURE 4.5.1 -Previous page. Analysis of crustal thinning due to rifting below the Aquitaine Basin. White areas are deformed areas south of the NPFT and SPT. Profiles P1 to P4 are presented in Figures 4.6.1 and 4.6.2. NPFT : North Pyrenean Frontal Thrust ; SPT : Sub Pyrenean Thrust ; TF : Toulouse Fault ; PF : Pamplona Fault ; ECL : Eastern Crustal Lineament ; AAC : Arzacq-Adour -Comminges ; Az : Arzacq subbasin ; Ad : Adour subbasin ; Cm : Comminges subbasin ; GRR : Grand-Rieu Ridge ; MN : Montagne Noire ; MM : Mouthoumet Massif. (a) Map of depth below sea-level to top Palaeozoic basement in the Aquitaine Basin. Compilation of data from isobath maps[START_REF] Brgm | Géologie du bassin d'aquitaine[END_REF], structural crosssections (PYRAMID cross-sections :[START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF][START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF] ; and other ongoing works), and interpreted seismic profiles[START_REF] Serrano | Le bassin d'Aquitaine : valorisation des données sismiques, cartographique structurale et potentiel pétrolier[END_REF]. Dashed black line represents the outcroping Paleozoic Massif Central. Contours every 1000 m. (b) Crustal thickness map of the European plate calculated using depth to top Palaeozoic basement in (a) and depth to Moho (source : Bureau des Ressources Géologiques et Minières, French Geological Survey). Contours every 1000 m. (c) Stretching factor map for the European crust (β). β is the ratio of the observed to an initial crustal thickness of 34 km. Note edge effects to the south of the GRR. Transparent area northeast of the bold dashed black line represents preorogenic sedimentary cover where data are affected by deformation of the Massif Central. White area to the northeast represents the Palaeozoic Massif Central. Contours every 0.1. (d) Map of postrift thermal subsidence since the onset of orogensis (S t o ) (84 Ma). S t o is based on the β value (uniform stretching model, McKenzie, 1978). Note the edge effects to the south of the GRR. Transparent area northeast of the bold dashed black line represents preorogenic sedimentary cover where data are affected by deformation of the Massif Central. White area to the northeast represents the Palaeozoic Massif Central. Contours every 500 m.

Figure 4 . 6 . 1 (

 461 Figure 4.6.1 (upper profiles) shows the topography and observed flexure (base of synorogenic succession) along the four profiles. Using a constant value of Te along the profiles, a range of Te values was tested(5, 10, 20, and 30 km). Irrespective of the value of Te used, there are clearly large discrepancies between the calculated and observed flexural profiles. These discrepancies increase westward as the calculated deflection becomes significantly less than the observed flexure. A simple flexural model with constant Te therefore cannot explain either the amplitude or the width of the synorogenic basin. A model incorporating a southward decreasing Te, qualitatively linked to the observed variation in β (Figure4.5.1c), with a "low" Te for the stretched crust and a "normal" Te in the platform was then tested (topographic load, models in Figure4.6.2, green lines). The resulting models better approximate the shape of the observed flexure, although the magnitude of the modeled flexure is still too low.

Figure 4 . 6 . 1 (

 461 Figure 4.6.1 (bottom profiles) show the observed Bouguer anomalies and the calculated Bouguer anomaly response of the previously calculated flexure. In the eastern sector and the eastern part of the central sector (Profiles 1 and 2, Figure 4.6.1a and b), the calculated Bouguer anomaly response of a flexure with Te values of 10 km is in agreement with the observed anomalies. This observation is validfor the southern part only, as the northern part is disturbed by the Massif Central. To the west, the discrepancies between the observed and calculated gravity anomalies increase westward(Profiles 3 and 4, Figure 4.6.1c and d). This implies that the observed topography cannot replicate the observed flexure or the observed gravity highs in the NPZ.

FIGURE 4 . 6 . 1 -

 461 FIGURE 4.6.1 -Caption next page.

FIGURE 4 . 6 . 1 -

 461 FIGURE 4.6.1 -Previous page. Observed flexure and the modeled topographic flexure for different values of Te and the resulting Bouguer anomaly along four profiles located on Figure 4.1.1c. Results for each profile are divided in two parts. Top : Comparison of observed base of foreland (blue line) to the modeled flexure due to topographic loading only. Calculations are based on a 2D broken plate, with the plate break located below the Axial Zone, for Te = 5, 10, 20 and 30 km. The topographic load is applied from the plate break to the NPFT. Bottom : Comparison of the predicted gravity anomalies (Airy root) based on surface loading (thick green line) to the observed Bouguer anomalies (solid blue line) and the gravity effected of the calculated flexure. Calculated gravity effects are based on calculated flexures in the upper figure. See text for details. See location of the plate break and profiles on Figure 4.1.1c. NPFT : North Pyrenean Frontal Thrust ; OFB : Outcropping Foreland Base.

  Figure 4.6.2 for Profiles 1 to 4 (orange lines). On Profile 1 (Figure 4.6.2a) where no Bouguer anomaly high is recognized in the NPZ, the positive part of the Airy isostatic anomaly is explained as the lateral influence of the Saint-Gaudens dense body (Figure 4.3.1), which creates a flexure of ∼280 m. On Profile 2 (Figure 4.6.2b) the buried load creates a flexure of ∼960 m. On Profile 3 (Figure 4.6.2c) the buried load creates a flexure of ∼340 m. Finally on Profile 4 (Figure 4.6.2d) the buried load creates a flexure of ∼1060 m. These values alone are too low to account for the observed flexure.

Figure

  FIGURE 4.6.2 -Caption next page.

FIGURE 4 . 6 . 2 -

 462 FIGURE 4.6.2 -Previous page. Observed flexure and combined modeled flexure and variations of Te along the profiles located on Figure 4.1.1c. Results for each profile are divided in two parts. Top : Comparison of the predicted combined flexural profiles (thick black line) due to topographic (green line) and buried (orange line) loads and S t o (light blue line). South of the NPFT, S t o has been extrapolated with constant value. Bottom : Te value used in the calculation. NPFT : North Pyrenean Frontal Thrust ; OFB : Outcropping Foreland Base ; Pyr. : Pyrenees ; AAC : Adour-Arzacq-Comminges ; LH : Landes High ; PA : Parentis. (a) Profile 1 : Eastern sector. (b) Profile 2 : Eastern part of the central sector of the Aquitaine Basin. Note that due to edge effect in the south of the S t o map, we remove the nonconsistent data prior to combining S t o with the load-induced flexural profile. (c) Profile 3 : Western part of the central sector of the Aquitaine Basin. (d) Profile 4 : Western sector. Note that the total flexure is shown with and without the effect of the Labourd buried load.

  While coherent with the work of[START_REF] Tugend | Formation and deformation of hyperextended rift systems : Insights from rift domain mapping in the Bay of Biscay-Pyrenees[END_REF], we provide a more detailed insight into the southwest European crustal geometry and stretching in the Pyrenean retro-foreland(Figure 4.5.1). New mapping of foreland crustal thickness shows that Aptian-Cenomanian stretching increased westward and southward across a segmented crust. Our derived stretching values are in the range of those of[START_REF] Tugend | Formation and deformation of hyperextended rift systems : Insights from rift domain mapping in the Bay of Biscay-Pyrenees[END_REF] for the southwest Aquitaine Basin.

  Figure 4.5.1c shows that within the AAC rift stretching and basin geometry are highly heterogeneous. Our data clearly define the northern limit of rifting in the west and central foreland and show that it stepped south to the east of the Toulouse fault

  enregistrement sédimentaire du bassin montre une évolution diachrone du système orogénique ainsi qu'un gradient proximal-distal E-W.-Deux épisodes d'approfondissement sont enregistrés (Campanien-Maastrichtien et Thanétien-Miocène moyen), séparés par une phase de quiescence (Danien-Sélandien).

  attestent d'une origine depuis la chaîne émergente mais également depuis une zone plus à l'est, suggérant une continuité du domaine émergé vers l'est, aujourd'hui non préservé. La transition entre les Petites Pyrenees/Plantaurel et Aude Valley Gps. est diachrone dans la partie est du bassin : elle débute dès le Maastrichtien à l'extrême est de la zone d'étude (sections PYRAMID S1-2) puis devient Maastrichtien (sections PYRAMID S3-4) à Maastrichtien terminal (sections PYRAMID S5-6) dans la partie centrale et ouest du bassin (Figure 5.1.3, Bilotte et al., 2005 et références citées). Durant la période Danien-Sélandien la géodynamique est calme dans le bassin (transition entre les Rieubach et Aude Valley Gps dans la partie centrale du bassin) et cette période se corrèle avec une absence de déformation dans le rétro-prisme pyrénéen et a été définie comme une phase de quiescence dans le bassin

  modélisation est en construction avec Kerry Gallagher (Université de Rennes) et nous espérons le compléter dans l'avenir. Les surfaces géologiques du bassin sont construites pour les horizons clés (Figure 5.2.1) : base Oligocène, base Paléocène et base Sénonien supérieur (Campanien-Maastrichtien), afin de représenter respectivement l'état du bassin durant la seconde phase orogénique, à fin de la première phase orogénique et la pré-configuration lors de l'initiation du bassin syn-orogénique. Il faut noter ici que le Campanien et Maastrichtien sont regroupés sous la dénomination Sénonien supérieur, car ces deux âges ne sont pas toujours distingués dans les sources utilisées. Il n'est pas possible de représenter la fin de la seconde phase orogénique à cause de la pauvre qualité des descriptions des terrains les plus récents du bassin (voir plus haut). Ces surfaces ont été construites d'après des données de cartes d'isopaques, de coupes structurales et de forages

  . La topographie actuelle est également représentée à partir d'un modèle numérique de terrain SRTM. Ces surfaces ont une maille de 0.05°. La topographie actuelle du Bassin Aquitain (Figure 5.2.1a) montre une diminution de l'altitude depuis le sud-est du bassin vers l'Océan Atlantique à l'ouest, avec une altitude maximum d'environ 500 m près du Front Chevauchant Nord Pyrénéen. La base de l'Oligocène (Figure 5.2.1b) montre une séquence sédimentaire oligocène à récent principalement concentrée dans la partie ouest du bassin le long de la Côte Atlantique (jusqu'à 1500 m de profondeur) et avec les profondeurs plus importantes le long d'un axe ONO-ESE, largement éloigné du front chevauchant de l'orogène occidental. Il y a peu à pas de sédiments de cet âge sur le Haut de Carcassonne. La base du Paléocène (Figure 5.2.1c) se retrouve sur la quasi-totalité du bassin, avec des profondeurs maximales au sud du Haut de Carcassonne (3000 m) et de manière locale dans la partie sud-ouest du bassin au front du CFNP (3500 m). Des variations dans la profondeur de la base du Paléocène dans le bassin rift Arzacq-Adour-Comminges (AAC) résulte d'une forte activité de tectonique salifère et de la présence du Grand-Rieu Ridge au sud

