Déformations et processus tectono-sédimentaires dans les sédiments marins semi-indurés

Marine LABORDE-CASADABAN En domaine aquatique, les sédiments de surface et subsurface sont régulièrement soumis à des déstabilisations qui entrainent leur déformation. Leur faible induration et leur grande contenance en eau les rendent particulièrement sensibles aux phénomènes de liquéfaction et de fluidisation.

Ces derniers entrainent le passage d'un état « solide » à un état « liquide » du sédiment. Ces phénomènes provisoires interviennent lors d'événements majeurs, généralement brutaux et de natures très diverses (action des vagues et des marées, tsunami, surcharge sédimentaire, impact météoritique, séismes).

Le but principal de cette thèse est d'étudier les structures sédimentaires de déformations souples de petite échelle (des figures d'injection, de plissements et de déstructurations) ou de grande échelle (déstabilisations gravitaires majeures) produites en surface et subsurface des sédiments marins (Soft Sediment Deformations) lors d'événements sismiques. Une caractérisation complète de différents niveaux de séismites est menée afin (1) de mettre en relation la formation des SSDs et la tectonique régionale au moment de la déstabilisation à l'aide des directions de structures ; (2) de discuter de l'incidence de la lithologie sur la forme et la localisation des structures de déformations dans la pile sédimentaire. Le travail de caractérisation des SSDs (précédemment interprétées comme des niveaux de séismites dans la littérature) est réalisé à partir : (1) d'observations de terrain et (2) de mesures statistiques de la direction des structures sur des objets de dimensions variables, dans deux contextes géodynamiques différents.

La première partie de la thèse s'est portée sur la caractérisation des SSDs qui affectent les dépôts du Penarth Group (limite Trias-Jurassique) dans les îles Britanniques au début de la phase de rifting qui fait suite à la dislocation de la Pangée. Nous montrons que chaque niveau de déformation correspond à un événement sismique. Ils sont caractérisés par une orientation spécifique des SSDs, similaire à celles des failles plurikilométriques locales à l'origine des plus gros évènements sismiques. Les déformations de surface renseignent sur l'activité et la subsidence plus intense de certains bassins comme le bassin de Cardigan Bay et Caernarfon, le bassin de Worcester et le Bassin de Larne contrairement aux bassins du Chenal de Bristol et du Wessex moins actifs. Le changement de direction d'un événement à l'autre met en avant l'importance de l'héritage structural paléozoïque et l'ouverture multidirectionnelle des bassins dans les phases de rifting précoces.

La seconde partie de cette thèse s'est appliquée à la caractérisation des zones de détachement en amont de quatre grands Mass Transport Deposits présents dans le bassin intra-montagneux de Tabernas, dans les cordillères Bétiques (Espagne). Ce bassin extensif est repris plus tardivement en compression. L'étude confirme que les failles normales N150 héritées de l'épisode extensif restent actives en transtension après l'inversion du bassin. Ces failles compatibles avec la direction de compression NW-SE contraignent la localisation des zones d'arrachement des glissements et la direction des écoulements de débris flows associés. Contrairement à ce qui avait été montré jusqu'à présent, les failles majeures N150 possèdent des longueurs plurikilométriques et structurent le fond marin par de nombreux escarpements. Les failles N045, également héritées de l'extension, servent probablement de discontinuités pour localiser les zones d'arrachement de certains glissements. Le fond marin du bassin est découpé et structuré par les failles normales N150 actives, obliques à la direction d'allongement E-W du bassin, et quelques discontinuités N045. Les MTDs sont les résultats de séismes majeurs fréquents qui entrainent la déstabilisation simultanée de matériaux turbiditiques intra-basinaux en glissements et de brèches de socles, probablement stockés au niveau de zone de pied de failles sur la bordure nord du bassin en débris flow. Les cartographies des zones en amont de ces glissements ont également permis de proposer un modèle de formation et d'évolution des MTDs du bassin de Tabernas.

La lithologie du sédiment et son taux d'induration avec la profondeur à un impact fort sur le type de déformations observées. Les alternances de sable, silt et argile se déforment de manière plastique en conservant le litage original (plis, recumbent fold). Les matériaux calcaires plus indurés présentent un comportement cassant et sont bréchifiés puis liquéfiés. Cela entraine la perte du litage original. Les niveaux homogènes cohésifs argileux et marneux montrent des figures injectives de type load casts, flamme ou diapir uniquement à l'interface avec un niveau plus dense sus-jacent comme des sables ou des conglomérats.

Lorsque la pile sédimentaire est homogène en profondeur, la déformation se produit directement à l'interface eau-sédiment. Lorsqu'elle est hétérogène, la localisation du niveau liquéfié est favorisée par la présence importante de fluides dans certains bancs. Cela met en évidence le rôle majeur de l'hétérogénéité de la pile sédimentaire dans la localisation de la liquéfaction par surpression et de la déformation.

Les paramètres favorisant le déclenchement de la déstabilisation gravitaire au-dessus d'un niveau liquéfié sont (1) un faible taux d'induration sédimentaire qui ne limite pas la liquéfaction (2) un temps de liquéfaction important qui nécessite un séisme de forte magnitude (3) l'absence de failles qui traversent le niveau liquéfié et susceptibles d'ancrer la déformation dans le banc sous-jacent en formant un relief. La pente, la composition hétérogène de la pile sédimentaire, le poids des sédiments au-dessus du plan de décollement et la bathymétrie interviennent secondairement.

Deformations and tectono-sedimentary processes in semiindurated marine sediments

Marine LABORDE-CASADABAN Surface and subsurface sediments of marine domain are regularly affected by destabilizations leading to their deformation. Their low induration and high-water content make them especially sensitive to phenomena of liquefaction and fluidization. These lead to the passage from a "solid" state to a "liquid" state of the sediments. These temporary phenomena occur during major events, characterized by different intensity and deformation mechanisms (action of waves and tides, tsunami, sedimentary overload, meteorite impact, earthquakes).

The main aim is to study the sedimentary structures from small-scale deformations (injection structures, folds, faults) to large-scale (major gravity destabilization) produced at the surface of marine sediments (Soft Sediment Deformations, SSD) during seismic events. A complete characterization of different levels of seismites is carried out in order to (1) establish links between the formation of SSDs and the regional tectonics with the time of destabilization using structural directions of deformation; (2) to discuss the impact of lithology on the shape and location of deformation structures in the sedimentary pile. The characterization of SSDs (previously interpreted as seismite levels in the literature) is realized from: (1) field observations and ( 2) statistical measurements of the direction of structures on objects of variable dimensions, in two different geodynamic contexts.

The first studied case concerns the characterization of the SSDs that affect the Penarth Group (Triassic-Jurassic boundary) deposits in the British Isles at the beginning of the break-up phase of the Pangea; it shows that each deformed level corresponds to a seismic event. They are characterized by a specific orientation of the SSDs, similar to those of the local multi-kilometric faults at the origin of the biggest seismic events. Surface deformations provide information on the activity and the intensity of subsidence of some basins such as the Cardigan Bay and Caernarfon Basin, the Worcester Basin and the Larne Basin, as opposed to the less active Bristol Channel and Wessex Basins. The change of direction from one event to another emphasizes the importance of the Palaeozoic structural inheritance and the multidirectional fault activity in the early rifting phases.

The second example present the characterization of upstream areas of four major Mass Transport Deposits, located in the intra-mountain basin of Tabernas, in the Betic Cordilleras (Spain). This extensive basin underwent later compression. The study confirms that the N150 normal faults inherited from the extensive phase remain active after basin inversion, during Late Tortonian. These faults are compatible with the NW-SE compression direction and constrain the location of landslide scars and direction of associated slides and debris flows. Contrary to the previous studies, we show that the N150 major faults have multi-kilometric lengths and are responsible of the sea floor escarpments.

The faults N045 are also inherited from the extensive phase and are probably used like discontinuities to locate the scar zones of some landslides. The seabed of the basin is divided and structured by the N150 active normal faults and some N045 discontinuities, oblique to the E-W direction of elongation of the basin. The MTDS are the results of frequent major earthquakes that cause simultaneous destabilization of turbidite material (slide) and basement breccia (debris flows), which are probably deposited at the base of the escarpment at the northern edge of the basin. The mapping of upstream areas of these landslides have also allowed a model of formation and evolution of the MTDS of the Tabernas basin.

Sediment lithology and induration rates with depth, have a strong impact on the type of observed deformation structures. The alternations of sand, silt and clay deform plastically while preserving the original bedding (folds, recumbent fold). The most indurated limestone material exhibits brittle behaviour followed by brecciation and then liquefaction. This results in the loss of the original sedimentary bedding. Cohesive homogeneous clay and marly levels show injecting geometries such as load casts, flame or diapir only at the interface with an overlying denser level such as sands or conglomerates.

When the sedimentary pile is homogeneous at depth, deformation occurs directly at the watersediment interface. When it is heterogeneous, the localization of the liquefied level is favoured by the presence of beds with high-water content. We highlight the major role of the heterogeneity of the sedimentary pile in the localization of liquefaction by overpressure and deformation.

The parameters that encourage the triggering of the gravity destabilization above a liquefied level are (1) a low sedimentary induration rate which does not limit the liquefaction process (2) a high liquefaction duration which requires a high magnitude of the seismic event (3) the absence of faults which cross the liquefied level and can anchor the deformation in the underlying bed by forming relief. The slope, the heterogeneous composition of the sedimentary pile, the sediment weight above the detachment plane and the bathymetry are secondary.

Table des matières

Introduction

I. Intérêt de l'étude

La plupart des sédiments marins aujourd'hui à l'affleurement démontrent la présence de nombreuses déstabilisations de surface. Des phénomènes de liquéfaction et de fluidisation sont à l'origine de ces structures qui sont produites avant l'induration complète du sédiment. Ces processus permettent le passage d'un état solide à un état liquide par augmentation de la pression interstitielle entre les grains. Ces phénomènes provisoires interviennent lors d'événements majeurs généralement brutaux qui peuvent être de natures très diverses : échappements de gaz, tsunamis, surcharges sédimentaires, action des vagues ou des marées, variations du niveau marin, impacts météoritiques ou encore séismes. Les déformations produites lors de ces différents types d'événements possèdent des dimensions et des formes extrêmement variées.

L'ensemble des études réalisées jusqu'à ce jour sur les déformations souples aussi appelées Soft Sediment Deformations (SSDs), montrent une scission importante entre deux axes de travail principaux : l'objet en lui-même et les causes de sa formation. Le premier axe s'attèle à la classification des SSDs à l'échelle de l'objet en fonction (1) des processus de perte de la structure sédimentaire (liquéfaction et fluidisation) et (2) du moteur de déformation qui entraine la déformation du sédiment une fois liquéfié ou fluidisé (gravitaire, cisaillement, densité inverse). La variété de ces moteurs est responsable de la diversité du type de structures observées [START_REF] Collinson | Sedimentary processes. Post-Depositional Sedimentary Structures[END_REF][START_REF] Owen | Load structures: gravity-driven sediment mobilization in the shallow subsurface[END_REF][START_REF] Owen | Deformation processes in unconsolidated sands[END_REF] telles que :

• Les slumps, les slides, les débris flows qui sont des déstabilisations gravitaires avec un transport latéral plus ou moins marqué ;

• Les diapirs, dômes injectifs, pseudonodules, load casts, qui sont produits en présence d'un gradient de densité inverse. Ces structures ne montrent aucun déplacement latéral ;

• Et les déformations produites par cisaillement comme les plis isoclinaux ou couchés de type « recumbent fold » ou « overturned cross bedding » qui ne montrent pas de transport latéral.

Les moteurs de déformations sont à différencier de la cause qui entraîne la perte de la force interne du sédiment. Les SSDs sont ainsi rarement intégrées dans un contexte géologique global et la nature du ou des événements déclencheurs est très peu discutée dans ces classifications [START_REF] Owen | Identifying triggers for liquefaction-induced soft-sediment deformation in sands[END_REF]. Le second axe principal consiste alors à définir les causes probables à l'origine de la formation des niveaux de déformations souples observées. Ce type de travaux considère les SSDs non plus à l'échelle de l'objet mais à l'échelle d'un ou plusieurs niveaux de déformations. La grande majorité des études s'oriente le plus souvent vers des causes sismiques [START_REF] Basilone | The relationships between soft-sediment deformation structures and synsedimentary extensional tectonics in Upper Triassic deep-water carbonate succession (Southern Tethyan rifted continental margin -Central Sicily)[END_REF][START_REF] Ghosh | Soft-sediment deformation structures from the Paleoproterozoic Damtha Group of Garhwal Lesser Himalaya, India[END_REF][START_REF] Ken-Tor | High-resolution geological record of historic earthquakes in the Dead Sea basin[END_REF][START_REF] Kullberg | Flat-pebble conglomerates: A local marker for early jurassic seismicity related to syn-rift tectonics in the Sesimbra area (Lusitanian Basin, Portugal)[END_REF][START_REF] Marco | Long-term earthquake clustering: A 50,000-year paleoseismic record in the Dead Sea Graben[END_REF][START_REF] Plaziat | Les différents mécanismes à l'origine de la diversité des séismites , leur identification dans le Pliocène du Saïs de Fès et de Meknès (Maroc) et leur signification tectonique[END_REF][START_REF] Rodríguez-Pascua | Soft-sediment deformation structures interpreted as seismites in lacustrine sediments of the Prebetic Zone, SE Spain, and their potential use as indicators of earthquake magnitudes during the Late Miocene[END_REF][START_REF] Simms | Uniquely extensive soft-sediment deformation in the Rhaetian of the UK: Evidence for earthquake or impact? Palaeogeogr[END_REF] en se basant sur une association de critères tels que la récurrence des niveaux déformés, l'extension géographique ou le contexte tectonique régional favorable [START_REF] Co Montenat | Seismites: An attempt at critical analysis and classification[END_REF][START_REF] Owen | Identifying triggers for liquefaction-induced soft-sediment deformation in sands[END_REF][START_REF] Wheeler | Distinguishing seismic from nonseismic soft-sediment structures: Criteria from seismic-hazard analysis[END_REF]. Cependant, il manque aujourd'hui des critères systématiques et auto-suffisants permettant de contraindre les relations entre Soft Sediment Deformations et séismes qui puissent être appliqués dans diverses localités et divers contextes, ainsi qu'à des échelles différentes. Pour cela, ce travail de thèse a porté sur la caractérisation détaillée de niveaux déformés et déjà interprétés dans la littérature comme étant des séismites.

Quelques auteurs se sont intéressés à la caractérisation directionnelle des structures dans les séismites [START_REF] Rodríguez-Pascua | Soft-sediment deformation structures interpreted as seismites in lacustrine sediments of the Prebetic Zone, SE Spain, and their potential use as indicators of earthquake magnitudes during the Late Miocene[END_REF][START_REF] Simms | Uniquely extensive soft-sediment deformation in the Rhaetian of the UK: Evidence for earthquake or impact? Palaeogeogr[END_REF][START_REF] Simms | Uniquely extensive seismite from the latest Triassic of the United Kingdom : Evidence for bolide impact ?[END_REF] et dans les glissements gravitaires de grandes dimensions [START_REF] Alsop | Sedimentary and structural controls on seismogenic slumping within mass transport deposits from the Dead Sea Basin[END_REF][START_REF] Lucente | Anatomy and emplacement mechanism of a large submarine slide within a miocene foredeep in the Northern Apennines, Italy: A field perspective[END_REF][START_REF] Mulder | Gravity processes and deposits on continental slope, rise and abyssal plains, 1st ed, Developments in Sedimentology[END_REF]; Lorna. J. Strachan and Alsop, 2006). Pourtant, aucune étude ne s'est intéressée à comparer toutes les orientations de structures à différentes échelles et avec différents processus de déformation de surface pour tenter de discuter des paramètres d'enregistrement de ces structures et du lien avec la tectonique régionale.

Le premier objectif de cette thèse est donc de déterminer un critère permettant de rattacher les SSDs à un ou des événements sismiques, qui soit applicable sur tous types de déformations, peu importe la taille, et dans tous types de bassins sédimentaires.

Les séismes étant le résultat de l'activité d'une faille régie par un champ de contrainte non isotrope, nous pouvons supposer que les déformations de surface sont susceptibles de suivre des directions préférentielles non isotropes. Pour cela, le premier travail a été de s'intéresser à la distribution directionnelle des SSDs : (1) pour chaque type de structure (plis, injections, failles), (2) et ce, dans les différents niveaux de déformations, et (3) dans plusieurs localités distinctes.

Dans le cas où la tectonique régionale joue un rôle important dans l'enregistrement directionnel, la comparaison des orientations et les relations entre les différents types de structures pourraient apporter de nombreuses contraintes supplémentaires. Enfin, le troisième objectif de la thèse est de comprendre, dans un premier temps, l'impact des différents paramètres qui interviennent sur le style, la taille et la localisation des déformations, en particulier la lithologie des sédiments, critère très peu abordé dans les classifications. Les marges actuelles sont soumises à de nombreuses déstabilisations de grande ampleur pouvant provoquer des dégâts couteux et considérables sur les infrastructures en mer.

Comprendre comment se localise la déformation sur des séries de bassins anciens aujourd'hui à l'affleurement avec une qualité de détail exceptionnelle peut permettre par la suite de mieux anticiper et prévoir la localisation des plans de rupture et l'estimation des volumes susceptibles d'être déstabilisés. Dans un second temps, la qualité d'observation disponible sur des sections marines aujourd'hui à l'affleurement peut permettre de discuter des relations entre les différents types de structure et entre les différentes unités dans le cas particulier des grands glissements gravitaires. Les notions de dynamique d'écoulement et de fonctionnement des glissements gravitaires peuvent ainsi être discutées jusqu'à des échelles de l'ordre du centimètre.

Afin de répondre à toutes ces problématiques, deux zones d'études dans d'ancien bassins sédimentaires présentant des contextes tectoniques et des stades d'évolution différents ont été choisis :

• Les sédiments de la limite Trias-Jurassique dans les bassins extensifs Permo-Trias du Royaume-Uni sont affectés par de très nombreuses déformations souples [START_REF] Hesselbo | Sea-level change and facies development across potential Triassic -Jurassic boundary horizons , SW Britain[END_REF][START_REF] Hesselbo | Terrestrial and marine extinction at the Triassic-Jurassic boundary synchronized with major carbon-cycle perturbation: A link to initiation of massive volcanism?[END_REF][START_REF] Mayall | An earthquake origin for synsedimentary deformation in a late Triassic ( Rhaetian ) lagoonal sequence , southwest Britain Sedimentary Deformation Desiccation Cracks[END_REF][START_REF] Simms | Uniquely extensive soft-sediment deformation in the Rhaetian of the UK: Evidence for earthquake or impact? Palaeogeogr[END_REF][START_REF] Simms | Uniquely extensive seismite from the latest Triassic of the United Kingdom : Evidence for bolide impact ?[END_REF]. Cette étude se base sur l'observation de sept affleurements principaux situés au sud-ouest de l'Angleterre (Devon et Dorset), dans l'Estuaire de la Severn (Somerset et Pays de Galles) et en Irlande du Nord. Afin de compléter ces observations de terrain, nous avons obtenu l'accès à quatre carottes sédimentaires du Geological Survey of Northern Ireland et de la société de forage LONMIN, qui recoupent les sédiments de la limite Trias-Jurassique. Chaque affleurement a fait l'objet d'un levé de log de détail et d'une étude statistique sur la direction des structures déformées.

• Les sédiments néogènes du bassin intra-montagneux de Tabernas, au coeur des Cordillères Bétiques Espagnoles, montrent la présence de nombreuses déstabilisations gravitaires majeures de type Mass Transport Deposits (MTDs). Les zones amont de quatre glissements différents ont été choisies pour mener des études statistiques et des observations de détail.

II. Organisation du manuscrit

Ce manuscrit est divisé en quatre grandes parties distinctes subdivisées en différents chapitres.

Pour se repérer dans l'avancement de la lecture, la numérotation des chapitres est continue de 1 à 10.

La partie 1 dresse le bilan des connaissances actuelles sur la déformation des sédiments encore non indurés et partiellement gorgés d'eau. Les chapitres 2 et 3 sont chacun suivi par une synthèse qui dresse le bilan détaillé des questions spécifiques restantes sur l'étude des séismites et qui ont motivé des axes spécifiques de ce travail.

Le chapitre 1 introduit les caractéristiques des sédiments et les différents phénomènes physiques impliqués dans ce type de déformation. Le vocabulaire et les principes présentés sont issus des domaines de la géotechnique et de la mécanique des sols où les études sur la caractérisation des sols non indurés sont nombreuses. Le même formalisme peut être ensuite généralisé à l'ensemble des sédiments.

Le chapitre 2 présente les différents objets sédimentaires observés suite aux phénomènes de déstabilisation précédemment invoqués. Les différentes classifications de déformations souples réalisées jusqu'à aujourd'hui sont présentées dans cette partie afin de mieux situer par la suite les déformations observées au Royaume-Uni et en Espagne.

Le chapitre 3 a pour objectif de présenter de façon non exhaustive les différents types de déstabilisations gravitaires connues susceptibles de remobiliser les sédiments à l'échelle d'un bassin suite à des événements entrainant des phénomènes de liquidisation, similaires à ceux présentés dans le chapitre 1.

La partie 2 concerne la caractérisation tectono-sédimentaire des déformations souples observées au Royaume-Uni dans les sédiments du passage Trias-Jurassique.

Le chapitre 4 expose le contexte tectonique et sédimentaire du Royaume-Uni au passage Trias-Jurassique.

Le chapitre 5 présente les relevés de logs sédimentaires réalisés sur les sept sections et les quatre carottes étudiées à travers le Royaume -Uni.

Le chapitre 6 développe l'ensemble des observations faîtes et les résultats des mesures statistiques menées sur les différentes sections étudiées. Cette partie « résultats » est suivie par une discussion qui tente de répondre aux différentes questions posées à la fin du chapitre 2, appliquées au Royaume-Uni telles que : le rôle de la lithologie dans le type et la localisation de la déformation, l'enregistrement d'un état de contrainte tectonique passé par le biais de la déformation souple de surface et sub-surface, mais aussi la chronologie des différents événements. Ici est également mis en avant l'apport de l'étude des SSDs sur la compréhension du contexte tectonique et sismique de l'époque et du rôle de l'héritage structural. Ce chapitre est présenté sous forme d'article et complété par des données supplémentaires.

La partie 3 porte sur la caractérisation des déstabilisations gravitaires majeures étudiées dans le bassin néogène intra-montagneux de Tabernas.

Le chapitre 7 a pour but d'exposer les différentes hypothèses qui expliquent la formation des bassins intra-montagneux des Cordillères Bétiques et les cadres tectonique et sédimentaire associés.

Le chapitre 8 présente les résultats des observations et des mesures directionnelles réalisées sur le terrain glissement par glissement. Chaque partie dispose d'une planche dépliable du panorama de la section du glissement composée de la photo brute de l'affleurement et de l'interprétation en dessous. L'emplacement de chaque photo de détail est systématiquement indiqué sur les panoramas. Un modèle de déformation évolutif est proposé pour chacun de ces grands Mass Transport Deposits.

Le chapitre 9 a pour objectif de discuter des résultats et des observations qui ont pu être extrait de chacun des quatre glissements étudiés. Ainsi l'importance de l'héritage structural, le rôle de l'activité tectonique ou encore l'impact de la lithologie sur la localisation et le type de déformation sont de nouveau abordés. Ce chapitre permet aussi de discuter de la dynamique générale d'écoulement au sein des Mass Transport Deposits.

Enfin, la partie 4, qui contient le chapitre 10, est une discussion générale qui a pour objectif de comparer les résultats et les interprétations tirés des deux cas d'étude précédents et de discuter de leur implication sur notre compréhension les déformations et déstabilisations de surface et subsurface, cela dans différents environnements sédimentaires et dans différents contextes géodynamiques. Dans un premier temps, les différents paramètres susceptibles de déclencher ou non le transport sédimentaire durant la liquidisation, puis dans un second temps, l'impact de la lithologie sur le style de déformation, la taille de la déformation et sa localisation dans la pile sédimentaire seront discutés. Le troisième point, démontre le rôle de la lithologie sur la qualité de l'enregistrement directionnel des différentes structures. Et enfin la quatrième et dernière partie, discute de l'apport de l'étude des déformations de surface et plus précisément des séismites sur la compréhension de la dynamique tectonique et sédimentaire des bassins anciens.

Les figures et les tableaux présents dans le manuscrit sont numérotés à partir de 1 et sont systématiquement précédés du numéro de chapitre dans lequel ils apparaissent.

Les références bibliographiques sont citées par ordre alphabétique lorsqu'elles sont plusieurs dans une même citation.

Propriétés et processus des déformations dans les sédiments semi-indurés

La partie 1 dresse le bilan des connaissances actuelles sur la déformation des sédiments encore non indurés et partiellement gorgés d'eau.

Le chapitre 1 introduit les caractéristiques des sédiments et les différents phénomènes physiques impliqués dans ce type de déformation. Le vocabulaire et les principes présentés sont issus des domaines de la géotechnique et de la mécanique des sols où les études sur la caractérisation des sols non indurés sont nombreuses. Le même formalisme peut être généralisé à l'ensemble des sédiments.

Le chapitre 2 présente les différents objets sédimentaires observés suite aux phénomènes de déstabilisation précédemment invoqués. Les différentes classifications de déformations souples réalisées jusqu'à aujourd'hui sont présentées dans cette partie afin de mieux situer par la suite les déformations observées au Royaume-Uni et en Espagne.

Le chapitre 3 a pour objectif de présenter de façon non exhaustive les différents types de déstabilisations gravitaires connues susceptibles de remobiliser les sédiments à l'échelle d'un bassin suite à des événements entrainant des phénomènes similaires à ceux présentés dans le chapitre 1.

Chapitre 1 :

Perte de structure des matériaux sédimentaires non indurés

Introduction

Afin de pouvoir caractériser les différentes déformations souples qui ont fait l'objet de cette étude, il est clairement indispensable de démarrer par la compréhension des mécanismes et des processus internes qui sont à l'origine de la perte de la structure du sédiment. Cette structure ou force interne d'un sol non induré est caractérisée par sa résistance au cisaillement. Elle dépend de différents paramètres caractéristiques d'un agrégat qui sont susceptibles de varier et d'entrainer la diminution voire la perte totale de cette résistance.

La première partie vise à présenter les différentes propriétés physiques des sols, aussi appelés paramètres d'état, de l'échelle du grain à l'échelle de l'agrégat.

La seconde partie a pour rôle d'expliciter les modèles physiques entrainant la perte instantanée de la structure sédimentaire qui permet la déformation.

I. Propriétés physiques des sols et des sédiments

Les sédiments détritiques constituent l'ensemble des éléments qui proviennent de l'altération physique et chimique des roches. Certains éléments sont résiduels tandis que les autres sont transportés (par l'eau et le vent) puis redéposés (par gravité ou par précipitation chimique). Une fois déposés, ils sont consolidés grâce aux processus de diagenèse. Les sédiments encore non consolidés sont particulièrement décrits en mécanique par les ingénieurs et entrent dans la catégorie des sols, au sens géotechnique. Ils sont classés en fonction de leurs propriétés physiques, qui peuvent être définies à l'échelle du grain (forme, taille et minéralogie) et à l'échelle de l'agrégat (porosité, compacité, consistance). Parmi les principaux types de sol on distingue trois catégories principales premièrement définies par leur granulométrie :

• Les sables et graviers qui sont des matériaux granulaires (sols grenus) ou pulvérulents, c'est-à-dire des agrégats principalement siliceux sans cohésion, formés de fragments de roches plus ou moins arrondis selon l'importance de leur transport.

• Les silts sont des matériaux à grains très fins constitués de particules de quartz plus ou moins anguleuses qui peuvent être associées à des particules de matière organique très fines dans le cas des silts organiques.

• Les argiles sont des particules de taille microscopique provenant de la décomposition chimique des minéraux les moins stables des roches. Elles forment un agrégat de particules très fines en plaquette ou plus rarement en aiguille. L'argile pure, très dure à l'état sec, devient très plastique voire collante à l'état hydraté. Comme pour les silts, l'argile organique contient des particules de matière organique très fines. De par leur petite taille, les argiles sont très facilement transportées par l'eau sur de longues distances.

I.1. La granulométrie

Un sol naturel est très rarement homogène et se compose de particules de dimensions variées.

L'analyse granulométrique permet de définir la taille des particules qui composent le sol et d'estimer l'importance relative de chaque fraction. Une des classifications granulométriques les plus anciennes est la classification d' [START_REF] Atterberg | Die rationalle Klassifikation der Sande und Kiese[END_REF] qui se base sur une échelle log10 pour définir ces classes. Cette classification a ensuite été reprise par de nombreux auteurs et académies.

La norme ISO 1 14688 de 2002 est la norme aujourd'hui principalement utilisée pour des raisons d'homogénéité entre les pays notamment dans les domaines de la mécanique des sols et de la géotechnique. En géologie et sédimentologie, la classification la plus utilisée est celle de [START_REF] Wentworth | A scale of grade and class terms for clastic sediments[END_REF] (Table 1-1). Le classement se fait en trois catégories principales que sont, les lutites pour les particules fines (silt et argile), les arénites pour les particules de moyenne dimension comme les sables, et les rudites pour les graviers et les blocs.

Table 1-1: Classification granulométrique des roches sédimentaires détritiques. D'après [START_REF] Udden | Mechanical composition of clastic sediments[END_REF] modifié par [START_REF] Wentworth | A scale of grade and class terms for clastic sediments[END_REF].

Plusieurs méthodes d'analyses granulométriques coexistent. Le choix dépend tout d'abord de la taille de la fraction principale qui constitue le sol. Pour les sols grossiers et moyens dont la dimension des grains est supérieure à 100 μm, l'analyse par tamisage est préconisée. L'échantillon de sol est passé dans des passoires puis des tamis dont l'ouverture varie de 100 mm à 100 μm. La fraction de chaque diamètre est estimée par pesée du résidu de chaque tamis par rapport au poids initial de l'échantillon. Dans le cas où les particules ont un diamètre inférieur à 100 μm, l'analyse granulométrique se fait par sédimentométrie. Cette méthode consiste à laisser décanter un échantillon de sol dans une colonne d'eau où la séparation des grains de différentes dimensions se fait en fonction de leurs vitesses variables. Les méthodes d'analyse laser permettent aujourd'hui de réaliser des études granulométriques rapides sur des échantillons mis en suspension comportant toutes tailles de particules. Cependant, toutes ces méthodes ne peuvent être réalisées que sur des matériaux non indurés ou après fragmentation. Actuellement, seul le comptage des grains au microscope ou à partir de logiciels d'analyse d'images permet d'estimer la granulométrie d'une roche indurée en lame mince. Cependant, elle n'est envisageable que sur des sédiments clastiques grossiers et deux problèmes majeurs se posent : (1) les caractéristiques granulométriques initiales lors du dépôt ne sont conservées que si les grains sont considérés comme indéformables, (2) la coupe de la lame mince est réalisée sur une unique section, le diamètre apparent des grains n'est pas forcément le diamètre réel et peut être fortement sousestimé.

Suite aux analyses granulométriques, la qualité de classement d'un échantillon peut être définie. Un sol bien classé est un sol dont les grains possèdent tous un diamètre similaire. A l'inverse, un sol est dit mal classé lorsque différents diamètres de grain coexistent.

I.2. Forme géométrique des grains

Comme pour leur taille, les grains possèdent des formes très variées. L'étude de la forme des grains (morphoscopie) se base sur des observations visuelles qui permettent de caractériser la sphéricité ou l'angularité et les caractères de surface des grains. Tous ces critères font également l'objet de classification [START_REF] Blott | Particle shape: A review and new methods of characterization and classification[END_REF]. Globalement, trois formes principales peuvent être distinguées : les particules cubiques ou sphériques souvent grossières (silts, sables, graves), les particules en plaquettes (argiles) et les particules en aiguilles ou bâtonnets.

I.3. Porosité, compacité et indice des vides

La porosité, 𝑛, d'un sol est le rapport du volume des vides (occupés par l'eau ou l'air) sur le volume total du sol. La fraction de volume occupée par les grains solides peut donc être définie par (1 -𝑛). Ce volume (1 -𝑛) représente également l'état de compacité du sol compris entre deux arrangements extrêmes : très compact à très peu compact. Dans le cas d'un sable, la porosité, et donc la compacité, dépend du diamètre des grains mais surtout de l'uniformité de granulométrie.

Il est également possible de raisonner en termes d'indice des vides, 𝑒 , qui correspond au volume des vides sur le volume des grains solides.

I.4. Poids volumique, poids volumique déjaugée et densité

Le poids volumique d'un matériau noté 𝛾 𝑠 , correspond au poids de ce matériau par unité de volume (N/m 3 ). Elle prend en compte l'impact de la force gravitationnelle représenté par l'accélération de la pesanteur g. Elle joue donc un rôle très important dans le calcul de la force gravitationnelle et du calcul de la contrainte induite par le poids du sol sur une surface. Lorsque les grains sont immergés, l'action de l'eau doit être prise en compte dans le calcul de cette contrainte. En effet chaque grain qui se trouve sous la surface subit la poussée d'Archimède. On parle donc de masse volumique déjaugée 𝛾′ où : 𝛾 ′ = (𝛾 𝑠 -𝛾 𝑤 )(1 -𝑛) où 𝛾 = 𝜌 × 𝑔 Avec 𝛾 𝑤 le poids volumique de l'eau, et (1-n) le volume des grains solides immergés, 𝜌 la masse volumique en kg/m 3 et 𝑔 l'accélération de la pesanteur en m/s 2 .

I.5. Propriétés des sols grenus ou pulvérulents

Dans le cas d'un sol grenu, les grains sont indépendants les uns des autres. Ce sont les forces de pesanteur et la friction qui permettent de conserver la structure par le biais du contact entre chaque grain. La stabilité de l'agrégat sera plus élevée dans le cas d'un sol bien gradué, avec une distribution continue des tailles depuis les grains les plus grossiers aux grains les plus fins dans des proportions telles que les petits grains complètent les espaces entre les gros grains. Dans ces matériaux de type silts et sables, la porosité s'avère généralement très grande et la quantité d'eau libre à l'intérieur de l'agrégat est importante. Elle circule donc sans résistance entre les grains.

L'eau permet tout de même le développement de forces de capillarité entre les grains qui apporte une cohésion (Figure 1-1). Cette cohésion, dite capillaire, est bien visible dans les sables humides et permet la construction de châteaux de sable mais elle reste cependant bien inférieure aux forces de pesanteur. Le comportement des sols grenus est donc peu influencé par la quantité d'eau qu'il contient mais plutôt par l'état de compacité du sédiment, c'est-à-dire de l'arrangement plus ou moins serré entre les grains ainsi que de la taille des particules [START_REF] Terzaghi | Mécanique des sols appliquée aux travaux publics et au bâtiment[END_REF]. (2005). a) La quantité d'eau dans le milieu est extrêmement faible. Elle forme une couche très fine autour des grains de sable et n'a aucun impact sur la cohésion. Cet état correspond au régime hygroscopique. b) L'eau, un peu plus présente, permet la formation de point de contact entre certains grains. La faible quantité et la petite taille de ces ponts liquides donnent peu de cohésion à l'ensemble granulaire. Il s'agit de l'état pendulaire. c) Le régime funiculaire est celui qui apporte la plus forte cohésion capillaire dans les sols pulvérulents. Les nombreux ponts liquides sont suffisamment larges pour maintenir une certaine cohésion. Cas du château de sable. d) En saturation, l'eau est totalement libre dans le solide et dirige le comportement mécanique de l'ensemble granulaire. Il n'y a plus aucune cohésion ni de stabilité entre les grains.

I.6. Propriétés des particules fines et propriétés colloïdales

Dans le cas des particules très fines d'argile, la forme dominante est une structure en paillette, plate et allongée. Les lamelles formées lors de l'altération chimique des roches sont désagrégées en morceaux de plus en plus fins au cours du transport, les rendant inobservables à l'oeil nu. Les Cela entraine leur gonflement en période humide et leur fort retrait en période sèche [START_REF] Terzaghi | Mécanique des sols appliquée aux travaux publics et au bâtiment[END_REF]. Dans le cas des argiles, la présence de l'eau solide qui constitue la base du complexe d'absorption sur de grandes surfaces est à l'origine de la forte cohésion de ces matériaux. A l'échelle de l'agrégat, la circulation des fluides est donc bien plus difficile dans un matériel argileux que dans un matériel grenu.

II. Les mécanismes de déformation des sols et sédiments non indurés

La force interne et la structure d'un agrégat de matériel peuvent parfois être perdues plus ou moins instantanément de façon naturelle ou de manière induite suite à la diminution de la résistance au cisaillement. Le sédiment passe alors d'un état solide ou semi-solide à un état liquide et propice à la déformation, voire à la destruction de la structure laminée du dépôt initial. Le mécanisme qui provoque ce changement d'état se nomme la liquidisation [START_REF] Allen | The possible mechanics of convolute lamination in gradded sand beds[END_REF]. Il est très représenté dans les sédiments composés de sables et de silts grossiers non consolidés et gorgés d'eau et intervient donc pendant ou très peu de temps après le dépôt du sédiment. Les sédiments pulvérulents, sans ou avec peu de cohésion, permettent facilement la circulation du fluide interstitiel sans grande résistance entre les grains. Ils sont donc aussi, par conséquent, bien plus sensibles à la déformation que les argiles où les phénomènes de liquidisation sont inhibés en raison de leur cohésion [START_REF] Taylor | Fine-grained colliery discard and its susceptibility to liquefaction and flow under cyclic stress[END_REF]. [START_REF] Allen | The possible mechanics of convolute lamination in gradded sand beds[END_REF] propose de réunir sous le terme de liquidisation : la liquéfaction et la fluidisation.

II.1. Resistance au cisaillement d'un sol

La contrainte cisaillante qui s'applique sur un sol est déterminée à partir de l'enveloppe de rupture de Mohr-Coulomb qui peut être approximée par une droite dont l'équation est telle que [START_REF] Collinson | Sedimentary Structures[END_REF][START_REF] Lambe | [END_REF]:

𝜏 = 𝐶 + 𝜎 𝑡𝑎𝑛 𝜙 où 𝜎 = 𝜌 𝑆 × 𝐻
où C caractérise la cohésion des grains, σ est la contrainte normale au plan de cisaillement qui est considérée ici comme horizontale, elle correspond au poids de la colonne de sol d'épaisseur H et de masse volumique des grains 𝜌 𝑆 , et φ l'angle de friction interne du matériel.

Dans le cas où la colonne de sol n'est pas sèche mais contient de l'eau à l'intérieur des pores, il est nécessaire de prendre en compte l'effet de la poussée d'Archimède qui s'applique sur chaque grain. Le poids du sol σ qui s'applique sur un plan horizontal devient donc une contrainte effective σ', définie par [START_REF] Terzaghi | Erdbaumechanik[END_REF], qui peut être écrite sous la forme :

𝜎 ′ = 𝜎 -𝑢 où 𝑢 = 𝜌 𝑒𝑎𝑢 × ℎ 𝑒𝑎𝑢
Où 𝑢 correspond à la pression du fluide dans les pores et qui entraine la réduction de la contrainte σ. En revanche, la valeur importante de la cohésion C d'une argile limite la diminution de la résistance au cisaillement et par conséquent les phénomènes de liquéfaction. (ii) La réduction de la valeur de l'angle de friction 2 du matériel entraine la réduction de la résistance au cisaillement [START_REF] Collinson | Sedimentary Structures[END_REF]. Ce dernier dépend de plusieurs paramètres tels que :

(1) la porosité du sol : l'angle de friction diminue quand la porosité augmente [START_REF] Rowe | The stress-dilatancy relation for static equilibrium of an assembly of particles in contact[END_REF] (Figure 1-5A),

(2) la forme des grains : l'angle de friction augmente avec l'angularité des grains [START_REF] Sowers | Introducory Soil Mechaniscs and Foundations[END_REF] (Figure 1-5B),

(3) la taille des grains : l'angle de friction augmente avec la taille des grains [START_REF] Hough | Basic Soils Engineering[END_REF][START_REF] Kirkpatrick | Effects of grain size and grading on the shearing behaviour of granular materials[END_REF] (Figure 1-5B), ( 4) la qualité du granoclassement [START_REF] Hough | Basic Soils Engineering[END_REF] (Figure 1-5B),

(5) du type de minéralogie des grains : l'angle de friction est plus grand pour du quartz que pour du mica (Figure 1-5B, [START_REF] Hough | Basic Soils Engineering[END_REF][START_REF] Lambe | [END_REF]. 2 L'angle de friction ou de frottement interne correspond à l'angle formé naturellement par un matériau mis en tas, par rapport à l'horizontale. Il dépend du type de sol et plus particulièrement de l'émoussé de ses grains : plus ces derniers sont anguleux, plus l'angle de frottement interne sera élevé. Ainsi, cet angle sera nettement plus élevé dans le cas de graviers que pour un sol à forte teneur en argiles. niveau granulaire, la contrainte effective devient alors nulle et la résistance au cisaillement est égal à la cohésion. La perte de la structure du sédiment qui se produit alors est donc nettement plus intense dans les matériaux granulaires à faible cohésion [START_REF] Allen | Sedimentary Structures Their Character and Physical Basis Volume II[END_REF]. Ce dernier paramètre est à l'origine de la mise en place des phénomènes de liquéfaction.

II.2. La liquéfaction

Le phénomène de liquéfaction correspond à la perte de la structure du sédiment de telle manière que les grains qui le composent se dispersent dans le fluide interstitiel et ne se soutiennent plus entre eux [START_REF] Allen | Sedimentary Structures Their Character and Physical Basis Volume II[END_REF]. Cette déstructuration est due à une augmentation critique de la pression des fluides contenus dans les pores. Le sédiment acquiert ainsi un comportement visqueux qui se rapproche de celui d'un fluide durant un laps de temps souvent très court [START_REF] Allen | Sedimentary Structures Their Character and Physical Basis Volume II[END_REF][START_REF] Maltman | How sediment become mobilized[END_REF][START_REF] Owen | Deformation processes in unconsolidated sands[END_REF]. Il est possible de distinguer trois types de liquéfaction : la liquéfaction statique, dynamique et la liquéfaction cyclique.

II.2.1.

La liquéfaction statique

La liquéfaction statique est le résultat d'une augmentation suffisante de la pression du fluide interstitiel dans une masse statique et peu cohésive [START_REF] Allen | Sedimentary Structures Their Character and Physical Basis Volume II[END_REF] qui entraine la réduction de la résistance aux cisaillement d'une masse de sédiments granulaires. La de volume de la couche affectée n'est nécessaire [START_REF] Allen | Sedimentary Structures Their Character and Physical Basis Volume II[END_REF]. La liquéfaction statique peut être atteinte dans un système artésien par exemple. [START_REF] Allen | Sedimentary Structures Their Character and Physical Basis Volume II[END_REF]. À droite : voiture « coulée » dans un niveau de sable liquéfié durant un séisme en Nouvelle-Zélande. Le mélange a rempli l'intérieur du véhicule dans sa phase liquide avant de resédimenter, source : nzraw.co.nz.

II.2.2. La liquéfaction dynamique

Elle peut être atteinte par l'ajout rapide voire instantané d'une charge ou d'un choc qui provoque la surpression des fluides à l'intérieur du niveau peu cohésif et non induré. Comme dans la Figure 1-6, les grains se réorganisent et ne se touchent plus. C'est l'eau interstitielle qui supporte le poids des grains [START_REF] Allen | Sedimentary Structures Their Character and Physical Basis Volume II[END_REF]. Le passage d'un tsunami, la marée, le mascaret, l'arrivée massive de sédiment ou un choc météoritique sont des exemples de causes pouvant entrainer la liquéfaction dynamique d'un sol.

II.2.3. La liquéfaction cyclique

Ce dernier type de liquéfaction est engendré par l'application répétée d'une contrainte sur le sédiment. Les études de laboratoires ont permis de mettre en évidence l'importance de plusieurs paramètres impliqués dans la mise en place du phénomène de liquéfaction. Elle est favorisée par:

(1) l'augmentation de l'amplitude de la contrainte cyclique cisaillante,

(2) l'augmentation du nombre de cycles de chargement, Ces deux points pourraient faire référence à la magnitude et la durée d'un séisme par exemple.

(3) la diminution de la pression de confinement, (4) la diminution de la concentration en grains dans le mélange,

(5) et la diminution de la taille des grains [START_REF] Allen | Sedimentary Structures Their Character and Physical Basis Volume II[END_REF].

Le passage d'un train d'onde sismique à la suite d'un séisme ou d'un choc ou le passage d'un train de vague lors de tempête sont des causes de liquéfaction cyclique.

II.3. La fluidisation

Dans le cas de la fluidisation, la perte de cohésion du sédiment est due à la circulation active d'un fluide depuis le bas vers le haut à travers les grains. Lorsque la vitesse de circulation du fluide vers le haut est faible, ce dernier percole entre les grains sans les soulever. Quand cette vitesse devient égale à la vitesse de chute des particules, ces dernières restent en suspension avec aucun voire très peu de déplacement. Les grains ne se touchent plus entre eux et le sédiment perd alors toute sa cohésion [START_REF] Lowe | Sediment gravity flows; their classification and some problems of application to natural flows and deposits[END_REF][START_REF] Maltman | How sediment become mobilized[END_REF][START_REF] Nichols | Experimental studies of the fluidization of layered sediments and the formation of fluid escape structures[END_REF]. On obtient, comme pour la liquéfaction, un sédiment dont l'état se rapproche de celui d'un fluide. Dans le cas où la force du fluide est supérieure au poids des grains, ces derniers sont emportés vers le haut ; c'est le phénomène d'élutriation. Contrairement à la liquéfaction, le mécanisme de fluidisation implique donc l'arrivée d'un fluide sous-jacent à l'origine de cette circulation [START_REF] Allen | The possible mechanics of convolute lamination in gradded sand beds[END_REF]. [START_REF] Middleton | Sediment gravity flows[END_REF] décrivent la fluidisation interne d'un sédiment initialement liquéfié où les fluides contenus dans la couche elle-même sont expulsés lors de la compaction. Ce type de fluidisation interne ne peut pas exister selon [START_REF] Lowe | Sediment gravity flows; their classification and some problems of application to natural flows and deposits[END_REF]. Comme pour la liquéfaction, les sédiments très perméables et non cohésifs sont plus vulnérables à ce type de mécanisme de déformation que des sédiments où la perméabilité est faible, telles que les argiles [START_REF] Allen | Sedimentary Structures Their Character and Physical Basis Volume II[END_REF][START_REF] Maltman | How sediment become mobilized[END_REF]. Différents types de fluidisation coexistent [START_REF] Allen | Sedimentary Structures Their Character and Physical Basis Volume II[END_REF] :

(1) La fluidisation stationnaire (Figure 1 [START_REF] Allen | Sedimentary Structures Their Character and Physical Basis Volume II[END_REF] et [START_REF] Kunii | Fluidization Engineering[END_REF].

Un dernier cas de fluidisation se distingue des 3 précédents par la non uniformité du système.

Il s'agit de la fluidisation agrégative (Figure 1 L'injection du fluide par un unique orifice à la base de la colonne engendre des cellules de convection qui provoquent la recirculation du fluide dans le niveau liquéfié [START_REF] Kunii | Fluidization Engineering[END_REF]. Ce type de cellule de convection n'a pas été décrit dans les sédiments.

II.3.2.

Vitesse minimale de fluidisation

La fluidisation d'une colonne de sédiments commence à partir d'une vitesse critique du fluide vers le haut : 𝑉 𝑚𝑓 . Cette vitesse minimale est dépendante :

(1) de la masse volumique des grains,

(2) du diamètre des grains,

(3) de la forme des grains, (4) de la concentration en grain,

(5) et de la viscosité du fluide injecté.

En revanche, Elle est indépendante de l'épaisseur du banc. La vitesse 𝑉 𝑚𝑓 (cm/s) est donnée par la relation proposée par [START_REF] Ergun | Fluid flow through packed columns[END_REF], déterminée de manière empirique et théorique puis modifiée par [START_REF] Wen | A generalized method for predicting the minimum fluidization velocity[END_REF]. Elle est finalement reprise par plusieurs auteurs ultérieurement [START_REF] Allen | Sedimentary Structures Their Character and Physical Basis Volume II[END_REF][START_REF] Kunii | Fluidization Engineering[END_REF][START_REF] Lowe | Sediment gravity flows; their classification and some problems of application to natural flows and deposits[END_REF].

𝑉 𝑚𝑓 = 150𝑏𝜂 3.5𝑎𝐷𝜌 𝑤 + [( 150𝑏𝜂 3.5𝑎𝐷𝜌 𝑤 ) 2 + 𝐷𝑔(𝜌 𝑠 -𝜌 𝑤 ) 1.75𝑎𝜌 𝑤 ] 1 2 ⁄
Avec a et b, deux paramètres respectivement fonction de la forme des particules et de la concentration 𝐶 𝑚𝑓 . Ces deux paramètres sont explicités par [START_REF] Wen | A generalized method for predicting the minimum fluidization velocity[END_REF]

II.4. Resédimentation du mélange

À la suite de la mise en place de phénomènes de liquéfaction et de fluidisation, la resédimentation d'un niveau liquéfié de concentration C0 a été décrite par Wallis (1969)(Figure 1-11) :

• Le premier type de resédimentation est un système simple à deux couches : le niveau liquéfié de concentration C0 resédimente en un niveau de concentration C1 sous-jacent le long d'une unique surface de resédimentation. Le sédiment obtenu après dépôt possède une structure plus dense que le dépôt initial avant liquéfaction (Figure 1-11b) [START_REF] Allen | Sedimentary Structures Their Character and Physical Basis Volume II[END_REF][START_REF] Lowe | Sediment gravity flows; their classification and some problems of application to natural flows and deposits[END_REF].

• Dans le second type, la resédimentation se met en place à travers un niveau intermédiaire caractérisé par deux surfaces et où la concentration du mélange varie graduellement de C0, sédiment liquéfié à C1, sédiment redéposé et plus dense (Figure 1-11c).

• , 1975). [START_REF] Wallis | One-dimensional Two-phase Flow[END_REF] montre également que, dans un système simple à deux couches, le temps de resédimentation des grains est lié à plusieurs paramètres tels que :

(1) les concentrations des niveaux liquéfiés et resédimentés (C0 et C1),

(2) l'épaisseur initiale du banc liquéfié,

(3) la valeur de la pente.

Dans le cas d'un sédiment bien classé et avec une faible cohésion, le taux de sédimentation (qui correspond au temps de resédimentation sur l'Epaisseur du banc) est également fonction du diamètre des grains. En effet, plus le diamètre est important et plus le taux de resédimentation est grand [START_REF] Lowe | Sediment gravity flows; their classification and some problems of application to natural flows and deposits[END_REF].

III. Conclusions

La force interne d'un sol et donc sa résistance au cisaillement est susceptible de varier en fonction de ses propriétés telles que la minéralogie, la porosité, la taille des grains ou encore la cohésion par exemple. En revanche, la perte totale de cette résistance est directement liée à l'augmentation drastique de la pression interstitielle du fluide contenu dans les pores de l'agrégat sédimentaire. Il s'agit donc du paramètre le plus important pour expliquer les mécanismes de déstructuration des sédiments.

L'augmentation de la pression interstitielle engendre la mise en place de phénomènes de Dans la plupart des cas, la durée des phénomènes de liquidisation est extrêmement courte.

Lorsque la pression interstitielle diminue, l'ensemble de l'agrégat resédimente de manière relativement homogène et plus dense suite au réarrangement des grains [START_REF] Allen | Sedimentary Structures Their Character and Physical Basis Volume II[END_REF][START_REF] Lowe | Sediment gravity flows; their classification and some problems of application to natural flows and deposits[END_REF][START_REF] Wallis | One-dimensional Two-phase Flow[END_REF].

I. De la liquidisation à la déformation

Suite à l'application des phénomènes de liquidisation, le sédiment initialement semi-rigide à solide passe dans un état liquide. Il devient donc facilement déformable. Le style de déformation qui affectera le dépôt sera principalement dépendant du type de force appliquée sur le sédiment liquéfié. Il convient alors de définir le terme de « moteur ou force de la déformation » (driving force) qui s'applique sur le système [START_REF] Owen | Deformation processes in unconsolidated sands[END_REF]. Les principaux moteurs considérés dans les environnements sédimentaires sont :

• La force gravitationnelle, qui agit verticalement sur une pente. Les sédiments liquidisés sont alors susceptibles de subir des déplacements parallèlement à la pente.

• Une charge de confinement inégale produite par la présence d'une couche d'épaisseur variable ou de reliefs à la surface du sédiment (Figure 2-1).

• Un gradient de densité instable, qui peut être induit par la présence d'une couche dense • Une contrainte tangentielle à la surface du sédiment : courant, passage d'un écoulement. D'autres agents (physiques, chimiques ou biologiques) peuvent être à l'origine de la déformation du sédiment mais ne nécessitent pas de perte de sa résistance au cisaillement par des phénomènes de liquidisation. [START_REF] Collinson | Sedimentary processes. Post-Depositional Sedimentary Structures[END_REF][START_REF] Jolly | mechanisms and controls on the formation of sand intrusions[END_REF][START_REF] Lowe | Water escape structures in coarse-grained sediments[END_REF][START_REF] Reimnitz | Effects of the Alaska earthquake and tsunami on recent deltaic sediments[END_REF]. Les dykes qui atteignent la surface peuvent donner lieu à la formation de volcans de sable ou volcans de boue.

Ces structures sont très reconnaissables par la présence d'un conduit axial et de laminations radialement inclinées visibles en section verticale (Figure 2-2D). Dans certains cas de dyke per ascensum composés de grains de formes allongées ou tabulaires, il a été mis en évidence la présence d'une orientation préférentielle des grains parallèle au bord du dyke [START_REF] Peterson | Flow structures in sandstone dikes[END_REF].

La cause la plus fréquemment évoquée pour expliquer la liquéfaction du niveau sableux est l'arrivée très rapide d'une charge importante sur le sédiment. Ce type de dykes s'observe dans de très nombreux environnements : dépôts de tsunami (Figure 2-2A) [START_REF] Schnyder | A possible tsunami deposit around the Jurassic-Cretaceous boundary in the Boulonnais area (northern France)[END_REF][START_REF] Takashimizu | Depositional facies and sedimentary successions of earthquakeinduced tsunami deposits in Upper Pleistocene incised valley fills, central Japan[END_REF]; bassin turbiditique profond [START_REF] Parize | Clastic dykes and sills from Numidian Flysch (Sicily and Tunisia), sandy injection related to a high-density turbidity deposit[END_REF], plaine alluviale avec lac temporaire [START_REF] Oomkens | Environmental significance of sand dikes[END_REF] ; ou encore deltaïque, tidal ou lacustre [START_REF] Jolly | mechanisms and controls on the formation of sand intrusions[END_REF].

Pour certains auteurs, la liquéfaction du niveau injectif peut être induit par un séisme [START_REF] Li | Sand boils induced by the 1993 Mississippi River flood; could they one day be misinterpreted as earthquake-induced liquefaction?[END_REF][START_REF] Obermeier | Liquefaction evidence for strong earthquakes of Holocene and latest Pleistocene ages in the states of Indiana and Illinois[END_REF][START_REF] Quigley | Recurrent liquefaction in Christchurch, New Zealand, during the Canterbury earthquake sequence[END_REF][START_REF] Reddy | The great 1950 Assam Earthquake revisited: Field evidences of liquefaction and search for paleoseismic events[END_REF][START_REF] Reimnitz | Effects of the Alaska earthquake and tsunami on recent deltaic sediments[END_REF]. A : injection sableuse per ascensum dans des dépôts de tsunami, sable de Kyomatsubara, Pleistocene supérieur, Makinohara upland, Japan [START_REF] Takashimizu | Depositional facies and sedimentary successions of earthquakeinduced tsunami deposits in Upper Pleistocene incised valley fills, central Japan[END_REF]. B : Injection sableuse per descensum avec niveau source, Carboniferous Horton Group, Blue Beach, Nova Scotia, Canada (© 2016 John Waldron). C : Large fentes de dessiccation sableuses, Mabou Group at Knoydart, Nova Scotia, Canada (© 2016 John Waldron). D : Volcan de sable fossile surplombant un dyke. Il est caractérisé par son conduit central [START_REF] Van Loon | Soft-sediment deformation structures in siliciclastic sediments : an overview[END_REF].

• Les injections ou dykes per descensum

Dans le cas de l'injection per descensum, le niveau liquéfié se trouve au-dessus du niveau hôte plus cohésif (Figure 2-2B). Ce type de dyke est très souvent décrit en domaine glaciaire où l'arrivée d'une masse importante de glace permet l'ouverture de fractures déjà préexistantes et l'injection du sédiment souvent bréchifié dans le niveau sous-jacent [START_REF] Black | Periglacial features indicative of permafrost: Ice and oil wedges[END_REF][START_REF] Le Heron | A complex subglacial clastic dyke swarm, S??lheimaj??kull, southern Iceland[END_REF]. Dans le cas où ces injections sont de faible largueur (quelques centimètres à quelques décimètres tout au plus), elles sont très souvent confondues avec les dykes synaeresis et les fentes de dessiccation (Figure 2-2C) en raison de leur aspect similaire. Dans ces deux derniers cas, l'ouverture de la fracture se fait par contraction du milieu environnant en domaine aérien pour les fentes de dessiccation et en domaine marin pour les dykes synaeresis [START_REF] Tanner | Interstratal dewatering origin for polygonal patterns of sand-filled cracks: a case study from late Proterozoic metasediments of Islay, Scotland[END_REF] La taille des dykes peut varier de quelques décimètres à plusieurs mètres pour les dykes glaciaires, en longueur et largueur. Seuls les réseaux de dykes développés en domaine marin profond sont susceptibles d'atteindre des extensions plurikilométriques [START_REF] Parize | Vocontian Clastic Injections[END_REF][START_REF] Parize | Clastic dykes and sills from Numidian Flysch (Sicily and Tunisia), sandy injection related to a high-density turbidity deposit[END_REF].

Enfin, il n'est pas rare d'observer des dykes plissés dans les affleurements sédimentaires. Ce plissement, appelé pli ptygmatitique3 est causé par la compaction différentielle du sable qui constitue le dyke et des marnes ou argiles encaissantes [START_REF] Truswell | Sandtones sheets and related intrusions from Coffee Bay, Transkei, South Africa[END_REF].

II.1.1. Les convolutes

Les convolutes (ou convolute bedding) sont des plis, formés par étirement des couches, plus ou moins réguliers et qui affectent une seule unité sédimentaire (Figure 2-3). Ils sont généralement localisés sur la partie supérieure du banc mais peuvent également être visibles à la base [START_REF] Allen | Sedimentary Structures Their Character and Physical Basis Volume II[END_REF]. [START_REF] Allen | Sedimentary Structures Their Character and Physical Basis Volume II[END_REF]. B : Convolutes dans un calcaire mudstone, Pinhay Bay, Angleterre. La partie centrale du banc est déformée sous forme de convolutes tandis que la partie supérieure semble entièrement déstructurée.

La formation de ces plis est permise grâce à deux paramètres. ( 1) la liquéfaction au moins partielle du sédiment et (2) l'échappement de fluide. Les antiformes pointues sont apparentées à des structures en flamme et constituent des chemins préférentiels pour les échappements de fluide interstitiel en surpression. Dans ce sens elles sont assez caractéristiques du niveau C de la séquence de Bouma dans les turbidites sableuses [START_REF] Allen | Sedimentary Structures Their Character and Physical Basis Volume II[END_REF][START_REF] Bouma | Sedimentology of some flysch deposits. A graphic approach of facies interpretation[END_REF][START_REF] Collinson | Sedimentary processes. Post-Depositional Sedimentary Structures[END_REF] mais coexistent également dans des environnements variés : deltaïques, fluviatiles, domaines tidaux ou encore plaines alluviales. Dans le cas où les têtes d'antiformes sont déversées dans une direction préférentielle, un autre moteur que l'échappement de fluide peut être à l'origine de la déformation. En effet, il n'est pas rare de voir que les antiformes ne sont pas symétriques. Cette déformation secondaire qui affecte la tête des plis survient très peu de temps après, voire pendant la mise en place de la structure. Elle est le résultat de l'application d'une force cisaillante à la surface du sédiment comme un courant de fond ou l'action des vagues [START_REF] Collinson | Sedimentary deformational structure[END_REF].

II.1.2. Dishs et pillar

Les structures de type dishs et pillars sont principalement décrites dans des sédiments grossiers de type sable. Elles n'affectent qu'une seule unité sédimentaire [START_REF] Collinson | Sedimentary processes. Post-Depositional Sedimentary Structures[END_REF] dont l'épaisseur est toujours supérieure à 50 cm [START_REF] Allen | Sedimentary Structures Their Character and Physical Basis Volume II[END_REF]. sableuse [START_REF] Collinson | Sedimentary processes. Post-Depositional Sedimentary Structures[END_REF].

Ces structures sont caractérisées par la présence de formes convexes (dish) où les laminations sont conservées et non déformées. La base des dishs correspond à une accumulation de niveaux plus noirs riches en silts et argiles, voire en matière organique. Cette accumulation joue un rôle de barrière imperméable à la circulation des fluides qui se fait vers le haut de la couche [START_REF] Collinson | Sedimentary deformational structure[END_REF][START_REF] Lowe | Water escape structures in coarse-grained sediments[END_REF][START_REF] Lowe | The characteristics and origins of dish and pillar structures[END_REF]. Les fluides convergent donc vers des conduits d'écoulement préférentiel (pillars) qui séparent les dishs entre eux. Cette circulation entraîne l'élutriation des particules sédimentaires au niveau des piliers et le plissement des bords des dishs à l'origine de leur forme convexe (Figure 2 -4). La taille des dishs varie de l'infra-millimétrique au pluri-centimétrique, pouvant aller jusqu'à quelques mètres dans les cas les plus impressionnants [START_REF] Allen | Sedimentary Structures Their Character and Physical Basis Volume II[END_REF]. [START_REF] Lowe | The characteristics and origins of dish and pillar structures[END_REF] et [START_REF] Lowe | Water escape structures in coarse-grained sediments[END_REF] indiquent que le sédiment se trouve dans un état fluidisé [START_REF] Cheel | A sequence of soft-sediment deformation (dewatering) structures in Late Quaternary subaqueous outwash near Ottawa, Canada[END_REF]. Les dishs et pillars sont très caractéristiques des niveaux C de la séquence de Bouma dans les turbidites sableuses et sont très peu décrits dans les sédiments marins peu profonds [START_REF] Rautman | Dish structures formed by fluid escape in Jurassic shallow-marine sandstones[END_REF][START_REF] Tyler | Pigeon Point Formation: An Upper Cretaceous Shoreline Succession, Central California Coast[END_REF].

(Figure 2-4 A)

II.1.3. Load casts et pseudonodules

Les load casts ou figures de charge sont des déformations souples caractérisées par des structures synformes et antiformes plus ou moins marquées à l'interface entre deux unités sédimentaires distinctes de nature différente [START_REF] Owen | Load structures: gravity-driven sediment mobilization in the shallow subsurface[END_REF]. D'après [START_REF] Reineck | Depositional sedimentary environments[END_REF] [START_REF] Allen | Sedimentary Structures Their Character and Physical Basis Volume II[END_REF][START_REF] Collinson | Sedimentary deformational structure[END_REF]. La présence d'irrégularités à l'interface entre les deux couches est un paramètre qui contrôle la localisation des déformations (Dzulynski et Walton, 1965;[START_REF] Owen | Load structures: gravity-driven sediment mobilization in the shallow subsurface[END_REF]. L'initialisation de cette déformation peut également être due à une charge de dépôt inégalement répartie sur la couche supérieure. En effet, le comblement de chenaux, de figures d'érosion ou la présence de rides sédimentaires entraine un rééquilibrage des pressions à l'interface des deux couches [START_REF] Cojan | Sédimentologie[END_REF]Dzulynski et Walton, 1965;[START_REF] Owen | Load structures: gravity-driven sediment mobilization in the shallow subsurface[END_REF].

L'amplitude des structures varie de quelques millimètres à quelques mètres et est en partie contrainte par l'épaisseur des unités déformées [START_REF] Hindmarsh | Use of a viscous model of till rheology to describe gravitational loading instabilities in glacial sediments[END_REF]. [START_REF] Owen | Load structures: gravity-driven sediment mobilization in the shallow subsurface[END_REF] • Les pseudonodules détachés, qui forment des enclaves sphériques de nature différente de l'encaissant à l'intérieur de celui-ci. Ils peuvent être alignés sur un même niveau ou non.

• Et enfin les balls et pillows, où les pseudonodules sont également des enclaves de la couche sus-jacente dans la couche inférieure mais sont disposés en colonne les uns au-dessus des autres.

Ces types de figures de charge sont décrits dans de nombreux environnements (fluviatile, marin, lacustre) et dans certains objets sédimentaires comme les turbidites. Leur présence n'est donc pas caractéristique d'un environnement de dépôt [START_REF] Cojan | Sédimentologie[END_REF] Cependant, plus sa durée sera grande, plus la quantité de déformation le sera également.

II.2. Classification des déformations souples

La partie précédente a permis de montrer la grande diversité de Soft Sediment Deformations En revanche, à la suite de phénomènes de liquidisation, le niveau sédimentaire destructuré se redépose de manière plus dense sans nécessairement être affecté par un type de déformation. La présence de structures spécifiques à l'état final nécessite la mise en place d'un moteur de déformation qui soit simultané du phénomène de liquidisation. La classification de [START_REF] Lowe | Water escape structures in coarse-grained sediments[END_REF] ne prend pas en compte la nature de ce moteur de la déformation sédimentaire. La proposition d'une classification plus stricte et qui mette en avant la diversité de géométrie des déformations souples apparaît donc indispensable. La classification intermédiaire d' [START_REF] Elliot | A classification of subaqeous sedimentary structures based on theological and kinematical parameters[END_REF] se base sur le comportement mécanique du sédiment et fait intervenir la notion d'origine génétique de la structure. Elle peut être extérieure (vagues, courants, etc.), interne (gravité par exemple) ou biologique. Autrement dit, cela fait référence aux moteurs de déformation proposés plus tard par [START_REF] Owen | Deformation processes in unconsolidated sands[END_REF].

La grande diversité des structures de déformation souple est principalement liée à la quantité de combinaison entre le mécanisme de déformation et le moteur de la déformation. Il faut attendre les classifications d' [START_REF] Allen | Sedimentary Structures Their Character and Physical Basis Volume II[END_REF] puis [START_REF] Owen | Deformation processes in unconsolidated sands[END_REF] modifiée par [START_REF] Collinson | Sedimentary processes. Post-Depositional Sedimentary Structures[END_REF] pour voir ces deux aspects pleinement pris en compte. Cette dernière classification, qui est à ce jour l'une des plus complètes disponibles, est basée sur ces deux critères principaux (Figure 23456789). L'intérêt primordial de classifier les structures par la nature de la force de déformation est de permettre la différenciation nominative des structures décrites par différents auteurs. Par exemple les convolutes décrites par [START_REF] Visher | Convolute laminations--a theoretical analysis: Example of a Pennsylvanian sandstone[END_REF] sont plus proches génétiquement des structures de type loads casts [START_REF] Owen | Load structures: gravity-driven sediment mobilization in the shallow subsurface[END_REF] alors qu'elles sont issues de contextes différents. Si le moteur de la déformation est un paramètre facilement identifiable dans le cas des déformations actuelles de surface, il n'en va pas de même pour des déformations anciennes préservées et indurées. Dans le cas des structures de formes identiques et pouvant provenir d'une force de nature différente, la détermination de cette origine devient très complexe.

III. Causes à l'origine des phénomènes de liquidisation

La seconde absence notable dans les classifications est la définition de l'agent géologique responsable de la perte de la structure du sédiment (i.e. liquidisation). Il est très difficile voire impossible d'attribuer un type de déformation à un évènement géologique puisque la structure de la déformation n'est pas liée à ce dernier mais au moteur (driving force) de la déformation. Des structures identiques peuvent donc apparaître dans des contextes totalement différents.

L'évènement ou l'agent géologique qui provoque le phénomène de liquidisation n'est donc pas à chercher dans les déformations mais plutôt dans le contexte géologique global où ces dernières se forment [START_REF] Owen | Deformation processes in unconsolidated sands[END_REF]. Il existe de nombreuses causes géologiques susceptibles d'entrainer des déformations dans les sédiments marins telles que les tsunamis (Le [START_REF] Roux | A Pliocene mega-tsunami deposit and associated features in the Ranquil Formation, southern Chile[END_REF][START_REF] Nanayama | Sedimentary differences between the 1993 Hokkaido-nansei-oki tsunami and the 1959 Miyakojima typhoon at Taisei, southwestern Hokkaido, northern Japan[END_REF][START_REF] Schnyder | A possible tsunami deposit around the Jurassic-Cretaceous boundary in the Boulonnais area (northern France)[END_REF][START_REF] Takashimizu | Depositional facies and sedimentary successions of earthquakeinduced tsunami deposits in Upper Pleistocene incised valley fills, central Japan[END_REF], les marées [START_REF] Greb | Soft-sediment deformation produced by tides in a meizoseismic area, Turnagain Arm, Alaska[END_REF], les tempêtes [START_REF] Alfaro | Liquefaction and fluidization structures in Messinian storm deposits (Bajo Segura Basin, Betic Cordillera, southern Spain)[END_REF] ou des taux de sédimentation très rapides. Cependant, la cause la plus fréquemment proposée est un épisode sismique.

Dans de nombreux cas, la liquéfaction du sédiment est attribuée à un choc sismique sans preuves suffisantes (niveau de séismite). La relation entre la déformation et les tremblements de terre est souvent difficile à argumenter et différentes causes peuvent être à l'origine de ce phénomène. [START_REF] Greb | Soft-sediment deformation produced by tides in a meizoseismic area, Turnagain Arm, Alaska[END_REF] montrent que les déformations initialement attribuées à une succession de chocs sismiques par Bartsch-Winkler et Schmoll (1984) sont causées au moins partiellement par le passage régulier de la marée. Quelques études avancent également une cause sismique comme origine de la formation de niveaux de déformations uniquement par élimination des autres déclencheurs de liquéfaction possibles [START_REF] Kullberg | Flat-pebble conglomerates: A local marker for early jurassic seismicity related to syn-rift tectonics in the Sesimbra area (Lusitanian Basin, Portugal)[END_REF][START_REF] Pope | Late Middle to Late Ordovician seismites of Kentucky, southwest Ohio and Virginia: Sedimentary recorders of earthquakes in the Appalachian basin[END_REF]. Ces exemples soulignent la difficulté d'identifier les séismes comme cause de la liquéfaction des sédiments sans critères réels et autosuffisants.

Afin d'améliorer au mieux la reconnaissance des séismites, de nombreux auteurs proposent de mettre en évidence l'association d'un maximum de critères réunis tels que [START_REF] Owen | Identifying triggers for liquefaction-induced soft-sediment deformation in sands[END_REF][START_REF] Wheeler | Distinguishing seismic from nonseismic soft-sediment structures: Criteria from seismic-hazard analysis[END_REF] :

(1) la récurrence des niveaux liquidisés dans une pile sédimentaire. La caractérisation de plusieurs niveaux de déformations au sein d'une même coupe va en faveur d'un évènement récurrent et non unique à l'origine de la formation des SSDs. Les mesures de datations ou de taux de sédimentation permettent également de définir une paléo-sismicité et des valeurs de récurrence d'événements sismiques [START_REF] Amit | Paleoseismic evidence for time dependency of seismic response on a fault system in the southern Arava Valley, Dead Sea rift, Israel[END_REF][START_REF] Chardon | First paleoseismological constraints on the strongest earthquake in France (Provence) in the twentieth century[END_REF][START_REF] Dolan | Active tectonics, paleoseismology, and seismic hazards of the Hollywood fault, northern Los Angeles basin, California[END_REF],

(2) une large extension géographique des SSD. Dans de nombreux niveaux décrits comme des séismites, l'extension latérale des déformations peut atteindre plusieurs centaines voire milliers de kilomètres carrés montrant ainsi l'importance de l'événement de déformation à une échelle régionale [START_REF] Greb | Soft-sediment deformation produced by tides in a meizoseismic area, Turnagain Arm, Alaska[END_REF][START_REF] Simms | Uniquely extensive seismite from the latest Triassic of the United Kingdom : Evidence for bolide impact ?[END_REF],

(3) la continuité latérale des niveaux déformés le long de l'affleurement [START_REF] Greb | Soft-sediment deformation produced by tides in a meizoseismic area, Turnagain Arm, Alaska[END_REF][START_REF] Ken-Tor | High-resolution geological record of historic earthquakes in the Dead Sea basin[END_REF][START_REF] Mayall | An earthquake origin for synsedimentary deformation in a late Triassic ( Rhaetian ) lagoonal sequence , southwest Britain Sedimentary Deformation Desiccation Cracks[END_REF], (4) des structures similaires à celles observées lors de phénomènes de liquéfaction actuels lors de séismes [START_REF] Audemard | By Recent[END_REF][START_REF] Dechen | Typical earthquake-induced soft-sediment deformation structures in the Mesoproterozoic Wumishan Formation, Yongding River Valley, Beijing, China and interpreted earthquake frequency[END_REF][START_REF] Quigley | Recurrent liquefaction in Christchurch, New Zealand, during the Canterbury earthquake sequence[END_REF],

(5) la corrélation de niveaux déformés avec des événements sismiques historiques de la littérature grâce à des datations absolue [START_REF] Ken-Tor | High-resolution geological record of historic earthquakes in the Dead Sea basin[END_REF][START_REF] Marco | Long-term earthquake clustering: A 50,000-year paleoseismic record in the Dead Sea Graben[END_REF],

(

IV. Conclusion

La déformation souple d'un banc ou d'un ensemble de bancs est le résultat de la perte de la structure du sédiment par des phénomènes de liquidisation et de l'application simultanée d'un moteur de déformation (ou driving force). Les trois principaux moteurs sont la force gravitationnelle qui s'applique sur la masse sédimentaire dans une pente, la présence d'un gradient de densité inverse ou encore l'application d'une contrainte tangentielle à la surface des sédiments liquidisés.

Les principales structures qui en découlent ont fait l'objet de nombreuses classifications basées sur des critères de reconnaissance qualitatifs plus ou moins bien définis permettant d'associer un type de déformation à des mécanismes de mise en place (moteur de la déformation et mécanisme de perte de la structure). Les principaux critères retenus sont la forme de la structure, la viscosité estimée du mélange, l'état de conservation de la structure initiale ou encore le type d'écoulement.

Pourtant, un certain nombre de critères demeurent encore absents de ces classifications, notamment les caractéristiques physiques des matériaux.

La minéralogie, la taille des grains, le granoclassement ont-ils un impact notable sur le style de déformation finale ? [START_REF] Owen | Deformation processes in unconsolidated sands[END_REF] Les nombreuses déformations de différentes formes et dans différents niveaux lithologiques ainsi que la qualité d'observation 3D des affleurements en bord de mer et la grande extension géographique font de ces probables séismites liés à un impact météoritique [START_REF] Simms | Uniquely extensive soft-sediment deformation in the Rhaetian of the UK: Evidence for earthquake or impact? Palaeogeogr[END_REF][START_REF] Simms | Uniquely extensive seismite from the latest Triassic of the United Kingdom : Evidence for bolide impact ?[END_REF], un terrain de travail particulièrement complet pour aborder les questions précédemment posées.

La première partie de cette thèse concerne donc la continuité de l'étude et de la caractérisation des déformations synsédimentaires qui affectent l'Irlande et l'Angleterre au passage Trias-Jurassique dans le but de (1) discuter de l'impact de la lithologie à la fois sur le style de déformation mais aussi sur la localisation de la déformation dans la pile sédimentaire, (2) discuter du timing de la déformation mais aussi de l'amplitude des événements en cause en fonction de l'épaisseur des dépôts affectés, (3)

I. Comportement mécanique des processus gravitaires sousmarins

Différents types de processus sédimentaires qui permettent le transport et le dépôt des sédiments en domaines marins peuvent être distingués. [START_REF] Stow | Deep clastics sea[END_REF] a ainsi séparé trois grands groupes principaux (Figure 3-1) :

• Les processus sédimentaires gravitaires au sens propre sont des mouvements de masses et des écoulements de matériel sédimentaire lié à l'action de la gravité sur des pentes parfois inférieures à 1% sur lesquels ce chapitre va porter.

• Les courants de fond induisent le transport de particules sédimentaires,

• La sédimentation pélagique correspond à la décantation des particules organiques présentes dans la colonne d'eau. Modifié par [START_REF] Broucke | Interactions déformation -Sédimentation en contexte d sedimentation gravitaire. Exemple sismique (marge anglolaise) et de terrain (Grès d'Annot)[END_REF].

II. Les glissements en masse

Les glissements en masse sont des processus de transport qui possèdent des comportements plastiques à élasto-plastiques. Ils affectent des matériaux cohésifs totalement ou partiellement indurés. Dans leur classification, [START_REF] Mulder | Classification of offshore mass movements[END_REF] [START_REF] Hill | Creep deformation of slope sediments in the Canadian Beaufort Sea[END_REF].

Les glissements et avalanches de blocs sont des chutes de blocs indurés et isolés de tailles décimétrique à hectométrique qui ne sont pas inclus et transportés par une matrice plus fine [START_REF] Turmel | Underwater rockfalls kinematics: A preliminary analysis[END_REF].

Les slumps correspondent à des bancs ou séries de bancs sédimentaires partiellement indurés ayant subis des mouvements de masse latéraux le long d'une pente qui ont entrainé une déformation plicative des bancs. Les couches slumpés conservent leur stratification originale et forment alors des séries de plis à déversement majoritaire vers l'aval (Figure 3-3A et B). Les slumps sont le plus souvent caractérisés par des plans de glissements rotationnels [START_REF] Mulder | Classification of offshore mass movements[END_REF] mais peuvent également être translationnels (Figure 3-3B, [START_REF] Alsop | Sedimentary and structural controls on seismogenic slumping within mass transport deposits from the Dead Sea Basin[END_REF].

Les unités slumpées possèdent des épaisseurs allant du décimètre à la centaine de mètres et se détachent sur des distances parfois kilométriques [START_REF] Alsop | Sedimentary and structural controls on seismogenic slumping within mass transport deposits from the Dead Sea Basin[END_REF]Lorna. J. Strachan and Alsop, 2006).

La structure interne des ensembles slumpés n'est peu ou pas affectée par les phénomènes de liquéfaction. En revanche, le comportement élasto-plastique et cohésif de la masse en mouvement donne lieu à la formation d'une grande variété de structures à l'intérieur des slumps : plis, microfailles, failles normales et inverses, boudinage, plis de cisaillement (Figure 3 -4 ;[START_REF] Dott | Dynamics of subaqueous gravity depositional processes[END_REF][START_REF] Martinsen | Styles of soft sediment deformation on a Namurian (Carboniferous) delta slope, western Ireland Namurian Basin, Ireland[END_REF][START_REF] Stow | Deep clastics sea[END_REF]. Dans le cas des slumps de grande dimension, des failles normales sont caractéristiques de la zone d'extension en amont du dépôt tandis que de nombreux marqueurs compressifs peuvent être mis en évidence par la présence de failles inverses à l'avant du glissement (Figure 3-4, Martinez et al., 2005). Les failles normales possèdent des directions perpendiculaires au sens de transport du sédiment avec des pendages majoritaires dans le sens de la pente (failles synthétiques). Les failles inverses possèdent des directions similaires avec des vergences vers le bas de la pente. Les slumps et plis à plus petite échelle possèdent également des directions similaires avec des sens de déversement prédominant en direction de l'aval. Toutes ces structures qui caractérisent la déformation permettent de renseigner sur les paléo-pentes et donc sur le sens de déplacement au moment de la rupture. Cette notion est très discutée car les orientations de plis à l'intérieur du glissement et surtout en tête s'avèrent très souvent multidirectionnelles, en particulier lors des variations de pentes quand le dépôt s'étale latéralement (Figure 3-3A, Strachan et Alsop, 2006). Ces déstabilisations gravitaires sont principalement décrites en domaine aquatique et dans des environnements variés où la contribution des particules fines argileuses est importante [START_REF] Martinsen | Mass movements[END_REF] : glaciaire [START_REF] Black | Periglacial features indicative of permafrost: Ice and oil wedges[END_REF]; lacustre [START_REF] Gibert | Seismic-induced slump in Early Pleistocene deltaic deposits of the Baza Basin (SE Spain)[END_REF][START_REF] Moretti | Recognition of trigger mechanisms for soft-sediment deformation in the Pleistocene lacustrine deposits of the SantʻArcangelo Basin (Southern Italy): Seismic shock vs. overloading[END_REF]; marin peu profond [START_REF] Mayall | An earthquake origin for synsedimentary deformation in a late Triassic ( Rhaetian ) lagoonal sequence , southwest Britain Sedimentary Deformation Desiccation Cracks[END_REF]; marin profond, mais également dans les séries pyroclastiques déposées sur les pentes des îles volcaniques. Les slides correspondent au détachement de paquets sédimentaires, ou blocs, qui glissent de manière translationnelle le long de la ligne de plus grande pente. Ces blocs peuvent atteindre des tailles décamétriques à kilométriques (hauteur et longueur / largeur) pour les plus grands systèmes décrits à ce jour (Figure 3 -3C et D, Alves, 2015;[START_REF] Alves | The effect of mass-transport deposits on the younger slope morphology, offshore Brazil[END_REF][START_REF] Sawyer | Retrogressive failures recorded in mass transport deposits in the Ursa Basin, Northern Gulf of Mexico[END_REF]. Malgré leurs dimensions, et donc leur poids, ces grandes unités raftées sont susceptibles d'être transportées sur des pentes parfois inférieures à 1% et sur des distances plurikilométriques [START_REF] Fukuda | The origin and internal structures of submarine-slide deposits in a lower Pleistocene outer-fan succession in the Kazusa Forearc Basin On The Boso Peninsula of Japan[END_REF][START_REF] Gee | Triggering and Evolution of a Giant Submarine Landslide , Offshore Angola , Revealed by 3D Seismic Stratigraphy and geomorphology offshore Angola[END_REF][START_REF] Sawyer | Retrogressive failures recorded in mass transport deposits in the Ursa Basin, Northern Gulf of Mexico[END_REF]. Quelques auteurs ont décrit la présence d'un niveau de cisaillement fortement déformé à la base, dont l'épaisseur est proportionnelle à la hauteur des blocs [START_REF] Alves | The effect of mass-transport deposits on the younger slope morphology, offshore Brazil[END_REF]. Cependant, les épaisseurs observées de ces niveaux de cisaillement sont très variables suivant les auteurs, de quelques centimètres [START_REF] Fukuda | The origin and internal structures of submarine-slide deposits in a lower Pleistocene outer-fan succession in the Kazusa Forearc Basin On The Boso Peninsula of Japan[END_REF] à quelques mètres [START_REF] Alves | Geomorphologic features related to gravitational collapse: Submarine landsliding to lateral spreading on a Late Miocene-Quaternary slope (SE Crete, eastern Mediterranean)[END_REF], voire inexistante dans de très nombreux cas. En effet les travaux réalisés par analyse d'image sur le fond marin montrent généralement la présence de « scar », ou de cicatrices rectilignes, formés sur le fond marin lors du passage des blocs par érosion. Ces structures renseignent directement sur le sens de glissement des blocs (Hühnerbach and [START_REF] Hugot | Modélisation des écoulements gravitaires catastrophiques par une approche objet dynamique : érosion, transport[END_REF][START_REF] Masson | Catastrophic collapse of the volcanic island of Hierro 15 ka ago and the history of landslides in the Canary Islands[END_REF][START_REF] Principaud | Large-scale carbonate submarine masswasting along the northwestern slope of the Great Bahama Bank (Bahamas): Morphology, architecture, and mechanisms[END_REF].