  . Le Eastern Crustal Lineament (ECL, Angrand et al., soumis, Chapitre 4) sépare clairement la zone de dépocentre à l'est du bassin de la zone centrale. L'approfondissement identifié à la base de l'Oligocène le long de l'Océan Atlantique est visible et accentué à la base du Paléocène (jusqu'à 2000 m). La base du Sénonien supérieur (Figure 5.2.1d) montre des profondeurs importantes (jusqu'à plus de 5500 m) au front du CFNP. La géométrie de cette surface est cohérente avec la base du Paléocène. Les fortes profondeurs à l'ouest du ECL sont décalées vers le sud par rapport au dépocentre sur le Haut de Carcassonne. Des variations d'épaisseurs locales dans le bassin rift AAC correspondent à celles identifiées sur à la base du Paléocène (Figure 5.2.1c). Ces variations d'épaisseurs interprétées comme étant associées à des structures salifères qui affectent une majeure partie de la pile sédimentaire. A l'ouest vers l'Océan Atlantique, la surface présente encore un approfondissement (jusqu'à 2500 m). Il faut également noter une géométrie incohérente dans la partie la plus à l'est du bassin. Ceci est un 5.2 Modèle géologique du Bassin Aquitain artefact et est un exemple des difficultés rencontrées lors de la construction des surfaces. L'analyse de ces surfaces montre que les structures crustales majeures héritées du rifting aptiencénomanien (Angrand et al., soumis, Chapitre 4) ont affecté les successions syn-orogéniques du bassin d'avant-pays aquitain jusqu'à l'Eocène au moins (Figure 5.2.1c et d), mais peu la base de l'Oligocène (Figure 5.2.1b). Bien que l'approfondissement global de ces surfaces vers le sud au front du CFNP soit caractéristique de la flexure du à l'orogène, la géométrie plus chaotique dans le secteur ouest est caractéristique de l'héritage pré-orogénique. La migration du dépocentre vers le nord durant l'Oligocène peut être associée à la croissance de l'orogène proposée par Biteau et al. (2006) et Hoth et al. (2008). 5.2.2 EPAISSEURS DES UNITÉS DU BASSIN D'AVANT-PAYS La Figure 5.2.2 montre les épaisseurs des différentes unités du bassin : Campanien-Maastrichtien (Figure 5.2.2a), Paléocène-Eocène (Figure 5.2.2b), Oligocène-Miocène (Figure 5.2.2c). L'épaisseur du Campanien-Maastrichtien (Figure 5.2.2a) est la plus importante au front du CFNP. Les épaisseurs restent faibles au nord sur les Plateformes Aquitaine et Médoc. Un dépocentre local est observé à l'ouest près de l'actuelle ligne de côte correspondant au bassin de Parentis. Les erreurs de la surface base Sénonien supérieur décrites plus haut à l'est du bassin se retrouvent ici également. Les épaisseurs de l'unité paléocène-éocène (Figure 5.2.2b) atteignent des valeurs proches de 3000 m dans la partie ouest du Haut de Carcassonne et près de 2000 m au sud-ouest du bassin, le long d'un axe ONO-ESE. Un décalage sénestre sépare ces deux dépocentres le long du système ECL/Faille de Toulouse. L'unité oligocène-miocène (Figure 5.2.2c) montre des épaisseurs plus faibles et est localisée à l'ouest de la Faille de Toulouse. Un axe NO-SE est observé dans la partie centrale jusqu'à la Faille de Toulouse, ainsi qu'un dépocentre sur toute la partie ouest vers la ligne de côte actuelle. En revanche, l'épaisseur est faible le long du CFNP. Les taux d'accumulation sont calculés d'après les épaisseurs (non décompactées) des unités décrites précédemment sur l'intervalle de temps correspondant à ces unités (Figure 5.2.2d à f). Les taux d'accumulation dans le bassin reflètent les différentes zones de déposition localisées au front du CFNP durant le Campanien-Maastrichtien et le Paléocène-Eocène. A l'Eocène, le maximum de sédimentation est localisé le long de l'axe dans le bassin et le long de la côte. La partie centre du bassin, au niveau du système ECL/Faille de Toulouse semble être une zone qui sépare les deux dépocentres principaux au début de la seconde phase orogénique (Figure 5.2.

FIGURE 5 . 2 . 1 -

 521 FIGURE 5.2.1 -Légende page suivante.

FIGURE 5 . 2 . 1 -

 521 FIGURE 5.2.1 -Page précédente. Profondeur par rapport au niveau marin des unités syn-orogéniques du Bassin Aquitain : a : topographie ; b : base de l'Oligocène ; c : base du Paléocène ; d : base du Sénonien supérieur. NPFT : North Pyrenean Frontal Thrust ; SPT : Sub Pyrenean Thrust ; TF : Toulouse Fault ; PF : Pamplona Fault ; ECL : Eastern Crustal Lineament ; AAC : Arzacq-Adour -Comminges ; MN : Montagne Noire ; MT : Mazamet Thrust. Compilation de données de BRGM et al. (1974), Ford et al. (2016), Rougier et al. (2016), Espurt et al. (en prep.), Ford et al. (en prep.) et Grool et al. (soumis). La ligne discontinue représente la base de la succession syn-orogénique à la surface (OFB : Outcropping Foreland Base). Contours tous les 500 m.

FIGURE 5 . 2 . 2 -

 522 FIGURE 5.2.2 -Légende page suivante.

FIGURE 5 . 2 . 2 -FIGURE 5 . 3 . 1 -

 522531 FIGURE 5.2.2 -Page précédente. Epaisseurs (haut) et taux d'accumulation (bas) des unités synorogéniques du Bassin Aquitain. NPFT : North Pyrenean Frontal Thrust ; SPT : Sub Pyrenean Thrust ; TF : Toulouse Fault ; PF : Pamplona Fault ; ECL : Eastern Crustal Lineament ; AAC : Arzacq-Adour -Comminges ; MN : Montagne Noire ; MT : Mazamet Thrust. Compilation de données de BRGM et al. (1974), Ford et al. (2016), Rougier et al. (2016), Espurt et al. (en prep.), Ford et al. (en prep.) et Grool et al. (soumis). La ligne discontinue représente la base de la succession syn-orogénique à la surface (OFB : Outcropping Foreland Base). Les contours des cartes d'épaisseurs (a à c) sont tous les 500 m. Les contours des cartes de taux d'accumulation (d à f ) sont tous les 50 m.

FIGURE 5 . 3 . 2 -

 532 FIGURE 5.3.2 -Courbes de subsidence tectonique pour différents puits du Bassin Aquitain, dans les zones est (a), centre (b), sud-ouest (c), est nord-ouest (d). Leurs positions sont montrées en Figure 5.3.1. Les couleurs sont arbitraires.

  3.4a) montre que ces puits sont localisés dans des zones où l'épaisseur varie fortement : une épaisseur des sédiments réduite localement va sous-estimer la subsidence tectonique. Ceci pourrait expliquer les valeurs de S t w /Y supérieures à 1 des puits LA115 et SRG001. Le puits VMF001 en revanche ne se trouve pas dans une zone affectée par une variation d'épaisseur locale mais au niveau d'un haut de socle paléozoïque représentant

> Vl ~ 3 :FIGURE 5 . 3 . 3 -FIGURE 5

 35335 FIGURE 5.3.3 -Valeurs d'amincissement crustal f3 et de Stwl Y pour les différents puits. Leurs positions sont montrées en Figure 5.3.1.

FIGURE 5 . 3 . 5 -

 535 FIGURE 5.3.5 -Rôle de la subsidence thermique post-rift dans la subsidence tectonique des puits du Bassin Aquitain. Leurs positions sont montrées en Figure 5.3.1. AAC: Arzacq-Adour-Comminges.

Figure 5 . 3 .Figure 5 . 3 .

 5353 Figure 5.3.6b pour les puits LNS001 et SRC001 (β = 1.5) est supérieur au β calculé par Angrand et al. (soumis, Chapitre 4) (β = 1.3). Les puits AMOU001, GRN001 et LA115 ont des valeurs de β estimées d'après la Figure 5.3.6b pour la période 84-66 Ma (respectivement 1.4, 1.2 et 1.4) inférieures aux valeurs de β calculées par Angrand et al. (soumis, Chapitre 4) pour ces puits (1.6, 1.3 et 1.5). Les courbes de subsidence tectonique s'éloignent des modèles théoriques de subsidence thermique après la première inflexion due à la subsidence flexurale. La correspondance est bonne pour le puits SRG001, qui présente une valeur de β = 1.4 d'après les deux méthodes et dont la géométrie de la courbe de subsidence tectonique est cohérente avec celle théorique estimée par la subsidence thermique post-rift. Bien que S t w /Y soit > 1 pour ce puits, la bonne correspondance entre les courbes de subsidence tectonique et subsidence thermique post-rift suggère que cette dernière est la principale source d'approfondissement du bassin dans cette zone.

FIGURE 5 . 3 . 6 -FIGURE 5 . 3 . 6 -

 536536 FIGURE 5.3.6 -Légende page suivante.

5. 4

 4 .2 EVOLUTION SPATIO-TEMPORELLE DE LA SUBSIDENCE TECTONIQUE DANS LE BASSIN AQUITAIN L'évolution de la subsidence dans le bassin est due aux différentes charges que sont la subsidence tectonique liée à l'orogène Pyrénéen et la subsidence thermique héritée du rift à l'Aptien-Cénomanien. L'enregistrement du gradient régional proximal à distal d'est en ouest dans le bassin et l'émersion progressive du domaine Pyrénéen d'est en ouest traduisent une évolution diachrone du système orogénique. Ceci résulte en une l'évolution spatiale et temporelle de la charge topographique qui est associée à la mise en place du bassin d'avant-pays. La réponse flexurale de la première phase orogénique (Campanien-Maastrichtien) est particulièrement bien enregistrée dans les parties est et centre du Bassin Aquitain mais relativement peu dans la partie ouest, où l'approfondissement du bassin est dû à la subsidence thermique post-rift. Au mur du CFNP cependant, les épaisseurs de sédiments campaniens-maastrichtiens montrent un épaississement, relativement limité vers le nord. La seconde phase orogénique s'enregistre dans la partie la plus au sud du bassin, au front de CFNP. Au sud-ouest, cette seconde phase est marquée sur la carte d'épaisseur de sédiments paléocènes-éocènes. Bien que les taux de sédimentations restent faibles durant l'Eocène-Oligocène, les dépocentres migrent vers le nord (Figure 5.2.2e et f) et sont alimentés depuis le sud. Ceci peut traduire une augmentation de la charge flexurale, cohérente avec l'édification du prisme orogénique. 5.4.3 LIMITATIONS DU MODÈLE THERMIQUE Bien qu'étant une première approche, ces observations confirment le rôle de la subsidence thermique post-rift dans l'approfondissement d'une partie du Bassin Aquitain. Les estimations de subsidence tectonique sont soumises aux incertitudes de la détermination de la paléo-bathymétrie qui est une source d'erreur non négligeable. Les valeurs de références utilisées dans la détermination de β (épaisseurs crustales initiales et actuelles) doivent également être considérées pour expliquer les écarts observés entre les estimations de β déterminées par Angrand et al. (soumis, Chapitre 4) et celles déterminées ici. D'autres facteurs peuvent également avoir un rôle dans la surestimation des valeurs de S t w /Y .L'estimation de la subsidence tectonique comporte des incertitudes fortes concernant la paléobathymétrie des différentes unités, ce qui peut résulter en une mauvaise estimation de la subsidence tectonique.De plus, la subsidence thermique peut quant à elle être surestimée, principalement car le modèle d'extension uniforme[START_REF] Mckenzie | Some remarks on the development of sedimentary basins[END_REF] assume une extension instantanée : aucune perte de chaleur n'a lieu durant l'extension et tout le retour à l'équilibre se fait durant la période post-rift, ce qui peut mener à une surestimation de la subsidence thermique. Cette première approximation reste néanmoins valable pour des valeurs de β inférieures à 2(Allen et Allen, 2014), ce qui est le cas pour l'ensemble du Bassin Aquitain (Angrand et al., soumis, Chapitre 4) et une durée de rifting (Aptien à Cénomanien, 31 Ma) inférieure à la durée de la constante thermique de la lithosphère (62.8 Ma,

5. 5

 5 Conclusionsla charge) et ne prend donc pas en compte la flexure de la lithosphère.5.4.4 TRAVAUX À POURSUIVRELa modélisation à grande échelle des horizons 3D du bassin demande à être continuée afin d'éliminer les erreurs liées à l'interpolation des données. En complément, un projet de modélisation du bassin à plus petite échelle, dans la partie centrale, a été initié durant cette thèse. Ce projet visait à utiliser des données sismiques 2D récupérées auprès du groupe TOTAL pour la région centrale de la Zone Nord Pyrénéenne et le sud du Bassin Aquitain, afin de construire un modèle structural et de comprendre la géométrie 3D de cette zone. En effet, nos travaux montrent que la partie centrale du bassin est une zone clé, marquant la transition entre le domaine peu affecté par la déformation aptienne-cénomanienne et le domaine centre/ouest où l'amincissement crustal a été important. Cependant, de nombreuses difficultés lors de l'utilisation de ces données sismiques ont été rencontrées (calage dans l'espace des données, qualité des lignes sismiques, conversion temps/profondeur) et le projet a été abandonné. Néanmoins, ces données sont toujours disponibles et sont dans une zone clé qui mérite investigation.