Les déformations internes à l'intérieur des blocs sont peu nombreuses et se caractérisent par des structures extensives de type failles normales en amont et des structures compressives (failles inverses et méga-plis) en aval [START_REF] Sawyer | Retrogressive failures recorded in mass transport deposits in the Ursa Basin, Northern Gulf of Mexico[END_REF]. Comme dans le cas des slumps, il est fort à parier que ces structures puissent suivre une logique en termes d'orientation par rapport au sens de déplacement des blocs. La plupart des travaux réalisés sur les systèmes de slides sont basés sur de l'analyse sismique et peu d'études s'intéressent à la répartition des directions de structures au sein des blocs.

III. Les écoulements sédimentaires sous-marins

Les écoulements sédimentaires sous-marins possèdent des rhéologies plastiques à visqueuses et sont entretenus grâce à différents processus qui permettent de conserver les particules en suspension et donc en mouvement. La plupart des classifications des écoulements sédimentaires sont basées sur ces différents mécanismes physiques, il est donc indispensable de les énumérer avant de décrire chaque type d'écoulement.

III.1. Rhéologie des mélanges fluide-particules

La pérennité et la stabilité d'un écoulement sédimentaire sont principalement liées à la présence de divers mécanismes qui permettent de conserver l'écoulement actif et qui empêchent la re-déposition des particules. Ces mécanismes de support des particules peuvent être de différentes natures (Figure 3-6, Hugot, 2000;[START_REF] Pickering | Deep marine environments: clastic sedimentation and tectonic[END_REF]) :

• La turbulence de l'écoulement,

• L'expulsion vers le haut des fluides en surpression : cela fait référence aux phénomènes d'auto-fluidisation de masse (Figure 1-7, voir chapitre 1.II.3. ),

• La pression de dispersion, elle est produite par les collisions entre les grains,

• Les forces internes de friction ou de cohésion de la masse de sédiments en mouvement, qui permettent de déplacer l'ensemble de la masse une fois l'écoulement déclenché,

• Le flottement des clastes induit par la matrice de très haute densité (poussée d'Archimède). (1996). La classification se base sur les mécanismes de support des particules. Modifié d'après [START_REF] Mulder | Classification of offshore mass movements[END_REF].

Certain de ces mécanismes de support peuvent intervenir simultanément dans un écoulement, cependant ils ne sont pas tous compatibles. Le développement d'un mécanisme de support majoritaire dans un écoulement est dépendant de trois paramètres principaux :

(1) la concentration en particules dans le mélange par rapport à l'eau. Les phénomènes de turbulence par exemple ne pourront se développer que dans des mélanges très pauvres en particules (<9%, [START_REF] Bagnold | Auto-suspension of transported sediment: turbidity currents[END_REF] et ils seront très peu présents voire inexistants dans des matériaux sableux grossier, silteux et argileux.

(2) la cohésion du mélange, influencé par sa composition minéralogique, entrainera le développement d'une force de friction importante favorisant le développement d'écoulement laminaire en masse.

(3) La taille des grains ; dans le cas des mélanges très concentrés et peu cohésifs (silts et sables) ce sont les phénomènes de fluidisation et d'interaction entre les grains qui s'entrechoquent qui seront majoritaires.

III.2. Classification des écoulements gravitaires et dépôts associés

La très grande variété d'écoulements sédimentaires gravitaires a amené de nombreux auteurs à proposer des classifications à partir des facteurs décrits précédemment. [START_REF] Mulder | Classification of offshore mass movements[END_REF] proposent une classification très simple où chaque type d'écoulement est associé à un mécanisme de support des particules (Figure 3456). La variété des dépôts qui peuvent être associés à chacun des écoulements définis ici montre clairement les limites de ce type de classification. De nombreuses autres classifications ont ensuite été proposées en prenant en compte plus de critères tels que :

(1) la concentration en particules,

(2) les vitesses de déplacement du mélange,

(3) la taille des particules, (4) l'importance du rôle du fluide interstitiel,

(5) le type d'écoulement et (6) les dépôts résiduels [START_REF] Dott | Dynamics of subaqueous gravity depositional processes[END_REF][START_REF] Lowe | Sediment gravity flows; their classification and some problems of application to natural flows and deposits[END_REF][START_REF] Middleton | Sediment gravity flows[END_REF][START_REF] Mulder | Classification of offshore mass movements[END_REF][START_REF] Nemec | Aspects of sediment movement on steep delta slopes[END_REF][START_REF] Shanmugam | 50 years of the turbidite paradigm (1950s-1990s): Deep-water processes and facies models-a critical perspective[END_REF].

Il en résulte de nombreuses confusions dans les termes utilisés pour chaque type d'écoulement.

III.2.1. Les écoulements laminaires • Les coulées de débris -écoulements cohésifs

Les écoulements cohésifs appelés également coulée de débris (débris flows) [START_REF] Shanmugam | 50 years of the turbidite paradigm (1950s-1990s): Deep-water processes and facies models-a critical perspective[END_REF] ou coulée de boue [START_REF] Middleton | Sediment gravity flows[END_REF] sont caractérisés par une matrice riche en argile et en silt. C'est la présence de ces matériaux cohésifs qui induit le comportement plastique de la masse en mouvement. [START_REF] Hampton | The role of subaqueous debris flow in generating turbidity currents[END_REF] et [START_REF] Rodine | The ability of debris, heavily freighted with coarse clastic materials, to flow on gentle slopes[END_REF] montrent qu'une concentration de 5% d'argile suffit à induire une force cohésive suffisante au matériel pour entrainer un écoulement de ce type. La faible perméabilité de la matrice limite l'incorporation de fluide durant le déplacement et définit un écoulement laminaire. La cohésion, la viscosité et la concentration en particules très élevée empêchent le développement de phénomènes de turbulence à l'intérieur de la masse en mouvement. 3-8B, De Blasio et al., 2006;[START_REF] Ilstad | Subaqueous debris flow behaviour and its dependence on the sand/clay ratio: A laboratory study using particle tracking[END_REF][START_REF] Mohrig | Hydroplaning of subaqueous debris flows[END_REF]. Cela entraine la diminution de la résistance au cisaillement à la limite écoulement/sédiment et inhibe les phénomènes d'érosion à la base. L'hydroplanning permet également à ces coulées de se déplacer à des vitesses très élevées de l'ordre de plusieurs mètres par seconde sur de longues distances et des pentes faibles.

Les débris flows très riches en argile (>50%) décrits dans des environnements glaciaires marins font partie des écoulements les plus imposants pouvant atteindre des dimensions de 40 mètres de large sur 60 mètres de haut, ils s'écoulent sur des distances allant jusqu'à 200 km. Les volumes transportés, supérieurs à 50km3, sont ainsi considérables [START_REF] De Blasio | Understanding the high mobility of subaqueous debris flows[END_REF][START_REF] Vorren | The Norwegian-Greenland Sea continental margins: morphology and late quaternary sedimentary processes and environment[END_REF].

Lorsque la résistance au cisaillement à la base de l'écoulement devient supérieure aux forces de gravité exercées par le matériel sus-jacent, l'écoulement se fige en masse (freezing, [START_REF] Lowe | Sediment gravity flows : II. Depositional models with special reference to the deposits of high-density turbidity current[END_REF][START_REF] Postma | Classification for sediment gravity-flow deposits based on flow conditions during sedimentation Classification for sediment gravity-flow deposits based on flow conditions during sedimentation[END_REF][START_REF] Rodine | The ability of debris, heavily freighted with coarse clastic materials, to flow on gentle slopes[END_REF]. Le dépôt final possède un aspect chaotique rarement granoclassé et sans structuration interne. Certains dépôts peuvent présenter des linéations horizontales correspondant à des plans de cisaillement internes [START_REF] Kleverlaan | Gordo Magabed: A possible seismite in a Tortonian submarine fan, Tabernas Basin, Province Almeria, Southeast Spain[END_REF] ou aux limites entre différents dépôts de débris flows successifs [START_REF] Sohn | Coarse-grained debris-flow deposits in the Miocene fan deltas, SE Korea: A scaling analysis[END_REF]. La quantité d'eau présente dans le mélange étant faible, l'épaisseur du dépôt final est proche de l'épaisseur de l'écoulement [START_REF] Mulder | The physical character of subaqueous sedimentary density flow and their deposits[END_REF].

Les coulées de débris sont des écoulements portant, susceptibles de transporter des clastes de taille pluri-décimétriques à pluri-métriques et de natures très variées. Ces blocs peuvent provenir soit de la déstructuration d'un glissement en amont qui se transforme en débris flow soit ils sont incorporés par érosion sur le fond et les bordures d'un chenal par exemple, lors de l'écoulement [START_REF] Gee | Giant striations at the base of a submarine landslide[END_REF][START_REF] Jenner | Lithofacies and origin of late Quaternary mass transport deposits in submarine canyons , central Scotian Slope , Canada[END_REF]. Les couches sous-jacentes peuvent être érodées voire également affectées par des phénomènes de liquéfaction spontanés à l'interface avec le débris flow, qui se produisent durant le passage de la coulée et peuvent entrainer des déformations (Figure 3-8C, [START_REF] Mulder | Classification of offshore mass movements[END_REF].

• Les coulées de grains -écoulements hyperconcentrés

La proportion de particules contenue dans les écoulements de type « grain flow » est assez similaire à celle des coulées de débris, entre 30 et 90%. En revanche, ces écoulements sont spécifiques de matériaux grossiers tels que les sables, où l'absence quasi-totale de particules argileuses ne donne aucune cohésion à l'ensemble. C'est la pression de dispersion provoquée par les chocs entre les grains et à la base de l'écoulement qui permet le maintien des particules en suspension durant le transport [START_REF] Middleton | Sediment gravity flows[END_REF]. Ce type d'écoulement nécessite une vitesse de déplacement importante (supérieure à 0,3m/s, [START_REF] Parsons | The Mechanics of Marine Sediment Gravity Flows[END_REF] et ne peut donc se mettre en place que sur des pentes très fortes (>18%) [START_REF] Mulder | The physical character of subaqueous sedimentary density flow and their deposits[END_REF].

L'épaisseur finale du dépôt dépasse rarement les 5 cm. Dans le cas où elle est supérieure, la pression de dispersion exercée entre les grains devient insuffisante pour maintenir l'écoulement à elle seule et nécessite l'action d'un ou plusieurs autres mécanismes de support [START_REF] Lowe | Sediment gravity flows; their classification and some problems of application to natural flows and deposits[END_REF]. La mise en place extrêmement rapide de ces écoulements granulaires entraîne l'incorporation d'une grande quantité d'eau dans les dépôts résiduels. Cela engendre ultérieurement la mise en place de structures de déformation caractéristiques des échappements de fluide de type dishs and pillars.

Les écoulements de type coulées de débris sableux correspondent à un état intermédiaire entre les coulées de débris (cohésifs) et les coulées de grains (non cohésifs) [START_REF] Shanmugam | 50 years of the turbidite paradigm (1950s-1990s): Deep-water processes and facies models-a critical perspective[END_REF]. Dans ce type d'écoulement, plusieurs mécanismes de support des particules coexistent : (1) la rigidité de la matrice cohésive, (2) la pression de dispersion et (3) la flottabilité.

III.2.2. Les écoulements turbulents

• Les écoulements turbiditiques

Les écoulements turbiditiques possèdent une rhéologie fluide et suivent donc un comportement newtonien. Le mécanisme principal de support des particules qui permet la pérennité de l'écoulement est la turbulence. [START_REF] Bagnold | Auto-suspension of transported sediment: turbidity currents[END_REF] [START_REF] Shanmugam | Rhythms in deep sea, fine grained turbidite and debris flow sequences, Middle Ordovician, eastern Tennesse[END_REF]. La Figure 3-9 présente les comparaisons entre les séquences de dépôt des écoulements concentrés (turbidite grossière), turbiditique classique et turbiditique fin.

IV. Evolution longitudinale des écoulements gravitaires

A l'échelle d'un bassin, la plupart des écoulements sédimentaires ne possèdent pas un mécanisme de transport unique mais sont en réalité un continuum de types d'écoulements qui se transforment au cours du temps. L'exemple le plus décrit est celui de la transformation d'un écoulement cohésif comme les glissements ou les slumps en coulées de débris par déstructuration.

Ces coulées de débris se transforment ensuite en un écoulement turbiditique [START_REF] Fallgatter | Transformation, partitioning and flowdeposit interactions during the run-out of megaflows[END_REF][START_REF] Hampton | The role of subaqueous debris flow in generating turbidity currents[END_REF][START_REF] Haughton | Linked " debrites in sand-rich turbidite systems -origin and significance[END_REF][START_REF] Mohrig | Constraining the efficiency of turbidity current generation from submarine debris flows and slides using laboratory experiments[END_REF][START_REF] Sauerbrey | Mass movement deposits in the 3.6Ma sediment record Dynamics of Lake El'gygytgyn[END_REF] et al., 2009;[START_REF] Deckers | Middle Miocene Mass Transport Deposits in the southern part of the Roer Valley Graben[END_REF][START_REF] Garziglia | Mass-transport deposits on the Rosetta province (NW Nile deep-sea turbidite system, Egyptian margin): Characteristics, distribution, and potential causal processes[END_REF][START_REF] Gee | Giant striations at the base of a submarine landslide[END_REF][START_REF] Masson | Slope failures on the flanks of the western Canary Islands[END_REF][START_REF] Prior | Depositional characteristcs of a submarine debris flow[END_REF][START_REF] Wang | Hydrologic responses to earthquakes and a general metric[END_REF]. Les observations et interprétations de terrain basés sur la caractérisation des MTDs et des critères de cinématiques internes sont, en revanche, nettement moins abondants [START_REF] Lucente | Anatomy and emplacement mechanism of a large submarine slide within a miocene foredeep in the Northern Apennines, Italy: A field perspective[END_REF][START_REF] Mulder | Discovery of an outcropping Mass Transport Deposit (MTD) in the Palaeogene subalpine synclines of southeastern France: Implications on flexural sub-basin deformation[END_REF]Lorna. J. Strachan and Alsop, 2006).

V. Les Mass Transport Deposits

Les longueurs de ces systèmes gravitaires peuvent atteindre quelques centaines de kilomètres jusqu'à 800 km pour le Mass Transport Deposit le plus large décrit à ce jour sur la marge passive glaciaire Norvégienne [START_REF] Bryn | Explaining the Storegga Slide[END_REF]. La majorité d'entre eux mesure généralement entre 50 et 100km de long. Les Mass Transports sous-marins affectent différents types d'environnements, tant les marges passives [START_REF] Alves | The effect of mass-transport deposits on the younger slope morphology, offshore Brazil[END_REF][START_REF] Bryn | Explaining the Storegga Slide[END_REF][START_REF] Garziglia | Mass-transport deposits on the Rosetta province (NW Nile deep-sea turbidite system, Egyptian margin): Characteristics, distribution, and potential causal processes[END_REF][START_REF] Ruano | Mass transport processes in the southern Scotia Sea: Evidence of paleoearthquakes[END_REF], que sur les marges actives [START_REF] Frey Martinez | 3D seismic interpretation of slump complexes: examples from the continental margin of Israel[END_REF][START_REF] Mulder | Discovery of an outcropping Mass Transport Deposit (MTD) in the Palaeogene subalpine synclines of southeastern France: Implications on flexural sub-basin deformation[END_REF][START_REF] Ogata | The carbonate mass transport deposits of the Paleogene Friuli Basin (Italy/Slovenia): Internal anatomy and inferred genetic processes[END_REF] et en domaine lacustre [START_REF] Sauerbrey | Mass movement deposits in the 3.6Ma sediment record Dynamics of Lake El'gygytgyn[END_REF][START_REF] Schnellmann | Prehistoric earthquake history revealed by lacustrine slump deposits[END_REF].

V.1. Indicateurs cinématiques

Les MTDs contiennent de nombreux marqueurs cinématiques qui indiquent la direction du transport et donc de la pente principale. Ces complexes sont communément divisés en trois parties : une zone extensive avec des failles normales en amont, une zone centrale et une zone compressive avec des failles inverses en aval [START_REF] Lewis | Slumping on a continental slope inclined at 1°-4°[END_REF][START_REF] Martinsen | Mass movements[END_REF]. Cependant, nombres d'observations ont démontré la plus grande complexité de ces dépôts et la variété des structures présentes tout au long de la section depuis l'amont vers l'aval [START_REF] Frey Martinez | 3D seismic interpretation of slump complexes: examples from the continental margin of Israel[END_REF][START_REF] Lucente | Anatomy and emplacement mechanism of a large submarine slide within a miocene foredeep in the Northern Apennines, Italy: A field perspective[END_REF][START_REF] Martinsen | Styles of soft sediment deformation on a Namurian (Carboniferous) delta slope, western Ireland Namurian Basin, Ireland[END_REF][START_REF] Woodcock | The use of slump structures as palaeoslope orientation estimators[END_REF]. La présence de nombreuses structures telles que des plis, des boudins, des failles normales et inverses parfois juxtaposés (Figure 3-13), est directement liée à la variabilité de lithologie et donc rhéologie des sédiments transportés à l'intérieur des Mass Transport.

V.2. Zone d'arrachement : domaine amont

La zone amont des glissements est marquée par la présence d'escarpements, de rides extensives et de blocs glissés [START_REF] Bull | A review of kinematic indicators from mass-transport complexes using 3D seismic data[END_REF].

V.2.1. Escarpements amont

Les escarpements, semblables à des failles extensives en coupe, définissent la limite supérieure des MTDs. Ils sont plus ou moins continus et parfois fragmentés en plusieurs zones d'arrachement en développant un schéma de formation rétrogressif, vers le haut de la pente [START_REF] Alsop | Sedimentary and structural controls on seismogenic slumping within mass transport deposits from the Dead Sea Basin[END_REF][START_REF] Gardner | Humboldt Slide -a large shear-dominated retrogressive slope failure[END_REF][START_REF] Prior | Disintegrating retrogressive landslides on very -low -angle subaqueous slopes , Mississippi delta[END_REF][START_REF] Sawyer | Retrogressive failures recorded in mass transport deposits in the Ursa Basin, Northern Gulf of Mexico[END_REF]. La hauteur de ces escarpements peut aller de moins de 10 mètres de haut à une centaine de mètres et s'étendent parfois sur plus de 300 km de long [START_REF] Bryn | Explaining the Storegga Slide[END_REF]. Ces structures extensives sont généralement orientées perpendiculairement à la ligne de plus grande pente et donnent des informations cinématiques révélant la direction initiale du mouvement dû à la gravité (Figure 3-13, Figure 3-14).

V.2.2. Rides extensives et blocs glissés

Dans de nombreux cas, la partie supérieure des MTDs est également caractérisée par la présence de grands blocs rectangulaires ou par des rides continues latéralement et séparés par des failles normales listriques qui structurent des grabens [START_REF] Alves | Submarine slide blocks and associated soft-sediment deformation in deep-water basins: A review[END_REF][START_REF] Frey Martinez | 3D seismic interpretation of slump complexes: examples from the continental margin of Israel[END_REF][START_REF] Prior | Disintegrating retrogressive landslides on very -low -angle subaqueous slopes , Mississippi delta[END_REF]. Ces blocs représentent des unités détachées de la zone d'escarpement et translatés par des phénomènes de glissement précédemment décrits, vers le bas de la pente . Ces unités glissées de tailles variées possèdent un important degré de cohésion interne qui entraine peu de déformations au sein des blocs. Cependant, le degré de déformation et de désintégration augmente avec la distance de translation depuis la zone de détachement [START_REF] Mulder | Discovery of an outcropping Mass Transport Deposit (MTD) in the Palaeogene subalpine synclines of southeastern France: Implications on flexural sub-basin deformation[END_REF]. La direction des failles normales qui structurent les blocs et les grabens possèdent des orientations similaires à celles des escarpements amont. Les espaces formés entre les blocs peuvent être remplis par la matrice du débris flows contemporain aux glissements des blocs dans le MTD ou par la sédimentation ultérieure.

V.3. Zone de translation : domaine central

Cette zone comprend la majeure partie des unités translatées du MTD depuis l'amont vers l'aval. Le matériel soumis à une intense déformation est transporté au-dessus d'une surface de détachement basale . Cela entraine la formation de structures variées apportant une information supplémentaire sur la cinématique et le développement de l'écoulement associé au MTD [START_REF] Martinsen | Mass movements[END_REF].

Les marges latérales du glissement sont associées à des zones de décrochement et constituent un escarpement important qui se réduit considérablement puis disparait vers l'aval . Ces marges se forment de chaque côté du MTD, parallèlement à la direction de transport et apportent donc un critère supplémentaire sur la direction principale du transport.

(
Elles sont facilement définissables sur des cartes sismiques mais il est plus difficile de les cartographier à partir des observations de terrain.

La surface basale du MTD peut être marquée par différentes structures. La position stratigraphique du plan de détachement peut être variable le long d'un MTD et ainsi former des systèmes de rampes perpendiculaires au sens principal de l'écoulement [START_REF] Bull | A review of kinematic indicators from mass-transport complexes using 3D seismic data[END_REF]. Ces rampes sont facilement identifiables sur des données sismiques. Les grooves sont des rainures linéaires et sinueuses en forme de V bien identifiable en section, formées sur la surface du plan de détachement. Ces structures continues sur plusieurs kilomètres sont généralement orientées selon la direction de la pente. Elles sont le résultat de l'action érosive des blocs cohérents transportés à la base du débris flow [START_REF] Gee | The Brunei slide: A giant submarine landslide on the North West Borneo Margin revealed by 3D seismic data[END_REF]. Les striations sont des structures continues et linéaires qui se différencient des grooves par une plus grande largeur, un fond plat et l'absence de divergence de direction en bas de pente [START_REF] Gee | The Brunei slide: A giant submarine landslide on the North West Borneo Margin revealed by 3D seismic data[END_REF][START_REF] Gee | Giant striations at the base of a submarine landslide[END_REF]. Les striations sont formées lors du passage des blocs glissés intacts détachés de la zone d'escarpement amont du glissement.

Leur dimension peut ainsi atteindre une dizaine de kilomètres de longueur sur une vingtaine de mètres de large [START_REF] Gee | The Brunei slide: A giant submarine landslide on the North West Borneo Margin revealed by 3D seismic data[END_REF][START_REF] Gee | Giant striations at the base of a submarine landslide[END_REF]. Ces deux types de structures sont extrêmement difficiles à caractériser sur des sections sismiques ou des affleurements et nécessitent des cartographies du fond marin pour les décrire distinctement. [START_REF] Farrell | Slump strain in the Tertiary of Cyprus and the Spanish Pyrenees. Definition of palaeoslopes and models of soft-sediment deformation[END_REF]. La quantité de déformation augmente donc de l'amont vers l'aval. Les axes de plis sont majoritairement perpendiculaires à la direction de la pente et sont considérés et utilisés comme un indicateur supplémentaire de la direction de transport et de la paléopente [START_REF] Farrell | Slump strain in the Tertiary of Cyprus and the Spanish Pyrenees. Definition of palaeoslopes and models of soft-sediment deformation[END_REF]; L.J. Strachan and Alsop, 2006;[START_REF] Woodcock | The use of slump structures as palaeoslope orientation estimators[END_REF]. L'ensemble des structures plissés sont généralement de tailles décimétriques à métriques et correspondent à des clastes flottés dans le débris flow et déformés par cisaillement simple [START_REF] Lucente | Anatomy and emplacement mechanism of a large submarine slide within a miocene foredeep in the Northern Apennines, Italy: A field perspective[END_REF]. Cependant, les études sismiques ont aussi montrées la présence de plis à grande longueur d'onde qui possèdent des dimensions de 1.75 km de long sur 1.5 km de large et 250 mètres d'épaisseur, avec des axes perpendiculaires au sens de glissement [START_REF] Bull | A review of kinematic indicators from mass-transport complexes using 3D seismic data[END_REF].

Les blocs raftés

V.4. Zone de tête de glissement : domaine aval

Le domaine de tête représente la partie terminale du MTD. Cette zone est généralement très déformée et contient de nombreuses structures compressives telles que des rides de pression, des chevauchements et des plis [START_REF] Prior | Depositional characteristcs of a submarine debris flow[END_REF].

Les rides de pressions ou crêtes de pression sont des structures linéaires et continues à relief positif visibles en surface (Figure 3-13, Frey Martinez et al., 2005;[START_REF] Martinsen | Mass movements[END_REF][START_REF] Moscardelli | Mass-transport complexes and associated processes in the offshore area of Trinidad and Venezuela[END_REF][START_REF] Prior | Depositional characteristcs of a submarine debris flow[END_REF]. Elles sont également perpendiculaires à la direction de la contrainte principale compressive. En supposant un régime de compression simple entièrement induit par les forces gravitationnelles, alors les rides de pressions sont perpendiculaires à la contrainte maximale et à la direction principale du transport sédimentaire [START_REF] Frey Martinez | 3D seismic interpretation of slump complexes: examples from the continental margin of Israel[END_REF][START_REF] Moscardelli | Mass-transport complexes and associated processes in the offshore area of Trinidad and Venezuela[END_REF] Les chevauchements et les plis sont extrêmement communs au front des MTDs [START_REF] Frey Martinez | 3D seismic interpretation of slump complexes: examples from the continental margin of Israel[END_REF][START_REF] Martinsen | Styles of soft sediment deformation on a Namurian (Carboniferous) delta slope, western Ireland Namurian Basin, Ireland[END_REF]. Les chevauchements affectent généralement la totalité de l'épaisseur du MTD et prennent racine sur le plan de détachement principal et possèdent des orientations perpendiculaires à la direction de transport, et à la direction de la contrainte maximale [START_REF] Bull | A review of kinematic indicators from mass-transport complexes using 3D seismic data[END_REF].

VI. Stabilité des pentes et rupture :

Sans entrer dans des calculs géotechniques complexes de stabilité des pentes par différentes méthodes, en particulier dans le cas des surfaces de rupture circulaire, il est possible de manière La résistance au cisaillement 𝜏 𝑚𝑎𝑥 est définie par le critère de Mohr Coulomb comme étant :

𝜏 𝑚𝑎𝑥 = 𝐶 + 𝜎 ′ × 𝑡𝑎𝑛𝜑 où 𝜎 ′ = 𝜎 -𝑢 et 𝜎 = 𝛾 𝑠 × 𝑧 × 𝑐𝑜𝑠𝛽 Avec :
C la cohésion du sol, 𝝈 ′ la contrainte effective (sans le poids de l'eau car en milieu saturé) qui s'applique sur le plan Cela donne donc :

𝐹𝑠 = 𝐶 + 𝜎 ′ × 𝑡𝑎𝑛𝜑 𝛾 × 𝑧 × 𝑠𝑖𝑛𝛽
Lorsque Fs>1, c'est-à-dire que la résistance au cisaillement à la base du glissement imposé par les forces de friction et la cohésion sont supérieures au poids des sédiments au-dessus du plan de rupture, alors l'ensemble de la série est stable.

Quand Fs=1, les deux forces sont équivalentes et la rupture est prête à se produire.

Lorsque Fs<1, alors le poids des terres au-dessus du plan de rupture est supérieur à la résistance au cisaillement à la base, la déstabilisation gravitaire se déclenche.

Ce calcul de stabilité s'apparente particulièrement bien aux déclenchements des glissements et des slumps dans les pentes sous-marines, avant transformation en débris flows et turbidites.

La localisation du plan de rupture est donc dépendante de la résistance au cisaillement du sol.

Dans le cas naturel, la série sédimentaire n'est pas homogène et certains niveaux moins compétants sont donc susceptibles de localiser le plan de rupture d'un ou plusieurs déstabilisations gravitaires.

Les paramètres qui interviennent dans la localisation de ce plan sont la cohésion C et l'angle de friction φ du matériau d'une part, et les paramètres géométriques d'autre part. Le déclenchement de déstabilisations majeures peut donc provenir de facteurs externes tels que l'augmentation de la pente ou l'arrivée d'une charge supplémentaire importante (sédiments, tsunami, vague).

Cependant, l'augmentation de la pente ne semble pas être un critère majeur dans le déclenchement de certaines déstabilisations gravitaires puisque certains slumps et glissements ont été décrits sur des pentes inférieures à 1° [START_REF] Gibert | Seismic-induced slump in Early Pleistocene deltaic deposits of the Baza Basin (SE Spain)[END_REF].

L'eau joue également un rôle particulièrement important dans le déclenchement de ces évènements et la localisation du plan de rupture. Lorsqu'un niveau sédimentaire grossier recouvert par un niveau imperméable est soumis à des phénomènes de liquéfaction, l'augmentation de la pression interstitielle diminue drastiquement la résistance au cisaillement appliqué sur le plan de rupture et la déstabilisation se produit. Il s'agit de la cause de déstabilisation la plus fréquente. Ces phénomènes de surpression peuvent être atteints par l'ajout rapide d'une masse (sédiment, tsunami, variations du niveau marin), par l'échappement massif de fluides ou de gaz depuis les couches sous-jacentes : (dégagement de méthane par exemple), ou encore par l'action de séismes qui entrainent la liquéfaction cyclique de certains niveaux sensibles.

Les causes à l'origine de la déstabilisation des pentes sous-marines formant les mouvements gravitaires sont ainsi nombreuses : échappements de gaz [START_REF] Maslin | Linking continental-slope failures and climate change: Testing the clathrate gun hypothesis[END_REF], variations du niveau marin [START_REF] Migeon | Morphology, distribution and origin of recent submarine landslides of the Ligurian Margin (North-western Mediterranean): Some insights into geohazard assessment[END_REF][START_REF] Weaver | Climatic control of turbidite deposition on the Madeira Abyssal Plain[END_REF], activité volcanique [START_REF] Moore | Prodigious submarine landslides on the Hawaiian Ridge[END_REF]) [START_REF] Coleman | SUBMARINE LANDSLIDES IN THE MISSISSIPPI RIVER DELTA[END_REF] ou encore les tempêtes. La cause la plus fréquente à l'origine de ces transports en masse est encore une fois un séisme ou une succession d'évènements sismiques [START_REF] Moore | Assessing post-failure mobility of submarine landslides from seismic geomorphology and physical properties of mass transport deposits: An example from seaward of the Kumano Basin, Nankai Trough, offshore Japan[END_REF][START_REF] Ratzov | Mass-transport deposits in the northern Ecuador subduction trench: Result of frontal erosion over multiple seismic cycles[END_REF].

VII. Conclusion

Si grâce aux études sismiques, la structure interne des MTDs a pu être nettement renseignée,

les

I. Evolution paléogéographique du Nord de l'Europe : héritage

Calédonien et Varisque

Les niveaux stratigraphiques qui nous intéressent sont datés de la limite Trias-Jurassique.

Cependant, avant d'entamer la caractérisation de la grande phase de rifting qui débute à cette époque, il paraît indispensable de comprendre le rôle primordial de l'héritage géologique dans notre zone d'étude. Les failles et la structure du socle paléozoïque sont entièrement héritées des cycles précédents et tout particulièrement entre 550 et 250 Ma où la paléogéographie de l'Europe du Nord évolue très fortement (Cocks et Torsvik, 2006). La reconstitution présentée dans cette partie est celle développée par Cocks et Torswik (Cocks et Torsvik, 2006 ;[START_REF] Cocks | Earth geography from 500 to 400 million years ago: a faunal and paleomagnetic review[END_REF][START_REF] Torsvik | Earth geography from 400 to 250 Ma: a palaeomagnetic, faunal and facies review[END_REF].

La fracturation du méga continent Rodinia il y a 900 Ma, puis la collision de nombreux blocs continentaux, a donné naissance au second supercontinent du Néoprotérozoïque appelé Pannotia [START_REF] Li | Assembly, consolidation and Break up history of Rodinia: A synthesis[END_REF]. Aux environs de 550 Ma, âge marquant la fin de la période Protérozoïque, la dislocation de ce méga continent Pannotia débute, séparant ainsi les blocs Gondwana

II. Tectonique extensive du Trias et Jurassique

La période allant du Permien terminal à l'actuel est dominée par une tectonique extensive importante, en particulier de la fin du Permien jusqu'au milieu du Jurassique. Cette époque correspond à la phase de dislocation de la Pangée qui conduit à l'ouverture de l'océan Neotéthys à l'est [START_REF] Ziegler | Late Paleozoic-Early Mezozoic plate boundary reorganisation: collapse of the variscan orogen and opening of Neothetys[END_REF]. En Europe de l'ouest, cette tectonique est responsable de la Enfin, le bassin du Wessex et le sud de l'Angleterre subissent par la suite une période d'inversion liée à la phase de collision alpine. Elle est marquée par la réactivation des failles E-W en compression et la formation d'anticlinaux [START_REF] Chadwick | Aspects of basin inversion in southern Britain[END_REF][START_REF] Hibsch | Palaeostress analysis, a contribution to the understanding of basin tectonics and geodynamic evolution. Example of the Permian/Cenozoic tectonics of Great Britain and geodynamic implications in western Europe[END_REF][START_REF] Stoneley | The structural development of the Wessex Basin[END_REF].

III. Stratigraphie de la limite Trias -Jurassique au Royaume-Uni

Les niveaux sur lesquels porte cette étude sont datés de la limite Trias -Jurassique. L'évolution géographique et tectonique de l'Europe du Nord décrite précédemment entraine un changement environnemental majeur caractérisé par une rapide transgression marine depuis la fin du Trias jusqu'au Jurassique moyen.

Les sédiments qui constituent la base du Trias (indusien à Anisien) sont les dépôts du Sherwood Sandstone Group datés à partir des assemblages de pollens [START_REF] Mitchell | Triassic[END_REF][START_REF] Ruffell | The control of sedimentary facies by climate during phases of crustal extension: Examples from the Triassic of onshore and offshore England and Northern Ireland[END_REF]. Il s'agit quasi intégralement de grès voire de grés silteux massifs roses à bruns qui [START_REF] Mitchell | Triassic[END_REF]. La source principale de ces apports clastiques est l'érosion des massifs varisques dans la partie sud du Royaume-Uni. L'épaisseur totale de cette formation atteint entre 500 et 600 mètres en Irlande du Nord et plus de 1500 mètres en Angleterre [START_REF] Mitchell | Triassic[END_REF].

Le groupe des sables de Sherwood est surmonté par le Mercia Mudstone Group. Il est daté à partir des assemblages palynologiques de l'Anisien jusqu'au Rhétien. Il correspond à des dépôts d'argilite silteuse de couleur rouge à brune. Des niveaux de sable de la même couleur sont commun à la base et marquent une transition continue avec les sables du Sherwood Sandstone Group. La partie inférieure du Mercia Mudstone Group comprend également des niveaux de halite [START_REF] Mitchell | Triassic[END_REF][START_REF] Warrington | A correlation of Triassic Rocks in the British Isles[END_REF]. Des bancs de gypses, anhydrite et grès sont fréquents dans toute la série. [START_REF] Ruffell | The control of sedimentary facies by climate during phases of crustal extension: Examples from the Triassic of onshore and offshore England and Northern Ireland[END_REF] proposent, dans leur modèle de faciès, que les évaporites de la base du Mercia Mudstone Group se déposent au début de la phase de rifting principale. Ils les décrivent donc comme syn-rift (Figure 4-7B). L'épaisseur totale du groupe atteint les 1000 mètres en Irlande du Nord [START_REF] Mitchell | Triassic[END_REF] et les 1350 mètres dans certaines régions des Iles Britanniques [START_REF] Warrington | A correlation of Triassic Rocks in the British Isles[END_REF]. Le Mercia Mudstone Group est divisé en plusieurs formations en fonction des localités. Cette formation est aussi appelée Tea Green Marls et Grey Marls [START_REF] Richardson | On the Rhaetic and contiguous deposits of Devon and Dorset[END_REF] et pourrait correspondre à un équivalent de la formation Collin Glen (Green Tea Marls) qui affleure en Irlande du Nord [START_REF] Warrington | A correlation of Triassic Rocks in the British Isles[END_REF]. Certains niveaux contiennent des fentes de dessiccation, des bivalves et des traces de bioturbations, correspondant à un environnement de dépôt de plaine d'inondation voire marin. [START_REF] Mitchell | Triassic[END_REF][START_REF] Warrington | A correlation of Triassic Rocks in the British Isles[END_REF]. Les dépôts du Penarth Group sont d'âge

En

Rhétien et correspondent aux premières lithologies marines de la série après les dépôts continentaux triasiques [START_REF] Warrington | A correlation of Triassic Rocks in the British Isles[END_REF]. [START_REF] Ivimey-Cook | The Permian and Triassic deposits of Wales[END_REF][START_REF] Radley | The late triassic strata of Manor Farm, Austn south Gloucestershire[END_REF] et les niveaux coquillers à lamellibranches « Raetavicula contorta », sont la preuve du passage d'un environnement continental à un environnement lagunaire avec un apport d'eau douce et marin peu profond [START_REF] Benton | British Penarth Group sites, in: Permian and Triassic Reds Beds and the Penarth Group of Great Britain[END_REF][START_REF] Hesselbo | Sea-level change and facies development across potential Triassic -Jurassic boundary horizons , SW Britain[END_REF]. Dans l'Estuaire de la Severn (Chenal de Bristol), la partie supérieure du Westbury est plus argileuse et massive. Elle est intercalée avec des bancs décimétriques de calcaire noduleux à coquilles et des veines de calcite fibreuse [START_REF] Radley | The late triassic strata of Manor Farm, Austn south Gloucestershire[END_REF][START_REF] Richardson | The Rhaetic and coninguous deposits of west, mid and part of east Somerset[END_REF][START_REF] Warrington | St Audrie's Bay, Somerset, England: a candidate Global Stratotype Section and Point for the base of the Jurassic System[END_REF].

III.2. Lilstock Formation :

La formation de Lilstock est subdivisée en deux parties : le Cotham Member et le Langport Member

• Le Cotham Member

Le Cotham Member, également d'âge Rhétien, correspond à la partie inférieure de la formation de Lilstock. Il mesure 1 à 2 mètres d'épaisseur au Sud de l'Angleterre contre 5 mètres en Irlande du Nord. Il est composé de niveaux millimétriques à centimétriques sableux et silteux comportant de nombreuses rides de courant et de houles [START_REF] Mayall | An earthquake origin for synsedimentary deformation in a late Triassic ( Rhaetian ) lagoonal sequence , southwest Britain Sedimentary Deformation Desiccation Cracks[END_REF]. Les rares fossiles observables dans la partie basale du Cotham Member sont des bivalves de type Chlamys, Protocardia et Isocyprina [START_REF] Ivimey-Cook | The Permian and Triassic deposits of Wales[END_REF][START_REF] Richardson | The Rhaetic and coninguous deposits of west, mid and part of east Somerset[END_REF]. L'ensemble de ces caractéristiques traduisent un 123 environnement marin peu profond à lagunaire [START_REF] Gallois | LITHOSTRATIGRAPHY OF THE PENARTH GROUP (LATE TRIASSIC) OF THE SEVERN ESTUARY AREA[END_REF][START_REF] Mayall | An earthquake origin for synsedimentary deformation in a late Triassic ( Rhaetian ) lagoonal sequence , southwest Britain Sedimentary Deformation Desiccation Cracks[END_REF][START_REF] Radley | Sedimentology of the Triassic-Jurassic boundary beds in Pinhay Bay(Devon, SW England)[END_REF]. Le Cotham Member inférieur est séparé du Cotham Member supérieur par un niveau de dykes clastiques per descensum de taille décimétrique [START_REF] Gallois | LITHOSTRATIGRAPHY OF THE PENARTH GROUP (LATE TRIASSIC) OF THE SEVERN ESTUARY AREA[END_REF][START_REF] Hesselbo | Terrestrial and marine extinction at the Triassic-Jurassic boundary synchronized with major carbon-cycle perturbation: A link to initiation of massive volcanism?[END_REF][START_REF] Ivimey-Cook | The stratigraphic of the Rhaetic and lower Jurassic in east antrim[END_REF][START_REF] Mayall | An earthquake origin for synsedimentary deformation in a late Triassic ( Rhaetian ) lagoonal sequence , southwest Britain Sedimentary Deformation Desiccation Cracks[END_REF]. Ces objets ont été décrits dans la littérature comme un évènement très bref de dessiccation [START_REF] Ivimey-Cook | The stratigraphic of the Rhaetic and lower Jurassic in east antrim[END_REF] possiblement formé lors d'une baisse brutale du niveau marin [START_REF] Hesselbo | Sea-level change and facies development across potential Triassic -Jurassic boundary horizons , SW Britain[END_REF]. Le Cotham Member supérieur correspond également à des alternances centimétriques de silt et de sable mais montre clairement un enrichissement progressif en sable vers le haut du membre. La présence de nombreuses rides de courant, de lentilles de sable et de faisceaux à litages obliques indique un environnement de dépôt tidal [START_REF] Mayall | An earthquake origin for synsedimentary deformation in a late Triassic ( Rhaetian ) lagoonal sequence , southwest Britain Sedimentary Deformation Desiccation Cracks[END_REF] [START_REF] Hallam | The White Lias of the Devon coast[END_REF][START_REF] Richardson | The Rhaetic and coninguous deposits of west, mid and part of east Somerset[END_REF]. Le terme de White Lias utilisé par Smith en 1797, tient son origine de l'aspect pur, micritique et gris clair, de ces calcaires très développé dans le Sud de l'Angleterre (Devon et Dorset). Ils atteignent 8 mètres d'épaisseur et correspondent majoritairement à des dépôts d'écoulements et glissements gravitaires [START_REF] Hallam | The White Lias of the Devon coast[END_REF]. Autour du chenal de Bristol, le Langport Member se restreint à seulement quelques bancs calcaires massifs décimétriques (Figure 4-9 , Gallois, 2007;[START_REF] Richardson | The Rhaetic and coninguous deposits of west, mid and part of east Somerset[END_REF] et il est inexistant en Irlande du Nord. Au sud de l'Angleterre, le sommet du Langport Member est caractérisé par la présence d'un niveau à terriers en U de Diplocraterion décrit sous le nom de « Sun Bed » [START_REF] Arkell | The Jurassic system in Great Bretain[END_REF]. Ce niveaux est caractéristique d'une surface d'érosion condensée avant le dépôt des alternances de marnes et calcaire du Jurassique qui attestent d'un environnement plus profond [START_REF] Hesselbo | Sea-level change and facies development across potential Triassic -Jurassic boundary horizons , SW Britain[END_REF][START_REF] Radley | Sedimentology of the Triassic-Jurassic boundary beds in Pinhay Bay(Devon, SW England)[END_REF][START_REF] Wignall | Sedimentology of the Triassic-Jurassic boundary beds in Pinhay Bay (Devon, SW England)[END_REF].

Au sud de l'Angleterre, la formation du White Lias est affectée par des phénomènes de liquéfaction intenses [START_REF] Hallam | The White Lias of the Devon coast[END_REF] qui feront également l'objet des travaux de caractérisation des déformations souples.

III.3. Le Watchet Member

Le Watchet Member, introduit par [START_REF] Richardson | The Rhaetic and coninguous deposits of west, mid and part of east Somerset[END_REF], est défini par [START_REF] Gallois | LITHOSTRATIGRAPHY OF THE PENARTH GROUP (LATE TRIASSIC) OF THE SEVERN ESTUARY AREA[END_REF][START_REF] Gallois | STRATIGRAPHY OF THE OF THE PENARTH GROUP ( LATE TRIASSIC ) REVISION OF THE THE EAST DEVON COAST[END_REF][START_REF] Gallois | Correlation of the Triassic and Jurassic succesions proved in the Lyme Regis (1901) Borehole with those exposed on the neaby Devon and Dorset coast[END_REF] comme étant la partie sommitale du Langport Member. Cette formation correspond à des niveaux marneux alternés avec quelques bancs décimétriques calcaires. Elle est visible uniquement dans la zone du chenal de Bristol (estuaire de la Severn) et mesure environ 2 mètres d'épaisseur.

III.4. La formation du Blue Lias

Le Blue Lias est caractérisé par une alternance de marnes et de calcaires décimétriques sur de grandes épaisseurs. D'âge Rhétien ? à Sinémurien, la formation du Blue Lias mesure environ 140 mètres d'épaisseur. Ces dépôts marins plus profonds que les dépôts précédents (au-delà de la limite d'action des vagues de tempêtes) marquent le début d'une subsidence importante qui se poursuivra jusqu'au milieu du Jurassique [START_REF] Gallois | STRATIGRAPHY OF THE OF THE PENARTH GROUP ( LATE TRIASSIC ) REVISION OF THE THE EAST DEVON COAST[END_REF]. La limite Trias-Jurassique n'a pas été clairement définie et est aujourd'hui encore très discutée [START_REF] Hallam | Discussion on sea-level change and facies development across potential Triassic -Jurassic boundary horizons , SW Britain[END_REF][START_REF] Hesselbo | Sea-level change and facies development across potential Triassic -Jurassic boundary horizons , SW Britain[END_REF][START_REF] Hesselbo | Terrestrial and marine extinction at the Triassic-Jurassic boundary synchronized with major carbon-cycle perturbation: A link to initiation of massive volcanism?[END_REF][START_REF] Poole | The Triassic-Jurassic Boundary in Great Britain[END_REF][START_REF] Warrington | St Audrie's Bay, Somerset, England: a candidate Global Stratotype Section and Point for the base of the Jurassic System[END_REF]. Dans sa nomenclature,

IV. Evènements Permo-triasiques majeurs de déformations

Les niveaux sédimentaires de la limite Trias-Jurassique au Royaume-Uni sont affectés par de nombreuses déstabilisations sédimentaires caractéristiques de matériaux non induré [START_REF] Gallois | LITHOSTRATIGRAPHY OF THE PENARTH GROUP (LATE TRIASSIC) OF THE SEVERN ESTUARY AREA[END_REF][START_REF] Gallois | STRATIGRAPHY OF THE OF THE PENARTH GROUP ( LATE TRIASSIC ) REVISION OF THE THE EAST DEVON COAST[END_REF][START_REF] Gallois | Correlation of the Triassic and Jurassic succesions proved in the Lyme Regis (1901) Borehole with those exposed on the neaby Devon and Dorset coast[END_REF][START_REF] Hallam | The White Lias of the Devon coast[END_REF][START_REF] Jeram | Sedimentology, sequence stratigraphy, and cyclostratigraphy of the Triassic-Jurassic boundary interval at Larne[END_REF][START_REF] Richardson | The Rhaetic and coninguous deposits of west, mid and part of east Somerset[END_REF][START_REF] Simms | Uniquely extensive soft-sediment deformation in the Rhaetian of the UK: Evidence for earthquake or impact? Palaeogeogr[END_REF]. [START_REF] Mayall | An earthquake origin for synsedimentary deformation in a late Triassic ( Rhaetian ) lagoonal sequence , southwest Britain Sedimentary Deformation Desiccation Cracks[END_REF][START_REF] Simms | Uniquely extensive soft-sediment deformation in the Rhaetian of the UK: Evidence for earthquake or impact? Palaeogeogr[END_REF][START_REF] Simms | Uniquely extensive seismite from the latest Triassic of the United Kingdom : Evidence for bolide impact ?[END_REF]. En Angleterre, les dépôts du Cotham Member inférieur sont déformés sur environ 40 centimètres sous le niveau de dykes clastiques uniquement (Figure 4-10, [START_REF] Mayall | An earthquake origin for synsedimentary deformation in a late Triassic ( Rhaetian ) lagoonal sequence , southwest Britain Sedimentary Deformation Desiccation Cracks[END_REF][START_REF] Simms | Uniquely extensive soft-sediment deformation in the Rhaetian of the UK: Evidence for earthquake or impact? Palaeogeogr[END_REF][START_REF] Simms | Uniquely extensive seismite from the latest Triassic of the United Kingdom : Evidence for bolide impact ?[END_REF]. Une grande variété de déformations est présente dans ces niveaux ; des microfailles de quelques centimètres, des figures d'échappement de fluide et des plis isoclinaux droits à couchés sont très fréquents. L'ensemble de ces structures nécessite un mouvement latéral mineur à nul des sédiments. Le second niveau de déformation est décrit dans le White Lias au sud de l'Angleterre.

L'affleurement de Pinhay Bay correspond à une succession de dépôts carbonatés slumpés et parfois fortement déformés, alternés avec des niveaux de dépôts de glissements gravitaires fréquents [START_REF] Hallam | The White Lias of the Devon coast[END_REF][START_REF] Hesselbo | A comparison of the Hettangian to Bajocian successions of Dorset and Yorkshire[END_REF][START_REF] Wignall | Sedimentology of the Triassic-Jurassic boundary beds in Pinhay Bay (Devon, SW England)[END_REF]. Les même observations ont été réalisées à Culverhole Point, près de Seaton, mais la localisation des niveaux déformés semble plus localisée (Figure 4-10, Mayall, 1983).

La mise en place de ces structures au sein des sédiments nécessite obligatoirement une phase de déstabilisation sédimentaire produite par des phénomènes de liquidisation. La perte de la résistance interne au cisaillement du sédiment et l'association d'un moteur de déformation permet alors la déformation voire la déstructuration du litage original. [START_REF] Mayall | An earthquake origin for synsedimentary deformation in a late Triassic ( Rhaetian ) lagoonal sequence , southwest Britain Sedimentary Deformation Desiccation Cracks[END_REF] et Simms ( 2007), ( 2003 temps serait de minimum 8,5 [START_REF] Obermeier | Use of liquefaction-induced features for paleoseismic analysis -An overview of how seismic liquefaction features can be distinguished from other features and how their regional distribution and properties of source sediment can be used to infer the locat[END_REF]. Cette magnitude très élevée n'est pas compatible avec le contexte extensif en place durant la transition Trias-Jurassique. Il pourrait donc plus raisonnablement s'agir de l'action de plusieurs séismes.

Simms (2007,2003) [START_REF] Obermeier | Use of liquefaction-induced features for paleoseismic analysis -An overview of how seismic liquefaction features can be distinguished from other features and how their regional distribution and properties of source sediment can be used to infer the locat[END_REF]. Cela l'amène à proposer que les déformations ne soient pas le résultat de séismes mais d'un impact unique de météorite. [START_REF] Hesselbo | Sea-level change and facies development across potential Triassic -Jurassic boundary horizons , SW Britain[END_REF][START_REF] Hesselbo | Terrestrial and marine extinction at the Triassic-Jurassic boundary synchronized with major carbon-cycle perturbation: A link to initiation of massive volcanism?[END_REF] et [START_REF] Lindström | Intense and widespread seismicity during the end-Triassic mass extinction due to emplacement of a large igneous province[END_REF] proposent quant à eux, que les nombreux niveaux de déformations décrit à l'échelle de l'Europe du Nord soit le résultat de séismes déclenchés suite au développement de la province magmatique de l'océan Atlantique Nord (CAMP).

La cause des déstabilisations produite par liquéfaction au Royaume-Uni est donc encore très discutée.

➢ Est-il possible de discuter du nombre d'événements à l'origine des déformations ?

➢ Quel est le timing du ou des événements par rapport à l'emplacement des déformations ?

➢ Quel est la nature de l'événement de déstructuration et que peut-il nous apporter sur contexte tectonique extensif de la limite Trias-Jurassique en Europe du Nord ?

Afin de répondre ces questions, un travail de caractérisation de détail a été menée sur ces différentes sections du Royaume-Uni. Des logs de détails de chaque section, la définition des différents niveaux de déformation et la description des différents types de structure observée ont été réalisés dans le cas de l'étude présentée dans cette thèse.

Les travaux de [START_REF] Mayall | An earthquake origin for synsedimentary deformation in a late Triassic ( Rhaetian ) lagoonal sequence , southwest Britain Sedimentary Deformation Desiccation Cracks[END_REF] et Simms ( 2007), ( 2003) ont également permis de montrer que la direction des structure était relativement constante sur chaque site. L'aspect directionnel semble être une caractéristique particulière à exploiter. Les analyses sédimentologique ont ainsi été combinée aux méthodes tectoniques afin de caractériser la répartition directionnelle des structures pour chaque niveau décrit.

Enfin, les différents affleurements offrent des lithologies variées qui ont permis de discuter du rôle de la lithologie sur la déformation.

Chapitre 5 : Le chapitre 5 présente les relevés de logs sédimentaires réalisés sur les sept sections et les quatre carottes étudiées à travers le Royaume -Uni.

Description lithostratigraphique des sites d'études

I. L'Irlande du Nord

Les affleurements du Penarth sont dans leur quasi-totalité situés sur le littoral où l'érosion des falaises et de l'estran permet de bonnes observations tridimensionnelles (Figure 5 Les limites des grandes unités stratigraphiques sont celles proposées par [START_REF] Simms | Uniquely extensive seismite from the latest Triassic of the United Kingdom : Evidence for bolide impact ?[END_REF]. Ces dépôts correspondent à un environnement marin peu profond marqué par des rides dans les lamines sableuses.

I.1. Larne -Waterloo Bay

I.2. Carottes GES C1 et GES C2, Bassin de Larne

Les carottes GES C1 et GES C2 sont situées à 2,5 km au sud de Waterloo Bay (Figure 5 Green Tea Marls [START_REF] Swift | Fossils of the Rhetian Penarth Group[END_REF]. Ces dépôts correspondent à un environnement marin peu profond marqué par les rides dans les lamines sableuses.

I.2.2. Westbury Formation

I.2.5. Héttangien inférieur -Blue Lias

Le Blue Lias est caractérisé par une argilite noire très finement laminée alternant à la base avec des niveaux plus sableux gris clair à coquilles de lamellibranches de plusieurs dizaines de centimètres. Les premières ammonites Planorbis psiloceras font leur apparition environ douze mètres au-dessus de la limite avec le Cotham Member. On note également la présence de moules Modiolus hillanus (Figure 5-5E) sous forme de petits épandages juste avant l'arrivée des ammonites qui restent présentes jusqu'au sommet de la coupe. Ces dépôts correspondent à un environnement marin ouvert de plus en plus profond. Ces dépôts correspondent à un environnement de type pénéplaine soumise aux inondations et rapidement ennoyée au sommet des Green Tea Marls [START_REF] Swift | Fossils of the Rhetian Penarth Group[END_REF]. Ces dépôts correspondent à un environnement marin ouvert de plus en plus profond.

I.3.2. Westbury Formation

II.1.1. Westbury Formation

II.2. Lilstock et Saint Audrie's Bay

Les logs de Lilstock et Saint Audrie's Bay sont présentés dans leur totalité depuis le Mercia Mudstone Group jusqu'au Blue Lias respectivement dans la Figure 5 Ces dépôts correspondent à un environnement marin peu profond marqué par les rides dans les lamines sableuses. Ils sont aussi décrits comme des dépôts caractéristiques de variations importantes de salinité et de fonds peu oxygénés [START_REF] Swift | Fossils of the Rhetian Penarth Group[END_REF].

II.2.1. Westbury Formation

II.2.2. Lilstock Formation

I. Méthodologie

La méthodologie utilisée pour caractériser les déformations souples qui affectent le Penarth Group au Royaume-Uni se divise en deux axes complémentaires :

(1) Tout d'abord, une coupe de chaque affleurement étudié a été levée en détail afin de définir la distribution exacte et d'individualiser les niveaux comportant des SSDs. Ce travail a également permis de spécifier les différents types de lithologies affectées par ces déformations. Les sections proches géographiquement ont pu facilement être corrélées.

(2) Les différentes déformations souples ont ensuite été décrites à l'échelle de l'objet : type, forme, taille, et direction. Parmi ces déformations, ont été observé :

• Des plis isoclinaux droits à couchés qui affectent généralement une série de lamination et conservent la structure initiale du sédiment. Ils sont nombreux dans les niveaux du Cotham Member inférieur.

• Des dômes injectifs qui correspondent à du matériel liquéfié totalement qui s'injecte généralement le long des failles. Le sédiment à totalement perdu sa structure originale.

Les dômes injectifs sont présents dans les séries calcaires du White Lias. Des injections en forme de flamme et diapir sont également visible à la limite Westbury Cotham Member en Irlande du Nord. Dans ce dernier cas, la structure sédimentaire originale est conservée.

• Des slumps qui correspondent à la déstabilisation gravitaire et au plissement d'un banc ou d'une série de bancs. Ils sont observables dans les séries du White Lias.

• Des failles de tailles variée ont été observées sur l'ensemble des affleurements.

Les mesures statistiques de direction ont été menées sur tous les types de déformations et dans chaque section : Cette méthode s'avère être la plus précise à condition que le nombre de mesures autour du pli soit suffisantes.

Dans le cas où il est difficile voire impossible de cylindrer le pli, l'axe des plis a été mesuré à la visée en alignant directement la boussole avec la direction des lamines recoupées par la surface

II.2. Earthquake imprints on seafloor sediments: evidence of local tectonic activity across the Triassic-Jurassic boundary in the UK.

Marine LABORDE-CASADABAN (1), Catherine HOMBERG (1), Johann SCHNYDER (1), Sandra BORDERIE( 1) & Rob RAINE (2) (1) Laboratoire des Sciences de la Terre de Paris, UMR 70, case courrier 129, Université de Pierre et Marie Curie, 4, place Jussieu, 75252, Paris, Cedex 5, France.

(2) Geological Survey of Northern Ireland, Dundonald House, Upper Newtownards Road, BT4 3SB, Belfast, Northern Ireland

II.2.1. Abstract

The lagoonal and shallow marine sediments of the Penarth Group in the UK, span Triassic-Jurassic boundary, contain several disturbed levels with soft sediment deformations (SSD), e.g. faults, injective domes, recumbent folds and slumps. The directional statistical study realized for each disturbed level shows a preferred orientation of deformations is associated with a regional state of stress. Three successive seismic events are recognized, which may have been triggered by magnitude 5 to 7 earthquakes linked to the local extensional tectonic activity driven by the opening of the Permo-Triassic basins at the Western Europe scale. The style of soft sediment deformations seems related to the lithology of the disturbed layers. However, the directions of deformations appear particularly well constrained, regardless of the lithology. Our study thus suggests that direction data from soft sediment deformation layer directions layers are reliable features to reconstruct past seismic activity using seismites.

II.2.2. Introduction

Soft sediment deformation (SSD) structures are observed in almost all types of environments, for exemple fluvial (Rockel, 1998;[START_REF] Plaziat | Les différents mécanismes à l'origine de la diversité des séismites , leur identification dans le Pliocène du Saïs de Fès et de Meknès (Maroc) et leur signification tectonique[END_REF] ; alluvial fan (Nielsen, 2010) ; shallow marine and tidal [START_REF] Ghosh | Soft-sediment deformation structures from the Paleoproterozoic Damtha Group of Garhwal Lesser Himalaya, India[END_REF][START_REF] Greb | Soft-sediment deformation produced by tides in a meizoseismic area, Turnagain Arm, Alaska[END_REF][START_REF] Pope | Late Middle to Late Ordovician seismites of Kentucky, southwest Ohio and Virginia: Sedimentary recorders of earthquakes in the Appalachian basin[END_REF]; lacustrine [START_REF] Ken-Tor | High-resolution geological record of historic earthquakes in the Dead Sea basin[END_REF][START_REF] Marco | Long-term earthquake clustering: A 50,000-year paleoseismic record in the Dead Sea Graben[END_REF] and deep marine -turbidite [START_REF] Allen | The possible mechanics of convolute lamination in gradded sand beds[END_REF][START_REF] Basilone | The relationships between soft-sediment deformation structures and synsedimentary extensional tectonics in Upper Triassic deep-water carbonate succession (Southern Tethyan rifted continental margin -Central Sicily)[END_REF] environments.

These deformations, which include convolute bedding, overturned cross bedding, load structures or water escape, are more frequently observed in coarse silt to fine sand [START_REF] Allen | Sedimentary Structures Their Character and Physical Basis Volume II[END_REF][START_REF] Lowe | Water escape structures in coarse-grained sediments[END_REF] and especially in deposits showing a strong grain size contrast such as fine alternating sand and clay (Montenat et al, 2006). Due to their low cohesion and small grain size, silts are particularly sensitive to liquefaction and fluidization (liquidization ; [START_REF] Allen | The possible mechanics of convolute lamination in gradded sand beds[END_REF]. During liquefaction, the pore-fluid pressure increases and the grain weights are transferred to the fluid. This causes the loss of grain packing and thus of the internal sediment organization [START_REF] Allen | The possible mechanics of convolute lamination in gradded sand beds[END_REF][START_REF] Lowe | Sediment gravity flows; their classification and some problems of application to natural flows and deposits[END_REF][START_REF] Lowe | Water escape structures in coarse-grained sediments[END_REF]. The association of liquefaction with a driving force, such as gravity, an unstable density gradient or a shear stress leads to the deformation of the original sedimentary deposit [START_REF] Owen | Deformation processes in unconsolidated sands[END_REF]. Numerous triggers may cause the liquefaction of sediment such as: (1) tsunamis [START_REF] Roux | A Pliocene mega-tsunami deposit and associated features in the Ranquil Formation, southern Chile[END_REF][START_REF] Nanayama | Sedimentary differences between the 1993 Hokkaido-nansei-oki tsunami and the 1959 Miyakojima typhoon at Taisei, southwestern Hokkaido, northern Japan[END_REF][START_REF] Schnyder | A possible tsunami deposit around the Jurassic-Cretaceous boundary in the Boulonnais area (northern France)[END_REF][START_REF] Takashimizu | Depositional facies and sedimentary successions of earthquakeinduced tsunami deposits in Upper Pleistocene incised valley fills, central Japan[END_REF], (2) tidal flux and tidal bores [START_REF] Greb | Soft-sediment deformation produced by tides in a meizoseismic area, Turnagain Arm, Alaska[END_REF][START_REF] Greb | Soft-sediment deformation produced by tides in a meizoseismic area, Turnagain Arm, Alaska[END_REF]Tessier, 1993), ( 3) storm waves and breaking waves [START_REF] Alfaro | Liquefaction and fluidization structures in Messinian storm deposits (Bajo Segura Basin, Betic Cordillera, southern Spain)[END_REF] or ( 4) rapid sedimentation and loading. However, the triggers most commonly proposed are earthquakes. In many cases, the liquefaction is attributed to a seismic shock without sufficient evidence or by elimination of other possible triggers [START_REF] Kullberg | Flat-pebble conglomerates: A local marker for early jurassic seismicity related to syn-rift tectonics in the Sesimbra area (Lusitanian Basin, Portugal)[END_REF][START_REF] Pope | Late Middle to Late Ordovician seismites of Kentucky, southwest Ohio and Virginia: Sedimentary recorders of earthquakes in the Appalachian basin[END_REF]. This shows the difficulty in identifying earthquakes as the cause of sediment liquefaction without well-defined and self-sufficient criteria. Several authors have shown that assigning earthquakes to SSD requires a number of criteria [START_REF] Owen | Identifying triggers for liquefaction-induced soft-sediment deformation in sands[END_REF][START_REF] Wheeler | Distinguishing seismic from nonseismic soft-sediment structures: Criteria from seismic-hazard analysis[END_REF], including:

(1) The occurrence of liquefied and / or fluidized sediment layers, (2) A large extent of synchronous liquefied and/or fluidized event,

(3) A lateral continuity of a deformed bed along the outcrop, (4) Similar structures to those observed during recent earthquakes [START_REF] Audemard | By Recent[END_REF][START_REF] Dechen | Typical earthquake-induced soft-sediment deformation structures in the Mesoproterozoic Wumishan Formation, Yongding River Valley, Beijing, China and interpreted earthquake frequency[END_REF],

(5) The record of successive SSD levels which may correspond to a succession of seismic event. This criterion is especially strong when it is possible to link the deformation levels to historical earthquakes [START_REF] Ken-Tor | High-resolution geological record of historic earthquakes in the Dead Sea basin[END_REF][START_REF] Marco | Long-term earthquake clustering: A 50,000-year paleoseismic record in the Dead Sea Graben[END_REF], (6) A broad sedimentary and tectonic context consistent with the occurrence of frequent earthquakes.

None of these criteria confirm the direct link between SSD and earthquakes and very few studies show the relationship between synsedimentary faults and soft sediment deformations [START_REF] Basilone | The relationships between soft-sediment deformation structures and synsedimentary extensional tectonics in Upper Triassic deep-water carbonate succession (Southern Tethyan rifted continental margin -Central Sicily)[END_REF]. Another criterion of SSD characterization as yet untapped is the study of structure orientations. The first works were carried out by [START_REF] Mayall | An earthquake origin for synsedimentary deformation in a late Triassic ( Rhaetian ) lagoonal sequence , southwest Britain Sedimentary Deformation Desiccation Cracks[END_REF] and then by [START_REF] Simms | Uniquely extensive soft-sediment deformation in the Rhaetian of the UK: Evidence for earthquake or impact? Palaeogeogr[END_REF][START_REF] Simms | Uniquely extensive seismite from the latest Triassic of the United Kingdom : Evidence for bolide impact ?[END_REF] in the United Kingdom in an attempt to determine the probable cause of the observed SSD.

This study focuses therefore on the Triassic-Jurassic boundary from Great-Britain and Northern Ireland which are clearly affected by numerous soft deformation structures recorded at a large scale [START_REF] Gallois | LITHOSTRATIGRAPHY OF THE PENARTH GROUP (LATE TRIASSIC) OF THE SEVERN ESTUARY AREA[END_REF][START_REF] Gallois | STRATIGRAPHY OF THE OF THE PENARTH GROUP ( LATE TRIASSIC ) REVISION OF THE THE EAST DEVON COAST[END_REF][START_REF] Gallois | Correlation of the Triassic and Jurassic succesions proved in the Lyme Regis (1901) Borehole with those exposed on the neaby Devon and Dorset coast[END_REF][START_REF] Hallam | The White Lias of the Devon coast[END_REF][START_REF] Mayall | An earthquake origin for synsedimentary deformation in a late Triassic ( Rhaetian ) lagoonal sequence , southwest Britain Sedimentary Deformation Desiccation Cracks[END_REF][START_REF] Richardson | The Rhaetic and coninguous deposits of west, mid and part of east Somerset[END_REF]. These levels combine a number of criteria proposed by [START_REF] Owen | Identifying triggers for liquefaction-induced soft-sediment deformation in sands[END_REF] and [START_REF] Wheeler | Distinguishing seismic from nonseismic soft-sediment structures: Criteria from seismic-hazard analysis[END_REF] in favour of a seismic trigger. They have already been described by various authors who associate them with one or more higher magnitude seismic events but the number of events and their origin are debated [START_REF] Hesselbo | Sea-level change and facies development across potential Triassic -Jurassic boundary horizons , SW Britain[END_REF][START_REF] Hesselbo | Terrestrial and marine extinction at the Triassic-Jurassic boundary synchronized with major carbon-cycle perturbation: A link to initiation of massive volcanism?[END_REF][START_REF] Mayall | An earthquake origin for synsedimentary deformation in a late Triassic ( Rhaetian ) lagoonal sequence , southwest Britain Sedimentary Deformation Desiccation Cracks[END_REF][START_REF] Simms | Uniquely extensive soft-sediment deformation in the Rhaetian of the UK: Evidence for earthquake or impact? Palaeogeogr[END_REF][START_REF] Simms | Uniquely extensive seismite from the latest Triassic of the United Kingdom : Evidence for bolide impact ?[END_REF]. [START_REF] Mayall | An earthquake origin for synsedimentary deformation in a late Triassic ( Rhaetian ) lagoonal sequence , southwest Britain Sedimentary Deformation Desiccation Cracks[END_REF] proposed that the deformations were linked with the extensive tectonic activity during Triassic and Early Jurassic. More recently, [START_REF] Simms | Uniquely extensive soft-sediment deformation in the Rhaetian of the UK: Evidence for earthquake or impact? Palaeogeogr[END_REF][START_REF] Simms | Uniquely extensive seismite from the latest Triassic of the United Kingdom : Evidence for bolide impact ?[END_REF] assumed that the cause of the deformation was a unique magnitude-10 earthquake caused by a meteorite impact, whereas according to [START_REF] Hesselbo | Sea-level change and facies development across potential Triassic -Jurassic boundary horizons , SW Britain[END_REF][START_REF] Hesselbo | Terrestrial and marine extinction at the Triassic-Jurassic boundary synchronized with major carbon-cycle perturbation: A link to initiation of massive volcanism?[END_REF] and [START_REF] Lindström | Intense and widespread seismicity during the end-Triassic mass extinction due to emplacement of a large igneous province[END_REF], several SSDs observed in different localities in Europe were linked to a succession of earthquakes triggered by the development of magmatic province of the North Atlantic Ocean (CAMP, Central Atlantic Magmatic Province) during Late Triassic times.

In this study, we combine sedimentological and structural approaches to investigate in detail the SSD (faults, folds, slumps, domes) observed in several SW England and Northern Ireland outcrops and cores. Our aims are: (1) to assess the possible triggers of the disturbed layers, (2) to reconstruct the succession and chronology of trigger events, (3) to discuss the relations of these deformation with the broader, extensive context of the Triassic-Jurassic boundary and ( 4) to discuss the type and localization of deformation structures according to lithology.

II.3. Geological setting

The Palaeozoic basement of NW Europe is crossed by numerous faults inherited from two major orogenies. The Caledonian orogeny began in the Ordovician to early Devonian (490 -390 Ma), (Cocks and Torsvik, 2006a;[START_REF] Torsvik | Earth geography from 400 to 250 Ma: a palaeomagnetic, faunal and facies review[END_REF] and caused the formation of SW-NE to SSW-NNE faults that predominantly affected modern Scotland, Northern Ireland and Ireland (Figure 6-2A, [START_REF] Chadwick | Aspects of basin inversion in southern Britain[END_REF]. The second collisional event was the Variscan orogeny (370 -290 Ma), (Cocks and Torsvik, 2006a;[START_REF] Torsvik | Earth geography from 400 to 250 Ma: a palaeomagnetic, faunal and facies review[END_REF]. The faults from this event have an E-W to NW-SE orientation and affected contemporary England. Some structures display another direction, such as the N-S orientated Welch Borderland Fault System interpreted by [START_REF] Holdsworth | Geological Framework of Britain and Ireland[END_REF] as a suture line between two different continental fragments.

In Europe, the period from the late Permian to the Middle Jurassic was dominated by a large extensional tectonic context. The break-up of Pangea resulted in the opening of the Neotethys Ocean to the east during the Late Permian -Early Triassic times [START_REF] Ziegler | Late Paleozoic-Early Mezozoic plate boundary reorganisation: collapse of the variscan orogen and opening of Neothetys[END_REF]). In the north-western Europe, multidirectional sedimentary basins were being formed during the Triassic [START_REF] Ziegler | Crustal evolution of Western and Central Europe[END_REF] and commonly display a similar orientation to the Palaeozoic fault systems inherited from the Caledonian and Variscan orogeny, such as the N-S Worcester Graben, Bristol Channel, Rathlin, or Larne basins (Figure 6-2A, [START_REF] Chadwick | Aspects of basin inversion in southern Britain[END_REF][START_REF] Holdsworth | Geological Framework of Britain and Ireland[END_REF]. The Wessex basin, marked by the E-W Bray fault is the largest and most subsided basin.

The subsidence of these intracratonic basins continued during Jurassic and Cretaceous times in association with a marine transgression from the end of the Triassic period, linked to the spread of the Tethys ocean towards the west. They subsequently underwent a period of inversion period related to the Alpine collision phase, marked by the reactivation of E-W faults under compression and the formation of folds during the Miocene [START_REF] Chadwick | Aspects of basin inversion in southern Britain[END_REF][START_REF] Hibsch | Palaeostress analysis, a contribution to the understanding of basin tectonics and geodynamic evolution. Example of the Permian/Cenozoic tectonics of Great Britain and geodynamic implications in western Europe[END_REF][START_REF] Stoneley | The structural development of the Wessex Basin[END_REF].

II.4. Depositional settings and methods

Seven outcrops were selected accross Northern Ireland and Great Britain (Figure 6 The studied sedimentary series is composed successively of the continental Mercia Mudstone Group, the lagoonal and shallow marine Penarth Group and the open-marine Blue Lias Formation (Figure 6-2B). These units overall record a long-term transgressive period extending from the Late Triassic until the Early Jurassic [START_REF] Warrington | A correlation of Triassic Rocks in the British Isles[END_REF]. In England, the top of the Mercia Mudstone is composed of the Branscombe Mudstone Formation which consists of uniform redbrown mudstones and orange-brown muddy siltstones. This formation is overlain by the Blue Anchor Formation which is green and grey mudstone. In Northern Ireland, the upper unit of the Mercia Mudstone Group corresponds is the Collin Glen Formation. It is represented by massive mudstone, variably silty, with a red and green colour characteristic of continental floodplain areas [START_REF] Mitchell | Triassic[END_REF]. Ubiquitously overlying the Mercia Mudstone Group is the relatively thin Penarth Group. Most of the SSD in this succession and the primary focus of this study is Penarth Group (Rhaetian, latest Triassic), a unit that can in most instances be subdivided into the Westbury Formation and the overlying Lilstock Formation (Cotham Member and overlying Langport Member) (Figure 6-2B).

The Westbury Formation corresponds to an organic-rich mudstone with millimetric and centimetric silt and sand laminae. These beds contain current and wave ripples and bioclastic accumulations of bivalve fragments, fish bones and terrestrial vertebrate remains [START_REF] Ivimey-Cook | The Permian and Triassic deposits of Wales[END_REF][START_REF] Radley | The late triassic strata of Manor Farm, Austn south Gloucestershire[END_REF][START_REF] Swift | Fossils of the Rhetian Penarth Group[END_REF] indicating freshwater lagoonal to shallow marine environments [START_REF] Hesselbo | Sea-level change and facies development across potential Triassic -Jurassic boundary horizons , SW Britain[END_REF]. In the Severn Estuary area, the top of the Westbury Formation is more clay rich and is intercalated with nodular muddy or shelly limestone with veins of fibrous calcite (beefs) [START_REF] Radley | The late triassic strata of Manor Farm, Austn south Gloucestershire[END_REF][START_REF] Richardson | The Rhaetic and coninguous deposits of west, mid and part of east Somerset[END_REF]. The Lilstock Formation is divided into two constituent members. At its base, the Cotham Member corresponds to grey-green marls with millimetric to centimetric silt and sand layers showing wave ripple lamination characteristic of a coastal environment interpreted as a shallow marine to freshwater lagoon setting [START_REF] Gallois | LITHOSTRATIGRAPHY OF THE PENARTH GROUP (LATE TRIASSIC) OF THE SEVERN ESTUARY AREA[END_REF][START_REF] Mayall | An earthquake origin for synsedimentary deformation in a late Triassic ( Rhaetian ) lagoonal sequence , southwest Britain Sedimentary Deformation Desiccation Cracks[END_REF][START_REF] Radley | Sedimentology of the Triassic-Jurassic boundary beds in Pinhay Bay(Devon, SW England)[END_REF]. A distinctive level of desiccation cracks with per-descensum clastic dykes separating the lower Cotham Member from the upper Cotham Member [START_REF] Gallois | LITHOSTRATIGRAPHY OF THE PENARTH GROUP (LATE TRIASSIC) OF THE SEVERN ESTUARY AREA[END_REF][START_REF] Hesselbo | Terrestrial and marine extinction at the Triassic-Jurassic boundary synchronized with major carbon-cycle perturbation: A link to initiation of massive volcanism?[END_REF][START_REF] Ivimey-Cook | The stratigraphic of the Rhaetic and lower Jurassic in east antrim[END_REF][START_REF] Mayall | An earthquake origin for synsedimentary deformation in a late Triassic ( Rhaetian ) lagoonal sequence , southwest Britain Sedimentary Deformation Desiccation Cracks[END_REF].

The upper part of the Cotham Member marks a clear enrichment in sand in all localities. In the Severn Estuary Area, the Cotham member is clearly less developed than in Northern Ireland and the top of member corresponds to decimetric limestone beds or shelly limestone. At the top of the Penarth Group, the Langport Member or 'White Lias' is a pale coloured micritic limestone, that in South England was deposited by numerous gravitational transport process [START_REF] Hallam | The White Lias of the Devon coast[END_REF]. It is particularly well-developed on the Devon Coast where it measures around 8 metres in thickness.

However, it is restricted to a few decimetre thick beds in the Severn Estuary area and probably is absent in Northern Ireland. These deposits correspond to lagoonal to fully marine conditions [START_REF] Richardson | The Rhaetic and coninguous deposits of west, mid and part of east Somerset[END_REF][START_REF] Swift | A review of the nature and outcrop of the "White Lias" facies of the Langport Member (Penarth Group: Upper Triassic) in Britain[END_REF]. In Devon, the Langport Member is capped by a layer penetrated by Diplocraterion burrows indicating erosion and a condensed surface referred as to the so-called "Sun Bed" (see [START_REF] Radley | Sedimentology of the Triassic-Jurassic boundary beds in Pinhay Bay(Devon, SW England)[END_REF] and [START_REF] Hesselbo | Sea-level change and facies development across potential Triassic -Jurassic boundary horizons , SW Britain[END_REF]). The succeeding marllimestone alternations of the Blue Lias Formation (Hettangian, Early Jurassic) attest to a deeper marine environment [START_REF] Gallois | STRATIGRAPHY OF THE OF THE PENARTH GROUP ( LATE TRIASSIC ) REVISION OF THE THE EAST DEVON COAST[END_REF]. The stratigraphical nomenclature used in our logged sections are those used by [START_REF] Simms | Uniquely extensive soft-sediment deformation in the Rhaetian of the UK: Evidence for earthquake or impact? Palaeogeogr[END_REF][START_REF] Simms | Uniquely extensive seismite from the latest Triassic of the United Kingdom : Evidence for bolide impact ?[END_REF] for Northern Ireland, by [START_REF] Warrington | St Audrie's Bay, Somerset, England: a candidate Global Stratotype Section and Point for the base of the Jurassic System[END_REF] and [START_REF] Gallois | LITHOSTRATIGRAPHY OF THE PENARTH GROUP (LATE TRIASSIC) OF THE SEVERN ESTUARY AREA[END_REF] for the Severn Estuary area and by [START_REF] Gallois | STRATIGRAPHY OF THE OF THE PENARTH GROUP ( LATE TRIASSIC ) REVISION OF THE THE EAST DEVON COAST[END_REF] for the Devon coast.

The eleven selected outcrops and cores were firstly logged in detail to describe the distribution and recurrence of the SSD levels for each section. Then, the different deformation type and directions structures (folds, injections, faults, slumps) were characterized at each deformed level. suggesting that some of them are synsedimentary. The tidal deposits above the deformed level in the GES C1 core is cut by a centimetric width clastic dyke. Unlike the Larne outcrop section, the source sand bed of the dyke is located only 7 centimetres above the upper limit of deformed level, against one meter in the Larne section. The lithologies and the folds size are similar to those observed the Larne, GES C1 and GES C2 measured sections. The deformed level in the NIRE 003 core is 5.8 meters in thickness but the base of the Cotham Member is clearly siltier and has not been affected by SSD (Figure 6-3).

II

Numerous synsedimentary normal micro-faults are observed throughout the whole thickness of the deformed level. In the Nire 003 core, deformations are restricted within a 2 metres thick interval at the top of the Cotham Member, despite the are similar to those in Nire 003. It is possible that the state of preservation of the core does not allow the observation of deformations in its lower part.

In Northern Ireland, the original laminated internal structure of the deposit is always preserved during the deformation. The overturned folds also suggest that a shear stress has been applied on the sedimentary material during liquefaction phenomena. At Charton Bay, a liquefied slumped level 4C was recognized at the top of the "White Lias". This 4C bed is crossed and partially deformed by sediment injections of the lower liquefied sediment of the 4B bed. No faults were described in this outcrop (Figure 6-8E). This unit correspond to a stratified micritic limestone affected by numerous fluid escape structures at the base (e.g. convoluted bedding) and partially destroyed at the top. Bed 5A is not affected by the injections.

These two major events of liquidization are systematically observed in the upper part or inside a deposit of major submarine gravitational process. Unlike Northern Ireland and the Bristol Channel, the observed deformations are different. The original bedding structure of sediment is rarely preserved in the case of semi-indurated micritic calcareous mud and the rounded clast formation appears to be more common.

II.4.2. Directional characterization

For each exposure, we measured the maximum number of deformation structure directions to be able to discuss the distribution trend of deformation in through the sedimentary pile. The faults of the Pinhay Bay section do not show striae. We measured only a trend and a plunge direction of fault planes. Different statistical rose diagrams presented below show distributions of the direction of deformation structures according to the structure type (injections, folds, faults and domes) and the levels they affect and this in each studied site in Northen Ireland, Seven Esturay Area and South Devon coast.

II.4.2.a Northern Ireland

At the boundary between the Westbury Formation and the Cotham Member in the Larne section, the elongation of the diapirs show a clearly preferred orientation along the N120 lineation which presents 36% of the 25 measured injections (Figure 6

II.4.2.b Severn Estuary area

Sixty-five folds have been measured in the the Severn estuary deformed levels of the Cotham Member (Figure 6

II.4.2.c South Devon Coast

A statistical study has been carried out on the measurements performed on all types of SSD axes from Pinhay Bay, which includes the elongated injective domes of beds 3C (1 measurement) and 5B (10 measurements) along the faults, the slump axis in bed 5B (18 measurements) and the elongation of "helmet" or "mushroom" shaped domes from bed 8E (19 measurements). Similarly, normal faults affecting the beds 3C to 3D (119 measurements) and 5E to 8E (193) were also measured and included in the statistical analyses (Figure 67).

II.4.3. Discussion

To determine the number of events at the origin of these deformations, we propose local correlations between the different disturbed layers and then we will discuss a comparison of the events record at the scale of the United Kingdom. Finally, we will discuss the probable trigger of these events that caused the liquidization of Penarth Group sediments.

II.4.3.a Correlating events at a local scale

• Northern Ireland

The cores GES C1, GES C2 and the Larne outcrop are easily correlated using marker-beds and Cotham Member in Northern Ireland can therefore be correlated between the 5 sections throughout the two basins and corresponds to a second larger event (level 2, Figure 6-3).

• Severn estuary Area

In the Severn estuary area, lithofacies correlations using marker beds such as dyked horizons appear obvious between the four sections (Figure 6-6). At Lilstock, two levels of deformation (N1 and N2) are separated by 60 cm of undeformed clay-silt alternations of the same nature as the deformed levels. In the case of a single event causing the deformation, one would expect the entire column to be distorted, but this not the case. The hypothesis which suggests that the deformation is localized to some layers can not be accepted here since the whole lithological column studied is similar (very fine alternation clay-silt with a large clay component). The deformation could also be localized at the interfaces of the unit if the lower and upper lithologies are different but the level N1 of deformation (bed 2C, Figure 6-6) is not located at the interface with underlying bed 2A. It is separated by the undeformed bed 2B of the same nature as the deformed bed 2C.

Moreover, the primary orientation of structures in both levels is clearly different. It is more likely that both deformation levels corresponding to beds 2C and 2E at Lilstock are the result of two separate deformation events, respectively N1 and N2. The first event N1 occurred after the deposition of the bed 2C and before the deposition of the bed 2D, the second event N2 took place after the deposition of the bed 2E and before the formation of the dykes, which intersect the folds.

Thus, the deformation occured only at the water-sediment interface during the liqufaction, on the first 20 to 40 centimetres.

In the other three sections, it is not possible to distinguish two distinct disturbed levels. At St Audries Bay, St Mary's well Bay and Lavernock Point, deformations are systematically located below the level of polygonal dykes and the fold directions are NE-SW as in the bed 2E at Lilstock (Figure 6-6). These four levels of deformation can be attached to the event N2. however at Lavernock point, the thickness of the disturbed interval is greater than at any other localities. Two distinct fold directions are apparent. The second orientation corresponds to the previous level N2

and the major direction NNE-SSW corresponds to the trend of the N1 level seen at Lilstock. It is likely that both events were also recorded at Lavernock Point.

• South Devon and Dorset

On

II.4.3.c Control of lithology on thickness of deformed level

Thickness of the disturbed layer varies at each locality, from 20 centimetres at Lilstock Bay (N1), 40 centimetres at St Audries Bay (N2), to 4,5 metres at Larne outcrop. The thickness of the destructured level is probably dependent on the duration of the liquefaction and therefore on the magnitude of the earthquake. However, the earthquakes at the origin of these deformations probably originated from the same tectonic phase, therefore with equivalent magnitudes, specifically >5 to produce liquefaction [START_REF] Ambraseys | Liquefaction of soils induced by earthquakes[END_REF][START_REF] Wang | Hydrologic responses to earthquakes and a general metric[END_REF]. The duration of the earthquakes and the magnitude depend on the length of the fault [START_REF] Madariaga | Les tremblements de terres[END_REF]. But, in the case of Northern Ireland, the Triassic faults at the origin of the SSDs in the Larne Basin are smaller than the faults at the origin of the SSDs in the Bristol Chanel.