5. 5

 5 CONCLUSIONS L'enregistrement sédimentaire du Bassin Aquitain montre un diachronisme dans l'évolution des faciès et dans l'évolution du système orogénique attesté par un gradient régional proximal-distal d'est en ouest. L'évolution de la subsidence tectonique montre deux épisodes d'approfondissement du bassin (Campanien-Maastrichtien et Thanetien-Miocène moyen ?) séparés par une phase de quiescence (Danien-Sélandien). Dans le secteur est, la subsidence flexurale est marquée par un fort approfondissement dès le début de la convergence. La reprise du second épisode est plus précoce que dans les secteurs centre et ouest et est associée à une forte épaisseur de sédiments. Vers l'ouest la subsidence tectonique décroit et ces épisodes d'approfondissement sont moins marqués. La première phase est enregistrée uniquement dans la partie sud du secteur central. A l'ouest, l'approfondissement du bassin est dû à la subsidence thermique à cette époque. Cette observation est cohérente avec une subsidence flexurale qui débute à l'est, associée à une construction orogénique dès le Campanien-Maastrichtien. Cette étude de subsidence dans la partie est du bassin confirme que la subsidence flexurale est la principale source d'approfondissement du bassin. Dans la partie ouest, le rôle de la subsidence thermique post-rift a été prépondérant dans l'évolution du bassin : certains puits montrent une signature tectonique principalement thermique mais ne montrent que peu d'évidence de subsidence flexurale durant la première phase. 1 , M. Ford 1 , A.G. Bader 2 , and G. Rougier 1 CRPG, UMR 7358, 15, rue Notre-Dame-des-Pauvres, 54501 Vandoeuvre-les-Nancy, France. 2 BRGM, 3 avenue Claude-Guillemin, BP 36009 45060 Orléans Cedex 2, France KEY POINTS -The European margin is deformed during two distinct event : the closure of the exhumed mantle domain and the continental collision.

  It developed from Campanian to Mid-Miocene by flexure of the upper (European) plate. To the south the orogen comprises the North Pyrenean Zone, the Axial Zone, the South Pyrenean Zone and the Ebro basin on the lower (Iberian) plate. The North Pyrenean Zone is a narrow thrust belt comprising both non-metamorphic and metamorphic Triassic to mid-Cretaceous strata that record both Pyrenean shortening and Aptian-Cenomanian extension locally associated with HT/LP metamorphism in the Internal Metamorphic Zone. This zone is separated from the underlying non-metamorphic series by a basal tectonic contact along which lherzolite massifs and breccias represent remnants of a zone of exhumed mantle. This study aims to understand the relationship between the deformation history of the central North Pyrenean Zone and the evolution of the Aquitaine foreland basin, from the initial rift architecture to the present-day structure. Based on geophysical, structural, seismic, borehole and paleotemperature data (RSCM) a new crustal cross-section of the retro-foreland system constrains the structure of the North Pyrenean Zone and the central Aquitaine Basin. The detailed foreland basin evolution is constrained by chrono-and litho-statigraphy and subsidence analyses from the literature. The section is sequentially restored to an Early Cretaceous rift template allowing us to correlate the timing of deformation and distribution of loads with foreland basin evolution.We propose a kinematic model for the progressive inversion of the rift system. During early convergence (Campanian-Maastrichtian) the closing of the exhumed mantle domain is associated with the thrusting of the Internal Metamorphic Zone over the distal European margin to the north.

FIGURE 6 . 2 . 1 -

 621 FIGURE 6.2.1 -Caption next page.

FIGURE 6 . 2 . 1 -

 621 FIGURE 6.2.1 -Previous page. Geological and geophysical framework of this study. NPF : North Pyrenean Fault ; NPFT : North Pyrenean Frontal Thrust ; SPT : Sub Pyrenean Thrust ; SthPZ : South Pyrenean Zone ; TF : Toulouse Fault ; PF : Pamplona Fault. (a) Structural map of the Pyrenees and the adjacent foreland basins. See the location of the section studied in this work. (b) Simplified crustal model along the ECORS Pyrenees deep seismic profile (modified from Muñoz, 1992). See location in (a). (c) Tomographic profile along the ECORS Profile, modified from Chevrot et al. (2015). See location in (d). (d) Map of Bouguer anomaly values across the northern Pyrenees, SW France. These data are provided by the International Gravimetric Bureau (BGI). Contours are every 20 mGal. Major positive anomalies are : PA : Parentis ; LA : Labourd ; L : Lourdes ; SG : Saint-Gaudens.

  Figure 6.3.1 shows a compilation of rifting models in the western, central, and eastern Pyrenees (Figure 6.3.1a, b, and c, respectively).

1 -

 1 Comparison of models for the Early Cretaceous architecture in the western (a), central (b), and eastern (c) Pyrenees. Top : Boudinage model ; bottom : Detachment model. Modified from Clerc and Lagabrielle (2014) ; Masini et al. (2014) ; Mouthereau et al. (2014) ; Teixell et al. (2016) ; Espurt et al. (in prep.). (a) Western Pyrenees. (b) Central Pyrenees. (c) Eastern Pyrenees. On the model of Mouthereau et al. (2014), the synand post-rift sediments are represented after[START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF].

CHAPITRE 6 .

 6 INVERSION OF A HYPER-EXTENDED RIFTED MARGIN

  .4.4c). Shear indicators (deformed calcite veins) in the marbles show top-to-south deformation (Figure 6.4.4e) and boudinage structures (Figure 6.4.4f) are in favor of an extensional system. Raman paleotemperatures along the section show maximum temperatures of 470 °C in the breccia, close to the peridotite, and 322 °C in at the top of the Jurassic marble series (Figure 6.4.4b).

   Geological map and geological model for the southern NPZ. (a) Geological map of the southern NPZ, based on fieldwork data and published geological map of[START_REF] Debroas | Notice explicative, Carte géologique de France (1/50000[END_REF]. RSCM temperatures are presented in Table6.4 and in Appendix 2. (b) Simplified map showing the metamorphic and non-metamorphic units. (c) Geological model for the IMZ. Red dots are RSCM temperatures presented in Table6.4 and in Appendix 2. Transparent areas are eroded. RSCM samples : 1 : ASP114 ; 2 : ASP113 ; 3 : ASP116E ; 4 : ASP116A ; 5 : ASP104 ; 6 : ASP115 ; 7 : ASP102).

6. 5

 5 Figures 6.4.2 6.5.1d (for deep structures) show the present-day deep structure of the retro-wedge. Thick-skinned thrusts of the upper crust root to mid-crustal depth and thin-skinned deformation of cover is detached in Keuper evaporites. The NPFT roots below (Iberian) AZ and below the Saint-Gaudens mantle body whose dimensions are defined by Angrand et al. (submitted) using the excess Bouguer anomalies (Figure 6.2.1d). The mantle structure is based on the seismic tomographic profile of Chevrot et al. (2015) (Figure 6.2.1c) that shows the northward subduction of the Iberian lower crust to about 50 km depth. South of the NPFT, deep-rooted crustal structures become south-verging while shallower deformation of the sedimentary cover remains north verging. The NPF is taken as the northern boundary of the Iberian plate.

FIGURE 6

 6 FIGURE 6.4.4 -Tuc de Haurades peridotite area. See location in Figure 6.4.3a. (a) Panorama of the Tuc de Haurades peridotite. (b) Geological model for the Tuc de Haurades peridotite. Red dots are RSCM temperatures presented in Table 6.4 and Appendix 2. RSCM samples : 1 : ASP001 ; 2 : ASP006. (c) Structural data from Jurassic marbles. Top : bedding ; Bottom : lineations in scapolites minerals. (d) Metamorphic breccia with clasts of peridotite and marbles. (e) Top-to-south ductile markers (deformed calcite veins) in Jurassic marbles. (f) Boudinage deformation in Jurassic marbles.

  thermochronological data along the section would help to characterize the inversion of the European margin with more accuracy. Because of inherent difficulties in constraining the paleotopography of most stages, topography and bathymetry are qualitatively represented. Study the geometry of the Iberian conjugate margin would help to understand the precise geometry of the system. LATE SANTONIAN : INITIAL TEMPLATE(FIGURE 6.5.1A)

FIGURE 6 . 5 . 1 -

 651 FIGURE 6.5.1 -Caption next page.

FIGURE 6 . 5 . 1 -

 651 FIGURE 6.5.1 -Previous page. Crustal scale cross-section and sequential restoration. See legend in Figure 6.4.2. Horizontal shortening is calculated from the southern edge of the Internal Metamorphic Zone to a fixed pin-line north of the Sub-Pyrenean Thrust. (a) Late Santonian stage. Rift areas are based on definitions of Sutra et al. (2013). (b) Late Maastrichtian stage. (c) Late Eocene stage. (d) Present-day stage.

  along the Lakora Fault in the western part of the Pyrenees. An estimated 5.4 km of horizontal shortening was accommodated in the retro-wedge. Shortening propagated northward inverting inherited crustal faults in the proximal necking domain (e.g., SPT). Thermochronological data from Fitzgerald et al. (1999) and Whitchurch et al. (2011) show a progressive N-S deformation that starts in the northern Pyrenees around 55 Ma and then migrates southward in the AZ around 40-35 Ma. The northern Iberian crust is deformed at that time (Vergès et al., 2002).

  OF THE HYPER-EXTENDED EUROPEAN MARGIN Aptian-Cenomanian extension controlled pre-orogenic geometries along the European margin. Angrand et al. (submitted) show that segmentation of the European crust influenced subsequent foreland basin evolution. We here examine the geometry of the restored rift system by integrating the results of Angrand et al. (submitted) and our cross section model presented above with the work of previous authors to reconstruct the pre-orogenic crustal template (late Santonian ; Figure 6.6.1).

  Pamplona and Toulouse faults (NPZ and Aquitaine Basin) by identifying the geometry and distribution of the domains of the hyper-extended rift (proximal domain, necking domain, hyper-thinned domain, exhumed mantle domain). The plate reconstruction for the late Santonian uses the works of Tugend et al. (2014) and Frasca et al. (in prep.). The Iberia-Europe plate movement vectors are based on Machievelli et al. (submitted).

  et al. submitted) in the central Pyrenees (shown on Figure 6.6.1) and another probably across the Pamplona Fault.

3 .

 3 During the Eocene (beginning of the second phase ; Figure 6.5.1c) the hyper-extended and necking zones are backthrust along the NPF. This crustal thickening is associated with initial emplacement of the Saint-Gaudens dense body. This phase initiates the deposition of the 2nd foreland sequence. 4. Deformation in the pro-wedge and final emplacement of the Saint-Gaudens mantle body into the upper crust was responsible for the main deposition of the second phase of foreland until mid-Miocene (final stage of the second phase to present ; Figure 6.5.1d). Therefore activity in the pro-wedge is responsible for the subsidence in the retro-foreland basin, as proposed by analogue modelling of Hoth et al. (2008). A very similar three phase subsidence pattern is recorded in the eastern Aquitaine Basin by Ford et al. (2016). However in the western Aquitaine basin, Teixell et al. (2016) propose that the basin presents a continuous evolution, with a slow shortening rate during Late Cretaceous and Paleocene, acceleration during Thanetian to middle-Eocene and final deceleration from Late Eocene to Early Miocene. By analyzing crustal structures, flexural behavior of the European plate, foreland succession, and gravity anomalies, Angrand et al. (submitted) has shown that subsidence mechanisms evolved through time and space in the Aquitaine Basin. The central and western flexural basin overlies a rifted lithosphere where the amount of rifting increases westward. Forward modeling shows that total flexure of the central basin can be reproduced by a combination of post-rift thermal subsidence and load-induced (topographic and buried) subsidence. CHAPITRE 6. INVERSION OF A HYPER-EXTENDED RIFTED MARGIN Pyrenean retro-wedge and foreland basin during deposition of the first foreland sequence would be enhanced by strong coupling across a nascent plate boundary fault (Dielforder et al., submitted). A neutral stress regime during the Paleocene would be associated with slow subsidence in the foreland basin, and finally subsidence accelerates again due to true plate loading at and after peak collision.

1 .