The sediments of Northern Ireland have alternations thicker and more sandy than sediments wich were deposited around the Bristol Channel Basin. The greater susceptibility of sandy materials to liquefaction may be at the origin of the increase in the size of the folds [START_REF] Obermeier | Use of liquefaction-induced features for paleoseismic analysis -An overview of how seismic liquefaction features can be distinguished from other features and how their regional distribution and properties of source sediment can be used to infer the locat[END_REF] and the higher deformed level thicknesses. Usual thicknesses of liquidized levels reported in the literature [START_REF] Allen | The possible mechanics of convolute lamination in gradded sand beds[END_REF][START_REF] Greb | Soft-sediment deformation produced by tides in a meizoseismic area, Turnagain Arm, Alaska[END_REF][START_REF] Ken-Tor | High-resolution geological record of historic earthquakes in the Dead Sea basin[END_REF][START_REF] Plaziat | Les différents mécanismes à l'origine de la diversité des séismites , leur identification dans le Pliocène du Saïs de Fès et de Meknès (Maroc) et leur signification tectonique[END_REF] range from a few centimetres to 1 metre. However, in wiew of the very large thicknesses, it is unlikely that all deformed sediments in Northern Ireland are the result of a single more intense seismic event but rather a succession of events closer in time.

In the case where the deformation is localized in specific levels of the sedimentary pile, the thickness of the liquified level corresponds to the thickness of the gravitationnal deposits as is the case in the South of England.

II.4.3.d Control of lithology on type of structure

The fine alternations of clay and silt from Severn Estuary Area and Northern Ireland formed a succession of isoclinal and recumbent folds. The sames objects were observed in different localities and similar environements, such as lacustrine or tidal deposits [START_REF] Alfaro | Structures sédimentaires de déformation interprétées comme séismites dans le Quaternaire du bassin du Bas Segura ( Cordillère bétique orientale )[END_REF][START_REF] Ken-Tor | High-resolution geological record of historic earthquakes in the Dead Sea basin[END_REF][START_REF] Rymer | south-central Alaska[END_REF]). In the case of high-magnitude earthquakes (>6), the extended duration of the liquefaction phase may lead to the homogenization of the alternations, thus forming a mixed unit [START_REF] Rodríguez-Pascua | Soft-sediment deformation structures interpreted as seismites in lacustrine sediments of the Prebetic Zone, SE Spain, and their potential use as indicators of earthquake magnitudes during the Late Miocene[END_REF]. This state is not observed in the SSDs of Triassic-Jurassic boundary in the British Isles. Thus, the magnitude of seismic events are probably between 5 and 6 during the deposition of the Penarth Group.

The fine limestones of the White Lias in the South of Devon and Dorset were brecciated and homogenized without conservation of the initial structure or with partial conservation during the liquefaction. [START_REF] Pope | Late Middle to Late Ordovician seismites of Kentucky, southwest Ohio and Virginia: Sedimentary recorders of earthquakes in the Appalachian basin[END_REF] observed similar deformations in calcareous sediments.

The alternations of silt, sand and clay are deformed in soft and cohesive way probably due to the presence of clay. On the other hand, the limestones are firstly brecciated and then liquefied.

They appear to be more indurated than other materials at the time of the liquidization. The deformed bed 5B was not at the sediment surface at the time of liquefaction and may therefore be more indurated than the sediments of the Severn Estuary and Northern Ireland in the watersediment interface. However, the levels 3C and 3D at Pinhay Bay seem to be deformed at the water-sediment interface as the faults do not cross the overlying beds. Here too, the limestone is brecciated and seems more indurated. The induration rates of the different sediments also lead to variations in deformation. When the sediment induration increases, the shear strength of the level is more important. In the case of calcareous, depth induration rates increase clearly more rapidly than for marls and even more than for sands [START_REF] Kenter | A comparison of shear strength in calcareous and siliciclastic marine sediments[END_REF]. The final deformation produced for the same magnitude and depth will therefore be different for each facies.

II.4.3.e Recording events at the UK scale: Strain conditions

The directions of deformations are homogeneous for each disturbed level. One major trend emerges clearly for each of these locations, and always corresponds to the direction of a local fault (Figure 6-10). In Northern Ireland, the major NW-SE direction observed at Larne is relatively similar to the trend of permo-triasic basin bounding faults which have a NNW-SSE trending [START_REF] Ruffell | The control of sedimentary facies by climate during phases of crustal extension: Examples from the Triassic of onshore and offshore England and Northern Ireland[END_REF]. The second orientation , well developped at the top of the disturbed level is equivalent to the ENE-WSW trending Caledonian faults trending [START_REF] Holdsworth | Geological Framework of Britain and Ireland[END_REF].

In the Severn Estuary area, any fault with the NE-SW orientation bounded the Bristol Channel Basin. However, the major direction NE-SW is similar to the general orientation of the Cardigan Bay and Caernarfon basins at the NW of the Bristol chanel [START_REF] Dobson | Stratigraphy and inversion tectonics in the St. Georges Channel area off SW Wales[END_REF][START_REF] Tappin | The geology of Cardigan Bay and the Bristol channel[END_REF].

These basins are bordered by NE-SW Caledonian faults that were reactivated during the first opening during Permian and Triassic times, such as the Bala fault or Menai straits fault zone [START_REF] Coward | Structural and tectonic setting of the Permo-Triassic basins of northwest Europe[END_REF][START_REF] Dobson | Stratigraphy and inversion tectonics in the St. Georges Channel area off SW Wales[END_REF][START_REF] Tappin | The geology of Cardigan Bay and the Bristol channel[END_REF]. The known extension direction NE-SW of the Bristol Channel basin defined by structural analysis during the Triassic times [START_REF] Nemcok | Structural analysis of the inverted Bristol Channel Basin: implications for the geometry and timing of fracture porosity[END_REF] is not recorded in the soft sediment deformation. The records of the fault activity by SSDs in the Bristol Channel Basin are in agreement with the Triassic thickness maps of the British Isles.

The Bristol Channel seems very little subsident at the end of the Triassic and is more active during the Early Jurassic [START_REF] Whittaker | Isopachytes for the Mercia Mudstone Group plus Penarth Group[END_REF]. However, the Cardigan and Caenarfon Basins show thicknesses of Triassic deposits which indicate a strong subsidence [START_REF] Whittaker | Isopachytes for the Mercia Mudstone Group plus Penarth Group[END_REF]. They must be bordered by very active faults during this period. Moreover, their great lengths are consistant with the initiation of important earthquakes.

The N-S orientation registered in all structures in the South of England does not match with the opening direction E-W of the Wessex Basin from Permian [START_REF] Hawkes | The tectono-stratigraphic development and exploration history of the Weald and Wessex basins, Southern England, UK[END_REF]. The single N-S large plurikilometric structure is the Worcester Graben, borderd by inherited Variscan normal faults [START_REF] Holdsworth | Geological Framework of Britain and Ireland[END_REF], but this basin shows a low subsidence during the end of the Trias [START_REF] Whittaker | Isopachytes for the Mercia Mudstone Group plus Penarth Group[END_REF].

If we assume that the orientation defined for each outcrop characterizes a local "state of stress" applied by fault(s) activity, is it possible to compare the directions between outcrops and to propose a correlation and a timeline of different destabilization events across the United Kingdom. The N-S to NNE-SSW orientation described in bed 5B (event P4) at Pinhay Bay corresponds to the orientation of the deformations of the first event N1 that affected Lilstock (Figure 6-10 ). It is therefore possible to relate these two levels of deformation to a single event . At Lavernock, we also note the occurrence of this NNE-SSW orientation. The occurrence of a similar direction indicates that this event (N1 at Lilstock and P4 at Pinhay Bay) also affected the base of the Cotham Member at Lavernock Point. The event P2 that affected the South of Devon and Dorset before the event P4 is therefore the first event of the series in the deformation calendar. The second event N2, which affected the Lilstock deposits a with NE-SW direction corresponds to the one that also affected the sites of Lavernock Point and Saint Audrie's Bay where there is a similar orientation. Figure 6-11 summarizes the chronology of the various events and integrates the two major gravitational events observed on the South of England.

In the case of the Larne outcrop, the NW-SE orientation does not match with the directions observed in England and it is not possible to correlate it without further information.

II.4.3.f Local earthquakes as a probable trigger and regional implications

The destabilization levels studied in the United Kingdom combine several criteria defined previously by [START_REF] Owen | Identifying triggers for liquefaction-induced soft-sediment deformation in sands[END_REF] and [START_REF] Wheeler | Distinguishing seismic from nonseismic soft-sediment structures: Criteria from seismic-hazard analysis[END_REF] of a seismic origin: (1) large extent area, (2) lateral continuity along the outcrops, and (3) similar structures of actual liquefaction products. We have also shown that the deformation structures have very well constrained orientations, parallel to know faults, and regardless of the deformation type observed. All these observations support a seismic cause as the origin of the liquidization and the formation of disturbed levels. [START_REF] Simms | Uniquely extensive soft-sediment deformation in the Rhaetian of the UK: Evidence for earthquake or impact? Palaeogeogr[END_REF][START_REF] Simms | Uniquely extensive seismite from the latest Triassic of the United Kingdom : Evidence for bolide impact ?[END_REF] proposed that these deformations are the result of a single seismic event due to a meteorite impact. But our results have allowed definition of at least 3 seismics events that caused liquefaction at the scale of the United Kingdom, which is not compatible with a single meteoritic impact. We propose that the liquidization and deformation of Penarth Group deposits was due to the activity of local faults during or shortly after sediment deposition, as suggested by [START_REF] Mayall | An earthquake origin for synsedimentary deformation in a late Triassic ( Rhaetian ) lagoonal sequence , southwest Britain Sedimentary Deformation Desiccation Cracks[END_REF].

To achieve liquefaction, the magnitude of earthquakes must be greater than 5 [START_REF] Ambraseys | Liquefaction of soils induced by earthquakes[END_REF][START_REF] Wang | Hydrologic responses to earthquakes and a general metric[END_REF]. Numerous earthquakes of magnitude 5 to 7 have already been described in tectonically active areas of extension, such as the Corinth-Patras rift (Albini et al., 2017;[START_REF] Doutsos | Geometry and kinematics of active faults and their seismotectonic significance in the western Corinth-Patras rift (Greece)[END_REF] and may be characteristic of the region during the Triassic-Jurassic transition. However, most of these earthquakes have magnitudes of less than 5, as is the case in the African Rift [START_REF] Lindenfeld | Seismicity from February 2006 to September 2007 at the Rwenzori Mountains, East African Rift: Earthquake distribution, magnitudes and source mechanisms[END_REF] and limits the number of earthquakes registered in by resulting Soft Sediment Deformation. In the rock records, only the most important events are recorded. The main normal fault direction NW-SE, which corresponds to the formation of the Bristol channel basin recorded in the Triassic deposits of the Severn Estuary area [START_REF] Nemcok | Structural analysis of the inverted Bristol Channel Basin: implications for the geometry and timing of fracture porosity[END_REF] is not recorded in the studied disturbed levels. It is therefore likely that the earthquakes associated with the opening of the Bristol Channel Basin may have been too weak to be recorded. Conversely, tectonic activity in the Cardigan Bay, Saint Georges Chanel and North Celtic Sea basins were probably more intense at this period. In Devon, seismic activity in relation to the opening of the N-S Worcester Graben appears to control earthquakes events causing SSDs.

However, the tectonic activity due to the N-S orientation in the Wessex Basin seems to be less important during the deposition of the White Lias in the South Devon Coast.

According to [START_REF] Obermeier | Use of liquefaction-induced features for paleoseismic analysis -An overview of how seismic liquefaction features can be distinguished from other features and how their regional distribution and properties of source sediment can be used to infer the locat[END_REF], a magnitude 7 earthquake can liquify sediments up to 150 km away from the epicentre. The distance between the Larne outcrop and the Severn Estuary is over 450 km. The event(s) that produced SSDs in Northern Ireland cannot be the same earthquake affecting the Bristol Channel Basin. This supports the fact that local faults are at the origin of earthquakes during the Triassic-Jurassic transition and trigger the SSD pattern observed in this study. The structures orientation in each level varies rapidly and shows that many faults of various directions were then active. There is no principal state of stress common to the entire region. On the contrary, basins of different directions were active at the same time and were bordered by faults inherited from the Caledonian and Variscan orogeny.

II.4.4. Conclusion

The

III. Informations complémentaires

III.1. Directions des structures en carotte : Utilisation du CT-Scan

Les carottes sédimentaires du Geological Survey of Northern Ireland sont, comme à Larne, affectées par de nombreuses déformations souples sur la quasi-totalité du Cotham Member inférieur. Leur bon état de conservation a permis le prélèvement de deux échantillons de 30 cm de long dans la carotte C2 où les plis sont particulièrement bien visibles (Figure 6-12A). Afin d'en extraire des données directionnelles et de comprendre la structure interne, nous avons passé ces carottes en tomographie axiale à rayon X9 (CT-SCAN).

III.2. Directions des grandes failles en Irlande du Nord

Les

IV.2. Distribution directionnelle des dykes clastiques

Les rosaces de distribution directionnelle des dykes observées sur les affleurements de Larne très rapide [START_REF] Hesselbo | Sea-level change and facies development across potential Triassic -Jurassic boundary horizons , SW Britain[END_REF][START_REF] Hesselbo | Terrestrial and marine extinction at the Triassic-Jurassic boundary synchronized with major carbon-cycle perturbation: A link to initiation of massive volcanism?[END_REF][START_REF] Mayall | An earthquake origin for synsedimentary deformation in a late Triassic ( Rhaetian ) lagoonal sequence , southwest Britain Sedimentary Deformation Desiccation Cracks[END_REF][START_REF] Simms | Uniquely extensive soft-sediment deformation in the Rhaetian of the UK: Evidence for earthquake or impact? Palaeogeogr[END_REF][START_REF] Simms | Uniquely extensive seismite from the latest Triassic of the United Kingdom : Evidence for bolide impact ?[END_REF]. [START_REF] Gallois | LITHOSTRATIGRAPHY OF THE PENARTH GROUP (LATE TRIASSIC) OF THE SEVERN ESTUARY AREA[END_REF]

I. Structure de la chaine Bético-Rifaine

I.1. Evolution géodynamique de la Méditerranée occidentale

Les cordillères Bétiques espagnoles et le Rif marocain constituent la partie terminale ouest de la chaine Alpine. Ces deux grands domaines se rejoignent à l'ouest, formant ainsi l'arc de Gibraltar 2, Dewey, 1988;Platt et Vissers, 1989;Seber et al., 1996). Les données récentes de géophysique (Calvert et al., 2000;Grimison et Chen, 1986;Seber et al., 1996)

I.2. Les zones externes des Cordillères Bétiques

Les zones externes des Cordillères Bétiques affleurent sur la partie nord de la chaîne et • La zone subbétique correspond aux dépôts profonds et pélagiques.

La limite Domérien-Callovien, âge de l'épisode extensif majeur interprété comme la phase principale de rifting téthysien au début du Jurassique, marque la limite entre ces deux unités externes. Commence alors un remplissage du bassin par des faciès de dépôts profonds.

I.3. Les zones internes des cordillères Bétiques

Les zones internes sont localisées sur la partie Sud des cordillères Bétiques (Figure 7 • Le complexe Malaguide (Blumenthal, 1927) affleure principalement à l'ouest de la chaîne et entre les zones internes et externes où il est très mal préservé (Vissers et al., 1995). Cette unité est constituée de sédiments d'âge Paléozoïque (schistes Silurien) à Crétacé (Lonergan, 1991).

Il s'agit d'une unité très peu voire non métamorphisée où les températures n'ont pas dépassé les 200°C (Johnson et al., 1997;Lonergan et Platt, 1995;Nieto et al., 1994).

• Le complexe Alpujarride (Van Bemmelen, 1927) 1985). L'assemblage minéralogique de la plupart des unités Alpujarride indique un métamorphisme HP-BT dans le domaine des schistes bleus (Azañón et al., 1994;Azanon et Crespo-Blanc, 2000;Balanyia et al., 1997;Goffe et al., 1989;Tubia et Cuevas, 1992).

• Le second épisode de subsidence, dont les dépôts sont datés de la limite Serravalien-Tortonien (Briend et al., 1990;Kleverlaan, 1989;Montenat et Ott d'Estevou, 1999[START_REF] Nemec | Aspects of sediment movement on steep delta slopes[END_REF]Pascual Molina, 1997;Sanz de Galdeano et Vera, 1992;Vissers et al., 1995;Weijermars, 1985), entraine la majeure partie du remplissage des bassins (Sanz de Galdeano et Vera, 1992;Vissers et al., 1995). La subsidence se poursuit durant le Tortonien avec le dépôt de turbidites caractéristiques de faciès profond. Les mécanismes d'ouverture qui sont à l'origine de la formation de ces bassins néogènes sont encore très discutés entre plusieurs auteurs. Deux modèles principaux sont développés pour expliquer cette subsidence importante :

II. Caractéristiques des bassins néogènes

II.1. Genèse des bassins néogènes

( (2) Le second modèle propose que l'ouverture de ces bassins soit liée au fonctionnement de la zone de détachement des Filabres précédemment évoquée (Garcia-Duenas et al., 1992;Jabaloy et al., 1993;Mora, 1993;Pascual Molina, 1997;Vissers et al., 1995). Augier ( 2004

II.2. Exhumation des dômes métamorphiques

Les Bétiques orientales sont affectées par une extension tardi-orogénique importante qui est à l'origine de l'exhumation des dômes métamorphiques tels que Sierra de Los Filabres, la Sierra Nevada, la Sierra de Gador ou encore la Sierra Alhamilla. Ces dômes structurent les zones internes (1) Le premier épisode d'exhumation appelé Contraviesa est contraint par le plan de détachement du même nom qui correspond à la limite entre les unités Malaguide et Alpujarride (Crespo-Blanc, 1995;Crespo-Blanc et al., 1994). Cet évènement extensif de direction N-S intervient à la limite Burdigalien-Langhien. La direction de transport de l'unité supérieure se fait en direction du nord (Azanon et Crespo-Blanc, 2000;Crespo-Blanc et al., 1994).

(2) Le second épisode d'exhumation nommé Filabres d'âge Serravalien fait intervenir le plan de détachement des Filabres, qui sépare les unités Alpujarride et Nevado-Filabride (Garcia-Duenas et al., 1992;Jabaloy et al., 1993;Martinez-Martinez et Soto, 2002). Ce système d'extension E-W indique une direction de transport de l'unité supérieure vers l'ouest. Les études structurales et cinématiques menées sur le complexe Nevado Filabride au sein des dômes métamorphiques de la Sierra de Los Filabres et de la Sierra Alhamilla ont permis de mieux contraindre le calendrier des déformations associées (Augier, 2004;Augier et Jolivet, 2005;Jabaloy et al., 1993).

• La première phase de déformation ductile D1 correspond à l'enregistrement des premiers stades de raccourcissement et d'épaississement de la chaîne sous des conditions de HP-BT (Augier, 2004;Augier et Jolivet, 2005;Bakker, 1989;Gomez-Pugnaire et Fernandez-Soler, 1987;Jabaloy et al., 1993).

• Apatites (Johnson et al., 1997;Meijninger et Vissers, 2006;Vazquez et al., 2011). L'exhumation finale de la Sierra de Los Filabres et de la Sierra Alhamilla est donc synchrone du début du remplissage des bassins néogènes, estimé à 11,2 Ma par l'analyse des courbes de subsidence dans les bassins de Huercal-Overa et Tabernas (Augier, 2004). Cela coïncide avec les premiers apports clastiques du complexe Nevado Filabride que l'on retrouve dans les dépôts conglomératiques rouges à la base de la série Tortonien-Messinien, qui constituent la majeure partie du remplissage du bassin de Tabernas (Briend et al., 1990;Kleverlaan, 1989;Poisson et al., 1999).

II.3. Série sédimentaire néogène du bassin de Tabernas

Le (1990).

II.3.1. Burdigalien-Langhien

Les dépôts correspondant à la première phase majeure de subsidence du bassin sont quasi inexistants au sein du bassin de Tabernas. Des reliques de cet épisode de transgression du Néogène ancien sont observables au-dessus du complexe Alpujarride sur l'extrémité ouest de la Sierra Alhamilla (Weijermars et al., 1985). Il s'agit de conglomérats basals et de grès recouverts par des dolomites et calcaires conglomératiques qui contiennent de nombreux clastes provenant exclusivement des complexes Malaguide et Alpujarride (Montenat et Ott d'Estevou, 1990;Weijermars, 1985).

II.3.2. Serravalien -Tortonien

Les dépôts du Néogène récent dans les bassins de Tabernas et de Sorbas datent du Serravalien moyen au Pliocène et sont déposés en discordance sur les sédiments Burdigalien-Langhien. Ils sont caractérisés par la présence de trois cycles transgressifs : Serravalien-Tortonien, Miocène et Pliocène (Braga et al., 2003;Weijermars et al., 1985). La majorité de la séquence sédimentaire qui affleure dans le bassin de Tabernas date du Serravalien terminal et du Tortonien.

Les premiers dépôts, datés à 11. complexe Nevado Filabride qui affleure au nord (Kleverlaan, 1989[START_REF] Kleverlaan | Gordo Magabed: A possible seismite in a Tortonian submarine fan, Tabernas Basin, Province Almeria, Southeast Spain[END_REF]Montenat et Ott d'Estevou, 1990). Le niveau le plus important se nomme le Gordo Megabed. La microfaune présente dans les marnes pélagiques supérieures permet d'estimer la bathymétrie autour de 600 mètres et de dater les événements gravitaires majeurs qui affectent le bassin au Tortonien supérieur (Montenat et Ott d'Estevou, 1990). (1) Le Messinien pré-évaporitique correspond à des marnes pélagiques nommées Abad Marls.

Elles possèdent une épaisseur d'environ 120 mètres et la faune benthique indique une profondeur de la colonne d'eau de l'ordre de 200 à 300 mètres (Troelstra et al., 1980). Des récifs se mettent en place par la suite sur les bordures nord et sud du Bassin de Sorbas (Montenat et Ott d'Estevou, 1990).

(2) Le Messinien évaporitique est marqué par une régression majeure où le dépôt de gypses, jusqu'à 130 mètres d'épaisseur, est intercalé avec des niveaux de marnes, de calcaires et de laminites (Montenat et Ott d'Estevou, 1990;Weijermars et al., 1985) déposés durant la crise de salinité Messinienne. Cette unité se nomme le Yesares Member.

( Estevou, 1990;Weijermars et al., 1985).

II.4. Enregistrement de la déformation dans les bassins néogènes

II.4.1. Enregistrement tectonique

II.4.1.a Enregistrement de l'extension dans les bassins néogènes

Les premiers remplissages du bassin de Tabernas par les conglomérats rouges de base sont datés à 11,2 Ma. Ils coïncident avec les dernières phases d'exhumation du Complexe Nevado

Filabride au sein de la Sierra de Los Filabres datées aux alentours de 12 Ma à partir des traces de fission sur zircon et apatites (Augier, 2004;Johnson et al., 1997;Monié et al., 1991). Ces observations vont en faveur d'un modèle de formation des bassins néogènes intra montagneux lié à l'exhumation des dômes métamorphiques (Augier, 2004;Augier et Jolivet, 2005). L'étude Kleverlaan, 1989;Montenat et Ott d'Estevou, 1999[START_REF] Nemec | Aspects of sediment movement on steep delta slopes[END_REF]Pascual Molina, 1997;Poisson et al., 1999).

II.4.1.b Inversion fin-Tortonien

À la suite de la phase d'exhumation des dômes métamorphiques, les bassins néogènes et plus généralement la région occidentale des cordillères Bétiques est reprise en compression selon une direction N-S à NW-SE (Weijermars et al., 1985). Cette inversion entraîne un soulèvement généralisé et amplifie la forme des dômes en particulier celui de la Sierra Alhamilla pour donner le relief actuel à partir de 8 Ma (Braga et al., 2003) voir 7,2 Ma (Pedrera et al., 2015).

La sierra Alhamilla vient chevaucher les bassins de Sorbas et Tabernas en direction du nord et provoque la déformation des dépôts du Tortonien supérieur de la bordure sud des bassins de Tabernas et Sorbas qui sont localement verticalisés voire inversés (Kleverlaan, 1989;Pascual Molina, 1997;Weijermars et al., 1985) sous les niveaux Messinien inférieurs horizontaux discordants (Figure 7-13 et Figure 7-14B, Montenat et Ott d' Estevou, 1990;Pascual Molina, 1997;Poisson et al., 1999). Les séries du bassin de Huercal-Overa, situées au nord de la Sierra de Los Filabres, sont moins affectées par cette inversion, ce qui témoigne de la présence du grand chevauchement aveugle plus au sud, sous la Sierra Alhamilla (Figure 7-14B, Augier, 2004).

L'inversion entraine la perte de la structure initiale de la bordure sud des bassins. Une partie des failles normales néoformées lors des deux épisodes extensifs D1 et D2 sont reprises en décrochement et sont verticalisées (Augier, 2004;Do Couto, 2014;Do Couto et al., 2014;Weijermars et al., 1985) tandis que des chevauchements plus localisés affectent l'intérieur du bassin notamment au niveau de la ride de Tabernas, formant ainsi des plis de direction E-W (Figure 7-14A). Haughton (2000) interprète également le plan de chevauchement sous la Sierra Alhamilla comme un décrochement senestre.

Les courbes de subsidences estimées dans les bassins de Huercal Overa et Tabernas ((Augier, 2004) De nombreux auteurs associent ce raccourcissement avec le déclenchement des écoulements de type débris flows à l'origine de la présence des Megabeds qui s'intercalent dans les turbidites du Tortonien terminal (Briend et al., 1990;Kleverlaan, 1989[START_REF] Kleverlaan | Gordo Magabed: A possible seismite in a Tortonian submarine fan, Tabernas Basin, Province Almeria, Southeast Spain[END_REF]Pascual Molina, 1997;Poisson et al., 1999). Les dépôts messiniens, peu présents dans le bassin de Tabernas, sont discordants sur les turbidites tortoniennes dans le bassin de Sorbas et sont très peu affectés par la compression N-S traduisant une période plus calme jusqu'au Plio-Pleistocène (Pascual Molina, 1997;Poisson et al., 1999).

II.4.2. Directions d'écoulements dans le bassin de Tabernas

Les études de paléocourants réalisées dans le bassin de Tabernas (Augier, 2004;Haughton, 2000Haughton, , 1994;;Montenat et Ott d'Estevou, 1990;Weijermars et al., 1985) indiquent une direction de Kleverlaan et al. 1989 ;Ott d'Estevou et Montenat, 1990et Pascual-Molina, 1997. Les stéréodiagrammes représentent les paléocourants mesurés par Augier ( 2004) dans les conglomérats de base, en rouge et gris et dans les turbidites et marnes, en jaune. Les grandes unités en pointillés correspondent aux principaux systèmes turbiditiques du bassin ; 1 et 2 : Système de Tabernas (Kleverlaan, 1989) ; 3 : Système de Lanujar (Loi, 2015, M2 (UPMC/Total)) ; 4 : Chenal Solitario (Haughton, 2000;Kleverlaan, 1989). Modifié d'après Augier ( 2004).

Les mesures de paléocourants dans les dépôts turbiditiques du Tortonien supérieur montrent des directions orthogonales à celles précédemment décrites. Les dépôts du Tortonien supérieur et Messinien inférieur au centre du bassin sont repris par des courants de fond longitudinaux importants en direction du bassin de Sorbas à l'est et vers Almeria à l'ouest. Ces changements de directions sont le résultat de la réorganisation du fond du bassin lors de phase de compression fin tortonienne et la formation du relief de la Sierra Alhamilla à partir de 8 Ma (Figure 7-15, Augier, 2004;Montenat et Ott d'Estevou, 1990). Les mêmes observations ont été faites dans le bassin de Huercal-Overa, au nord de la Sierra de Los Filabres (Augier, 2004).

II.4.3. Déformations gravitaires majeures

II.4.3.a Succession d'événements

Les dépôts du Tortonien supérieur dans le bassin de Tabernas montrent la présence de nombreux niveaux pluri-métriques d'unités slumpées et de débris flows contenant des clastes de socle et des morceaux de bancs turbiditiques transportés dans une matrice sablo-argileuse. Ces dépôts en masse sont le résultat de mouvements gravitaires majeurs qui transportent des clastes parfois de taille métrique de quartzite et schiste sombre provenant de la bordure nord du bassin.

Ces niveaux particulièrement épais sont appelés Megabeds et se répètent tout au long de la série du Tortonien moyen au Tortonien terminal et s'observent dans tout le bassin de Tabernas (Montenat, 1990). Des niveaux similaires de fin débris flows ont également été décrit dans les bassins limitrophes comme dans la série du bassin de Huercal-Overa (Mora, 1993). La plupart de ces glissements ont été décrit avec des sens d'écoulement vers le sud d'après la répartition de la taille des grains, qui diminue en direction du sud (Montenat, 1990). En revanche, à l'exception du Gordo Megabed qui représente le glissement majeur du bassin, aucun de ces écoulements en masse n'a été réellement cartographié et daté les uns par rapport aux autres dans le cas où il s'agit d'évènements différents.

Le caractère répétitif de ces évènements, la quantité de matériel qu'ils transportent et leur âge approximatif fin Tortonien a amené de nombreux auteurs à les attribuer à des mouvements gravitaires de masse sous-marins déclenchés par des événements sismiques qui se produisent dans la région. En effet, la tectonique y est particulièrement active au Tortonien terminal durant la phase d'inversion du bassin (Kleverlaan, 1989[START_REF] Kleverlaan | Gordo Magabed: A possible seismite in a Tortonian submarine fan, Tabernas Basin, Province Almeria, Southeast Spain[END_REF]Montenat et Ott d'Estevou, 1990;Pascual Molina, 1997;Poisson et al., 1999).

II.4.3.b Le Gordo Megabed

Le Gordo Megabed est le plus gros des événements visibles dans la série sédimentaire du bassin. Il est également le plus étendu en termes de superficie puisqu'il a été cartographié sur plus de 11, 5 km de long (Figure 7-17A). Il affleure dans de nombreuses localités depuis le nord-est jusqu'au sud-ouest (Haughton, 2000;[START_REF] Kleverlaan | Gordo Magabed: A possible seismite in a Tortonian submarine fan, Tabernas Basin, Province Almeria, Southeast Spain[END_REF]. Son épaisseur moyenne est de 50 mètres et son volume total est approximativement de 6km 3 . Le Gordo Megabed est considéré comme l'un des plus anciens glissements des Megabeds [START_REF] Kleverlaan | Gordo Magabed: A possible seismite in a Tortonian submarine fan, Tabernas Basin, Province Almeria, Southeast Spain[END_REF] vers le sud au moment du glissement [START_REF] Kleverlaan | Gordo Magabed: A possible seismite in a Tortonian submarine fan, Tabernas Basin, Province Almeria, Southeast Spain[END_REF]. [START_REF] Kleverlaan | Gordo Magabed: A possible seismite in a Tortonian submarine fan, Tabernas Basin, Province Almeria, Southeast Spain[END_REF]) et Hodgson (2002) ont étudié la structure interne du Gordo Megabed et le divisent en 3 unités principales superposées (Figure 7-16B): 2002). Cette unité est interprétée comme le dépôt d'un nuage de particules en suspension engendré par le passage du débris flow. La présence de ce niveau très épais sur la quasitotalité du Gordo ne correspond pas aux modèles de dépôts des turbidites de toit Cogénétiques décrites dans les débris flows [START_REF] Haughton | Linked " debrites in sand-rich turbidite systems -origin and significance[END_REF][START_REF] Talling | Can liquefied debris flows deposit clean sand over large areas of sea floor? Field evidence from the Marnoso-arenacea[END_REF]. Une première explication évoquée par [START_REF] Kleverlaan | Gordo Magabed: A possible seismite in a Tortonian submarine fan, Tabernas Basin, Province Almeria, Southeast Spain[END_REF] L'énorme volume de sédiments transportés, ainsi que les dimensions de ce glissement ont conduit les premiers auteurs à associer la formation de ce Megabed à une activité sismique intense. [START_REF] Kleverlaan | Gordo Magabed: A possible seismite in a Tortonian submarine fan, Tabernas Basin, Province Almeria, Southeast Spain[END_REF] explique la formation du Gordo par une déstabilisation de la pente nord du bassin de Tabernas qui se transforme en écoulement par désagrégation en direction du sud. Haughton (2000) conserve l'idée d'un événement sismique mais envisage la possibilité de déstabilisation d'un bloc basculé qui alimente directement le glissement. Enfin, Hodgson (2002) propose que l'initiation de ce débris flow corresponde au détachement d'un bloc limité par une grande faille normale d'orientation NNW-SSE en direction du SW avec les conglomérats rouges de base qui nourrissent la brèche du débris flow et une partie de la série turbiditique au-dessus qui est à l'origine des grands blocs pluri-métriques emportés (Figure 7-17).

Introduction

De nombreux événements gravitaires massifs ont été décrits dans les séries Tortoniennes du bassin de Tabernas, au coeur des cordillères Bétiques. La longueur pluri-kilométriques de ces systèmes et leur épaisseur pluri-métrique en fait des événements majeurs dont la fréquence augmente nettement à la fin du Tortonien. Ces grands transports en masse aussi nommés Mass

Transport Deposits peuvent également être apparentés à des Megabeds [START_REF] Kleverlaan | Gordo Magabed: A possible seismite in a Tortonian submarine fan, Tabernas Basin, Province Almeria, Southeast Spain[END_REF]Rupke, 1976) L'étude qui va suivre dans cette partie s'est intéressée à quatre de ces grands glissements de masse de taille décamétrique, qui ont été observés et décrits dans les dépôts de sables et de Ces quatre glissements été étudiés selon différents axes :

• Chaque glissement a fait l'objet d'une observation de détail afin d'aboutir à une cartographie globale et précise de chaque section étudiée présentée sous forme de panorama à déplier avec l'interprétation de l'affleurement et la photo brute du glissement. Cette étape indispensable a permis de comprendre la structure entre les différentes unités et l'agencement final « figé » de chaque glissement afin de réaliser par la suite des schémas évolutifs de la déformation en prenant en compte la notion de temps. Cette étude minutieuse a également permis de décrire les types de déformations observées dans chaque unité et de discuter des processus d'écoulement et de glissement mis en place lors de la déstabilisation.

• Les différentes unités qui composent chaque glissement ont été caractérisées suivant leur composition lithologique afin de préciser l'impact de cette dernière sur le style et le degré de déformation observée.

•

II.3. Proposition d'évolution et timing de la déformation à Las Alcubillas

La section de Las Alcubillas présente une succession de failles normales droites et listriques La chronologie entre ces failles est extrêmement difficile à déterminer. Dans la plupart des cas de glissements sous-marins et aériens, le phénomène de « rétrogressive failure » est le plus souvent mis en avant. La première faille à se former est celle qui se trouve en aval de la zone de détachement. Les failles suivantes se forment de plus en plus en amont et font ainsi reculer la zone de détachement [START_REF] Coleman | SUBMARINE LANDSLIDES IN THE MISSISSIPPI RIVER DELTA[END_REF][START_REF] Jenner | Lithofacies and origin of late Quaternary mass transport deposits in submarine canyons , central Scotian Slope , Canada[END_REF][START_REF] Sawyer | Retrogressive failures recorded in mass transport deposits in the Ursa Basin, Northern Gulf of Mexico[END_REF].

Le glissement de

III.2.2. Implications tridimensionnelles et évolution temporelle

La forme arrondie de l'affleurement du Tempestuoso permet, contrairement aux deux glissements précédents, de discuter de sa structure dans les trois dimensions de l'espace.

La section 1 de l'affleurement correspond à un glissement rotationnel qui affecte la série

III.3.3. Orientation des déformations

Les plans de failles ainsi que les axes de plis accessibles sur la section du Gordo Megabed L'orientation des failles normales dans la zone de bordure définie précédemment est similaire à celles des structures qui affectent les blocs, dans une logique générale de glissement vers le SW.

De plus, la continuité de la série turbiditique en place n'est pas déformée en remontant le canyon actuel vers le NE et aucune unité bréchique similaire à celles présentes dans la section étudiée du

Gordo n'a été observée. Ces deux points permettent de justifier que cette « zone de bordure » correspond à la zone principale d'initiation du glissement translationnel et non à une bordure latérale. La section étudiée correspond à la zone amont du Gordo Megabed dont la longueur totale mesure plusieurs dizaines de kilomètres [START_REF] Kleverlaan | Gordo Magabed: A possible seismite in a Tortonian submarine fan, Tabernas Basin, Province Almeria, Southeast Spain[END_REF].

Les espaces entre chaque bloc sont remplis par le dépôt d'un débris flow massif allochtone à la série en place (brèche 1). Ce dépôt peut être suivi depuis la section du Gordo Megabed étudié

Introduction

Les Mass Transport Deposits décrits dans les études sismiques sont généralement présentés selon un modèle simple qui considère trois zones : (1) une zone extensive en amont, (2) une zone translationnelle au centre et (3) une zone compressive en aval (Hampton et al., 1996;[START_REF] Prior | Depositional characteristcs of a submarine debris flow[END_REF] et al., 2011;[START_REF] Mulder | Discovery of an outcropping Mass Transport Deposit (MTD) in the Palaeogene subalpine synclines of southeastern France: Implications on flexural sub-basin deformation[END_REF]Perotti et al., 2012).

À partir des résultats obtenus, l'intégration des MTDs dans l'histoire tectonique du bassin de Tabernas et les causes des déstabilisations seront discutées dans la première partie. Il sera ainsi possible de mettre en avant l'intérêt de l'étude des déformations de surface et sub-surface sur la compréhension du fonctionnement général du bassin durant le Tortonien.

La caractérisation des quatre MTDs du bassin de Tabernas a permis d'apporter des éléments de compréhension sur les processus mis en jeu lors de la phase initiale de déstabilisation et sur la dynamique générale d'écoulement pendant les premières phases de déformation. Ces points seront discutés en partie II.

Enfin, la partie III s'intéresse à l'impact des différentes lithologies sur les déformations observées dans les glissements à différentes échelles. Strachan et Alsop, 2006;[START_REF] Woodcock | The use of slump structures as palaeoslope orientation estimators[END_REF]. [START_REF] Sobiesiak | Internal deformation and kinematic indicators within a tripartite mass transport deposit[END_REF] [8][9][10][11][12][13][14][15][16][17][18][19][20]. Les variabilités directionnelles sont directement liées à la forme curvilinéaire des plis contenus dans la brèche [START_REF] Alsop | Sedimentary and structural controls on seismogenic slumping within mass transport deposits from the Dead Sea Basin[END_REF][START_REF] Alsop | Seismogenic slump folds formed by gravity-driven tectonics down a negligible subaqueous slope[END_REF][START_REF] Farrell | Slump strain in the Tertiary of Cyprus and the Spanish Pyrenees. Definition of palaeoslopes and models of soft-sediment deformation[END_REF][START_REF] Lucente | Anatomy and emplacement mechanism of a large submarine slide within a miocene foredeep in the Northern Apennines, Italy: A field perspective[END_REF][START_REF] Ogata | The carbonate mass transport deposits of the Paleogene Friuli Basin (Italy/Slovenia): Internal anatomy and inferred genetic processes[END_REF]. Ces structures sont déformées et mises en rotation lors du transport dans un écoulement non homogène. La formation de cellules de convection secondaires, liée à la présence de blocs et aux variations du type d'écoulement durant le transport, est à l'origine de cette déformation multidirectionnelle des clastes non indurés (Sobiesiak et al., 2016a). Cela montre l'importance de multiplier les mesures sur un seul pli et sur l'affleurement général afin de mieux caractériser l'orientation majoritaire.

I. Intégration des

I.2.1. Les processus de glissements

Le glissement de Las Alcubillas est le plus simple en termes de structure et de compréhension.

Il correspond à la partie initiatique d'un grand glissement rotationnel subdivisé par plusieurs failles listriques, sur un plan de cisaillement parallèle à la stratification (Figure 9 Sorbas et bassin de Huercal-Overa ;Augier, 2004;Augier et al., 2013;Do Couto, 2014). Ces deux extensions sont telles que :

(1) une extension N130 à N150, D1, active durant la fin du Serravalien et le début du

Tortonien qui a été à l'origine de la formation des failles N040, et [START_REF] Mitchell | Triassic[END_REF]Braga et al., 2003;Comas et al., 1992;Do Couto, 2014;Do Couto et al., 2014;Jolivet et Faccenna, 2000;Pedrera et al., 2015, voir détail chapitre 7). L'étude structurale et directionnelle des glissements a pourtant permis de prouver que les grandes failles normales N150 sont encore actives durant la déstabilisation gravitaire, soit après 8 Ma. Deux scénarios sont alors envisageables : discordants (Do Couto, 2014;Do Couto et al., 2014;Weijermars et al., 1985), tout comme l'arrêt de la subsidence des bassins néogènes de la région (Augier, 2004). D'autres indices d'une inversion majeure et rapide au Tortonien supérieur, puis plus calme à partir du Messinien ont été décrits dans le domaine d'Alboran (Comas et al., 1992;Jolivet et Faccenna, 2000).

Hypothèse 2 : Fonctionnement des failles normales N150 pendant la phase d'inversion

En considérant que la phase de compression débute bien aux environs de 8Ma, la déstabilisation des matériaux intra-basinaux du bassin et des brèches stockées sur les bordures peut être mise en relation avec le début de cette période d'inversion qui affecte la région à cette époque, comme cela a déjà été suggéré précédemment (Briend et al., 1990;Kleverlaan, 1989[START_REF] Kleverlaan | Gordo Magabed: A possible seismite in a Tortonian submarine fan, Tabernas Basin, Province Almeria, Southeast Spain[END_REF]Pascual Molina, 1997;Poisson et al., 1999). Malgré la mise en place d'un grand chevauchement sous la Sierra Alhamilla, sur la bordure sud du bassin, et la formation de Augier, 2004;Augier et al., 2013;Cloetingh et al., 1992;Comas et al., 1992;Jolivet et Faccenna, 2000;Sanz de Galdeano et Vera, 1992;Weijermars et al., 1985).