 1 During the Pyrenean orogenesis, two tectonic phases occurred (Campanian-Maastrichtian and Thanetian-Mid-Miocene), which resulted in two foreland sequences recorded in the central Aquitaine Basin. These phases are separated by a quiet phase (Danian-Selandian) characterized by very low tectonic subsidence in the basin and no major deformation in the retro-wedge.

3 .

 3 The rift architecture has a strong influence on the deformation style of the retro-wedge. The major normal faults that delimit the rift domain are inverted during the compression.In conclusion, this case study in the central Pyrenees and Aquitaine Basin demonstrates that the inversion of a hyper-extended margin is controlled by the rift architecture. The subsidence in the retro-foreland basin is also controlled by deformation in the pro-wedge.TROISIÈME PARTIE CONCLUSIONS ET PERSPECTIVESLa deuxième étude (Chapitre 5) présente des résultats préliminaires basés sur une analyse de la subsidence 1D à partir de données de puits et une analyse 3D des unités sédimentaires dans le bassin.Ces premiers résultats ont montré une variation dans le temps et dans l'espace de la subsidence tectonique dans le Bassin Aquitain. La subsidence tectonique enregistre deux épisodes d'approfondissement du bassin au Campanien-Maastrichtien et au Thanétien-Miocène moyen, séparés par une phase de quiescence au Danien-Sélandien. La subsidence tectonique décroit vers l'ouest où ces deux épisodes d'approfondissement sont moins marquées. Le Bassin Aquitain est segmenté par le système Faille de Toulouse/Eastern Crustal Linement qui délimite les dépocentres est et centre. La subsidence flexurale débute à l'est du bassin, associée à une construction orogénique dès le Campanien-Maastrichtien. Dans la partie ouest, le rôle de la subsidence thermique post-rift a été prépondérant dans l'évolution du bassin : certains puits montrent une signature tectonique principalement thermique mais ne montrent que peu d'évidences de subsidence flexurale durant la première phase. La phase de quiescence est marquée sur l'ensemble de bassin. Dans le secteur est, la reprise de la seconde phase est plus précoce et est associée à de plus forts taux de subsidence que dans les secteurs centre et ouest. Cette étude de subsidence dans la partie est du bassin confirme que la subsidence flexurale est la principale source d'approfondissement du bassin alors qu'elle est principalement thermique à l'ouest. La relation entre l'évolution de l'orogène et celle du rétro-bassin (Chapitre 6) a pu être étudiée grâce à la construction d'une coupe structurale d'échelle crustale dans la Zone Nord Pyrénéenne centrale et le Bassin Aquitain. Cette coupe a été séquentiellement restaurée à la fin Eocène, fin Maastrichtien et fin Santonien. Cette étude a montré que durant le rifting, la couverture sédimentaire glisse sur le domaine de manteau exhumé et est métamorphisée au contact du manteau. L'inversion de la marge hyper-amincie européenne a réactivé les failles normales majeures qui délimitaient les zones du rift. La compression s'est faite en deux étapes : la première phase de convergence (Campanien-Maastrichtien) est associée à l'inversion précoce des structures extensives, la clôture du domaine de manteau exhumé et le charriage du matériel pré-et syn-rift sur la marge proximale européenne au nord. Cet épisode a généré la première charge orogénique de la plaque européenne, contemporaine de la subsidence thermique post-rift. L'épisode de collision continental majeur (Thanétien-Miocène moyen ?) est associé à l'empilement des unités paléozoïques de la Zone Axiale et l'emplacement du corps mantellique de Saint-Gaudens en profondeur. Cet épisode a généré la seconde phase de subsidence tectonique. Ces deux phases de déformation ont généré un raccourcissement horizontal total dans le rétro-prisme de 31.2 km (hors mouvement le long de la Faille Nord Pyrénéenne). Cette étude montre le rôle fondamental de l'héritage structural et thermique de la lithosphère dans le cas d'un rétro-bassin d'avant-pays qui s'initie seulement 10 Ma après la fin du rifting et pour lequel la subsidence thermique post-rift est encore active. Cette approche doit être maintenant confirmée et développée dans d'autres cas d'études présentant des conditions similaires. Les résultats de cette thèse participent à une meilleure compréhension des systèmes orogéniques et de leurs rétro-bassins d'avant-pays, notamment en établissant un lien entre rigidité flexurale et amincissement crustal, en mettant en évidence les évolutions spatiales et temporelles des différentes sources de subsidence dans un bassin ainsi qu'en identifiant le rôle de l'héritage structural dans l'inversion et la flexure d'une marge hyper-amincie. CHAPITRE 8 PERSPECTIVES Les résultats développés durant cette thèse ont mis en évidence de nouvelles problématiques concernant l'orogène pyrénéen. Dans la partie ouest du Bassin Aquitain, la subsidence thermique post-rift est la principale source de subsidence. Une forte segmentation du bassin, héritée de la structure du rift aptien-cénomanien et de l'épisode de déformation varisque, mise en évidence par une zone de transfert majeure au niveau de la Faille de Toulouse, a affecté l'orogène. L'étude dans la région d'Aspet illustre l'allochtonie de la Zone Interne Métamorphique dans la partie centrale des Pyrénées. Ces observations posent les questions suivantes : (1) L'allochtonie de la Zone Interne Métamorphique se retrouve-t-elle dans l'ensemble de l'orogène ? (2) La diminution de la subsidence flexurale dans la partie ouest est-elle liée à la variation dans la quantité de raccourcissement d'est en ouest dans l'orogène et au changement de polarité des structures ? (3) Une zone de rift complexe évolue-t-elle préférentiellement en rétro-bassin ? (4) La segmentation dans la partie centrale du bassin continue-t-elle dans l'orogene ? Pour y répondre, les perspectives suivantes peuvent être envisagées. La thermicité et la structure de la partie centrale de la Zone Nord Pyrénéenne se révèlent être des outils clés pour comprendre l'histoire de cette zone affectée par un métamorphisme durant l'Aptien-Cénomanien. Les campagnes de terrain ont permis d'échantillonner de nombreux sites dont les lames minces sont déjà prêtes, sur une étendue allant de la région d'Aspet à la vallée d'Aure à l'ouest ainsi que dans les bassins rifts crétacés inférieurs au sud du Chevauchement Frontal Nord Pyrénéen. Faire le lien entre ces deux zones d'études peut s'avérer d'une grande importance scientifique car elles se situent de part et d'autre de la zone de transition entre les deux domaines de manteau exhumé (Chapitre 6, Figure 6.6.1). Les analyses de thermométrie RSCM aideraient à préciser la géométrie de la Zone Interne Métamorphique et la transition des zones métamorphiques dans les bassins rift au sud du Chevauchement Frontal Nord Pyrénéen. Les études en Vallée d'Aure font suite à mes travaux de master dans le cadre des projets PYRAMID et RGF encadrés par Stéphane Brusset (GET, Toulouse) et Nicolas Espurt (CEREGE, Aix-en-Provence) et font actuellement l'objet d'un article en cours de préparation par Nicolas Espurt. L'étude thermique, la continuité des structures ainsi que les mécanismes d'inversion de cette zone complexe me parait une continuité logique en lien avec cette thèse. En vue d'une étude future, l'allochtonie de la Zone Interne Métamorphique devra être analysée latéralement dans l'orogène. D'autres travaux réalisés dans le cadre du projet RGF se focalisent sur la géométrie de la Zone Interne Métamorphique dans les parties est et ouest de la chaîne pyrénéenne : il serait intéressant de savoir si nous pouvons également décrire cette allochtonie mise en évidence (Chapitre 6) dans d'autres secteurs. Une synthèse régionale regroupant l'ensemble des nouvelles informations recueillies permettrait de préciser le comportement et timing d'inversion de la Zone Interne Métamorphique à l'échelle de la chaîne. Enfin, les données gravimétriques pourraient être utilisées pour étudier avec plus de précision les structures majeures dans le socle du bassin. Nous avons utilisé les données d'anomalies de Bouguer pour préciser la nature et la géométrie des corps denses dans la Zone Nord Pyrénéenne. L'application de différents filtres géophysiques pourrait fournir des indications supplémentaires sur ces structures crustales non-accessibles, ainsi que de permettre de tester la réponse gravimétrique des modèles 3D et 2D construits dans le bassin. Cette thèse montre que le rétro-bassin d'avant-pays aquitain a été soumis à l'action synchrone de subsidence flexurale et thermique post-rift. Le Bassin Aquitain est en effet un cas particulier d'un bassin d'avant-pays qui s'initie seulement 10 Ma après la fin d'un rifting. Ce résultat soulève la question suivante : comment évolue le régime thermique d'une lithosphère amincie qui retourne à son état d'équilibre (donc soumis à la subsidence thermique post-rift) lorsqu'elle est intégrée dans un système orogénique ? Les études des modèles thermiques des orogènes montrent une évolution de la distribution thermique au cours du temps, associée à l'accumulation de matériel radioactif dans la croûte. Ce point a été brièvement évoqué en Chapitre 4. La modélisation de l'évolution du régime thermique d'une marge soumise à la subsidence thermique progressivement intégrée dans un orogène permettrait de valider l'hypothèse que nous émettons concernant l'action synchrone de la subsidence thermique avec la subsidence flexurale. Pour cela, il serait tout d'abord intéressant de modéliser la diffusion de chaleur dans un orogène et de voir comment se propage la diffusion de chaleur créée par l'épaississement crustal du prisme orogénique dans la marge amincie. Le cas pyrénéen serait un bon cas d'étude car il permettrait d'étudier au cours du temps l'empilement des différentes unités crustales de la Zone Axiale dont la cinématique est contrainte par la thermochronologie et les modèles de restauration structurale proposés (e.g., Chapitre 6). Cette problématique a été discutée avec Laurent Guillou-Frottier (BRGM) et un modèle "pyrénéen" basé sur le Profil ECORS a été élaboré. Il n'y a pas de suite dans l'immédiat et cette étude sera probablement discutée dans de futurs projets scientifiques. De manière plus générale, ces travaux aideraient à améliorer la compréhension de l'évolution des régimes thermiques des orogènes et de leurs bassins associés. En plus de l'aspect principal de recherche fondamentale, ceci ouvre la voie à des intérêts économiques liés aux ressources des bassins d'avantpays. La comparaison avec Taiwan (Chapitre 4) montre une différence majeure dans le rôle des charges contrôlant la subsidence : alors qu'il s'initie peu de temps après un rifting, le bassin d'avant-pays n'est pas soumis à la subsidence thermique. Nous proposons que la subduction océanique puisse perturber le retour à l'équilibre thermique de la lithosphère après le rifting. En effet, lors d'une subduction océanique, la lithosphère pourrait être perturbée par le plongement du slab froid et les mouvements de convection associés, ainsi la subsidence thermique qui pouvait être active durant la période post-rift/pré-orogénique pourrait s'arrêter. Il serait intéressant de modéliser l'effet thermique CHAPITRE 8. PERSPECTIVES de la subduction d'une croûte sur l'évolution thermique de la lithosphère des pro-et rétro-bassins de l'orogène. La relation entre l'amincissement crustal et la rigidité de la lithosphère (via le paramètre de l'épaisseur élastique de la lithosphère) est proposée dans notre étude flexurale du bassin (Chapitre 4), cependant cette étude reste qualitative. Bien que la relation entre l'amincissement crustal et la rigidité de la lithosphère soit également influencée par d'autres paramètres, tel que l'âge thermique de la lithosphère, une compilation et comparaison de ces différents paramètres pourrait être envisagée. Il serait intéressant de faire des études similaires dans d'autres systèmes orogéniques, notamment des systèmes où la subsidence flexurale est la principale (ou la seule) source de subsidence dans les bassins afin de pouvoir caractériser la rigidité de la lithosphère précisément. Enfin, les résultats de cette thèse sont basés sur des modèles simples qui, bien qu'ayant permis de mettre en évidence les résultats présentés précédemment, pourraient être affinés de la manière suivante. Le modèle d'extension utilisé dans les calculs de subsidence thermique post-rift est le modèle standard d'extension uniforme. Cette approche nous a permis d'établir un lien clair entre l'évolution du bassin et la subsidence thermique post-rift. Cependant, l'utilisation d'un modèle thermique plus adapté (amincissement dépendant de la profondeur basée sur le cas d'étude pyrénéen et la géométrie de la marge hyper-amincie proposée) permettrait d'étudier plus précisément le rôle de cette subsidence. Notamment, le modèle d'extension uniforme est basé sur une extension en mode pure shear, alors que l'extension du domaine pyrénéen serait plus proche d'un modèle simple shear avec détachement. Il serait donc intéressant de prendre ce paramètre en compte pour développer un futur modèle de subsidence thermique. De plus, il serait également possible d'améliorer le paramètre d'amincissement crustal en utilisant une géométrie de Moho plus précise. Les travaux dans le cadre du projet PYROPE fournissent de nouvelles données tomographiques concernant la géométrie du Moho qui pourraient être utilisées pour calculer une nouvelle épaisseur crustale et donc un nouveau facteur d'amincissement.

  EVOLUTION 3D D'UN RÉTRO-BASSIN D'AVANT-PAYS : LE BASSIN AQUITAIN, FRANCE RÉSUMÉ Les bassins d'avant-pays se développent au front des orogènes par flexure de la lithosphère. L'héritage structural et thermique de celle-ci joue un rôle fondamental dans leur évolution et différentes sources peuvent contribuer à la subsidence du bassin. Cette thèse analyse les effets de l'héritage d'un épisode de rift sur un rétro-bassin d'avant-pays qui s'est développé alors que la lithosphère n'avait pas retrouvé son état d'équilibre. Le Bassin Aquitain est le rétro-bassin d'avant-pays pyrénéen qui s'est développé au Campanien-Miocène. L'orogenèse pyrénéenne fait suite à un épisode de rifting Aptien-Cénomanien durant lequel la croûte a été fortement amincie et le manteau sous-continental exhumé. Les effets de l'héritage crustal dus au rift sur l'évolution du bassin sont étudiés par une analyse des structures dans la croûte, du comportement flexural de la plaque européenne et de la distribution des sédiments synorogéniques. L'évolution de la subsidence dans le bassin est étudiée par analyse de subsidence 1D d'après des données de forages. Enfin, les mécanismes d'inversion de la marge européenne sont étudiés par restauration d'une coupe structurale à échelle crustale. Cette étude aide à définir le rôle de l'héritage d'un ancien système de rift sur la mise en place et l'évolution d'un bassin d'avant-pays ainsi que le rôle des différentes sources de subsidence et leurs variations spatio-temporelles. Cette étude démontre également les liens étroits entre l'histoire du rétro-bassin d'avant-pays et les mécanismes et phases d'inversion de la marge hyper-amincie. Mots-clés : Pyrénées, Bassin Aquitain, Bassin d'avant-pays, Flexure, Héritage tectonique, Amincissement crustal 3D EVOLUTION OF A RETRO-FORELAND BASIN : THE AQUITAINE BASIN, FRANCE ABSTRACT

TABLE DES MATIÈRES

 DES

TABLE DES FIGURES 1

 DES1 .1.1Thrust belt et foreland basin systems . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1.2.1Etats dépositionnels d'un bassin d'avant-pays . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1.2.2Modèle stratigraphique des bassins d'avant-pays . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1.2.3Compilation de courbes de subsidence tectonique de pro-et rétro-bassins d'avant-pays 1.3.1Modèle isostatique d'Airy . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1.3.2Flexure d'une plaque sous l'effet d'une charge . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1.5.1Modèle des marges hyper-étirées . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1.6.1Evolution de la densité des sédiments (dont le sel) avec la profondeur (d'après Jackson et Talbot, 1986) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1.6.2Modèles des différentes étapes du diapirisme (d'après Vendeville et Jackson, 1992b) . . 2.1.1Carte géologique du Bassin Aquitain . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2.2.1Modèles conceptuels de la structure profonde des Pyrénées . . . . . . . . . . . . . . . . . 2.2.2Le profil ECORS Pyrénées . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2.2.3Carte d'anomalies de Bouguer des Pyrénées . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2.2.4Calculs de la réponse gravimétrique d'un corps dense le long du profil ECORS Pyrénées 2.2.5Modèle pour l'anomalie de Labourd, d'après Velasque et al. (1989) . . . . . . . . . . . . . 2.2.6Profil tomographique PYROPE Ouest . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2.2.7Interprétation géologique du profil PYROPE Ouest . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2.3.1Trois modèles de reconstruction de la cinématique de l'Ibérie durant le Crétacé Inférieur 2.3.2Modèle de reconstruction de la cinématique de l'Ibérie durant le Crétacé inférieur

d'après Vissers et Meijer, 2012 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3.1.1Calcul de la flexure due à une charge topographique . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3.1.2Représentation géométrique d'un objet 2D . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3.1.3Analyse des anomalies gravimétriques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3.2.1Représentation schématique de la décompaction d'une pile sédimentaire . . . . . . . . 3.3.1Principe de l'algorithme flexural slip . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3.3.2Spectre raman . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

TABLE DES FIGURES 5

 DES5 .1.1Lithostratigraphie dans les parties est et centre du Bassin Aquitain, d'après[START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF] et[START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF] . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5.1.2Chronostratigraphie E-O du Bassin Aquitain proximal . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5.1.3Géométrie des corps sédimentaires dans la partie est du Bassin Aquitain, d'après Bilotte et al., 2005 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5.2.1Profondeur des unités syn-orogéniques du Bassin Aquitain . . . . . . . . . . . . . . . . . 5.2.2Epaisseurs et taux d'accumulation des unités syn-orogéniques du Bassin Aquitain . . . 5.3.1Positions des puits utilisés dans cette étude . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5.3.2Courbes de subsidence tectonique pour différents puits du Bassin Aquitain . . . . . . . 5.3.3Valeurs d'amincissement crustal et de S t w /Y pour les différents puits . . . . . . . . . . . 5.3.4Epaisseur de la succession syn-orogénique et profondeur du socle paléozoïque . . . . . 5.3.5Rôle de la subsidence thermique post-rift dans la subsidence tectonique des puits du Bassin Aquitain . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5.3.6Composante de subsidence thermique post-rift dans la subsidence tectonique des puits du Bassin Aquitain au cours du temps . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

	INTRODUCTION GÉNÉRALE
	CADRE DE RECHERCHE
	Cette thèse s'intègre dans le cadre du projet RGF (Référentiel Géologique de la France) du BRGM
	(Bureau des Recherches Géologiques et Minières), qui vise à fournir une information géologique
	xx

6.1.1Interpretation of a hyper-extended margin from Sutra and Manatschal, 2012 . . . . . . . 103 6.2.1Geological and geological framework . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 105 6.3.1Comparison of models for the Early Cretaceous architecture . . . . . . . . . . . . . . . . 108 6.4.1Geological map along the section . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 112 6.4.2Geological cross-section in the northern Pyrenees and Aquitaine Basin . . . . . . . . . . 114 6.4.3Geological map and geological model for the IMZ . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 116 6.4.4Tuc de Haurades peridotite area . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 119 6.5.1Crustal scale cross-section and sequential restoration . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 121 6.6.1Reconstruction of the rift margins in Late Santonian times . . . . . . . . . . . . . . . . . 126 3D, numérique, homogène et cohérente de la France. Le chantier Pyrénées (2013-2018), contribue à améliorer les connaissances et à soulever de nouvelles problématiques concernant l'histoire polyphasée de la chaîne pyrénéenne et des bassins associés. Cette thèse fait l'objet d'un co-financement RGF-Région Lorraine et a été réalisée au sein du laboratoire CRPG. Elle fait suite à plusieurs travaux de Masters financés par l'ANR PYRAMID (responsable : Mary Ford) qui a pour objet d'étude le prisme pyrénéen et le Bassin Aquitain.

  1.4 Charges contrôlant la flexure Contreras-Reyes et Osses (2010) proposent que D est trois fois plus sensible aux variations de Te que de E et concluent que la diminution de rigidité flexurale vers la fosse de subduction au large du Chili est principalement due à une diminution de Te, plutôt que E.

	1.4 CHARGES CONTRÔLANT LA FLEXURE
	La charge topographique étant la principale source de flexure lithosphérique dans les contextes
	de bassins d'avant-pays, l'étude de ces charges est un point important dans la compréhension des
	bassins d'avant-pays. D'autres types de charges peuvent également jouer un rôle dans la flexure d'un
	bassin. On distingue trois types de charges reconnues : la charge topographique, la charge cachée et la
	charge sédimentaire.
	1.4.1 CHARGE

TOPOGRAPHIQUE

La source principale qui cause la dépression de la lithosphère est l'épaississement crustal qui génère la topographie d'une chaîne de montagnes. Cette topographie contrôle le remplissage du bassin, son taux d'accomodation ainsi que la géométrie du prisme sédimentaire

  6.1) où α est le pendage des flancs du diapir, V sed est la vitesse de sédimentation et V ext la vitesse d'extension. Le diapirisme par chargement différentiel a lieu lorsque l'accumulation localisée de sédiments va pousser le sel à se déformer pour réajuster les pressions. Les marqueurs d'un tel processus sont les rebroussements vers le haut (hook) des couches sédimentaires contre le diapir. Ce processus nécessite une sédimentation continue pour permettre au diapir de s'élever. La géométrie des bords du diapir va dépendre de l'équation précédente et donc dépendre des vitesses de sédimentation et d'extension.

du profil sismique ECORS. A : Modèle thin skin

	FIGURE 2.2.1 -Trois modèles conceptuels expliquant la structure profonde des Pyrénées, avant
	l'acquisition
	, ont analysé la réponse gravimétrique d'une
	coupe synthétique le long du profil ECORS Pyrénées et se sont intéressés à l'anomalie de Saint-
	Gaudens (zone de forte anomalies de Bouguer à proximité de la ville de Saint-Gaudens). Ils ont
	proposé que pour reproduire cette anomalie, de la matière dense (croute inférieure ou manteau, selon
	la dimension du corps) est requise (Figure 2.2.4). Ce type de corps dense, initialement en profondeur,

  proposent que cette activité ait débuté durant le Jurassique supérieur. Calculs de la réponse gravimétrique d'un corps dense (anomalie de Saint-Gaudens) le long du profil ECORS Pyrénées, d'après Casas et al. (1997). Les densités sont en kg/m 3 . AB : Aquitaine Basin, AZ : Axial Zone, EB : Ebro Basin, NPF : North Pyrenean Fault, NPth : North Pyrenean Frontal Thrust, Spth : South Pyrenean Frontal Thrust. Voir localisation en Figure 2.1.1. Le breakup dans le Golfe de Gascogne a eu lieu à 125.6 Ma. Une rotation anti-horaire de 35°de l'Ibérie durant l'Aptien est associée à l'ouverture de l'Atlantique Sud. A cette période, la Néo-Téthys se connecte à l'Atlantique Nord. La phase d'ouverture majeure du Golfe de