Très peu de failles inverses ont été décrites dans le bassin de Tabernas. Seuls les grands accidents de direction E-W tels que le chevauchement de la Sierra Alhamilla et la faille inverse (1) Les variations eustatiques peuvent être à l'origine de glissements gravitaires majeurs [START_REF] Garziglia | Mass-transport deposits on the Rosetta province (NW Nile deep-sea turbidite system, Egyptian margin): Characteristics, distribution, and potential causal processes[END_REF][START_REF] Migeon | Morphology, distribution and origin of recent submarine landslides of the Ligurian Margin (North-western Mediterranean): Some insights into geohazard assessment[END_REF]. Les données disponibles dans le bassin de Tabernas ne mettent pas en avant de variations importantes du niveau marin entre 7,38 et 6,93 Ma, âge de l'ensemble des glissements qui ont pu être datés. Il ne s'agit donc pas du déclencheur de ces évènements.

( parfois kilométriques des blocs décrits dans les nombreuses études sismiques [START_REF] Alves | Submarine slide blocks and associated soft-sediment deformation in deep-water basins: A review[END_REF][START_REF] Alves | Geomorphologic features related to gravitational collapse: Submarine landsliding to lateral spreading on a Late Miocene-Quaternary slope (SE Crete, eastern Mediterranean)[END_REF][START_REF] Masson | Catastrophic collapse of the volcanic island of Hierro 15 ka ago and the history of landslides in the Canary Islands[END_REF][START_REF] Ogata | The carbonate mass transport deposits of the Paleogene Friuli Basin (Italy/Slovenia): Internal anatomy and inferred genetic processes[END_REF][START_REF] Sawyer | Retrogressive failures recorded in mass transport deposits in the Ursa Basin, Northern Gulf of Mexico[END_REF]. (2) La distance de glissement des blocs peut également jouer un rôle important dans la quantité de déformation interne. Cependant, dans le cas du MTD D et du Gordo Megabed, la distance de déplacement est relativement similaire rapportée à l'épaisseur du glissement, voire inférieure dans le MTD D. Ceci n'explique donc pas la différence de déformation entre les deux localités. De plus, les études sismiques ont montré que le transport de ces unités raftées peut se faire sur plusieurs dizaines de kilomètres tout en conservant des blocs de taille décamétrique peu déformés [START_REF] Fukuda | The origin and internal structures of submarine-slide deposits in a lower Pleistocene outer-fan succession in the Kazusa Forearc Basin On The Boso Peninsula of Japan[END_REF][START_REF] Gee | Triggering and Evolution of a Giant Submarine Landslide , Offshore Angola , Revealed by 3D Seismic Stratigraphy and geomorphology offshore Angola[END_REF][START_REF] Sawyer | Retrogressive failures recorded in mass transport deposits in the Ursa Basin, Northern Gulf of Mexico[END_REF]. Ce paramètre semble donc nettement moins majoritaire sur la quantité de déformations produites et il est intrinsèquement lié à la taille des blocs. Hampton et al. (1996) et al., 2005;[START_REF] Moscardelli | Mass-transport complexes and associated processes in the offshore area of Trinidad and Venezuela[END_REF][START_REF] Mulder | Gravity processes and deposits on continental slope, rise and abyssal plains, 1st ed, Developments in Sedimentology[END_REF][START_REF] Mulder | Discovery of an outcropping Mass Transport Deposit (MTD) in the Palaeogene subalpine synclines of southeastern France: Implications on flexural sub-basin deformation[END_REF]Mutti, 1992). La zone amont structurée par une ou plusieurs failles normales qui décale(nt) des blocs glissés sur des plans rotationnels listriques est analogue au stade de déformation observé à Las Alcubillas. [START_REF] Gardner | Humboldt Slide -a large shear-dominated retrogressive slope failure[END_REF]Prior et Coleman, 1978;[START_REF] Sawyer | Retrogressive failures recorded in mass transport deposits in the Ursa Basin, Northern Gulf of Mexico[END_REF].

II.2. Caractéristiques des débris flows

Les dépôts de débris flows ne possèdent pas de structure interne spécifique. Il s'agit d'écoulement en masse d'aspect cohésif dont le dépôt est caractérisé par des blocs de schiste et de quartzite de taille centimétriques à métrique et de clastes de turbidite plissés, le tout porté par une matrice argilo-silteuse à silo-sableuse. Les principales déformations sédimentaires souple observées sont celles produites par le plissement des morceaux de bancs de turbidites flottés, incorporés durant le glissement. Le même type de déformation, par plissement, de matériaux flottés non indurés de diverses natures a déjà été décrit [START_REF] Lucente | Anatomy and emplacement mechanism of a large submarine slide within a miocene foredeep in the Northern Apennines, Italy: A field perspective[END_REF][START_REF] Moscardelli | Mass-transport complexes and associated processes in the offshore area of Trinidad and Venezuela[END_REF][START_REF] Ogata | The carbonate mass transport deposits of the Paleogene Friuli Basin (Italy/Slovenia): Internal anatomy and inferred genetic processes[END_REF]Lorna. J. Strachan et Alsop, 2006).

La plupart des auteurs considèrent ce type d'écoulement comme laminaire, en masse [START_REF] Lowe | Sediment gravity flows; their classification and some problems of application to natural flows and deposits[END_REF][START_REF] Middleton | Sediment gravity flows[END_REF][START_REF] Moscardelli | Mass-transport complexes and associated processes in the offshore area of Trinidad and Venezuela[END_REF]Nardin et al., 1979). La présence des structures plissées par cisaillement simple est en accord avec ce type de modèle qui peut développer des zones de cisaillement horizontales à l'intérieur de l'écoulement. Or dans le cas des glissements de Tabernas, les plis possèdent des structures aléatoires avec des axes de plis curvilinéaires (bloc du Tempestuoso). Des systèmes de vortex ont également été observés dans la partie supérieure du Gordo Megabed. La mise en place de cellules de convection dans les débris flow pouvant expliquer la formation de ces plis particulier va à l'encontre d'un écoulement totalement laminaire [START_REF] Sobiesiak | Internal deformation and kinematic indicators within a tripartite mass transport deposit[END_REF]. L'incorporation régulière de matériaux sableux au sein du débris flow favorise la formation de ces systèmes par perte de cohésion. Les turbulences peuvent se développer dans des écoulement où la concentration d'argile qui apporte la cohésion est inférieure à 7% [START_REF] Talling | Can liquefied debris flows deposit clean sand over large areas of sea floor? Field evidence from the Marnoso-arenacea[END_REF]. Tous ces paramètres sont entièrement contrôlés par la lithologie du sédiment déstabilisé qui joue donc un rôle prépondérant dans le type de déformation finale et le taux de déstructuration.

II.3.

III.2. Localisation des plans de détachement

Il est difficile de discuter de l'impact de la lithologie dans la localisation du plan de détachement horizontal qui permet les glissements étant donné l'homogénéité des dépôts de marnes et de [START_REF] Hallam | The White Lias of the Devon coast[END_REF]. En revanche les déformations produites ultérieurement par liquéfaction lors des séismes ne montrent aucun transport. La déstructuration des bancs et l'injection le long des failles se produit sans déplacement latéral malgré une pente existante.

En Espagne, les MTDs sont des grands dépôts issus de déstabilisations gravitaires majeures qui suivent généralement la ligne de plus grande pente et sont transportés sur plusieurs mètres voire dizaines de kilomètres. Seules quelques déformations sans déplacement sont observées dans certaines localités comme à Las Alcubillas, le long des failles normales listriques qui recoupent l'affleurement.

Les critères qui permettent le déclenchement du transport vers l'aval après les phénomènes de liquidisation vont être discutés dans la suite de cette partie.

I.2. Critères de déclenchement de la déstabilisation gravitaire

Un des critères principaux divergeant entre les déformations du Royaume-Uni et de l'Espagne est la distance de transport sédimentaire (Figure 10

I.2.1. La Pente

C'est très logiquement le premier critère de contrôle qui vient à l'esprit pour discuter de la différence de quantité de transport. En effet, la valeur de la pente β joue un rôle important dans le calcul de la contrainte appliquée par le poids des sédiments sur le plan de rupture. Lorsque la pente β augmente, la force qui s'applique sur le plan de rupture est de plus en plus importante et la déstabilisation a plus de chance de se produire (voir chapitre 3-VI).

En Irlande du Nord et dans l'estuaire de la Severn, la caractérisation des niveaux déformés menée dans le chapitre 6 a permis de montrer que la déformation a été produite à l'interface eausédiment. Le double sens de déversement des plis indique que cette déformation n'est contrainte par aucune pente. Les sédiments marins peu profonds du Penarth Group sont donc déposés dans un environnement relativement plat où la pente semble extrêmement faible voire inexistante. Ce type de déformation sans transport et dont les structures sont indépendantes les unes des autres ont déjà été décrites dans des domaines tidaux [START_REF] Alfaro | Liquefaction and fluidization structures in Messinian storm deposits (Bajo Segura Basin, Betic Cordillera, southern Spain)[END_REF][START_REF] Greb | Soft-sediment deformation produced by tides in a meizoseismic area, Turnagain Arm, Alaska[END_REF]Nehyba, 2015;Põldsaar et Ainsaar, 2015) ou lacustres très peu profonds [START_REF] Ken-Tor | High-resolution geological record of historic earthquakes in the Dead Sea basin[END_REF][START_REF] Moretti | Recognition of trigger mechanisms for soft-sediment deformation in the Pleistocene lacustrine deposits of the SantʻArcangelo Basin (Southern Italy): Seismic shock vs. overloading[END_REF][START_REF] Rodríguez-Pascua | Soft-sediment deformation structures interpreted as seismites in lacustrine sediments of the Prebetic Zone, SE Spain, and their potential use as indicators of earthquake magnitudes during the Late Miocene[END_REF][START_REF] Rymer | south-central Alaska[END_REF].

En Espagne, la pente sur laquelle le Gordo Megabed a été transporté, a été estimée à partir d'échantillons prélevés à la base du MTD, mesure aux alentours de 6 degrés [START_REF] Kleverlaan | Gordo Magabed: A possible seismite in a Tortonian submarine fan, Tabernas Basin, Province Almeria, Southeast Spain[END_REF].

Cette valeur ne semble pas excessivement importante comparée à certaines déstabilisations gravitaires produites sur des pentes marquées supérieures à 15° décrites dans la littérature (Edgers et Karlsrud, 1982;[START_REF] Ruano | Mass transport processes in the southern Scotia Sea: Evidence of paleoearthquakes[END_REF][START_REF] Schnellmann | Prehistoric earthquake history revealed by lacustrine slump deposits[END_REF]. Cependant, de nombreux auteurs ont montré à partir d'études sismiques de glissements actuels, la possibilité de déclencher des grands glissements gravitaires transportés sur plusieurs dizaines voire centaine de kilomètres sur des pentes dont l'inclinaison varie entre 0,5 et 6° [START_REF] Alsop | Seismogenic slump folds formed by gravity-driven tectonics down a negligible subaqueous slope[END_REF]Edgers et Karlsrud, 1982;[START_REF] Johnson | Debris flow[END_REF][START_REF] Lewis | Slumping on a continental slope inclined at 1°-4°[END_REF]McGregor et al., 1993;Prior et Coleman, 1978). La limite basse de cet intervalle est donc très proche des valeurs de pentes probablement existantes en Irlande du Nord et dans l'Estuaire de la Severn.

Dans le Devon, la déstructuration des bancs produite par liquéfaction ne montre aucun déplacement latéral de matière. Pourtant, l'ensemble de la série, en particulier à la base, correspond à une succession de dépôts gravitaires chenalisants équivalent à des écoulements hyperconcentrés de direction N-S et à un niveau de slumps indiquant des sens de glissement vers l'est et l'ouest. La bordure nord du bassin du Wessex est marquée par des pentes principales N-S qui contrôlent l'écoulement des grands débris flows et des pentes secondaires E-W formées à la fin du White Lias qui contrôlent le sens de déstabilisation des slumps [START_REF] Hallam | The White Lias of the Devon coast[END_REF] et al., 1982;Demars et al., 1976;Poulos, 1983).

Ces paramètres peuvent donc influencer le déclenchement de la déstabilisation gravitaire du paquet situé au-dessus du banc liquéfié.

I.2.4. Magnitude et durée des séismes

La magnitude des séismes nécessaire pour permettre la liquidisation doit nécessairement être supérieure ou égale à 5 [START_REF] Ambraseys | Liquefaction of soils induced by earthquakes[END_REF][START_REF] Wang | Hydrologic responses to earthquakes and a general metric[END_REF]. De nombreux auteurs ont cherché à mettre en évidence l'augmentation de la taille des déformations, du degré de déformation ou encore de l'épaisseur des bancs déformés avec l'augmentation de la magnitude des évènements sismiques. Ces travaux seront plus discutés dans la partie suivante, cependant, l'augmentation de la magnitude peut être susceptible d'intervenir dans le déclenchement de déstabilisation avec transport vers le bas de la pente.

Les magnitudes estimées grâce à la superficie affectée par les déformations en Irlande du Nord et le type de failles en activité sont estimées au maximum entre 5 et 7 par analogie avec d'autres régions en extension (voir chapitre 6 (article), Albini et al., 2017;[START_REF] Doutsos | Geometry and kinematics of active faults and their seismotectonic significance in the western Corinth-Patras rift (Greece)[END_REF].

Dans le cas de l'Espagne, l'utilisation des courbes de corrélation entre distance de liquéfaction et magnitude est impossible sur des déstabilisations gravitaires locales. Les séismes actuels décrits dans la région, toujours en compression, possèdent des magnitudes maximales de 7 voire 8 (Buforn et al., 1995;Peláez Montilla et López Casado, 2002). La période du Tortonien terminal Megabed (Haughton, 2000;[START_REF] Kleverlaan | Gordo Magabed: A possible seismite in a Tortonian submarine fan, Tabernas Basin, Province Almeria, Southeast Spain[END_REF]. En Irlande du Nord et dans l'Estuaire de la Severn, l'épaisseur des niveaux déformés à l'interface eau-sédiment varient entre 0,20 mètres et 4,50 mètres. Au sud de l'Angleterre, les épaisseurs de sédiments présentes au-dessus du plan de décollement potentiel (placé à la base du niveau liquéfié) sont de 0,5 mètres et 3,5 mètres.

L'épaisseur sédimentaire déstabilisée en Espagne est nettement plus importante dans le cas des glissements les plus massifs. Cependant, l'épaisseur d'environ 3 mètres du MTD D est similaire à l'épaisseur sédimentaire présente au-dessus du plan de décollement potentiel formé lors de la liquéfaction à Pinhay Bay. La profondeur seule du niveau de décollement semble avoir peu d'impact.

Afin de discuter du poids réel qui s'applique sur le plan de rupture, il est nécessaire de prendre en compte la valeur de la masse volumique des différents sédiments marins dans le calcul d'équilibre des forces. Ces paramètres sont aujourd'hui malheureusement assez mal définis voire inexistant pour certains faciès peu étudiés dans les domaines de mécanique des sols. Les matériaux avec la masse volumique la plus élevée sont les sables tandis que les argiles possèdent des masses volumiques très inférieures. La détermination des paramètres des boues calcaires montre en revanche une grande lacune ce qui permet difficilement de discuter de l'impact réel de ce paramètre.

I.2.7. La Bathymétrie

Les profondeurs de l'interface eau-sédiments de chaque région sont difficilement estimables sans analyses des foraminifères benthiques présents, cependant, il est relativement simple de mettre en évidence la différence d'ordre de grandeur entre chaque localité. En Irlande du Nord et dans l'estuaire de la Severn, les dépôts sont caractéristiques de domaines tidaux et subissent l'action des vagues (rides de courant et de houle). La hauteur d'eau est donc tout au plus de quelques mètres. Dans le Devon et le Dorset, les sédiments du White Lias correspondent à des calcaires micritiques typiques de lagon restreint (Sandra Borderie, 2013 -M2 UPMC; [START_REF] Wignall | Sedimentology of the Triassic-Jurassic boundary beds in Pinhay Bay (Devon, SW England)[END_REF]. La profondeur des environnements similaires actuels est en moyenne de 30 à 50 mètres.

Dans le bassin de Tabernas, les MTDs déstabilisent les pentes principales du bassin à des paléoprofondeurs estimées jusqu'à environ 600 mètres pour le Gordo Megabed (Figure 10-4). Les différentes déstabilisations observées dans chaque localité sont initiées à des profondeurs différentes. Les variations d'épaisseur de la colonne d'eau au-dessus du sédiment jouent un rôle important dans la mise en place de phénomènes de mise en surpression de certains bancs. Le passage d'un tsunami (Le [START_REF] Roux | A Pliocene mega-tsunami deposit and associated features in the Ranquil Formation, southern Chile[END_REF][START_REF] Nanayama | Sedimentary differences between the 1993 Hokkaido-nansei-oki tsunami and the 1959 Miyakojima typhoon at Taisei, southwestern Hokkaido, northern Japan[END_REF][START_REF] Takashimizu | Depositional facies and sedimentary successions of earthquakeinduced tsunami deposits in Upper Pleistocene incised valley fills, central Japan[END_REF], l'impact des marées [START_REF] Greb | Soft-sediment deformation produced by tides in a meizoseismic area, Turnagain Arm, Alaska[END_REF] ou encore les variations eustatiques rapides [START_REF] Migeon | Morphology, distribution and origin of recent submarine landslides of the Ligurian Margin (North-western Mediterranean): Some insights into geohazard assessment[END_REF][START_REF] Weaver | Climatic control of turbidite deposition on the Madeira Abyssal Plain[END_REF]) sont à l'origine de liquidisation puis déformation du sédiment par ajout d'un poids supplémentaire. Il est donc probable que la pression induite par la colonne d'eau au-dessus des sédiments déstabilisés intervienne dans les phénomènes de déstabilisation même si elle ne semble pas être le critère principal.

Le poids de la colonne d'eau et la pression qu'elle induit sur le fond marin peut donc également intervenir dans la facilité à déclencher des évènements gravitaires massifs.

I.2.8. Bilan et association des séismes avec d'autres causes

Le déclenchement de déstabilisations gravitaires qui permettent de transporter du matériel sédimentaire de l'amont vers l'aval est permis par l'association de plusieurs paramètres favorables. La grande variété de sédiments, de géométrie des pentes, les contextes tectoniques variés et par conséquent les magnitudes des séismes et d'autres encore, font que tous ces paramètres peuvent varier indépendamment les uns des autres et fonctionner de manière contradictoire ou dans le même sens. [START_REF] Alsop | Seismogenic slump folds formed by gravity-driven tectonics down a negligible subaqueous slope[END_REF] proposaient que l'assemblage lithologique en sandwich puis la pente soient les deux critères les plus importants. La discussion précédemment menée à partir de plusieurs exemples dans différents environnements et contextes a permis de mettre en évidence que les paramètres qui influent le plus sur le déclenchement des déstabilisations sont (1) la lithologie et le taux d'induration sédimentaire, (2) la magnitude des séismes qui influent sur la durée de liquéfaction et (3) la présence de failles qui induisent un relief à la base du niveau de décollement et ancre la déformation. La pente, la composition hétérogène de la pile sédimentaire, le poids des sédiments au-dessus du plan de décollement et la bathymétrie interviennent secondairement.

Dans la quasi-totalité des études sismiques sur les Mass Transport Deposits qui permettent une vision complète de ces systèmes, la cause de la déstabilisation gravitaire n'est généralement pas uniquement un épisode sismique mais une combinaison de deux voire trois causes. Les variations rapides du niveau marin, la surcharge sédimentaire, l'uplift tectonique ou encore les échappements majeurs de fluide ou de gaz depuis les niveaux sous-jacents peuvent venir s'ajouter à l'action d'un séisme. Dans le cas de l'Espagne, l'augmentation des pentes suite à la surrection de la Sierra Alhamilla au Tortonien supérieur ainsi que l'arrivée massive permanente de sédiments clastiques turbiditiques qui induisent un fort taux de sédimentation facilitent le déclenchement fréquent de déstabilisations gravitaires.

II. Soft Sediment Deformation et lithologie

II.1. Impact de la lithologie sur le style de déformation

Les classifications des Soft Sediment Deformations présentées dans la partie 1 -chapitre 2, ont montré la grande variété des déformations existantes. Le type de structure formé est directement liée au moteur de déformation actif au moment de la liquidisation du sédiment. Ces moteurs, tels que la force gravitationnelle, une contrainte cisaillante en surface, ou un gradient de densité inverse sont généralement dépendants du contexte de dépôt où se produit la liquidisation. Les deux cas d'étude choisis pour cette thèse ont permis d'observer et de décrire des déformations souples produites lors de séismes dans trois principaux types de lithologies afin de discuter de son rôle sur la déformation produite. [START_REF] Alfaro | Structures sédimentaires de déformation interprétées comme séismites dans le Quaternaire du bassin du Bas Segura ( Cordillère bétique orientale )[END_REF][START_REF] Ken-Tor | High-resolution geological record of historic earthquakes in the Dead Sea basin[END_REF][START_REF] Rymer | south-central Alaska[END_REF]. Dans le cas de séismes de forte magnitude, la durée prolongée de l'évènement de liquidisation peut amener à la déstructuration totale du litage et au mélange des alternances formant ainsi une unité mixée [START_REF] Rodríguez-Pascua | Soft-sediment deformation structures interpreted as seismites in lacustrine sediments of the Prebetic Zone, SE Spain, and their potential use as indicators of earthquake magnitudes during the Late Miocene[END_REF].

Les alternances millimétriques à centimétriques

➢ Les calcaires fins produiront des niveaux bréchifiés à liquéfiés sans conservation de la structure initiale ou avec conservation partielle (Calcaires du White Lias du sud de l'Angleterre, [START_REF] Pope | Late Middle to Late Ordovician seismites of Kentucky, southwest Ohio and Virginia: Sedimentary recorders of earthquakes in the Appalachian basin[END_REF].

➢ Les alternances de bancs conglomératiques et de marnes favorisent la fracturation et l'injection des niveaux plus fin entre les gros blocs et galets (dépôts conglomératiques de Las Alcubillas, [START_REF] Rodríguez-Pascua | Soft-sediment deformation structures interpreted as seismites in lacustrine sediments of the Prebetic Zone, SE Spain, and their potential use as indicators of earthquake magnitudes during the Late Miocene[END_REF] Dans le cas où il n'existe pas de moteur de déformation qui s'applique sur le sédiment liquéfié, les niveaux affectés dans les sables seront invisibles après la re-déposition des grains [START_REF] Alfaro | Structures sédimentaires de déformation interprétées comme séismites dans le Quaternaire du bassin du Bas Segura ( Cordillère bétique orientale )[END_REF]. A l'inverse, les niveaux de boue calcaire micritique ou les alternances fines d'argile et de silt perdront localement voire entièrement la structure initiale et formeront respectivement des brèches monogéniques et des « unités mixées » [START_REF] Rodríguez-Pascua | Soft-sediment deformation structures interpreted as seismites in lacustrine sediments of the Prebetic Zone, SE Spain, and their potential use as indicators of earthquake magnitudes during the Late Miocene[END_REF].

Certains auteurs ont également mis en avant le rôle de la magnitude des séismes sur le style et surtout le degré de déformation (Brandes et Winsemann, 2013). Comme cela a été discuté précédemment, la magnitude du séisme influe directement sur la durée de liquéfaction et donc sur le degré de déformation (Figure 10

II.2. Localisation de la déformation

Outre le style de déformation, la lithologie à un impact fort sur la localisation des déformations au sein d'une pile sédimentaire. Dans le cas de sédiments homogènes sur plusieurs mètres d'épaisseur et en l'absence de pente majeure, la liquéfaction et la déformation se produisent directement à l'interface eau-sédiment comme c'est le cas en Irlande du Nord et autour du Chenal de Bristol. Dans le sud de l'Angleterre, les niveaux déformés correspondant aux deux évènements de déformation principaux remanient la partie supérieure voire la totalité des dépôts correspondant aux deux événements gravitaires les plus importants. Ces niveaux fortement chargés en eau par incorporation au moment du dépôt favorisent la mise en place de phénomènes de liquéfaction qui entrainent la bréchification puis la perte totale de la structure sédimentaire.

Les failles normales associées aux stades de déformation recoupent les bancs sus-jacents et s'enracinent dans les niveaux liquidisés. Elles contrôlent la localisation de la déformation et les injections en dômes à l'intérieur du niveau gravitaire indiquant leur caractère synchrone de la phase de liquéfaction.

En Espagne, en dehors des déformations produites à l'intérieur du MTD durant le transport, la localisation du plan de détachement qui déclenche les grands glissements est nettement plus complexe à discuter. Les niveaux de décollement sont rarement observables sur les sections étudiées. Seules les bases du glissement rotationnel Tempestuoso et du MTD D sont à l'affleurement. Dans ces deux cas, les séries en place sous le glissement correspondent à des marnes et des turbidites qui semblent très homogènes en épaisseur et en granulométrie et aucun banc n'apparait clairement responsable de la localisation du plan. Il est possible de supposer que la localisation de ces plans de décollement soit liée à des variations infimes de granulométrie dans la série turbiditique. L'augmentation drastique de la pression interstitielle dans un niveau sableux riche en eau sous un banc légèrement plus argileux permet de localiser des plans de détachement qui sont contraints par la lithologie. La re-déposition des grains d'un banc grossier très homogène entraine la formation d'un dépôt plus dense mais également homogène [START_REF] Allen | Sedimentary Structures Their Character and Physical Basis Volume II[END_REF][START_REF] Wallis | One-dimensional Two-phase Flow[END_REF], qui peut donc passer inaperçu dans la série sédimentaire.

L'extension latérale des déformations est également dépendante de la lithologie. La présence de faciès moins sensibles aux phénomènes de liquidisation ou la présence de sédiments continentaux non saturés peut ainsi limiter l'enregistrement de la déformation (Moretti et Ronchi, 2011) .

II.3. Épaisseur des bancs déformés et taille des structures

Lorsque que la pile sédimentaire est homogène et que seuls les sédiments de surface sont déformés, l'épaisseur du niveau déstructuré est dépendant de la durée de la liquidisation et donc de la magnitude du séisme (Figure 10-5). En Irlande du Nord, l'épaisseur totale déformée est de 4 ,50 mètres tandis que les épaisseurs déformées attribuées chacune à un séisme dont la magnitude varie supposée entre 5 et 7 mesurent une vingtaine de centimètres autour de l'estuaire de la Severn. La dimension des plis est également plus importante en Irlande du Nord que dans les autres affleurements du Royaume-Uni. Les sédiments d'Irlande du Nord possèdent des alternances plus épaisses et plus sableuses que les sédiments déposés autour du chenal de Bristol.

La plus forte susceptibilité des matériaux sableux à la liquidisation peut être à l'origine de l'augmentation de la taille des plis [START_REF] Obermeier | Use of liquefaction-induced features for paleoseismic analysis -An overview of how seismic liquefaction features can be distinguished from other features and how their regional distribution and properties of source sediment can be used to infer the locat[END_REF] Dans le cas où la déformation est localisée dans des niveaux spécifiques de la pile sédimentaire, c'est la lithologie qui est entièrement responsable de l'épaisseur du niveau liquidisé. Lorna. J. Strachan et Alsop, 2006). Les débris flows du bassin de Tabernas sont des dépôts polygéniques de plusieurs mètres voire dizaines de mètres d'épaisseur. La présence de morceaux pluri-métriques de turbidites flottés et plissés et de grands clastes de socle dans une matrice cohésive silteuse favorise des comportements différents lors de l'écoulement. Les morceaux de turbidites flottés sont ainsi déformés par cisaillement simple mais également mis en rotation entrainant la formation de nombreux plis de directions très variées (Sobiesiak et al., 2016b). La détermination du sens d'écoulement de ces débris flows nécessite donc de multiplier le nombre de mesures pour faire apparaître une tendance majoritaire comme dans le cas du Gordo Megabed.

Quelques auteurs se sont intéressés à la caractérisation directionnelle des structures dans les séismites [START_REF] Rodríguez-Pascua | Soft-sediment deformation structures interpreted as seismites in lacustrine sediments of the Prebetic Zone, SE Spain, and their potential use as indicators of earthquake magnitudes during the Late Miocene[END_REF][START_REF] Simms | Uniquely extensive soft-sediment deformation in the Rhaetian of the UK: Evidence for earthquake or impact? Palaeogeogr[END_REF][START_REF] Simms | Uniquely extensive seismite from the latest Triassic of the United Kingdom : Evidence for bolide impact ?[END_REF] et dans les glissements gravitaires [START_REF] Alsop | Sedimentary and structural controls on seismogenic slumping within mass transport deposits from the Dead Sea Basin[END_REF][START_REF] Lucente | Anatomy and emplacement mechanism of a large submarine slide within a miocene foredeep in the Northern Apennines, Italy: A field perspective[END_REF][START_REF] Mulder | Gravity processes and deposits on continental slope, rise and abyssal plains, 1st ed, Developments in Sedimentology[END_REF]Lorna. J. Strachan et Alsop, 2006).

Pourtant, aucune étude ne s'est intéressée à comparer toutes les orientations de structures à différentes échelles et avec différents processus de déformation de surface pour tenter de discuter

IV.2. Chronologie entre les évènements

En considérant que les déformations souples de surface enregistrent un état de contrainte

IV.3. Estimation de la magnitude des séismes

Bien que cette thèse n'ait pas pour objectif d'estimer la magnitude de séismes à partir des SSDs, les résultats obtenus permettent de mettre en lumière certains aspects important de ce champ disciplinaire. La véracité des quelques corrélations existantes entre la magnitude des évènements sismiques et certains paramètres de caractérisation des SSDs peuvent maintenant être discutées à la lumière des résultats de cette étude, en particulier le rôle majeur qu'à la lithologie sur la déformation. Hibsch et al., (1997) Une des relations magnitude-déformation les plus utilisée dans l'étude des séismites est basée sur la corrélation entre la magnitude du séismes et l'extension latérale des niveaux déformés (Galli, 2000;[START_REF] Li | Sand boils induced by the 1993 Mississippi River flood; could they one day be misinterpreted as earthquake-induced liquefaction?[END_REF][START_REF] Obermeier | Use of liquefaction-induced features for paleoseismic analysis -An overview of how seismic liquefaction features can be distinguished from other features and how their regional distribution and properties of source sediment can be used to infer the locat[END_REF]Papadopoulos and Plessa, 2000;Pond and Obermeier, 1998). Une des courbes les plus utilisée aujourd'hui dans nombre d'étude sur les séismites est celle proposée par [START_REF] Obermeier | Liquefaction evidence for strong earthquakes of Holocene and latest Pleistocene ages in the states of Indiana and Illinois[END_REF]. Ces corrélations sont particulièrement intéressantes dans le cas où les niveaux liquidisés possèdent une très grande extension géographique. Cependant, les variations latérales de faciès existant à des échelles plurikilométriques peuvent entrainer des différenciations dans l'enregistrement de l'évènement voire ne pas l'enregistrer. Il est donc possible que les magnitudes soient plus sous-estimées que surestimées.

L'étude réalisée sur divers faciès dans le cadre de cette thèse a permis de mettre en avant le rôle majeur et systématique de la lithologie qui cache donc de nombreux paramètres sismiques.

L'ensemble de ces corrélations reste tout de même relativement efficace appliqué aux niveaux de séismites sans transport latéral et de grande extension géographique. Dans le cas des déstabilisations de masse gravitaires, la localisation locale du détachement, le transport ultérieur qui est responsable de la déformation interne, le volume partiellement contrôlé par la position du plan de décollement ou encore la possibilité de l'action supplémentaire d'une cause autre que sismique font qu'il est extrêmement difficile de discuter de la magnitude des événements sismiques associés aux déstabilisations gravitaires de Tabernas et des bassins en contexte actif en général.

Le but principal de cette thèse a été d'étudier les structures de déformations souples produites

Chapitre 1 :Chapitre 2 :Chapitre 3 :

 123 Introduction .................................................................................................................................................................... I. Intérêt de l'étude.......................................................................................................................................... II. Organisation du manuscrit .................................................................................................................... Perte de structure des matériaux sédimentaires non indurés .......................................... I. Propriétés physiques des sols et des sédiments............................................................................. I.1. La granulométrie ............................................................................................................................................... I.2. Forme géométrique des grains .................................................................................................................... I.3. Porosité, compacité et indice des vides .................................................................................................... I.4. Poids volumique, poids volumique déjaugée et densité ................................................................... I.5. Propriétés des sols grenus ou pulvérulents ........................................................................................... I.6. Propriétés des particules fines et propriétés colloïdales .................................................................. I.7. Consistance des sols fins : limites d'Atterberg ...................................................................................... II. Les mécanismes de déformation des sols et sédiments non indurés ................................... II.1. Resistance au cisaillement d'un sol .......................................................................................................... II.2. La liquéfaction ................................................................................................................................................... II.3. La fluidisation .................................................................................................................................................... II.4. Resédimentation du mélange ..................................................................................................................... III. Conclusions ................................................................................................................................................. Les déformations souples : objets, caractéristiques et classifications ........................... I. De la liquidisation à la déformation ..................................................................................................... II. Les Soft Sediment Deformations sans transport, actuelles et fossiles ................................. II.1. Les injections clastiques, volcans de sable et de boue ...................................................................... II.2. Classification des déformations souples ................................................................................................ III. Causes à l'origine des phénomènes de liquidisation ................................................................. IV. Conclusion ................................................................................................................................................... Caractéristiques et classifications des processus gravitaires sous-marins .................. I. Comportement mécanique des processus gravitaires sous-marins ...................................... II. Les glissements en masse ....................................................................................................................... III. Les écoulements sédimentaires sous-marins ............................................................................... I. Evolution paléogéographique du Nord de l'Europe : héritage Calédonien et Varisque .................................................................................................................................................................................... 111 II. Tectonique extensive du Trias et Jurassique ............................................................................... 115 III. Stratigraphie de la limite Trias -Jurassique au Royaume-Uni ........................................... 119 III.1. Westbury Formation : ................................................................................................................................122 III.2. Lilstock Formation : .....................................................................................................................................122 III.3. Le Watchet Member ....................................................................................................................................124 III.4. La formation du Blue Lias .........................................................................................................................125 IV. Evènements Permo-triasiques majeurs de déformations .................................................... 125 Chapitre 5 : Description lithostratigraphique des sites d'études ........................................................... 131 I. L'Irlande du Nord ..................................................................................................................................... 135 I.1. Larne -Waterloo Bay ....................................................................................................................................135 I.2. Carottes GES C1 et GES C2, Bassin de Larne .........................................................................................142 I.3. Carottes NIRE 002 et 003, Bassin de Rathlin .......................................................................................147 II. Le Chenal de Bristol ............................................................................................................................... 152 II.1. Lavernock Point et Saint Mary's Well Bay ...........................................................................................152 II.2. Lilstock et Saint Audrie's Bay ....................................................................................................................158 III. Devon et Dorset ...................................................................................................................................... 165 III.1. Charton Bay ....................................................................................................................................................166 III.2. Pinhay Bay .......................................................................................................................................................169 II. Déformations gravitaires sans écoulement : glissement rotationnel de Las Alcubillas .................................................................................................................................................................................... 256 II.1. Structure du glissement ..............................................................................................................................256 II.2. Étude directionnelle......................................................................................................................................260 II.3. Proposition d'évolution et timing de la déformation à Las Alcubillas .....................................262 III. Glissements en masse complexes et multi-sources................................................................. 267 III.1. Le MTD D ..........................................................................................................................................................267 III.2. Le Tempestuoso ............................................................................................................................................277 III.3. Le Gordo-Megabed .......................................................................................................................................285 Chapitre 9 : Discussion Intégration des MTDs dans le contexte tectonique du bassin de Tabernas et modèles d'initiation ............................................................................................................................................... 299 I. Intégration des MTDs dans le contexte régional et implications tectoniques ................ 303 I.1. Enregistrement directionnel : estimation des paléo-pentes .........................................................303 I.2. Des glissements complexes et multi-sources .......................................................................................304 I.3. Enregistrement tectonique et rôle de l'héritage structural ...........................................................308 I.4. Causes probables à l'origine de la déstabilisation .............................................................................311 II. Dynamique de l'écoulement ............................................................................................................... 316 II.1. Caractéristiques des glissements ............................................................................................................316 II.2. Caractéristiques des débris flows ...........................................................................................................322 II.3. Interaction entre les processus d'écoulement, cas des bassins intra-montagneux ............322 III. Impact de la lithologie sur le contrôle de la déformation ..................................................... 323 III.1. Style de déformation ...................................................................................................................................323 III.2. Localisation des plans de détachement...............................................................................................325 IV. Conclusion ................................................................................................................................................ 325 Chapitre 10 : Discussion générale & Synthèse ............................................................................................. 331 I. Comparaison entre les déformations du Royaume-Uni et de l'Espagne ........................... 335 I.1. Rappel sur les différents objets observés ..............................................................................................335 I.2. Critères de déclenchement de la déstabilisation gravitaire...........................................................337 II. Soft Sediment Deformation et lithologie ....................................................................................... 347 II.1. Impact de la lithologie sur le style de déformation..........................................................................347 II.2. Localisation de la déformation .................................................................................................................350 II.3. Épaisseur des bancs déformés et taille des structures ...................................................................351

  Le second objectif consiste à discuter : (1) d'une part, de la chronologie des différents événements de déstabilisation à l'échelle d'un bassin voire d'une région pour compléter la connaissance du contexte tectonique. (2) D'autre part, de déterminer s'il est possible d'apporter des informations supplémentaires sur la dynamique générale et sur le rôle des structures tectoniques lors du remplissage des bassins à partir des observations et des études directionnelles.

  Seule la porosité utile, où les vides sont reliés entre eux, est représentative pour la circulation des fluides dans un matériel cimenté.

Figure 1 - 1 :

 11 Figure 1-1 : Représentation schématique des différents états de l'eau dans un sol granulaire. D'après Soulié (2005). a) La quantité d'eau dans le milieu est extrêmement faible. Elle forme une couche très fine autour des grains de sable et n'a aucun impact sur la cohésion. Cet état correspond au régime hygroscopique. b) L'eau, un peu plus présente, permet la formation de point de contact entre certains grains. La faible quantité et la petite taille de ces ponts liquides donnent peu de cohésion à l'ensemble granulaire. Il s'agit de l'état pendulaire. c) Le régime funiculaire est celui qui apporte la plus forte cohésion capillaire dans les sols pulvérulents. Les nombreux ponts liquides sont suffisamment larges pour maintenir une certaine cohésion. Cas du château de sable. d) En saturation, l'eau est totalement libre dans le solide et dirige le comportement mécanique de l'ensemble granulaire. Il n'y a plus aucune cohésion ni de stabilité entre les grains.

  propriétés des sols fins, contrairement aux sols grenus, sont susceptibles de varier très fortement en fonction de leur constitution minéralogique très diverse. Sans revenir sur des aspects structuraux, même si la silice et l'alumine représentent 70 % des constituants principaux des argiles, de nombreux autres éléments viennent s'incorporer à la structure en feuillets spécifique de ces particules fines. Chaque particule d'argile est chargée négativement sur sa surface extérieure. Lorsque l'argile est humidifiée, les particules d'eau se positionnent de manière à mettre en contact une de leur terminaison positive 𝐻 + du 𝐻 2 𝑂 avec la particule d'argile qui porte la charge négative. Les molécules d'eau forment alors une chaîne moléculaire autour des grains et constituent ce que l'on appelle la couche adsorbée. Proche de la surface de la particule, l'eau possède un comportement de solide (eau solide), visqueuse en s'éloignant (eau liée) puis récupère son état liquide à plus de 1 µm du grain. L'eau contient des cations qui peuvent également se lier à la particule d'argile. Le tout forme ainsi le complexe d'absorption. Son épaisseur est dépendante du type de cations associés et son volume dépend de la surface spécifique de l'argile. Cette dernière correspond à la surface externe de la particule disponible aux molécules d'eau. Elle augmente fortement dans le cas des argiles de la famille des phyllosilicates TOT de type smectite par exemple, puisque la surface des particules est aussi accessible dans la couche interfoliaire.

D

  'autres forces de cohésion mineures peuvent également intervenir en plus des forces capillaires liées à l'eau. (1) les forces électrostatiques, directement entre deux grains, qui provoquent une attraction l'un envers l'autre et (2) les forces de Van der Waals qui sont des forces d'attractions intermoléculaires d'origine électromagnétique. Ces deux types de forces sont particulièrement présentes dans les matériaux fins de type argile voire silt et leur impact sur les matériaux granulaires comme les sables est négligeable (Figure1-2, Mitchell, 1993).

Figure 1 - 2 :

 12 Figure 1-2 : Impact des différents types de forces sur la cohésion du matériau en fonction de la taille des particules. L'importance des forces de Van der Waals et de capillarité décroissent fortement lorsque la taille de grain augmente. Elles sont très peu voire inexistantes dans les sables. La cimentation du sédiment par des phénomènes biologiques ou de diagénèse apportent une très bonne cohésion à l'ensemble indépendamment de la granulométrie. D'après Mitchell, (1993). I.7. Consistance des sols fins : limites d'Atterberg La notion de consistance d'une argile est étroitement liée à sa cohésion. Elle se définit par les termes liquide, plastique et solide. Si la teneur en eau est très élevée, l'argile aura un comportement liquide et les grains sont indépendants les uns des autres, la cohésion est alors nulle. Lorsque l'argile est sèche, l'eau adsorbée a disparu, les grains se touchent et les forces de frottement interne sont extrêmement importantes, la cohésion est donc très forte. Dans le cas intermédiaire, les grains d'argile sont solidaires grâce à la mise en commun de leurs couches adsorbées. Le mouvement ne peut donc se faire que par mouvement de masse d'un ensemble cohésif. Les limites de liquidité WL et de plasticité Wp (Figure 1-3) qui délimitent les différents états d'une argile ont été définies par Atterberg (1911) à partir d'essais de laboratoire encore pratiqués en géotechnique de nos jours.