	FIGURE 2.2.5 -Modèle pour l'anomalie de Labourd et réponse gravimétrique, d'après Velasque et al. FIGURE 2.2.7 -Interprétation géologique du profil PYROPE Ouest, Figure 2.2.6, d'après Wang et al.
	(1989). (2016).
	FNP. Gascogne a eu lieu de l'Albien au Santonien. La rotation de l'Ibérie serait contrainte par les données paléomagnétiques de Gong et al. (2008) dans le bassin d'Organyà (Pyrénées du sud), où les sédiments crétacés inférieurs enregistrent une rotation anti-horaire d'environ 35°. FIGURE 2.2.4 -2.3.2 LE RIFT ALBO-CÉNOMANIEN La quantité d'extension entre les deux plaques est toujours inconnue et différentes interprétations
	La période albo-cénomanienne correspond au rift majeur dû à la distension entre l'Ibérie et sont proposées. Vissers et Meijer (2012a) proposent un des modèles les plus extrêmes avec une
	l'Europe et à l'ouverture du Golfe de Gascogne. La cinématique du mouvement de l'Ibérie durant cette quantité de 320 km de domaine océanique. Il n'existe aujourd'hui aucune trace de ce domaine
	période est toujours débattue et plusieurs modèles sont proposés, utilisant des données de terrain, les océanique, ni à l'affleurement, ni sous l'orogène (d'après les données géophysiques, voir Section 2.2).
	pôles paléomagnétiques ou les données magnétiques du plancher océanique atlantique. Sibuet et al. (2004) proposent une valeur totale de 350 km de rift dans le domaine pyrénéen. Bien que
	-Olivet (1996) (Figure 2.3.1A) propose un rift en transtension où le breakup du Golfe de Gascogne cette valeur soit élevée, elle est à relativiser car elle est distribuée ente la zone d'extension téthysienne
	est daté de l'Aptien et les bassins crétacés inférieurs de la ZNP sont interprétés comme des bas-(zone d'extension principale, avec domaine océanique) et la zone pyrénéenne. Mouthereau et al.
	sins de type pull-apart qui se sont développés en réponse au mouvement des plaques le long (2014) proposent quant à eux au minimum 50 km de domaine de manteau exhumé, d'après leur
	de la FNP. Ce modèle ne prend pas en compte l'exhumation mantellique et l'amincissement reconstruction structurale le long du profil ECORS Pyrénées.
	crustal.
	-La reconstruction de Sibuet et al. (2004) (Figure 2.3.1B) montre une extension dès le Jurassique
	terminal jusqu'au début de l'Aptien. Cette extension aurait initié les futures failles des bassins
	rifts (Parentis, Mauléon, Arzacq, Organyà). Du début Aptien à l'Albien inférieur, l'Océan Néo-
	Téthys se ferme et subducte sous la lithosphère européenne. Selon ces auteurs, le domaine
	pyrénéen serait en position d'arrière arc.
	Cet épisode est suivi par une sédimentation principalement carbonatée durant le Jurassique et le -Pour Jammes et al. (2009) (Figure 2.3.1C), un mouvement de transtension sénestre a été initié
	Crétacé inférieur. Dans la ZNP, le Jurassique terminal est souvent érodé par une discordance régionale au Jurassique Terminal et s'est arrêté à l'Aptien inférieur. Les bassins pull-apart de la ZNP se
	(épisode Cimmérien, Canérot et al., 2005 ; Lenoir et al., 2014). La période Berriasien à Barrémien est seraient mis en place durant cet épisode. Puis, durant l'Aptien-Albien Inférieur, l'extension est
	associée à une sédimentation carbonatée. Les séries barrémiennes à aptiennes sont des carbonates associée à la rotation anti-horaire de l'Ibérie. Ce mouvement a conduit à l'ouverture en V du
	de type plateforme devenant parfois clastiques marines vers l'ouest. Ces séries incluent localement Golfe de Gascogne.
	des séries à faciès Urgonien. -Pour Vissers et Meijer (2012a), (Figure 2.3.2), l'Iberie est séparée de l'Europe le long de la

FIGURE 2.2.6 -Profil tomographique PYROPE Ouest. A : Topographie le long du transect. B : Profil de l'anomalie de Bouguer. Ligne noire : observée ; Ligne rouge : calculée. D'après Wang et al. (2016).

  est la racine crustale calculée d'après le modèle d'Airy (Moho d'Airy ou racine d'Airy), h la topographie, ρ topo la densité de la topographie et ρ mantle la densité du manteau. La réponse gravimétrique du Moho d'Airy, g Airy Moho , est donnée par l'inverse de la transformation de Fourier de :

	r =	hρ topo ρ mantle -ρ topo	(3.1.16)
	où r

1.15) CHAPITRE 3. MÉTHODOLOGIE CALCUL DES CORPS DENSES Un script Matlab développé par A.B. Watts (Université d'Oxford), basé sur Watts (2001) a été utilisé pour calculer la géométrie des corps denses en profondeur à partir des données gravimétriques. Dans un premier temps, la réponse gravimétrique d'une racine crustale a été calculée selon un modèle d'Airy. La racine crustale est calculée d'après l'équation vue en Section 1.3.1 : g Airy Moho = 2RGπ ρ mantle -ρ topo exp (-k × -Moho mean) 10 5 k n-1 n! (3.1.17) où R est la transformation de Fourier de r , ρ mantle la densité du manteau et ρ topo la densité de la topographie, en kg/m 3 , k le paramètre d'onde du Moho, Moho mean la profondeur moyenne du Moho d'Airy et n le terme d'ordre du calcul (voir Watts, 2001 pour les détails). Cette anomalie gravimétrique de la racine d'Airy a ensuite été utilisée pour isoler l'anomalie de Bouguer en excès (∆g max ) :

  La densité de données de départ étant assez faible, de nombreuses erreurs d'interpolations ont été observées et ont dû être corrigées manuellement. Les différents horizons modélisés pour cette partie sont la base de l'Oligocène, la base du Paléocène et la base du Sénonien supérieur (Camapanien-

	Maastrichtien).
	3.3 OUTILS UTILISÉS DANS LE CHAPITRE 6 INVERSION OF A HYPER-
	EXTENDED RIFTED MARGIN
	3.3.1 COUPE STRUCTURALE ET RESTAURATION
	La coupe structurale présentée dans cette section fait suite à l'article de Rougier et al. (2016). La
	coupe de cet article a été prolongée vers le Sud dans la Zone Nord Pyrénéenne, perpendiculairement
	3.2.2 RECONSTRUCTION 3D DU BASSIN AQUITAIN
	La géométrie du bassin d'avant-pays aquitain est construite en 3D en utilisant des données de
	cartes d'isopaques et de forages (BRGM et al., 1974 ; coupes géologiques du projet PYRAMID : Ford
	et al., 2016 ; Rougier et al., 2016 ; Espurt et al., en prep., Ford et al., en prep. ; Grool et al., en prep.).

.2.2) où Y est la subsidence tectonique, S est la subsidence totale issue du calcul de décompaction, ρ m la densité du manteau, ρ b la densité de l'unité stratigraphique, ρ w la densité de l'eau, ∆ SL est la variation du niveau marin et W d est la paléo-bathymétrie. Le logiciel Move (Midland Valley, versions 2016 et 2017) a été utilisé pour compiler et visualiser ces données. Les différentes surfaces du bassin ont été construites avec le logiciel GMT (Wessel et Smith, 1990) et l'outil surface qui utilise un algorithme de courbure minimum. Un aller-retour constant entre la construction des surfaces sous GMT et leur visualisation 3D sous Move est fait pour contrôler leur validité. aux structures majeures pyrénéennes. La construction de la coupe géologique est basée sur des données de terrain géoréférencées, les cartes géologiques à 1/50 000 du BRGM ("Bureau de Recherches 3.3 Outils utilisés dans le Chapitre 6 Inversion of a hyper-extended rifted margin

  MÉTHODOLOGIE absolue dans cette gamme est de ± 25 • C. Deux nouveaux pics de défaut apparaissent : D3 à 1500 et D4 à 1200 cm -1 . Une étude récente de Delchini et al. (2016) a montré qu'il n'y a pas d'effet cumulatif d'un métamorphisme polyphasé : la température enregistrée reste la plus élevée et il n'y a pas de réinitialisation du système. Le calcul de la température maximum T (en • C) est basé sur ces aires :

	CHAPITRE 4	T =	R A1 -0.3758 0.0008	(3.3.3)
	où R1 est donné par :
	R1 = LATERAL VARIATIONS IN FORELAND FLEXURE D1 + D4 G + D1 + D2 + D3 + D4 (3.3.4)
	avec G, D1, D2, D3 et D4 les aires des pics correspondants. OF A RIFTED CONTINENTAL MARGIN : THE
	DEUXIÈME PARTIE AQUITAINE BASIN (SW FRANCE)
		RÉSULTATS

[START_REF] Lahfid | Evolution of the Raman spectrum of carbonaceous material in low-grade metasediments of the Glarus Alps (Switzerland)[END_REF]

ont développé la méthode pour étendre la gamme de température analysée de 230 à 330 • C, ce qui permet de l'appliquer là où le métamorphisme a été moins important. L'incertitude CHAPITRE 3. FIGURE 3.3.2 -Exemple d'un spectre Raman, avec la bande du graphite G à 1580 cm -1 et les bandes de défauts D1, D2 et D3 à 1350, 1620 et 1500 cm -1 . D'après Beyssac et al. (2002). Pour cette étude, j'ai effectué les analyses au laboratoire Georessources à Vandoeuvre les Nancy, sous la direction de Marie-Camille Caumon. Ces analyses ont été faites avec deux microspectromètres de type LabRAM et LabRAM HR avec laser argon de longueur d'onde 514 nm, à un objectif x100. Les spectres ont été interprétés avec le logiciel LabSpec 5 (Horiba Scientific).

Cette technique a été largement utilisée pour étudier les roches métamorphiques de la Zone Nord Pyrénéenne

(Clerc et Lagabrielle, 2014 ;[START_REF] Vacherat | Thermal imprint of rift-related processes in orogens as recorded in the Pyrenees[END_REF][START_REF] Clerc | High-temperature metamorphism during extreme thinning of the continental crust : a reappraisal of the North Pyrenean passive paleomargin[END_REF][START_REF] Chelalou | New sedimentological, structural and paleo-thermicity data in the Boucheville Basin (eastern North Pyrenean Zone, France)[END_REF][START_REF] Labaume | Tectonothermal history of an exhumed thrust-sheet-top basin : An example from the south Pyrenean thrust belt[END_REF]

afin de contraindre la température atteinte durant l'épisode de rifting Aptien-Cénomanien. Durant cette thèse, cette technique à été appliquée à des échantillons collectés dans la Zone Nord Pyrenéenne dans la région d'Aspet. P. Angrand 1 , M. Ford 1 , and A. B. Watts 2 1 CRPG, UMR 7358, 15, rue Notre-Dame-des-Pauvres, 54501 Vandoeuvre-les-Nancy, France. 2 Department of Earth Sciences, University of Oxford, Parks Road, Oxford OX1 3PR, UK.

  . It forms the eastern limit of the northern Bay of Biscay passive margin. The oceanic domain starts ∼500 km west of the Atlantic coastline (Figure 4.1.1c).

	Parameter	Definition	Value	Unit
	α ν	volumetric coefficient of thermal expansion	3.28.10 -5	°C-1
	h litho	lithospheric thickness at the onset of rifting	125.0.10 3	m
	T m	mantle temperature	1333	°C
	K	thermal diffusivity of hte lithosphere	3.17.10 1	m²y -1
	ρ d	displaced material density	0	kg.m -3
	ρ l	topographic load density	2700	kg.m -3
	ρ infill	basin-infill density	2500	kg.m -3
	ρ mantle	mantle density	3200	kg.m -3
	dρ db	buried load density constrast	500	kg.m -3
	g	gravitational acceleration	9.81	m.s -2
	G	gravitational constant	6.673.10 -11	m 3 kg -1 s -2
	E	Young's modulus	1.1011	Pa
	ν	Poisson's ratio	0.25
		TABLE 4.5.1 -Physical parameters used in the calculations
	4.5.3 POSTRIFT THERMAL SUBSIDENCE

  Table4.5.1. In this model, we assume that the postrift thermal subsidence is not affected by any changes in the thermal state of the lithosphere associated with the Pyrenean orogeny (see Discussion). As the McKenzie's uniform stretching model assumed instantaneous rifting, we also do not take into account heat loss during rifting. Our calculated thermal subsidence is therefore a maximum value. Because of edges effects in the calculated β over the Grand-Rieu Ridge, the calculated thermal subsidence is overestimated south of it. Most of the thermal subsidence would have taken place during approximately 50 Myr after the initiation of rifting at 94 Ma (assuming a thermal time constant of62.8 Myr ;[START_REF] Mckenzie | Some remarks on the development of sedimentary basins[END_REF].