Figure 1 - 3 :

 13 Figure 1-3 : Limites de liquidité et de plasticité définies par Atterberg (1911).

Figure 1 - 4 :

 14 Figure 1-4 : Définition d'un sédiment partiellement saturé. D'après Allen (1982).

Figure 1 - 5 :

 15 Figure 1-5 : Valeur de l'angle de friction d'un sol en fonction de ses caractéristiques A : Variation de la valeur de l'angle de friction en fonction de la porosité du milieu avant compaction pour des matériaux de type sable (modifié d'après Rowe, 1962). B : Valeur des angles de friction des matériaux suivant l'angularité, la granulométrie, la composition minéralogique et la qualité du granoclassement. Les colonnes « moyennement dense » et « dense » font références à deux états de compacité du sol. Modifié d'après Hough (1957).(iii) Cependant, c'est la contrainte effective entre accolades {-} qui a la plus grande influence sur la résistance au cisaillement. Dans le cas présenté en Figure 1-4, la pression des fluides est inférieure au poids du sol et de l'eau, la colonne est donc en équilibre. Cependant si la colonne est recouverte par un niveau imperméable et que la pression de fluide augmente à l'intérieur du

Figure 1 -

 1 6 présente un modèle de liquéfaction d'un sol granulaire sans cohésion, lors de l'état de liquéfaction totale, les grains ne se soutiennent plus entre eux et le fluide interstitiel supporte entièrement le poids des particules. Quel que soit le type de liquéfaction mis en place, aucun afflux de fluide ni changement

Figure 1 - 6 :

 16 Figure 1-6 : Modèle de liquéfaction d'un sol granulaire. Les grains sont représentés par des ellipses noires contenues dans un rectangle fixe de sol toujours en même quantité. Dans le cas A, tous les grains sont en contact. Ils se soutiennent donc mutuellement et la force de friction est importante, le sol à un comportement solide. Dans le cas B, quelques grains apparaissent déconnectés. Le sol est partiellement liquéfié. Enfin dans le cas C, plus aucuns grains ne se touchent, ils ne se soutiennent plus entre eux et sont portés par le fluide interstitiel. Le sol obtient un comportement fluide, il est totalement liquéfié. D'après[START_REF] Allen | Sedimentary Structures Their Character and Physical Basis Volume II[END_REF]. À droite : voiture « coulée » dans un niveau de sable liquéfié durant un séisme en Nouvelle-Zélande. Le mélange a rempli l'intérieur du véhicule dans sa phase liquide avant de resédimenter, source : nzraw.co.nz.

( 2 )

 2 -7a) où le fluide circule verticalement du bas vers le haut à travers une masse de grains statiques sans mouvement latéral, La fluidisation translationnelle (Figure 1-7b) où la fluidisation se produit dans une masse de grains en mouvement horizontal de type glissement, (3) L'«auto» fluidisation de masse (Figure 1-7c) où le fluide est incorporé en tête du glissement de débris provoquant ainsi une circulation interne vers le haut, (4) L'«auto» fluidisation de grain (Figure 1-7d) où la phase fluide qui engendre la fluidisation vient des particules elles-mêmes. Ce type de fluidisation est caractéristique de l'exsolvation de gaz dans le magma. Ce type de fluidisation est inexistant dans les sédiments.

Figure 1 - 7 :

 17 Figure 1-7 : Principaux types de fluidisation. 𝑽 est la vitesse de circulation du fluide à travers les grains, 𝑽 𝒎𝒇 est la vitesse minimale de fluidisation, U est le vecteur de déplacement de l'écoulement. D'après Allen (1982). II.3.1. Cas de la fluidisation stationnaire Il existe plusieurs types de fluidisation stationnaire qui dépendent des conditions géométriques du système mais aussi des propriétés du solide et des fluides qui traversent la colonne de sédiments. De nombreuses études dans les domaines de l'ingénierie et de l'industrie sont développées pour comprendre les processus hydrodynamiques des mélanges fluideparticules dans des matériaux granulaires homogènes. Les différents systèmes présentés dans la Figure 1-8 peuvent également être transposables dans les différents types de sédiments :

Figure 1 - 8 :

 18 Figure 1-8 : Principaux types de fluidisation stationnaire. 𝑽 est la vitesse de circulation du fluide à travers les grains, 𝑽 𝒎𝒇 est la vitesse minimale de fluidisation, , 𝑪 𝒎𝒇 est la concentration en particules. D'après[START_REF] Allen | Sedimentary Structures Their Character and Physical Basis Volume II[END_REF] et[START_REF] Kunii | Fluidization Engineering[END_REF].

  -8d). Dans les études industrielles et les modèles numériques associés, ce type de fluidisation par bulle est développé quand le fluide est un gaz. Des phénomènes comparables peuvent être observés dans certains sédiments traversés par un fluide. Des chemins préférentiels de chenalisation correspondant à des conduits verticaux circulaires à ovales de type pipe se mettent en place. Ce type de structure est typique des sédiments fins silteux ayant une composante argileuse qui leur donne une cohésion importante localisant ainsi le passage des fluides. Le dernier type de fluidisation agrégative est « jaillissant ».

  où a=14 et b=11 pour un usage général (a=10.3 et b=7.83 dans le cas de sphères), η la viscosité du fluide, D le diamètre des particules solides, 𝜌 𝑠 et 𝜌 𝑤 les masses volumiques du solide et du fluide respectivement, 𝑔 l'accélération de la pesanteur.La Figure1-9 donne la valeur de vitesse minimale 𝑉 𝑚𝑓 nécessaire pour atteindre la fluidisation en fonction du diamètre des grains. La droite qui matérialise cette limite suit l'équation de la vitesse minimale de fluidisation pour des sphères de quartz dans une eau à 20°C. Cette courbe montre bien la nécessité d'augmenter la vitesse de circulation du fluide à travers les grains pour mobiliser par fluidisation des grains de gros diamètres[START_REF] Allen | Sedimentary Structures Their Character and Physical Basis Volume II[END_REF]. La fluidisation d'un sable grossier nécessitera donc une vitesse de circulation du fluide vers le haut bien supérieure à des petites particules de silt facilement élutriées.

Figure 1 - 9 :

 19 Figure 1-9 : Vitesse minimale de fluidisation 𝑽 𝒎𝒇 pour des grains de quartz sphériques avec de l'eau à 20°C. La courbe bleue qui représente 𝑽 𝒎𝒇 est définie par l'équation présentée précédemment. Modifiée d'après Allen (1982).

Figure 1 -

 1 Figure 1-10 : Capacité des particules à être fluidisées selon la masse volumique déjaugée et le diamètre des grains solides. Modifié d'après Geldart (1973).

  Le troisième et dernier type est similaire au type 2 avec cette fois ci une nette différence dans la concentration du mélange à l'interface du niveau liquéfié de concentration C0 et du niveau intermédiaire (B-C) (Figure 1-11d).

Figure 1 -

 1 Figure 1-11 Différents types de resédimentation à la suite de la liquéfaction. a) Cas d'un niveau liquéfié, les grains ne se touchent plus entre eux. b) Type I, le niveau liquéfié resédimente directement en un niveau final plus dense de concentration C1. La resédimentation est complète quand l'interface du niveau resédimenté arrive au contact de l'eau pure qui se retrouve au-dessus du dépôt. c) Type II, la resédimentation se fait via un niveau intermédiaire BC où la concentration en particules est graduelle entre le niveau liquéfié de concentration C0 et le niveau de concentration C1 qui correspond au dépôt final. d) Type III, à la différence du type II, il y a une nette différence de concentration à l'interface BC, entre le niveau liquéfié et le haut du niveau intermédiaire (modifié d'après Lowe, 1975).

•••

  liquidisation, (liquéfaction et fluidisation) où les grains qui constituent le sol ne se soutiennent plus entre eux mais sont supportés par le fluide. Dans le cas de la liquéfaction, aucun apport de fluide ni changement de volume n'est nécessaire. Les différents types de liquéfaction sont classés suivant la cause de l'augmentation de la pression interstitielle. Les trois types de liquéfaction sont : La liquéfaction statique : Mise en surpression du fluide interstitiel par un phénomène naturel plus ou moins régulier et constant. Ex : nappe artésienne sous une couche imperméable. La liquéfaction dynamique : Mise en surpression instantanée et courte du fluide interstitiel suite à un choc brutal ou à l'application rapide d'un poids important. Ex : impact de bolide, passage d'un tsunami, mascaret, arrivée massive de sédiments. La liquéfaction cyclique : Mise en surpression du fluide interstitiel suite à l'application d'une contrainte répétée. Ex : Passage d'un train d'onde sismique (séisme), impact des vagues. Lors de la fluidisation, l'augmentation de la pression interstitielle entre les grains est liée à la circulation du fluide depuis la couche sous-jacente vers le sommet de la pile sédimentaire. Les grains sont alors portés par le fluide voir emportés vers le haut, ce que l'on appelle élutriation, lorsque la vitesse de fluidisation augmente. Suivant les caractéristiques des matériaux, et en particulier la cohésion, cette fluidisation peut être agrégative et forme ainsi des conduits d'écoulement préférentiel.Les caractéristiques intrinsèques majeures qui impactent le degré de liquidisation du sédiment touché par une augmentation de la pression interstitielle sont la granulométrie, la minéralogie et la cohésion. Les matériaux granulaires et grossiers sans aucune cohésion atteindront des résistances au cisaillement nulle en cas de surpression. En revanche dans le cas des matériaux fins et cohésifs, la valeur de la résistance au cisaillement sera toujours au moins égale à la valeur de la cohésion. Cela en fait donc des matériaux beaucoup moins sensibles aux phénomènes de déstructuration et donc de déformations.

  sur un niveau moins dense sous-jacent. Après liquidisation le système devient instable et une série de synformes et antiformes se développe à l'interface des deux couches (i.e. load casts = figure de charge) (Figure 2-1).

Figure 2 - 1 :

 21 Figure 2-1 : Deux types de moteur de déformation. a. Mise en place d'un gradient de densité instable dû à la présence d'un niveau de forte densité sur un niveau de faible densité. Il en résulte la formation de structures de types load casts à ball et pillow. b. Mise en place d'une charge de confinement inégale ou d'une compaction. Le fluide interstitiel contenu dans la couche sous-jacente est en surpression. Son expulsion engendre la mise en place de structures d'échappement de fluide de types dykes, dish et pillar ou convolutes qui font remonter le matériel liquéfié de la couche sous-jacente en surpression à travers la couche supérieure par fluidisation (Ghosh et al., 2012).

Figure 2 - 2 :

 22 Figure 2-2 : Différents types de dykes clastiques sédimentaires. A : injection sableuse per ascensum dans des dépôts de tsunami, sable de Kyomatsubara, Pleistocene supérieur, Makinohara upland, Japan (Takashimizu et Masuda, 2000). B : Injection sableuse per descensum avec niveau source, Carboniferous Horton Group, Blue Beach, Nova Scotia, Canada (© 2016 John Waldron). C : Large fentes de dessiccation sableuses, Mabou Group at Knoydart, Nova Scotia, Canada (© 2016 John Waldron). D : Volcan de sable fossile surplombant un dyke. Il est caractérisé par son conduit central (Van Loon, 2009).

  Dans ce cas leur amplitude y est souvent très faible voire nulle et augmente clairement vers le haut. Ces plis, très marqués par les laminations du sédiment, sont caractérisés par la présence d'antiformes pointues et de synformes plus arrondis. Les convolutes sont plus facilement différentiables en coupe que vues en plan où elles forment des structures circulaires en auréoles. La hauteur et la largeur de ces plis varient de quelques centimètres au décimètre et augmentent avec l'épaisseur de la couche affectée. Les convolutes s'observent principalement dans des matériaux grossiers de type sable à silt, mais elles existent aussi dans les boues calcaires comme à Pinhay Bay (Figure 2-3B).

Figure 2 - 3 :

 23 Figure 2-3 : Exemple de convolutes A : Convolutes dans un sable turbiditique du Pliocène, USA. L'augmentation de l'amplitude des plis est bien visible vers le haut de la couche sableuse.[START_REF] Allen | Sedimentary Structures Their Character and Physical Basis Volume II[END_REF]. B : Convolutes dans un calcaire mudstone, Pinhay Bay, Angleterre. La partie centrale du banc est déformée sous forme de convolutes tandis que la partie supérieure semble entièrement déstructurée.

Figure 2 - 4 :

 24 Figure 2-4 : Développement de dishs et pillars structures dans des environnements sableux marins profonds. La déformation est due à l'échappement modéré de fluides peu de temps après le dépôt. A : Méga dish et pillars dans des sables grossiers, Talara, Nord Pérou. (Photo d'après Rudolf Pohl). B : Structures de dish et pillars dans une turbidite sableuse (Collinson, 2005).

  attribuent la formation de ces structures à la mise en place d'échappements de fluides suite au dépôt rapide, et donc gorgé d'eau, d'un niveau sédimentaire.

Figure 2 - 5 :

 25 Figure 2-5 : Variation du type de déformation en fonction du taux d'échappement de fluide et du faciès de dépôt original, Les Dishs et pillars se développent uniquement dans des matériaux grossiers de type sable et silt de domaine profond et dans le cas d'un échappement de fluide modéré. Lorsque le taux d'échappement devient trop important, l'échappement des fluides se localise le long de conduits principaux appelés pipes. Lorsque la partie supérieure est plus cohésive, des structures convolutées se développent au détriment des dishs and pillars. D'après Lowe (1975). Ce type de structure se développe préférentiellement lors de flux d'échappement modéré. Lorsque ce flux augmente, notamment vers le haut de la couche, des structures convolutées ou des piliers d'échappement majoritaires se mettent en place (Figure 2-5). Les caractéristiques des dishs et pillars comme la concavité et l'élutriation des particules fines stockées à la base des dishs,

➢

  a réalisé une classification des figures de charges selon leur forme et leurs degrés de déformation.Il distingue 5 types de structures réparties qu'il divise en deux grands types : (1) les load-casts et les structures en flamme, où la couche supérieure est continue entre chaque structure et (2) les pseudonodules, où la couche supérieure n'est plus continue (Figure2-6). Les load casts peuvent être décrits uniquement si la couche sus-jacente moins dense est continue tout le long du niveau de déstabilisation. Deux types sont alors différentiables :• Les renflements simples et arrondis vers le bas sont appelés simple load casts. Ils sont associés à la présence de structures en flammes, plus étroites au sommet, qui correspondent à l'injection du matériel moins dense vers le haut. (Figure2-7B).• Les pendulous load casts correspondent à un état de déformation plus avancé que les simples load casts. L'injection du sédiment sous-jacent est plus prononcée et engendre la formation de structures en flammes mais aussi de diapirs dont la tête est plus large vers le haut qu'à la base. Ils sont reliés à la couche supérieure par une attache étroite (Figure2-6).

Figure 2 - 6 :•

 26 Figure 2-6 : Classification des différents types de figures de charge selon Owen, 2003.

Figure 2 - 7 :

 27 Figure 2-7 : Différents types de load casts et pseudonodules. A : les pseudonodules commencent à se détacher du niveau source de couleur claire. © 2016 John Waldron. B : Load casts et structures en flammes qui commencent à s'étirer au sommet pour former des diapirs. Ordovician Goose Tickle Group, western Newfoundland, Canada.

(

  SSD) produites sur place et sans déplacement dans les sédiments non indurés. Il devient donc indispensable, pour mieux discuter des mécanismes et des causes à l'origine de chaque type de déformation, de tenter de les classifier. C'est Lowe (1975) qui réalise une des premières classifications très simplifiée basée sur des critères de reconnaissance simple estimés à partir de l'observation des structures, à savoir (Figure 2-8) : • La vitesse relative de l'écoulement du fluide à travers le sédiment • Le type d'écoulement (laminaire ou turbulent) • Le taux d'échappement des fluides • La viscosité apparente du mélange • La conservation de la structure initiale • La quantité d'élutriation des particules fines L'estimation de ces différents paramètres a pour objectif de permettre de rattacher un type de déformation à un type de mécanisme de perte de la structure sédimentaire : (liquéfaction, fluidisation). Il considère ici trois modes ou comportements de déformation : • Le comportement hydroplastique fait référence à un état ou la mixture eau -sédiment possède une force de cohésion ou de friction importante entre les grains. La déformation est initiée par fluage du sédiment. La vitesse de circulation du fluide interstitiel est nettement inférieure à la vitesse minimale nécessaire à la fluidisation. Le sédiment initial est donc peu déformé. • Les comportements liquéfié et fluidisé font tous deux références aux mécanismes de perte de la structure du sédiment présentés dans le chapitre 1. Dans ces deux cas, le taux de déformation peut être très important allant jusqu'à la perte totale de la structure sédimentaire initiale.

Figure 2 - 8 :

 28 Figure 2-8 : Classification de Lowe. Comportements, caractéristiques physiques et principes d'identification des différents mécanismes de déformation souple du sédiment (1975). Les critères de reconnaissance utilisés par Lowe (1975) s'avèrent pour certains communs à plusieurs mécanismes et ne sont donc pas représentatifs. De plus, leur caractère qualitatif entraîne des définitions de limites au sein des caractéristiques physiques qui peuvent être très variables pour chaque observateur. En effet, il est extrêmement difficile de définir certaines caractéristiques d'un phénomène mobile lors de l'observation de structures fossiles. Mais en l'absence de modèles analogiques complets qui prennent en compte la complexité et la diversité sédimentaire existante, ces observations restent indispensables à la compréhension des SSD.

Figure 2 - 9 :

 29 Figure 2-9 : Classification d'Owen. Elle est basée sur les mécanismes de perte de la structure ainsi que sur le moteur de déformation appliqué sur le sédiment. D'après Owen (1987), modifié par Collinson (2005).

Figure 2 - 10 :

 210 Figure 2-10 : Classification d'Owen. Elle est basée sur les mécanismes de perte de la structure ainsi que du moteur de déformation appliqué sur le sédiment. Cette classification sépare les déformations suivant le type de matériaux mis en jeu : induré, cohésif ou granulaire. H : mouvements majoritaires horizontaux, V : mouvements majoritaires verticaux. D'après Owen (1987).

Figure 3 - 1 :

 31 Figure 3-1 : Les trois principaux groupes de processus sédimentaires gravitaires observables en domaine marin.D'après[START_REF] Stow | Deep clastics sea[END_REF], modifié par[START_REF] Broucke | Interactions déformation -Sédimentation en contexte d sedimentation gravitaire. Exemple sismique (marge anglolaise) et de terrain (Grès d'Annot)[END_REF].

à

  très faible. Des turbulences se développent et entraînent la destruction totale du dépôt initial (Figure 3-2D). Dans la plupart des mouvements de masse sous-marins, il n'existe pas un unique type de comportement mais au contraire différents comportements mécaniques successifs ou synchrones. Dans le cas des slumps (Figure 3-2), le dépôt initial est plissé et peut être plus ou moins déstructuré donnant ainsi un comportement élasto-plastique. Il existe donc des gammes de comportements intermédiaires à ces trois grands comportements qui permettent d'expliquer la grande variété de processus observés.

Figure 3 - 2 :

 32 Figure 3-2 : Comportement mécanique des écoulements sédimentaires selon la classification de Dott (1963).Modifié par[START_REF] Broucke | Interactions déformation -Sédimentation en contexte d sedimentation gravitaire. Exemple sismique (marge anglolaise) et de terrain (Grès d'Annot)[END_REF].

Figure 3 - 3 :

 33 Figure 3-3 : Exemples de glissements en masse. A : Slumps formant des plis cylindriques de direction perpendiculaire au sens de déplacement unidirectionnel dans le sens de la pente. A la base, le dépôt s'étale et se distribue radialement. D'après Strachan et Alsop (2006). B : Série de bancs slumpés riches en aragonites dans la formation de Lisan, Mer Morte. D'après Alsop et Marco (2013). C : Blocs glissés de taille plurikilométrique sur la marge passive du sud-est du Brésil. D'après Alves (2015). D : Profil sismique à travers les blocs glissés de la figure C. D'après Alves (2015).

Figure 3 - 4 :

 34 Figure 3-4 : Modèle d'un slump idéal et structures de déformations associées. La partie amont des dépôts est affectée par des structures extensives tandis que la partie aval possède de nombreuses structures compressives. D'après Martinson (1989).

Figure 3 - 5 :

 35 Figure 3-5 : Déformations internes cassantes internes dans un bloc glissé. La partie amont est caractérisée par des failles normales et la partie avale montre la présence de structures compressives (plis et failles inverses). D'après Sawyer et al. (2009).

Figure 3 - 6 :

 36 Figure 3-6 : Classification de[START_REF] Mulder | Classification of offshore mass movements[END_REF]. La classification se base sur les mécanismes de support des particules. Modifié d'après[START_REF] Mulder | Classification of offshore mass movements[END_REF].

Figure 3 - 7 :

 37 Figure 3-7 : Classification des écoulements sédimentaires gravitaires. D'après Mulder et Alexander (2001) modifié par Broucke (2003).

  [START_REF] Mulder | The physical character of subaqueous sedimentary density flow and their deposits[END_REF] proposent une classification simplifiée des différents écoulements en se basant sur (1) le mécanisme de support des particules, (2) la concentration en particules et(3) les dépôts associés. Il est ainsi possible de séparer les écoulements cohésifs et les écoulements non cohésifs eux même subdivisés en plusieurs classes en fonctions de la granulométrie et de la concentration en particules décroissantes vers le bas de la classification (Figure3-7). La description des différents écoulements et dépôts associés qui constitue la suite de ce chapitre est basée sur cette classification.

Figure 3 - 8 :

 38 Figure 3-8 : Exemple de coulées de débris A : Caractérisation latérale et longitudinale des coulées de débris. D'après Johnson et Rodine (1984). B : Modélisation analogique des phénomènes d'aquaplaning en tête d'écoulement avec 20 % d'argile (1), 28,7 % d'argile (2) et 32,5 % d'argile (3) ; D'après Ilstad et al. (2004). C : Base d'un débris flow, les sédiments inférieurs sont affectés par des figures de liquéfaction en flamme déversées vers la droite donnant ainsi une direction d'écoulement. Gallery sfu.ca.

Figure 3 - 9 :

 39 Figure 3-9 : Comparaison des différents modèles de dépôt turbiditique. Les niveaux qui contiennent des déformations souples sont toujours composés de matériaux plus grossiers de type silt ou sable. Leur position ainsi que le type de structures observées sont variables suivant le type de dépôts. D'après Shanmugam, (2000).

Figure 3 -

 3 Figure 3-10 Dépôts turbidites A : Série turbiditique, Zumaia, Espagne. B : Termes B et C de la séquence turbiditique de Bouma. Le niveau C est marqué par la présence de convolutes. Cozy Dell Foration, Topatopa Mountains, Californie. D'après Mikesclark -Own work, CC BY-SA 3.0

Figure 3 - 11 :

 311 Figure 3-11 : Evolution d'un écoulement de type débris flow vers un écoulement turbiditique. A : Modélisation analogique d'un écoulement laminaire cohésif. Un phénomène d'aquaplaning marqué se développe au nez du glissement empêchant l'érosion. La partie supérieure du débris flow correspond à un écoulement turbulent qui correspond à la turbidite de toit co-génétique (Ilstad et al., 2004c). B : Modélisation analogique d'un écoulement laminaire granulaire (hyperconcentré). L'eau est directement incorporée en tête de l'écoulement en raison de la faible cohésion et limite le phénomène d'aquaplaning. L'écoulement est donc très érosif à la base. La partie supérieure turbulente est beaucoup plus développée que dans le cas d'un écoulement plus cohésif (Ilstad et al., 2004c). C : Modèle dynamique d'évolution longitudinale d'un débris flow et de la turbidite co-génétique associée (De Blasio et al., 2006). D : Évolution longitudinale des dépôts associés à la transformation d'un débris flow en un écoulement turbiditique. D'après Sauerbrey et al. (2013).

Figure 3 -

 3 Figure 3-12 : Classification des faciès de dépôts le long d'un écoulement sédimentaire gravitaire. D'après Mutti (1992).

Figure 3 - 13 :

 313 Figure 3-13 : Représentation schématique d'un MTD et présentation des différents indicateurs cinématiques dans les trois domaines. D'après Prior et al. (1984) modifié par Bull et al. (2009). (1) : Escarpement amont, (2) : rides extensives et blocs glissés, (3) : bordures latérales, (4) : Surfaces basales, rampes et plateaux, (5) : Grooves, (6) : Striations, (7) : bloc rafté rémanent, (8) : bloc rafté, (9) : outrunner bloc, (10) : plis, (11) et (12) cisaillement de surface, (13) : ride de pression, (14) : plis et chevauchements.

Figure 3 - 14 :

 314 Figure 3-14 : Section de MTD en image sismique montrant la zone d'escarpement amont principale et une série de blocs glissés séparés par des grabens. La quantité de désagrégation des blocs augmente avec la distance de transport. D'après Bull et al. (2009).

  qui sont à l'origine des grooves et des striations sont des blocs cohérents et plus compétants que les autres composants du MTD (Figure 3-15A). Ils sont translatés par glissement le long de la pente et proviennent directement de la zone d'escarpement amont ou de la déstructuration partielle des méga-blocs glissés en amont. La déformation interne de ces blocs raftés augmente avec la distance de translation et la durée du glissement (Gee et al., 2005). De nombreuses déformations internes affectent également le MTD dans la zone translationnelle centrale. Une grande variété de plis a été décrite grâce aux études de terrain. La quantité de déplacement dans la partie amont voire centrale est faible et la déformation se traduit par des plis de type « buckling » (Figure 3-15B et D). Vers l'aval en revanche, la déformation tend à se transformer progressivement vers des plis isoclinaux et recumbent fold développés par cisaillement simple dans la masse en mouvement (Figure 3-15C et D,

Figure 3 -

 3 Figure 3-15 : Exemple de déformations et structures présentes dans la partie centrale des MTD. A : Unité compétente et cohésive raftée et glissée vers l'aval sur un plan de détachement. D'après Bull et al. (2009). B : Grands plis slumpés de type « buckling ». D'après Bull et al. (2009). C : Recumbent fold défini sur un MTD à l'affleurement. D'après (Alves and Lourenço, 2010). D : mon cor

  simple d'imager le moment critique où se produit la déstabilisation d'un paquet sédimentaire le long d'un plan de rupture. Le coefficient de sécurité Fs suivant défini le moment critique de déstabilisation gravitaire sur une surface de rupture rectiligne de pente β : 𝐹𝑠 = 𝜏 𝑚𝑎𝑥 𝑃 Avec 𝜏 𝑚𝑎𝑥 la résistance au cisaillement sur le plan de rupture et P le poids des terres appliqué sur le plan de rupture (Figure 3-16).

Figure 3 -

 3 Figure 3-16 : Diagrammes des forces qui s'appliquent sur un plan de rupture d'un glissement translationnel.

  𝑢 la pression interstitielle produite par l'eau, 𝝋 l'angle de friction du matériel, 𝛾 𝑠 le poids volumique du sol qui tient compte de la gravité, 𝛾 = 𝜌 × 𝑔 avec 𝜌 masse volumique du sol et 𝑔 accélération de la pesanteur, 𝝆 𝒔 le poids volumique du sol et 𝝆 𝒘 le poids volumique de l'eau 𝒛 l'épaisseur de sédiment au-dessus du pan de rupture et 𝜷 l'angle de la pente.

  dynamiques d'écoulement sont systématiquement décrites pour chaque type de processus : glissement slide et débris flow principalement. Les travaux sont portés sur la détermination des critères de cinématique de direction de transport mais les relations entre chaque processus et la dynamique générale de l'écoulement pendant le dépôt sont encore peu développés. De nombreuses études analogiques ont permis de décrire l'évolution d'un écoulement de type débris flows en écoulement turbiditique. Mais elles s'adaptent peu à l'évolution de grands glissements composites comportant des blocs slidés et des débris flows chargés en clastes de très grosses dimensions en raison de problèmes d'échelle. Quelle est donc la dynamique réelle d'un écoulement de type Mass Transport Deposit et quelles sont les relations et les interactions entre les différents processus actifs ? Quelle est également la durée ou la distance nécessaire à l'écoulement pour évoluer vers un comportement de plus en plus turbulent ? Malgré tous les progrès réalisés en termes d'amélioration de la résolution d'image ainsi que les missions en mer permettant depuis plusieurs décennies de réaliser des essais géotechniques et des carottages, aucune de ces méthodes d'observation ne permet d'obtenir une vue d'ensemble de l'évolution de ces gigantesques événements sous-marins et de chaque type d'objet avec une grande précision. La meilleure observation possible pour étudier l'évolution et la structure interne de ces glissements en masse se trouve sur le terrain. Rare sont les objets très bien préservés et les parties amonts des glissements sont souvent inexistantes et ne permettent donc pas de décrire les premiers stades d'évolution du transport. L'orientation prédominante des structures, quand elle existe, est toujours systématiquement et simplement associée à la ligne de plus grande pente. Certains auteurs comme Sobiesiak et al, (2016) semblent en revanche exclure la possibilité d'une seule orientation générale des structures plissées dans des écoulements cohésifs de type débris flow contenant des clastes pluri-métriques et associent cette diversité à la mise en place de cellules convectives dans l'écoulement lié à des phénomènes de turbulente induits par la non homogénéité du système. L'orientation de toutes ces structures répond-elle simplement à une logique générale qui correspond au sens de transport du glissement ? Ou est-ce que la lithologie affectée mais aussi le type de l'écoulement ont-ils un impact non négligeable sur l'enregistrement des directions de déformations associées au transport sous-marin ? Nous nous sommes également demandé dans le chapitre 2 si les déformations souples à petites échelles sans ou avec très peu de déplacement latéral, étaient susceptibles d'enregistrer un état de contrainte plus ou moins local pouvant correspondre à un contexte tectonique. Ce deuxième exemple de terrain a donc également pour objectif de nous permettre de caractériser l'enregistrement directionnel des structures dans les mégaglissements sous-marins par rapport au contexte tectonique régional dans le cas où le paramètre le plus majoritaire dans la structuration de l'écoulement et du dépôt semble être la pente de premier abord. Le bassin Espagnol de Tabernas situé au coeur des Bétique montre la présence de nombreux MTDs dans la série Tortonienne. Les profonds canyons actuels qui traversent le bassin offre une excellente visibilité sur de nombreux Mass Transport Deposits d'épaisseur décamétrique qu'il est parfois possible de suivre sur plusieurs kilomètres. La seconde partie de ce manuscrit s'est donc concentrée sur l'observation et l'interprétation des structures internes de quatre zones amont de MTD où les zones de détachement ont pu être localisées. Caractérisation des SSD au passage Trias-Jurassique, UK La partie 2 concerne la caractérisation tectono-sédimentaire des déformations souples observées au Royaume-Uni dans les sédiments du passage Trias-Jurassique. Le chapitre 4 expose le contexte tectonique et sédimentaire du Royaume-Uni au passage Trias-Jurassique. Le chapitre 5 présente les relevés de logs sédimentaires réalisés sur les sept sections et les quatre carottes étudiées à travers le Royaume -Uni. Le chapitre 6 développe l'ensemble des observations faîtes et les résultats des mesures statistiques menées sur les différentes sections étudiées. Cette partie « résultats » est suivie par une discussion qui tente de répondre aux différentes questions posées à la fin du chapitre 2, appliquées au Royaume-Uni tels que : le rôle de la lithologie dans le type et la localisation de la déformation, l'enregistrement d'un état de contrainte tectonique actuel dans la déformation souple de surface mais aussi la chronologie des différents événements. Ici est également mis en avant l'apport de l'étude des SSDs sur la compréhension du contexte tectonique et sismique de l'époque et du rôle de l'héritage structural. Ce chapitre est présenté sous forme d'article et complété par des données supplémentaires. Uni actuel est formé de plusieurs blocs continentaux réunis à la suite de deux orogénèses principales : l'orogénèse calédonienne et l'orogénèse varisque. Ces deux phases de collision majeures aboutissent à la formation de la Pangée. Le Royaume-Uni est structuré par de nombreuses failles correspondant à d'anciens chevauchements hérités de ces orogénèses. A partir du Permien, le méga continent que constitue la Pangée est affectée par une grande phase extensive majeure très active jusqu'au Jurassique moyen et qui se poursuit jusqu'au Crétacé. Cela abouti à la formation de l'Océan Téthys dans un premier temps puis de l'Océan Atlantique central. Cet épisode extensif se traduit en Europe du Nord par la formation de nombreux bassins d'orientations multidirectionnelles dès le Permien supérieur. Ces derniers sont contraints par l'orientation des failles héritées des orogénèses précédentes qui structurent le socle. Les dépôts sédimentaires associés lors de la formation de ces bassins montrent une transgression majeure depuis les dépôts continentaux du Trias inférieur et moyen jusqu'au dépôt marin ouvert du Jurassique inférieur. Les déformations observées et étudiées dans cette partie affectent les sédiments du Penarth Group qui sont datés à la limite Trias-Jurassique. Ils correspondent à des dépôts tidaux et lagunaires qui représentent les premières occurrences marines au sein des bassins triasiques.

4 ,

 4 Baltica 5 , Siberia, Avalonia 6 et Laurentia 7. Cette grande phase de rifting est associée à l'ouverture de l'océan Iapetus entre Laurentia et Gondwana ainsi qu'entre Laurentia et Baltica (Figure4-1b)(Cocks et Torsvik, 2006).A partir de 540 Ma, des évènements orogéniques mineurs se produisent sur les marges de l'océan Iapetus comme l'orogénèse Finnmarkienne (520-500 Ma) et l'orogénèse Grampienne (470-460 Ma). Cette dernière, qui affecte l'Écosse et l'Irlande du Nord, participe à la structuration de son socle paléozoïque. La rotation antihoraire du bloc Baltica est couplée avec l'ouverture de l'océan Tornquist[START_REF] Cocks | Faunal evidence for oceanic separations in the paleozoic of Britain[END_REF] entre les continents Baltica et Gondwana (Figure4-1c).La distribution de la faune benthique (principalement brachiopodes et trilobites) à travers les micro-continents Avalonia et Armorica montre qu'ils font partie intégrante du continent Gondwana à cette période et se trouvent à des latitudes moyennes à hautes(Cocks et Torsvik, 2006).Le début de l'Ordovicien (480 Ma) est marqué par la mise en place d'une zone de subduction sur la marge Laurentienne de l'océan Iapetus. Commence alors la phase de rétrécissement de cet océan jusqu'à la fin de l'Ordovicien. Cette convergence entre les plaques Laurentia et Avalonia entraine le déplacement de cette dernière en direction de l'équivalent actuel de l'Amérique du Sud (Figure4-1c). Suite à cela se met en place une nouvelle période de rifting entre le microcontinent Avalonia et Gondwana qui donnera naissance à un nouvel océan, nommé Rhéique, dès le milieu de l'Ordovicien (460 Ma). (Figure4-1d).

Figure 4 - 1 :

 41 Figure 4-1 : Reconstruction paléogéographique depuis le Néoprotérozoïque (dislocation du continent Pannotia) jusqu'au milieu de l'Ordovicien (accrétion dans l'océan Rhéique). D'après Cocks et Torsvik (2006). L'océan Tornquist, entre Avalonia et Baltica, subducte sous la plaque Avalonia et se ferme à la limite Ordovicien-Silurien (Figure 4-2a, Torsvik et al., 1996). S'ensuit alors l'évènement principal de fermeture au Silurien (425 Ma) entre les blocs Avalonia / Baltica et Laurentia qui se nomme l'orogénèse Calédonienne, affectant la partie Nord du Royaume-Uni et de l'Irlande (Figure 4-2a et b). La réunification de ces trois blocs donne naissance à un nouveau continent nommé Laurussia (Figure 4-2, Figure 4-2b).

Figure 4 - 2 :

 42 Figure 4-2 : Reconstruction paléogéographique depuis la fin du Silurien (ouverture de l'océan Rhéique) jusqu'à la fin du Carbonifère (formation de la Pangée). D'après Cocks et Torsvik (2006). Dès la fin de l'orogénèse calédonienne, une zone de subduction se met en place sur la marge sud de l'océan Rhéique, du côté du Gondwana. Débute alors la fermeture de cet océan qui aboutira à un nouvel épisode orogénique. La première phase orogénique nommée acadienne au milieu du Dévonien (400-390Ma) est caractérisée par la collision de l'Ibérie et de l'Armorique, microcontinents issus du continent Gondwana, avec le bloc Laurentia (Figure 4-2c). La collision principale varisque entre les blocs Gondwana et Laurentia se poursuit de 370 à 290 Ma dans le nord-ouest de l'Europe et affecte la partie sud du Royaume-Uni et de l'Irlande (Figure 4-2c et

Figure 4 - 3 :

 43 Figure 4-3 : Carte définissant les différents fragments de continents à l'origine de la formation du Royaume-Uni et de l'Irlande. Les différentes teintes de gris donnent l'âge des différents blocs. Le Royaume-Uni est structuré en 3 blocs mis en contacts lors de deux grandes orogénèses : calédonienne et varisque. D'après Holdsworth et al. (2012). Le Royaume-Uni et l'Irlande sont donc constitués de trois blocs continentaux d'âges différents réunis les deux orogénèses principales : calédonienne et varisque. Il coexiste ainsi de nombreux chevauchements et développements de nappes (Chadwick et al., 1983)(Figure 4-3). Les sutures de ces deux collisions définissent l'orientation des grandes failles majeures qui structurent la région et principalement le nord de l'Irlande et l'Ecosse. La Figure 4-4 montre la distribution et l'orientation actuelle de ces failles. Au Nord, la direction principale calédonienne est SW-NE voire SSW-NNE. Les failles varisque possèdent quant à elles une orientation E-W pour les chevauchements en Angleterre, à NW-SE pour le prolongement de la Faille de Bray dans la Manche. Enfin, il est possible de définir un dernier type d'orientation N-S caractérisé par le Welsh Borderland Fault System (Figure 4-4) défini par Holdsworth et al., (2012) comme une limite possible entre deux microcontinents composant la plaque Avalonia.

Figure 4 - 4 :

 44 Figure 4-4 : Carte structurale simplifiée des différentes limites de plaques et principales failles Paléozoïques au Royaume-Uni et en Irlande (orogenèses calédonienne et varisque). D'après Holdsworth et al. (2012).

  formation d'une série de bassins sédimentaires multidirectionels d'ampleur limitée (Figure 4-5, Ziegler et Dezes, 2006).

Figure 4 - 5 :

 45 Figure 4-5 : Principaux bassins permo-triasique en Europe du Nord-Ouest. L'orientation des failles normales qui bordent les bassins est similaire à celles des failles héritées d'âge calédonien et varisque. D'après Holdsworth et al. (2012).

Figure 4 - 6 :Figure 4 -

 464 Figure 4-6 : Cartes palinspastiques de l'Europe du Nord durant le passage Trias-Jurassique. A à C : Cartes évolutives montrant l'ouverture des nombreux bassins et la subsidence généralisée associée à l'ouverture de l'Océan Atlantique central. D : Carte isopaques montrant l'épaisseur de la série triasique dans les différents bassins de diverses orientations. La subsidence des différents bassins n'est pas homogène et met en avant les variations de taux d'activité des différentes failles.

  contiennent des rides de courant, des laminations obliques, des empreintes de goutte d'eau ou encore des fentes de dessiccation. Ils sont déposés dans un environnent continental chaud, principalement en contexte fluviatile, plaine d'inondation, lacustre et éolien (Figure4-7A,

  Irlande du Nord, le sommet du Mercia Mudstone Group est défini par les formations de Port More et Collin Glen, également appelée « Green Tea Marls » d'âge Norien-Rhétien. La formation de Port More correspond à une argilite massive de couleur rouge à brune. La base de la Formation Collin Glen correspond à une alternance d'argilites rouges et vertes surmontée une dizaine de mètres d'argilites silteuses vertes à grises pâles et qui traduisent un environnement continental de type de plaine alluviale voire marin avec les premiers rares fossiles de poissons (Mitchell, 2004). En Angleterre et au Pays de Galles, le sommet du Mercia Mudstone Group correspond aux formations de Branscombe et Blue Anchor d'âge Norien-Rhétien. La Branscombe Formation est principalement composée d'argilites silteuses rouges qui contiennent de nombreux lits de gypse et d'anhydrite. Le sommet est marqué par des alternances entre les argilites rouges et des argilites dolomitiques de couleur verte à grise. Ces alternances sont surmontées par la Blue Anchor Formation, d'âge Norien-Rhétien, qui correspond à une argilite silteuse dolomitique de couleur verte puis grise, dont l'épaisseur varie entre 5 et 60 mètres en Angleterre et au Pays de Galles.

Figure 4 - 7 :

 47 Figure 4-7 : Définition lithostratigraphique des sédiments triasiques en Irlande du Nord. A : Contexte de dépôt des sables du Sherwood Group, l'apport sédimentaire se fait dans un contexte fluviatile par érosion de la chaîne Varisque au Sud. B : Contexte de dépôt du Mercia Mudstone Group durant la phase majeure de rifting triasique. Ruffell et Shelton, (1999) modifié par Mitchell, (2004) . La dernière unité au-dessus du Mercia Mudstone Group et avant la limite Trias-Jurassique est le Penarth Group. Les principales localités où affleure ce groupe peu épais sont situées dans le sud de l'Angleterre, Devon et Dorset (Lyme Regis, Charton et Culverhole Point), sur le pourtour du chenal de Bristol coté anglais (St Audrie's Bay et Lilstock), au Pays de Galles (Lavernock point et Saint Mary's Well Bay) et en Irlande du Nord à Waterloo Bay (Figure 4-4). Le terme de Penarth Group est défini pour la première fois par Warrington et al. en 1980 (Figure 4-8). Il est subdivisé en deux formations principales : la Westbury Formation et la Lilstock Formation, elle-même de nouveau divisée en deux membres (Cotham Member et Langport Member). L'épaisseur totale du groupe varie de 12 mètres en Angleterre à 25 mètres en Irlande du Nord et peut être nulle dans d'autres régions[START_REF] Mitchell | Triassic[END_REF][START_REF] Warrington | A correlation of Triassic Rocks in the British Isles[END_REF]. Les dépôts du Penarth Group sont d'âge

Figure 4 - 8 :III. 1 .