Stage Series Urgonian facies Mas-d'Azil Fm Auzas Fm Nankin Fm Lussagnet Fm Vendémies Fm Molasse Fm Campagne Fm Jurançon Fm Albas Fm Turritella Marls Fm Alaric Fm Mancioux Fm Volcanism Esperaza Fm Palassou Fm Castelnaudary Fm Mugron Fm Brassempouy Fm Grenade Fm Alveonia Fm Oyster Fm Arcet Fm Lapêche Fm Dumes Fm Pé-Marie Fm Plagne Fm St Martory Fm St Loup Fm La ba rre Fm Alet Fm Pont-Labau Fm Lasseube Fm Nay Fm Gan Fm Baliros Fm Garumnian Fm Albas Fm Entonnoir Fm Meilhan Fm Sougraine Fm Phanerozoic Cenozoic Neogene Qu ate rna ry Paleogene Cretaceous Mesozoic Jurassic Triassic

	a	SPZ
	b 252.17 t 1-2 20 50 km 0 247.2 251.2 Lower Olenekian Induan	North Pyrenean Zone (Ford et al., 2016) Central Pyrenees and Aquitainte Basin (Rougier et al., 2016) North Pyrenean Zone t 7-9 t 3-6 S1-S9 = PYRAMID Project cross-sections *: from geological maps (BRGM) Uncoformity Topography 208.5 227 237 242 Eastern Pyrenees and Aquitainte Basin Upper Middle Norian Carnian Ladinian Anisian	t s Onset of Pyrenean deformation 199.3 201.3 Hettangian Rhaetian	Sinemurian	SPZ l 1-4 182.7 190.8 Lower Pliensbachian	Toarcian	j 5-8 157.3 163.5 166.1 168.3 j D 170.3 174.1 Upper 152.1 Middle Kimmeridgian Oxfordian Callovian Bathonian Bajocian Aalenian	Aquitaine Basin n 5-6M n 1-4 125.0 129.4 132.9 139.8 145.0 j 7-9 Lower Aptian Barremian Hauterivian Valanginian Berriasian Tithonian	n 6U 113.0	Albian	n 6-7 100.5	Aquitaine Basin c 6 c 5 c 4 c 3 c 1-2 72.1 83.6 86.3 89.8 93.9 Upper Campanian Santonian Coniacian Turonian Cenomanian	e 2 56.0 59.2 e 1 61.6 Paleo-cene Thanetian Selandian Danian 66.0 c 7 Maastrichtian	e 3-4 Ypresian	e 5-6 38.0 33.9 41.3 Eocene 47.8 Priabonian Bartonian Lutetian	m 3a 5.333 7.246 11.62 m 2 13.82 15.97 m 1 20.44 23.03 Miocene Oligo-28.1 cene Pliocene Messinian Tortonian Serravallian Langhian Burdigalian Aquitanian Chattian Rupelian	S2 S6 S5 S4 S3 S8 S9 W Age (Ma) Code* E o n E ra S y s te m Pleistocene	E-W CHRONOSTRATIGRAPHY OF THE PROXIMAL AQUITAINE BASIN
																	S1
																	E
	FIGURE 5.1.1 -Lithostratigraphie dans les parties est (a) et centre (b) du Bassin Aquitain, d'après Ford Post-orogenic 2 nd Foreland 1 st Fore-land Thermal subsidence Rifting subsidence Pre-rift Main evaporitic Basement Sequence ?
	et al. (2016) et Rougier et al. (2016).

LOWER CARCASSONNE Gp COUSTOUGE Gp AUDE VALLEY Gp RIEUBACH Gp PLANTAUREL Gp PETITES PYRENEES Gp GREY FLYSCH Gp MIRANDA Gp BLACK DOLOMITE Gp KEUPER Gp GRES ROUGE Gp MUSCHELKALK Gp BLACK FLYSCH Gp STE SUZANNE Gp UPPER CARCASSONNE Gp LANDES Gp Pierrelys Gp ?

  Chrono et lithostratigraphie du bassin d'avant-pays aquitain, d'après la nomenclature du projet PYRAMID Le Coustouge Gp. (200-500 m) se met en place durant une immersion complète du bassin, attestée par des dépôts marins carbonatés marneux et sableux riches en fossiles (Lapêche et Meilhan Fms.)durant l'Yprésien basal. A l'Yprésien moyen et supérieur des systèmes deltaïques progradant vers l'ouest apportent des dépôts marneux à détritiques à l'ouest (Gan, Baliros et Grenade Fms) qui incisent les plateformes sous-jacentes[START_REF] Lasseur | Upper Cretaceous Paleogene sedimentary record of the Pyrenean Retroforeland (Aquitain Basin). Deformations and sedimentary dynamics[END_REF]. La limite supérieure de ce groupe est datée de l'Yprésien inférieur dans la partie est du bassin et est plus jeune, mi-Lutétien, à l'ouest. De l'Yprésien supérieur au Bartonien se met en place le Lower Carcassonne Gp., dont la sédimentation est continentale dans la partie est et centre du Bassin Aquitain

	5.1
	FIGURE 5.1.2 -Chronostratigraphie E-O du Bassin Aquitain proximal. Document non finalisé.	Toulouse Fault Carcassonne high	?	?	?
				QP

  Géométrie des corps sédimentaires dans la partie est du Bassin Aquitain, d'après Bilotte et al., 2005. maastrichtienne représente la première phase du bassin d'avant-pays. Dans la partie centrale du Bassin Aquitain, le passage du Grey Flysch Gp. aux séries turbiditiques profondes du Petites Pyrenees

	W	Petites Pyrenees	Plantaurel	Corbières	E
		Nankin lmst	Auzas marls
					Garumnian
	Deep marine basin	S t-M a rt o ry m a rl s S t-L o u p m a r ls	Plagne marls	Mouthoumet Sougraine marls	Labarre sdst Alet sdst Labastide sdst
	Pre-late Santonian basement
					1 km
		base Maastrichtian	base Campanian	50 km
	FIGURE 5.1.3 -

, Rougier et al. (2016) et Angrand et al. (en prep., Chapitre 6) proposent que la succession sédimentaire campano-

TABLE 5 .

 5 3.1 -Paramètres physiques utiliés dans les calculs de subsidence tectonique. D'aprèsSclater et Christe (1980) et[START_REF] Allen | Basin analysis : Principles and application to petroleum play assessment[END_REF]. post-rift est plus importante que la subsidence tectonique calculée. Ceci traduit une surestimation de la subsidence thermique post-rift, une sous-estimation de la subsidence tectonique, ou un mouvement vertical au niveau du puits qui n'est pas pris en compte. La partie ouest du Bassin Aquitain est affectée par une forte activité de tectonique salifère

	5.3 Subsidence du Bassin Aquitain

Cette valeur diffère donc de la valeur de subsidence thermique post-rift calculée en Chapitre 4, qui était valable pour un bassin rempli de sédiments. L'amincissement de la croûte est déterminé par le facteur d'amincissement crustal β (t h i ni /t h f i nal e , Angrand et al., soumis, Chapitre 4), qui augmente vers le sud-ouest

(Figure 5.3.3a)

. S t w /Y représente le ratio de subsidence thermique par rapport à la subsidence tectonique estimée, ainsi lorsque S t w /Y = 1, l'approfondissement tectonique du bassin n'est créé que par le refroidissement de la lithosphère. A S t w /Y = 0, la subsidence thermique post-rift est nulle et l'approfondissement du bassin se fait par subsidence flexurale. La Figure

5

.3.3b présente le S t w /Y calculé pour les différents puits. S t w /Y est faible à l'est de la Faille de Toulouse et au sud de la partie centrale (LTI001, PAS001, MZ001, GYT001, BZD001 et A4).

Dans le sud-ouest du bassin S t w /Y varie de 0.3 à 1.3 (centre : SRC001, PAC001, AC001 et CS101 ; sud-ouest : BAY001, LNS001, LA115, GLN101, AMOU001 et SRG001). Au nord-ouest les puits les plus au sud ont une valeur de S t w /Y de 0.7 (MRN001 et GRN001), le puits VMF001 a une valeur de S t w /Y de 1.3 et le puits le plus au nord (LOS001) présente une valeur faible de S t w /Y autour de 0.2.

TABLE 5 .

 5

3.2 -Comparaison des valeurs de β estimées par les modèles de subsidence thermique post-rift et l'analyse crustale de Angrand et al. (soumis, Chapitre 4).

  6.2 Geological and geophysical framework of the northern Pyrenees

	W									E	0
	pre-tectonic sediments Deep Galicia Margin peridotite ridge	?	Galicia Bank syn-tectonic sediments ?	Galicia Interior Basin	?	?	? Middle crust ? Upper crust	2 4 6 8	depth (km)
	Mantle							Moho	Lower crust	10
	0	50	100		150	200	250			300 distance (km)	12
	FIGURE 6.1.1 -Interpretation of a hyper-extended margin of the Galicia Margin, from Sutra and
	Manatschal, 2012.

  ). Aptian-Cenomanian carbonate platforms fringe a series of deep depocentres infilled with turbidites (Sainte Suzanne and Black Flysch Groups ;[START_REF] Souquet | Le groupe du flysch noir (Albo-Cénomanien) dans les Pyrénées[END_REF] 6.2 Geological and geophysical framework of the northern Pyrenees

				PE	PY RO ce nt re
	e	Fig ure and 6.5 s .1 6.4 Sec tion trac .2	ce	Se (F igu cti on re 5) tra
		SthPZ

Table 6

 6 .4 and in Appendix 2. (b) Simplified map showing the metamorphic and non-metamorphic units. (c) Geological model for the IMZ. Red dots are RSCM temperatures presented in Table6.4 and in Appendix 2. Transparent areas are eroded. RSCM samples :

	1 : ASP114 ; 2 : ASP113 ; 3 : ASP116E ; 4 : ASP116A ; 5 : ASP104 ; 6 : ASP115 ; 7 : ASP102).

-Equilibre d'accrétion: le flux d'accrétion est équivalent au flux d'érosion. Ce d ernier montre de rapides variations dues à des évènements locaux (état d'équilibre sensuJamieson et Beaumont,

Géologique et Minière"), des données de sub-surface (sismique et forages) ainsi que des données gravimétriques et un modèle numérique de terrain. Je me suis également basé sur les cartes de Saint-Gaudens[START_REF] Paris | Notice explicative, Carte géologique de France (1/50000), feuille Saint Gaudens[END_REF], d'Arreau[START_REF] Barrère | Notice explicative, Carte géol[END_REF] et d'Aspet(Debroas et al., 2013). Localement, des données de thermométrie Raman (RSCM, Raman Spectroscopy on Carbonaceous Material,[START_REF] Beyssac | Raman spectra of carbonaceous material in metasediments : a new geothermometer[END_REF][START_REF] Lahfid | Evolution of the Raman spectrum of carbonaceous material in low-grade metasediments of the Glarus Alps (Switzerland)[END_REF] ont été utilisées pour contraindre le métamorphisme des différentes unités (voir ci-dessous Section 3.3.2). Les données de terrains (contacts, mesures de pendage) sont projetées sur la coupe selon l'axe des structures, ce qui permet de convertir les pendages réels en pendages apparents.La coupe a été séquentiellement à différentes périodes : fin Eocène, fin Maastrichien et fin Santonien, pour illustrer la géométrie de la marge européenne lors de la seconde phase orogénique, la première phase orogénique et juste avant le début de l'orogenèse pyrénéenne. La restauration se fait selon les concepts de tectonique (e.g.,[START_REF] Dahlstrom | Balanced cross sections[END_REF][START_REF] Boyer | Thrust systems[END_REF][START_REF] Suppe | Geometry and kinematics of fault bend folding[END_REF][START_REF] Mitra | Fold-accommodation faults[END_REF], avec le logiciel Move (Midland Valley, version 2017), principalement en utilisant l'algorithme de flexural slip, qui permet le dépliage d'une structure par rapport à un niveau de référence (banc générateur) et une pin line, le long de laquelle les points ne sont pas translatés (Figure 3.3.1). Cet algorithme permet de maintenir la longueur des bancs, leur épaisseur et donc l'aire d'une structure. La rétro-déformation de la structure se fait par glissement banc sur banc. Pour les aires érodées, la géométrie est reconstruite pour respecter un raccourcissement minimum. La partie nord du bassin, au mur du Front Sous-Pyrénéen, est supposée immobile et sert de point de référence.3.3.2 SPECTROSCOPIE RAMAN DE LA MATIÈRE CARBONÉE En 2002, Beyssac et al. ont utilisé la matière carbonée dans les roches sédimentaires pour obtenir la température maximum enregistrée par un pic de métamorphisme. La matière carbonée résulte de la transformation de la matière organique carbonée présente dans la roche. La structure de la matière carbonée (degré d'organisation) dépend de la température et répond au phénomène de

ACKNOWLEDGMENTS

This work was funded by PhD grant of Paul Angrand as a part of the BRGM (Bureau des Ressources Géologiques et Minières) RGF (Référentiel Géologique de la France) Pyrénées Program. The data used are listed in the references, tables, and shown in the figures. The authors thank B. Horton and an

anonymous reviewer for constructive comments that helped us improve the original manuscript. The BGI and BRGM are acknowledged for providing gravity data and depth to Moho data, respectively. We thank Anne-Gaëlle Bader (BRGM), Guillaume Martelet (BRGM), and Hugh Sinclair, and colleagues at the CRPG and in the RGF Pyrénées Program for their help and fruitful discussions. The map figures were constructed using GMT (Wessel and Smith, 1991).

ACKNOWLEDGEMENT

We thank Cédric Carpentier (GeoRessources), Michel de Saint-Blanquat (GET), and Antoine De Amorin for their help on the field. Thierry Baudin and Maxime Ducoux are thanked for discussion about the IMZ. We thank Marie-Camille Caumon for supervising RSCM analyses. The BGI is acknowledged for providing gravity data.

KEY POINTS

-Inherited rifting can control the evolution of a foreland basin that develops before the thinned lithosphere has thermally equilibrated.

-Rift intensity below the Aquitaine Basin increases west correlating with decreasing flexural strength and increasing postrift subsidence.

-Subsidence in the Aquitaine foreland basin combines flexural loading (surface and sub-surface) and postrift thermal cooling.

ABSTRACT

Rift inheritance can play a key role in foreland basin geometry and behavior. If the foreland basin initiates soon after rifting thermal cooling can also contribute significantly to subsidence.

We investigate the effects of crustal inheritance (Aptian-Cenomanian rifting) on the evolution of the Campanian to middle Miocene flexural Aquitaine foreland basin, northern Pyrenees, France.

Surface and subsurface data define rifted crustal geometry and postrift thermal subsidence. Analysis of Bouguer gravity anomalies coupled flexural modeling constrains the lateral variations of elastic thickness, plate flexure, and controlling loads. The Aquitaine foreland is divided along-strike into three sectors. The relative role of surface and sub-surface (i.e., buried) loading varies along-strike and the elastic thickness values decrease from the northeast (25 km) to the southwest (7 km) where the plate is the most stretched. The eastern foreland crust was not rifted and underwent a simple flexural subsidence in response to orogenesis. The central sector was affected by crustal stretching. Here, the basin is modeled by combining topographic and buried loads, with postrift thermal subsidence. In the western sector, the foreland basin was created mainly by postrift thermal subsidence. The eastern and central sectors are separated by the Eastern Crustal Lineament, which is one of a series of inherited transverse faults that segment the orogen.

STRUCTURE OF THE AQUITAINE BASIN AND CENTRAL NORTH PYRENEAN

ZONE

In order to construct a crustal scale cross-section through the central retro-wedge and foreland basin, structural, stratigraphic, seismic, gravimetric, and borehole data were integrated with new field data in the NZP and data from the 1 :50 000 BRGM ("Bureau de Recherches Géologique et Minière") geologic maps (Saint-Gaudens, [START_REF] Paris | Notice explicative, Carte géologique de France (1/50000), feuille Saint Gaudens[END_REF]Arreau, Barrère et al., 1984) ; Aspet, [START_REF] Debroas | Notice explicative, Carte géologique de France (1/50000[END_REF].

Our fieldwork focused on the North Pyrenean Zone from Saint-Gaudens to the north to Saint-Beat to the south (Figure 6.4.1). We carried out RSCM analyses at the Georessources laboratory, Université de Lorraine (Raman Spectroscopy on Carbonaceous Material ; [START_REF] Beyssac | Raman spectra of carbonaceous material in metasediments : a new geothermometer[END_REF][START_REF] Lahfid | Evolution of the Raman spectrum of carbonaceous material in low-grade metasediments of the Glarus Alps (Switzerland)[END_REF] to constrain local paleo-temperature and thus the degree of metamorphism in the NPZ. We analyzed 12 samples in the southern part of the NPZ (Table 6.4). The stratigraphy and structure of the foreland basin along the section line is based on the work of [START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF] with minor modification of structures at depth. [START_REF] Mouthereau | Placing limits to shortening evolution in the Pyrenees : Role of margin architecture and implications for the Iberia/Europe convergence[END_REF][START_REF] Teixell | The crustal evolution of the west-central Pyrenees revisited : Inferences from a new kinematic scenario[END_REF].

the sliding of the Mesozoic cover was synchronous with progressive exhumation of the sub-continental mantle in this area. Thus this sub-continental mantle was never exposed on the sea-bed but remained capped by Mesozoic marbles and younger strata. This is similar to the Moncaup area (Figure 6.4.3)

where [START_REF] Clerc | High-temperature metamorphism during extreme thinning of the continental crust : a reappraisal of the North Pyrenean passive paleomargin[END_REF] and [START_REF] Lagabrielle | Mantle exhumation, crustal denudation, and gravity tectonics during Cretaceous rifting in the Pyrenean realm (SW Europe) : Insights from the geological setting of the lherzolite bodies[END_REF] propose that the peridotite remained capped by Mesozoic marbles and slices of continental crust during their ascent to the surface.

Our margin geometry differs from the mode of exhumation presented in Clerc and Lagabrielle (2014) for the central Pyrenees, which proposes that the central and eastern Pyrenees are characterized by two mantle uplifts separated by the North Pyrenean Massifs. Their proposed geometry is supported by Espurt et al. (in prep.), who propose that two areas of crustal thinning are separated by the Paleozoic Barousse Massif and that mantle was exhumed below the Baronnies rift-basin north of this massif, as attested by the lherzolite body in the Baronnies rift-basin.

6.6 Discussion

INVERSION OF THE EUROPEAN RIFTED MARGIN

The inversion of the European rifted margin consists of a first closure of the exhumed mantle domain coupled with early gentle inversion of the hyper-extended and necking domains during Campano-Maastrichtian times, everywhere along the Pyrenees (this study ; [START_REF] Mouthereau | Placing limits to shortening evolution in the Pyrenees : Role of margin architecture and implications for the Iberia/Europe convergence[END_REF][START_REF] Teixell | The crustal evolution of the west-central Pyrenees revisited : Inferences from a new kinematic scenario[END_REF][START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF] followed by full continental collision during the Eocene associated with thick-skinned thrust accretion of the Iberian shelf basement (e.g., Verges et al., 2002 ;[START_REF] Teixell | The crustal evolution of the west-central Pyrenees revisited : Inferences from a new kinematic scenario[END_REF].

We have no evidence of remnants of the hyper-extended domain at the surface along our presentday cross-section. We propose that the hyper-extended domain was passively inverted and overthrust by more internally derived allochthonous units. This is similar to the configuration to the west, where [START_REF] Teixell | The crustal evolution of the west-central Pyrenees revisited : Inferences from a new kinematic scenario[END_REF] does not represent the inverted hyper-extended domain at the surface. However it is significantly different compared to the model of [START_REF] Tugend | Formation and deformation of hyperextended rift systems : Insights from rift domain mapping in the Bay of Biscay-Pyrenees[END_REF], where the major part of the NPZ is identified as the inverted hyper-thinned domain (their Figure 5). This difference results from the higher resolution data used here to identify the various domains of the hyper-extended rifted margin.

Along the section the NPFT is sealed within the Petites Pyrenees Group (Campanian-Maastrichtian)

and is not reactivated during the second deformational phase [START_REF] Rougier | Stratigraphic and tectonic stu-dies in the central Aquitaine Basin, northern Pyrenees : Constraints on the subsidence and deformation history of a retro-foreland basin[END_REF]. This observation differs from the NPFT activity in the east and the west of the Pyrenees [START_REF] Mouthereau | Placing limits to shortening evolution in the Pyrenees : Role of margin architecture and implications for the Iberia/Europe convergence[END_REF][START_REF] Ford | Retro-wedge foreland basin evolution along the ECORS line, eastern Pyrenees, France[END_REF][START_REF] Teixell | The crustal evolution of the west-central Pyrenees revisited : Inferences from a new kinematic scenario[END_REF]Espurt et al., in prep.). The occurrence of a northern normal fault along our section, represented by the SPT that is sealed within the Upper Carcassonne Group (Upper Eocene), may favor the northward propagation of the deformation rather than reactivation the NPFT.

The amount of horizontal shortening excluding emplacement of the IMZ, in the retro-wedge is 21.3 km, including horizontal displacement on the NPFT. This value is in agreement with other shortening values in this part of the Pyrenees, although a little bit lower than estimates made in the east (28-30 km, [START_REF] Mouthereau | Placing limits to shortening evolution in the Pyrenees : Role of margin architecture and implications for the Iberia/Europe convergence[END_REF]25 km, Ford et al., 2016), and a little bit higher than in the western (10-15 km, [START_REF] Teixell | The crustal evolution of the west-central Pyrenees revisited : Inferences from a new kinematic scenario[END_REF]Labaume, in prep.). These combined values indicate a progressive westward decrease in the amount of total shortening across the orogen. Our new model proposes that the IMZ is a tectonic nappe that has been thrust over the European rifted margin. This would increase shortening estimates for the whole Pyrenees derived from reconstructions that do not consider the IMZ in their model.

The model we propose for the Saint-Gaudens mantle body differs from that for the Labourd anomaly to the west, where [START_REF] Wang | The deep roots of the western Pyrenees revealed by full waveform inversion of teleseismic P waves[END_REF] propose a mantle bulge based on seismic tomographic imaging (i.e., the mantle body is still connected to the underlying sub-continental mantle). The Labourd anomaly is bigger in size (Figure 6.2.1d) which also suggests that the dense body is still connected to underlying mantle. We propose that the Labourd and Saint-Gaudens mantle bodies may each represent a different stage in the emplacement process of mantle bodies into the crust with the western Labourd unit recording an earlier stage. While the Labourd mantle body configuration may represent an early phase with limited northward shortening, the Saint-Gaudens mantle body may have been thrust northward into the European margin as the shortening is higher. This implies

Discussion

Using the sequential restoration presented above we can propose a more precise chronology for the contributions of the three main drivers of foreland subsidence in the central Aquitaine basin along our section line.

During the Campano-Maastrichtian phase, the young orogen edifice was sub-marine. Retroforeland subsidence was triggered by emplacement of the IMZ onto the necking and hyper-thinned domains of the European margin. In addition, post-rift thermal subsidence was active as orogenesis started only 10 Myr after the end of rifting. Our restoration to the late Maastrichtian is constrained by minimum values for Petite Pyrenees Group thickness, in order to minimize later erosion. Assuming that we have not underestimated Petite Pyrenees Group thickness, the amount of deepening due to post-rift thermal subsidence in the NPZ appears to balance uplift in the NPZ due to thrusting.

Subsidence at this stage is therefore mainly recorded north of the NPFT.

While the emplacement of the Saint-Gaudens dense body started in the Eocene phase, the main emplacement of this additional load occurred during the Oligo-Miocene phase. As this main collisional phase is associated with the creation of Axial Zone topography, the strong increase in tectonic subsidence in the eastern and central foreland can be attributed to a combination of topographic and buried loads.

In the eastern part of the Aquitaine Basin, foreland subsidence is mainly controlled by topographic load (Angrand et al., submitted). Thus, the temporal evolution of the foreland is directly related to the evolution of the growing orogen to the south. To the west the total foreland basin subsidence can be explained mainly by post-rift thermal subsidence that was active mainly during the first 40

Myr of convergence. This E-W variation in subsidence drivers is at least partly related to the very heterogeneous geometry of the hyper-extended rifted margin : the more intense stretching in the west of the European margin resulted in a more important post-rift thermal subsidence that was, in fact, the main subsidence driver in this area. This conclusion implies that early convergence is not recorded in the western Aquitaine basin either because no Late Cretaceous convergence occurred in the west or that it was accommodated elsewhere. 1996). These authors successfully invoke this mechanism to explain subsidence variations in the Neuquén Basin, where foreland subsidence is associated with shortening and coupled margin settings while limited foreland subsidence can be correlated to a neutral stress regime and no deformation. Although geodynamic settings Andean and Pyrenean orogen differ (i.e., the Andean orogen is associated with active subduction of and oceanic crust), we propose that the deformation and subsidence in the

The origin of the