 481 Figure 4-8 : Evolution de la nomenclature du passage Trias-Jurassique. Modifié d'après Benton et al. (2002) et Gallois (2009). III.1. Westbury Formation : La formation du Westbury est d'âge Rhétien. Elle correspond à environ à 8 à 10 m d'argilites noires à grises foncées riches en matière organique qui alternent avec de fines laminations de silts et de sables fins. Ces niveaux montrent la présence de rides de courant et de houle, et contiennent de nombreuses accumulations bioclastiques. Les nombreux niveaux à débris d'os de poisson et de vertébrés, dents de reptiles marins et écailles de poissons visibles à la base du membre (Ivimey-

Figure 4 - 9 :

 49 Figure 4-9 : Variations latérales régionale des faciès de dépôt du Penarth Group au Royaume-Uni, du nord vers le sud. La formation du Cotham Member est nettement plus développée au nord du Royaume-Uni où elle mesure environ 20 mètres d'épaisseur qu'au sud où elle mesure 1 à 2 mètres. À l'inverse, les dépôts du Langport Member, aussi appelés White Lias, sont nettement plus épais au sud de l'Angleterre. Le Watchet Member est visible uniquement autour du Chenal de Bristol (estuaire de la Severn). La localisation du transect latéral est visible sur la carte en Figure 4-4. Modifié d'après Hounslow et Ruffell, (2006).

Figure 4 - 10 :

 410 Figure 4-10 : Corrélation du niveau de déformation du Cotham Member entre les affleurements d'Irlande du Nord et du Somerset. A : Corrélations proposée par Mayall (1983) entre l'estuaire de la Severn et le Dorset. B : Corrélations proposée par Simms (2007) entre l'Irlande du Nord et l'estuaire de la Severn. Ces auteurs associent la déformation à un unique événement.

  ) ont associé la formation de ces structures à des phénomènes de liquidisation produit lors d'évènement(s) sismique(s). Ils interprètent donc les niveaux de déformation comme des séismites qu'ils corrèlent à l'échelle régionale. Ils relient ainsi les déformations formées dans les dépôts du White Lias au sud de l'Angleterre avec les déformations visibles dans le Cotham Member inférieur du Somerset, du Pays de Galles et de l'Irlande du Nord et supposent un même évènement de déformation (Figure 4-10A et B). Mayall (1983) attribue cet évènement de déformation à un ou plusieurs séismes rapprochés dans le temps en lien avec le contexte tectonique global de la région au passage Trias-Jurassique. Les sections étudiées les plus éloignées sont distantes d'environ 500 km. Les courbes de corrélation qui relient distance liquéfiable par rapport à l'épicentre et magnitude du séisme montre que la magnitude nécessaire pour liquéfier l'ensemble des sédiments de chaque affleurent en même

  étend son étude à de nombreux affleurements dans tout le Royaume-Uni et décrit ainsi une extension régionale des déformations encore supérieure, sur une superficie d'environ 250 000 km 2 . La liquéfaction d'une telle surface suite à un seul évènement nécessite un séisme d'une magnitude supérieure à 10 (

  -1). Le site d'étude principal se trouve à Larne, dans le bassin triasique du même nom. Les carottes GES C1 et GES C2 (GSNI) sont situées à l'intérieur des terres entre Larne et Whitehead tandis que les carottes Nire 002 et Nire 003 (LONMIN) se trouvent dans le bassin de Rathlin, à proximité de Magilligan.

Figure 5 - 1 :

 51 Figure 5-1 : Localisation des sections étudiées en Irlande du Nord. Les carottes GES C1 et GES C2 ainsi que l'affleurement de Larne se trouvent dans le bassin de Larne. Les carottes NIRE 002 et 003 se trouvent dans le bassin de Rathlin. La figure de gauche correspond à la carte géologique de détail de l'affleurement de Waterloo Bay, à Larne. D'après Mitchell (2004). Les logs suivants, ainsi que l'étude des SSDs sont focalisés sur le Penarth Group : Westbury Formation et Lilstock Formation.

Figure 5 - 2 :

 52 Figure 5-2 : Photos des lithologies à Larne, Waterloo Bay. A : Visualisation générale de l'affleurement sur l'estran avec les différentes formations et membres. B : Deuxième niveau de coquilles de lamellibranches déformé dans le Westbury à la côte 11 mètres. C : Alternances centimétriques argiles-silts et sables avec rides de houle (unité 4). D : Alternances millimétriques argiles-silts et sables fins avec rides et déformations souples (banc 6F). E : Banc sableux à sets progradants de rides laminées du banc 7D. F : Dykes clastiques avec le niveau source 7J. Voir Figure 5-3 pour la position de ces différents bancs.

Figure 5 - 3 :

 53 Figure 5-3 : Log sédimentaire de Larne -Waterloo Bay. La légende est disponible avec la figure 5-4.

Figure 5 - 4 :

 54 Figure 5-4 : Log sédimentaire de Larne-Waterloo Bay. Détail du Cotham Member.

  La formation du Westbury possède une épaisseur totale de 7,80 à 8 mètres dans les deux carottes. Elle est constituée d'argilite noire très riche en matière organique et très finement laminée avec la présence de niveaux de beef 8 centimétriques à la base. Comme à Larne, la formation possède de nombreux niveaux à alternances sableuses millimétriques à centimétriques en forme de lentille avec la présence de nombreuses coquilles. Parmi ces dernières on retrouve la présence de petits lamellibranches Protocardia, de Rhaetavicula contorta ainsi que quelques pectenidés. La partie supérieure du Westbury comporte deux niveaux de 30 cm d'épaisseur très riches en coquilles de lamellibranches. Ces deux niveaux sont très déstructurés et présentent des traces de terriers (Figure 5-5A).

Figure 5 - 5 :

 55 Figure 5-5 : Lithologies des carottes GES C1 et GES C2. A : Niveau à coquilles de lamellibranches indéterminés déstructuré dans le Westbury. B : Argilite silteuse grise-rose assez massive en base du Cotham Member affectée par des déformations souples. C : Alternances argiles-silts-sables avec rides de courant et figures sédimentaires de type « herring-bones » au sommet du Cotham Member inférieur. D : Dykes clastiques dans un niveau encaissant d'alternances silts-sables au sommet du Cotham Member inférieur. E : moules (Modiolus hillanus) dans les argilites du Blue Lias.

Figure 5 - 6 :

 56 Figure 5-6 : Logs simplifiés des carottes GES C1 et GES C2, Bassin de Larne.

Figure 5 - 7 :

 57 Figure 5-7 : Lithologies des carottes NIRE 002 et NIRE 003. A : Limite entre la Formation de Collin Glen et le Westbury. B : Niveau à Rhaetavicula contorta dans la base du Westbury. C : Failles normales synsédimentaires à la base du Westbury. D : Argilite silteuse verte massive avant la transition à l'argilite rose. Présence de déformations molles par plis. E : Niveau sableux à figures sédimentaires de types « herring-bones » au sommet de l'argilite silteuse rouge du Cotham Member. F : Argilite noire de la base du Blue Lias avec passages millimétriques à centimétriques sableux affectés par des plis et des figures de charges.

Figure 5 - 8 :

 58 Figure 5-8 : Logs simplifiés des carottes NIRE 002 et NIRE 003, Bassin de Rathlin

Figure 5 - 9 :

 59 Figure 5-9 : Carte de localisation des affleurements étudiés autour du Chenal de Bristol.

Figure 5 - 10 :

 510 Figure 5-10 : Visuel des différentes unités de Lavernock Point et Saint Mary's Well Bay. A : Inclusion de bioclastes du Westbury dans les alternances argiles-silt du Cotham Member inférieur à Lavernock. B : Succession lithostratigraphique du Cotham Member inférieur au White Lias à Lavernock. Le Cotham Member inférieur est séparé du Cotham Member supérieur par le niveau source des dykes. Les alternances de niveau silteux et sableux au-dessus des dykes possèdent de nombreuses rides de houle. Les gros niveaux clairs sont des niveaux calcaires, le dernier au sommet est une lumachelle. C : Ride de houle de la base du Cotham Member supérieur à Lavernock. D : Succession du Watchet Member, des Paper shales et des alternances argilo-calcaires du Blue Lias à Lavernock. E : Deux générations de dykes à Saint Mary's Well Bay. La première génération est issue du niveau 1C mais les limites supérieures ne sont pas nettes, la seconde génération est issue du banc sableux massif 2B. F : Quelques déformations frustres qui affectent l'unité 1B à Saint Mary's Well Bay.

Figure 5 - 11 :

 511 Figure 5-11 : Log de Lavernock Point, Pays de Galles. Modifié et complété d'après Sandra Borderie, M2 UPMC.

Figure 5 - 12 :

 512 Figure 5-12: Log de Saint Mary's Well Bay. Modifié et complété d'après Sandra Borderie, M2 UPMC. La légende est disponible dans la figure 5-11.

  -14 et la Figure 5-15. La Figure 5-16 et la Figure 5-17 correspondent aux logs de détail dans le Cotham Member pour ces deux mêmes localités. A Lilstock, la totalité de la coupe affleure sur environ 200 mètres le long de la falaise et la succession est visible en continuité sur l'estran (Figure 5-13A). L'affleurement est recoupé par des grandes failles syn-ou post Jurassique. A Saint Audrie's Bay, l'affleurement du Mercia Mudstone et de la base du Westbury se situe sur la falaise. Le sommet du Westbury, le Cotham Member et la base du Blue Lias sont visibles sur l'estran et possèdent une continuité latérale de presque 200 mètres à marée basse.

A

  Saint Audrie's Bay, la limite entre le Mercia Mudstone et le Westbury est marquée par la présence d'un niveau de 30 cm de calcaire mudstone vert affecté au sommet par des terriers verticaux de Diplocraterion en forme de U (Figure 5-13B). Cette limite n'est pas observée à Lilstock. Le début du Westbury correspond ensuite à des niveaux d'argilite silteuse de couleur claire avec de nombreux niveaux sableux affectés par des plis droits et pointus (Figure 5-13B). Le reste de la formation correspond à une argilite noire litée riche en matière organique. Cette argilite comprend par moment des bancs calcaires noduleux dont la structure interne, riche en coquilles de lamellibranches indifférenciés, paraît totalement désorganisée (Figure 5-13C). En se rapprochant du sommet de la formation, les derniers bancs calcaires sont encadrés par la présence de niveau de beef 8 à la base et au sommet. Ces bancs calcaires sont d'épais niveaux d'accumulation de lamellibranches dont certains de grande taille ont leurs valves encore appareillées. Certaines de ces lamellibranches sont des pectenidés.

Figure 5 - 13 :

 513 Figure 5-13 : Visuel des différentes unités de Lilstock et Saint Audrie's Bay. A : Section de Lilstock Bay. B : Banc à Diplocraterion à la base du Westbury et suite de la séquence d'alternance argile-silt, Saint Audrie's Bay. C : Banc calcaire noduleux et beefs dans le Westbury supérieur, Saint Audrie's Bay. D : Rides de houle co-génétiques dans les dépôts du Cotham Member supérieur, Lilstock. E : Banc destructuré sommital du Cotham Member supérieur, Lilstock. F : Alternances Marno-calcaire du Blue Lias, Lilstock.

Figure 5 - 14 :

 514 Figure 5-14 : Log de Lilstock.

Figure 5 -

 5 Figure 5-15 : Log de Saint Audrie's Bay. La légende complète est disponible sur la figure 5-16.

Figure 5 -

 5 Figure 5-16 : Log de Lilstock. Détail du Cotham Member

Figure 5 - 18 :

 518 Figure 5-18 : Localisation des affleurements du sud-ouest de l'Angleterre.

Figure 5 - 19 :

 519 Figure 5-19 : Visuel des différentes lithologies du Sud de l'Angleterre. A : Conglomérats monogéniques calcaires 2A et 2B chenalisants à la base de la coupe de Charton Bay. B : Conglomérat monogénique chenalisant 3A à Pinhay Bay, équivalent du conglomérat de Charton Bay (2A et 2B). C : Calcaire stratifié 3A et 4B séparé par un niveau calcaire massif repère 4A à Charton Bay. D : Partie supérieure de la section de Pinhay Bay, le niveau 5A est l'équivalent du banc calcaire repère 4A à Charton Bay. Le niveau 5B est totalement déstructuré, les niveaux 6 et 7 correspondent ici à un seul banc massif chenalisant. E : Le niveau 4C à Charton Bay présente des restes de bancs slumpés coupés par le niveau sus-jacent 5A. F : Banc sommital du White Lias à Charton Bay avec présence de Diplocraterion indiquant une surface condensée avant le dépôt du Blue Lias.

Figure 5 -

 5 Figure 5-20 : Log Charton Bay

Figure 5 -

 5 Figure 5-21 : Log de Pinhay Bay. Modifié et complété d'après Sandra Borderie, M2 UPMC (2013)

( 1 )

 1 Dans le cas des plis isoclinaux, des dômes injectifs et des slumps, les axes d'allongement des structures ont été définit autant que possible par la méthode du cylindrage de pli. Cela consiste à prendre la mesure d'un maximum de plans de stratification tout au long du pli puis de tracer le pôle de ces plans en projection stéréographique. Le pôle du grand cercle qui contient le maximum de pole de stratification correspond à l'axe du pli, caractérisé par une direction et un angle de plongement (Figure 6-1Erreur ! Source du renvoi introuvable.A). Un grand nombre de plis du Cotham Member ont fait l'objet de cylindrage en particulier à Larne où les conditions d'affleurement en 3D sur l'estran sont excellentes pour cet exercice. Les dômes injectifs des bancs 3C et 5B ainsi que les slumps du banc 5B à Pinhay Bay ont également été cylindrés par Sandra Borderie, M2 UPMC 2013 et les mesures ont été complétés lors de la mission de septembre 2015.

  d'érosion sur l'estran (Figure 6-1B). C'est principalement le cas pour les affleurements de Lavernock, Saint Audrie's Bay et Lilstock. Les mesures ont été prises sur l'estran où la vision 3D est insuffisante. Dans ce cas, seule la direction de l'axe du pli peut être déterminée, la valeur de plongement de cet axe est inaccessible. Lorsque la stratification générale du site possède un pendage supérieur à 15 degrés, les axes de plis obtenus par cylindrage ont été débasculés. C'est le cas à Larne, où la stratification présente un pendage de 25° vers le Nord. La formation des plis ayant lieu pendant ou très peu de temps après le dépôt, nous faisons l'hypothèse que la stratification était horizontale au moment de la déformation.

Figure 6 - 1 :

 61 Figure 6-1 : Méthode de mesure des axes de plis. A : Cylindrage du pli injectif SSD5, à la limite Westbury -Cotham, Larne, Waterloo Bay. L'intersection de tous les plans mesurés autour du pli et projeté en stéréodiagramme représente l'axe du pli. Les points noirs correspondent aux pôles de chaque plan mesuré. L'axe du pli est aussi le pôle du grand plan qui contient le maximum de pôles de plans de stratification. B : Exemple d'un pli visible sur l'estran et recoupé par erosion. Il est possible de mesurer directement l'axe à la boussole.

( 2 )( 3 )

 23 À Pinhay Bay, plus de 300 failles ont été mesurées entre la mission de Sandra Borderie et celle de septembre 2015. À Larne, les grandes failles qui recoupent toute la section du Penarth Group au Jurassique, ont également été mesurées. Chaque faille est caractérisée par sa cinématique, sa direction et son pendage car elles ne possèdent généralement pas ou plus de strie.Deux failles normales principales à plans striés ont également pu être mesurées dans le Penarth Group la carotte GESC1. Les conditions de carottage ne permettent pas de réorienter la carotte une fois en caisse et chaque morceau devient indépendant. Etant donné la proximité avec l'affleurement de Larne qui possède un pendage de 25°N, il est possible de récupérer les mesures de la carotte GESC1 en considérant que le pendage entre les deux coupes est similaire. Dans le cas où le pendage est horizontal, les données de failles sont irrécupérables. Chaque faille mesurée à plat dans les caisses à carottes a donc systématiquement été rattachée à une mesure de stratification et le traitement a été réalisé comme suit : (1) basculement des mesures de 90 degrés pour remettre la carotte à la verticale, top vers le haut. (2) rotation des mesures de failles et de plans de stratification afin de ramener ce dernier dans la même position qu'à Larne : N045 25N. Pour finir, une cinquantaine de dykes ont été mesurés sur chaque affleurement. Ils sont caractérisés par leur orientation et leur pendage. L'observation de ces structures sur l'estran a permis d'une part de multiplier les mesures, mais aussi de rendre compte de la grande variété de directions existante.II. Caractérisation directionnelle et temporelle des SSDs dans les séries du passage Trias-Jurassique au Royaume-UniII.1. ObjectifsCette partie est basée sur un article soumis à Sedimentary Geology. Il a pour but de présenter les résultats de la caractérisation complète des déformations souples qui affectent le Penarth Group au Royaume-Uni en combinant des approches sédimentologiques et tectoniques. La première partie présente les différents types de déformations observées et leur position dans la colonne lithostratigraphique. La seconde partie présente les résultats des études statistiques directionnelles des structures. A partir de ces résultats, nous cherchons à définir la cause probable de la liquidisation et donc des déformations, à reconstituer la chronologie des différents évènements et à les replacer dans le contexte extensif du Royaume-Uni à la période fin Trias -Début Jurassique. Enfin nous discutons dans cet article du type de déformation obtenue et de leur localisation dans la colonne sédimentaire en fonction de la lithologie.

Figure 6 - 2 :

 62 Figure 6-2 : Geological context of the U.K. at the Triassic-Jurassic transition. A: Location of studied sites. The faults which materialize the different Permo-Triassic basins are those defined by Holdsworth et al. (2012). The basin orientations are similar to the orientation of the Caledonian and Variscan faults. B: Litostratigraphy of the Triassic-Jurassic boundary deposits in the UK. After Warrington et al. (1994).

  -2A) an encompass a number of different Triassic basins (Larne and Rathlin basins in Northern Ireland, and the Wessex and Bristol Channel basins in the South and South West of England). Their coastal situation allows ideal observation of both the cliff and the foreshore outcrop. Outcrop observations were supplemented by analysis of four cores drilled in Northern Ireland in the Larne Basin (GES C1 and GES C2) and the Rathlin Basin (NIRE 002 and NIRE 003) (Figure 6-2A).

. 4 . 1 .

 41 Distribution of Soft Sediment DeformationsII.4.1.a Northern Ireland• WestburyIn the Rathlin Basin, the cores NIRE 002 and Nire 003 are respectively affected by soft deformations 2.5 metres and 1 metres above the base of the Westbury Formation (Figure6-3).The deformations are concentrated in 15 to 20 centimetre thick disturbed layers of clay and sand laminae. Centimetric folds, convolutes, sand boudins and angular undeformed clasts may result from bioturbation but the presence of several millimetric to centimetric normal faults and graben structures through the core at the base of the Westbury Formation indicate that the deformations are most likely due to a non-biological trigger (Figure6-4A). Thickness variations from either side of the faults indicate a synsedimentary activity.• Cotham MemberAt Larne, the boundary between the Westbury Formation and the Cotham Member is deformed by centimetric to decimetric domes structures (Figure6-4B, Figure6-9), especially in the western part of the outcrop. Dark grey mudstone of the upper Westbury Formation is injected throughout the upper coarser sediments of the Cotham Member, which pinch out again the dome walls. Clay and sand alternations of the basal of Cotham Member mould these injections and form folds caused by the upward creeping of the clay from below. These deformations include diapirs, anticline cusps and cusps corresponding to fluid escape from the overpressured clay up through the non-indurated sandy alternations[START_REF] Ghosh | Soft-sediment deformation structures from the Paleoproterozoic Damtha Group of Garhwal Lesser Himalaya, India[END_REF]. The lower Cotham Member is disturbed by numerous centimetric to metric isoclinal and recumbent folds affecting a set of laminations made of silts, sands and clays of millimetric to centimetric thickness from unit 1 to unit 6 (Figure6-3, Figure6-9). The larger folds are in the lenticular 2B bed and measured 1.0 to 1.5 metres width and height. Second order folds with smaller wavelength are observed in the sandy levels (Figure6-4C). Some areas are stretched and others contracted causing boudinage and variations of sand layers thicknesses which amplifies the shape of existing wave ripples. The interval with soft sediment deformations is 4.6 metres in thickness, however the density of SSD varies laterally and less deformed areas can be recognized. The bed 3B corresponds to a finer and more homogeneous silt and seems also less affected by soft deformations (Figure6-9). From the unit 7 to the top of the log section, the bedding of different units is not disturbed and no folds have been recorded despite units 7 and 8 having similar lithology as the underlying deformed units. One level with centimetre-wide dykes was recognized at the top of the unit 7, one metre above the top of the main deformed interval. The sand of the bed 7J is injected downward until bed 7E (per-descensum dyke). These dykes show multidirectional orientations.The GES C1 and GES C2 cores from the Larne Basin present similar features to that of the Larne outcrop. Thicknesses of the individual lithostratigraphic unit are approximately the same between the cores and the nearby outcrop. Soft sediment deformations occur from the base of lower Cotham Member within a 4.3 metres thick interval in GES C1 and 4.4 metres thick in GES C2 (Figure6-3). The deformation observed in these two intervals is represented by millimetric to centimetric recumbent folds, isoclinal folds and convolute bedding. In these cores, numerous normal micro-faults with length of several centimetres affect the upper half of the deformed level, being particularly visible in the finely laminated deposits and together forming micro-grabens like structures. Variations in bed thickness have been observed from either side of several faults

Figure 6 - 3 :

 63 Figure 6-3 : Log section and position of deformed layers in Northern Ireland: cores GES C1, GES C2, NIRE 001, NIRE 002 and Larne outcrop.

Figure 6 - 4 :

 64 Figure 6-4 : Soft sedimentary deformations observed in Northern Ireland. (A) Synsedimentary micro-faults in the Westbury Formation, NIRE 003 core. (B) Diapir injection structure at the boundary between the Westbury Formation and the Cotham Member, Larne outcrop. (C) Recumbent fold in the lower Cotham Member, Larne outcrop. (D) Second generation of folds and boudinage in the mega fold.

Figure 6 - 5 :

 65 Figure 6-5 : Soft sediment deformations in England. (A) Deformed clast of the Westbury Formation within the base of the Cotham Member at Lavernock Point (bed 2A). The clastic dyke postdates the recumbent folds formation.

Figure 6 - 6 :

 66 Figure 6-6 : Log section and correlations within the Severn Estuary area. Rose diagrams correspond to the main direction of folds for each deformed level.

Figure 6 - 7 :

 67 Figure 6-7 : Log section and position of deformed levels of the South Devon coast area. Rose diagrams correspond to the main direction of folds, faults and domes for each deformed level at Pinhay Bay. -Beds 2A and 2B at Charton Bay and 2A to 3B at Pinhay Bay correspond to debris flow deposits accumulated in N-S trending channels, respectively 1 metre and 1.85 metres thick (Figure 6-7). It consist in a monogenic calcareous mud conglomerate with an erosive base and an inverse to undefined grading. The upper part of this level is affected by numerous

Figure 6 - 8 :

 68 Figure 6-8 : Soft sediment deformations observed in South Devon Coast (A) Fluid escapes features highlighted by convolute bedding at the top of the debris flows, bed 3A, Pinhay Bay. (B) Synsedimentary fault between beds 3C and 3D at Pinhay bay. Bed 3C is injected along the fault and forms a dome structure. Bivalve shells pockets are locally present at the top of 3C bed (C) Normal fault affecting the 5B to 8E bed at Pinhay Bay. The fault limits the liquefaction of the slumped 5B bed. (D) Normal fault with injection at the top of the 8E bed (E) Massive injection features within a matrix-supported conglomerate throughout the 4C bed at Charton Bay. The 5A bed is not affected.

  -9). In bed 2B, different folds orientations have been observed but the large majority (33% of 12 measurements) show roughly similar (N110) trend. Fold directions are more scattered in level 4 where two main directions are apparent: 12% have a N130 direction, similar to that observed in underlying layers and 12% have a N070 from 33 measurements. Comparison of these results highlight a mean NW-SE fold axis direction through the whole deformed levels. The overturn directions of the folds are either oriented toward the North or toward theSouth (13.5% and 19% respectively). This excludes sliding along local submarine slopes which control folding. On the other hand, the constant orientation of the strain ellipse suggests a tectonic origins of the deformation structures which were thus controlled by the local stress state.

Figure 6 - 9 :

 69 Figure 6-9 : Detailed log section of the Larne outcrop. Diagrams on the left correspond to the plot of fold axis with the present day tilt. Rose diagrams on the right correspond to the direction distribution of folds along the outcrops. Both diagrams at the top give the fold axis distribution on the total section. Note that if the current tilt of the strata is brought back to horizontal, all fold axes have an inclination close to 0°. Folds thus formed with a sub-horizontal axis took place before the tilting of beds.

Figure 6 - 10 :

 610 Figure 6-10 : Main orientations of deformation structures observed in each outcrop in the United Kingdom.

  their limited geographical separation. The shell levels affected by convolutes bedding in the upper Westbury Formation, the three sandy layers at the top of Cotham Member, and the levels rich in bivalve shells at the base of Blue Lias Formation are very good local bed markers (Figure6-3). The formations intersected by the cores NIRE 002 and NIRE 003 in the Rathlin basin have similar facies to the one observed in the Larne basin. The Westbury Formation is slightly less thick in the NIRE 002 and NIRE 003 cores and shows deformations in its lower part in both localities. Sandand shell-rich levels disturbed by convolute bedding and synsedimentary faults of millimetre-to centimetre displacement are interpreted as a first minor deformation event (bed 1, Figure6-3) that affected the Westbury Formation in the Rathlin Basin. In the Larne Basin, however, only some convolute bedded shelly levels with burrows are found at the top of the Westbury Formation, and are likely to equate to this deformation event. However, the absence of normal faults and of typical liquefaction structures does not rulle out the the possibility of a bioturbation overprint.At Larne, the soft deformations affect the units 1 to bed 6H (Figure6-3, Figure6-9). This disturbed interval is observed in the GES C1 and GES C2 cores and if of similar thickness. In the Rathlin Basin, the tidal (flaser bedded) deposits of the Cotham Member are thicker and the base of the formation is characterized by a massive, undeformed grey-green silty clay. In core NIRE 002, deformation appears only in the upper part of the Cotham Member, however the condition of the core does not ensure the total absence of deformations in the central part. It is therefore very probable that they are present on a greater thickness than in NIRE 003. The deformed level of the Cotham Member is also affected by many small synsedimentary normal faults that are clearly visible in the sandy levels of the NIRE 003 core. The disturbed interval affecting the lower

  the northern margin of the Wessex Basin in southern England, the permanent gravitational remobilization of micritic limestone levels of the White Lias limits the correlation of undisturbed stratigraphic marker between sections of Pinhay Bay and Charton Bay. Only the massive calcareous beds 4A and 5A respectively in Charton and Pinhay sections and the level to Diplocraterion (beds 5J and 5F in Charton and Pinhay Bay) can be used as local marker-beds (Figure6-7). From the position of these two marker-beds, two disturbed levels and two majors gravitational event are recognized in both sections: Event P1: Debris flows from the beds 3A to 3C at Pinhay can be correlated with the beds 2A and 2B at Charton Bay (level 1, Figure6-7). These deposits are the result of a first gravitationnal destabilisation event.Event P2: At Pinhay Bay, the 3C and 3D beds are affected by N-S normal faults synsedimentary to the deposition of bed 3D. These faults cause brecciation and liquefaction of the underlying level 3C which was injected along the faults to form domes. This deformation, which affects the top of the debris flow deposit, is independent of the gravitationnal event since it occurs once the material is semi-indurated and shows no evidence of lateral displacement of the sedimentary mass. At Charton Bay, only fluid escape features at the top of the gravity deposit marked by bed 2B could be related to this event and no faults have been observed.Event P3: The bed 5B at Pinhay Bay and 4C at Charton Bay are locally composed of a set of decimetric calcareous slumped beds. These slumps indicate E-W flow directions perpendicular to the main channels axis with N-S direction. The first angular brecciation at the base of the layer can be attributed to the breaking up of the semi-indurated material by shearing at the base during slumping. This level corresponds to a debris flow associated with slumping, intiated by a second gravitational event.Event P4: At Pinhay bay, the beds 5B to 8E are affected by N-S normal faults. These faults have cause the partial or total brecciation and liquefaction of the top of the bed 5B. We suggest that the deformation event post-dated the deposition of bed 8E (e.g., formed during deposition of the basal Blue Lias Formation). At Charton, the same slumped level (4C) is not affected by faults but it is intersected by numerous massive injections of the liquefied conglomeratic material from the underlying bed 4B through the slumped bed 4C. These injections do not affect the overlying bed 5A. Either the bed 5A was deposited after the injections and is highly erosive, or the injection took place much later and the bed 5A was already well indurated. The injections spread laterally near the bed 5A. The hourglass shape of the injections goes in favours of the second hypothesis. If the event that caused the liquidation post-dated bed 5A deposition at Charton and given the small distance between both exposures, it is probably the same event as seen at Pinhay Bay (e.g., is basal Blue Lias Formation) (Figure6-7). This event also likely played a role in the partial brecciation of stratified conglomerate beds 4A and B respectivly at Pinhay and Charton bays.II.4.3.b Localization of the disturbed layer on the sedimentary pileIn the Severn Estuary and in Northern Ireland, only small normal faults of centimetre size coexist with recumbent and isoclinal folds of millimetric to metric dimensions. The millimeter to centimeter original, tidal alternations of clays, silt and sand remained coherent and were never homogenized. During the earthquakes, only the upper part of the sedimentary column at the water-sediment interface seems to have been deformed.In Devon, "White Lias" sediments affected by deformations correspond to a white micritic limestone assimilated to micritic mud whislt in a non-indurated state. The major gravitational deposits were primarly caused soft deformations like slumps or convolute bedding. The disturbed levels are mainly characterized by the formation of a monogenic breccia or a mixture of liquified sediment and preserved slumped zones. First, the liquefaction of homogeneous micritic levels lead to the partial or total destructuration of the initial bedding. Secondly, active faults played a key role in the localization of deformation. On the one hand, their presence amplified the phenomena of liquidisation. Bed 5B at Pinhay Bay is clearly more deformed to the East where many normal faults have been described. In the West, numerous slump fragments have been preserved. On the other hand, they played a mechanical barrier role in continuation of deformation. In bed 5B at Pinhay Bay, relics of slumps are observed on the footwall of faults while the hangingwall is totally liquefied and destructured (Figure6-8C). And thirdly, it is worth noticing that the two phases of liquefaction induced by faults did not re-mobilize the entire sedimentary column but only the top or the entire debris flow levels.The lithology and the sedimentary stack constrained the location of soft sediment deformation in the lithostratigraphic column. In the case of homogeneous sediments over several meters thick and in the absence of a major slope, liquefaction and deformation occur directly at the watersediment interface as is the case in Northern Ireland and around the Bristol Channel Basin. In the South of England, the liquefaction events have affected only the upper part or total thickness of the deposits corresponding to the two most important gravitational events. The important incorporation of water during these major gravity events facilitates the rapid overpressure of the interstitial water during liquefaction phenomena and leads to the brecciation then the homogenization of the initial deposit. Thus, the high porosity and the residual water content of these sedimentary units made them very sensitive to the phenomena of liquidation and focused almost all of the deformation. The normal faults associated with the stage of deformation intersect the overlying beds from 5B to 8E. They control the localization of the deformation and the injections in domes inside the gravity level. This indicates their synchronous character of the phase of liquefaction and their role of mechanical barrier.

Figure 6 - 11 :

 611 Figure 6-11 : Chronology and summarize information's of the successive deformation events in the United Kingdom during the Late Triassic.

  type of deformation, the preservation of the original sedimentary bedding and the localization of the deformations are clearly dependent on the lithology of the sedimentary pile in the Triassic-Jurassic boundary examples studied. However, the direction of the observed structures is completely independent of this parameter and is particularly well constrained and homogeneous for each disturbed level. The complete characterization of the Soft Sediment Deformations of the Triassic-Jurassic boundary at the scale of the several outcrops in the United Kingdom allowed us to associate the directions of soft sediment structures to the states of stress imposed by the activity of local major faults that are linked to the opening and development of Triassic basins. The local and directional correlations between the different sections allow us to propose a schedule for the deformation. The variation of the directions of soft sediment deformation associated with each seismic event shows that the first extension phases are characterized by the opening of multidirectional basins. Furthermore, the structural frame inherited from the Caledonian and Variscan orogeny played an important role in the formation of these Permo-Triassic basins. The orientation of the Soft Sediment Deformations is thus a rigorous criterion in the study to study of fossil seismites.

Figure 6 -

 6 Figure 6-12 : Données CT-SCAN. A : Vue externe déroulée d'une section de la carotte GES C2 passée au CT-SCAN. B : Image scan d'une section horizontale. C : Image traitée pour faire ressortir les niveaux blancs (sableux) les plus denses. Il est possible de définir la position de deux charnières de plis (plans rouges).

  grandes failles d'âge jurassique qui recoupent les dépôts du Cotham Member sur l'affleurement de Larne possèdent des directions NW-SE à NNW-SSE (Figure 6-13). Le résultat des débasculements et de la rotation des failles normales mesurées dans la carotte C1 montre une orientation similaire (Figure 6-13). L'hypothèse faite précédemment qui supposait que le pendage à Larne et dans les carottes C1 et C2 était le même est donc vérifiée. Les orientations des grandes failles qui affectent la Collin Glenn Formation et la base du Jurassique sont similaires à l'orientation des structures plissées mesurées en Irlande du Nord, en particulier dans l'unité 4 à Larne, Waterloo Bay (Figure 6-9). Cette observation va donc, une fois de plus, en faveur d'un contrôle de la formation des Soft Sediment Deformations par un état de contrainte local matérialisé par la formation des failles.

Figure 6 - 13 : 1 .

 6131 Figure 6-13 : Failles normales jurassiques qui recoupent le Cotham Member à Waterloo Bay, Larne et failles normales mesurées dans le haut de la formation Collin Glen de la carotte GES C1. La rosace de droite correspond à la répartition des directions d'axes de plis mesurés sur l'affleurement de Larne, Waterloo Bay, déjà présentée précédemment.

Figure 6 - 14 :

 614 Figure 6-14 : Caractéristiques des dykes dans les séries du passage Trias-Jurassique au Royaume-Uni. A : Structure polygonale métrique des dykes vus en plan, Saint Mary's Well Bay, Pays de Galles. B : Structures plissées du Cotham Member inférieur non affectées par le passage du dyke, vues du dessus, Lilstock, Somerset, RU. C : Dyke clastique d'épaisseur pluri-centimétrique avec plissement des couches supérieures au sommet, Lavernock Point, Pays de Galles. D : Dyke pluri-centimétrique qui traverse un pli du Cotham Member inférieur. Un filon clastique suit la

  et autour du chenal de Bristol sont présentées dans la Figure 6-15. Chaque affleurement montre des orientations clairement multidirectionnelles. A Saint Mary's Well Bay, la seconde génération de dykes qui remontent jusqu'au banc 2B possèdent des directions moins dispersées. Cependant le nombre de données (8 mesures) ne permet pas de justifier si ces dykes possèdent réellement une orientation mieux contrainte que dans le niveau 1C.La répartition multidirectionnelle des dykes montre qu'il n'y a pas d'anisotropie forte mais à l'inverse un champ de contrainte isotrope (identique dans toutes les directions de l'espace) lors de la formation des dykes, contrairement à ce qui a pu être observé dans le cas des Soft Sediment Deformations.

Figure 6 - 15 :IV. 3 .

 6153 Figure 6-15 : Rosace de direction des dykes clastiques sur les affleurements d'Irlande du Nord et du Chenal de Bristol

  à l'emplacement du détroit du même nom et sont séparés au coeur par le domaine d'Alboran (Figure 7-1A). La forme continue et concave de l'ensemble de la chaîne entraîne une dynamique complexe dans cette région. La formation du Rif Marocain et des cordillères Bétiques résulte de la convergence N-S entre les plaques Afrique et Eurasie depuis le Crétacé supérieur (Dewey et al., 1989) qui s'orientent clairement E-W à proximité du détroit de Gibraltar depuis les 10 derniers millions d'années (Figure 7-1B, Billi et al., 2011; Dewey et al., 1989).

Figure 7 - 1 :Figure 7 - 2 :

 7172 Figure 7-1 : Contexte géodynamique de la Méditerranée A : Carte tectonique et géodynamique de l'ouest Méditerranéen. Modifiée par Billi (2010) depuis Cadet et Funiciello (2004). B : Vitesses GPS horizontales en considérant la plaque Eurasie fixe. D'après Billi et al. (2008).

( 1 )

 1 La première hypothèse propose de considérer la zone d'Alboran comme un bloc rigide aussi appelé « microplaque d'Alboran », qui coulisse en direction de l'est vers l'ouest(Andrieux et al., 1971). Ceci est en accord avec la formation de grands systèmes décrochants qui bordent le Rif au sud et les Cordillères au nord, de part et d'autre de la mer d'Alboran, ainsi que la présence de nombreux chevauchements à vergence externe au coeur de la chaîne, vers le nord à nord-ouest pour la zone bétique(Vissers et al., 1995) et vers le sud-ouest pour la zone du Rif(Platt et al., 2003). En revanche, le fait de considérer le bloc d'Alboran comme une microplaque rigide ne permet pas d'expliquer l'intense déformation extensive qui s'y produit(Crespo-Blanc et al., 1994; Garcia-Duenas et al., 1992). Elle a donc rapidement été mise de côté. (2) La seconde hypothèse explique la formation du domaine d'Alboran par l'effondrement gravitaire de la partie centrale des zones internes de la chaîne en réponse à la délamination de la racine lithosphérique épaissie suite à la tectonique compressive (Figure7-

  , de gravimétrie(Torne et al., 2000) et de flux de chaleur(Fernandez et al., 1998; Polyak et al., 1996) permettent de mettre en évidence la présence probable d'une racine crustale détachée. (3) Le dernier modèle proposé par Royden (1993) est basé sur l'impact du retrait rapide de la zone de subduction sur la plaque supérieure. Les études tomographiques (Figure 7-3B, Buforn et al., 2004; Buforn et Udias, 2010) et sismiques (Spakman, W., et Wortel, 2004) réalisées sous l'arc de Gibraltar et le domaine d'Alboran durant la dernière décennie ont montré la présence d'un corps rapide interprété comme un panneau plongeant qui subducte en direction de l'Est sous le bassin d'Alboran (Figure 7-3, Faccenna et al., 2004; Jolivet et al., 2009; Jolivet et Faccenna, 2000; Lonergan et White, 1997). Cet épisode de retrait est associé à du raccourcissement et des rotations horaires dans les zones externes bétiques et antihoraires dans les zones externes du Rif (Figure 3-2B, Lonergan et White, 1997).

Figure 7 - 3 :

 73 Figure 7-3 : Zone de subduction sous l'arc de Gibraltar A : Vue cartographique des anomalies de vitesse par tomographie sismique illustrant la position du panneau plongeant B : Illustration 3D de la position du panneau plongeant sous la mer d'Alboran C : Vue en coupe des anomalies de vitesse par tomographie sismique illustrant la position du panneau plongeant. D'après Spakman et Wortel (2004). Contrairement à la mer Egée toujours en subduction, le segment bético-rifain a déjà atteint la phase d'exhumation des zones internes métamorphiques à l'origine du relief et la convergence actuelle y est faible, autour de 0,4 à 0,5 cm.an -1 (Nocquet et Calais, 2003). Les cordillères Bétiques et Rifaines de part et d'autre du domaine d'Alboran sont relativement symétriques et présentent

Figure 7 - 4 :

 74 Figure 7-4 : Structure de la chaîne Bético-Rifaine A : Coupe géologique NW-SE des Bétiques depuis le domaine interne (orange) jusqu'au bassin d'avant pays de Guadalquivir. B : Coupe géologique SW-NE du Rif Marocain depuis les zones internes (orange) jusqu'au bassin d'avant pays. Tr : Trias, J : Jurassique, K : Crétacé, T : Tertiaire. D'après Platt et al. (2003).

  s'alignent parallèlement à cette dernière sur une orientation WSW-ENE. Elles sont constituées de la couverture sédimentaire décollée de la marge continentale nord de l'océan Téthys déposée pendant le Mésozoïque et une partie du Cénozoïque. Ces dépôts sont divisés en deux unités distinctes à partir de critères paléogéographiques (Figure 7-4A et Figure 7-5, Garcia-Hernandez et al., 1980) : • La zone prébétique correspond aux faciès néritiques, caractéristiques d'une mer peu profonde. Ces dépôts d'âge Triasique supérieur jusqu'au Jurassique inférieur sont majoritairement de nature carbonatée et évaporitique.

Figure 7 - 5 :

 75 Figure 7-5 : Carte structurale simplifiée des cordillères Bétiques au sud de l'Espagne. Le rectangle rouge correspond à la zone d'étude. H-O : Bassin de Huercal-Overa, A : couloir des Alpujarra ; T : Bassin de Tabernas ; S : Bassin de Sorbas. Les glissements gravitaires étudiés dans le cadre de cette thèse sont situés dans le Bassin de Tabernas. D'après Platt et Whitehouse (1999).

  -5). Il s'agit de roches métamorphiques Alpines fortement déformées. Cette zone interne est subdivisée en trois complexes principaux qui contiennent un grand nombre d'unités. Ils sont définis suivant des critères structuraux, métamorphiques et par rapport à leur position structurale. De haut en bas, il s'agit des unités Malaguide, Alpujarride et Nevado-Filabride (Figure 7-5, Egeler et Simon, 1969).

  Le complexe Nevado-Filabride (Egeler et Simon, 1969) se trouve en position la plus basse des zones internes. Il affleure uniquement dans la partie occidentale des cordillères Bétiques. Il est constitué de schistes sombres à la base attribués au Paléozoïque (Lafuste et Pavillon, 1976) et de roches carbonatées triasiques (De Jong et Bakker, 1991). Le métamorphisme des unités du complexe Nevado-Filabride est un métamorphisme Alpin principalement de type HP-BT caractéristique des domaines de subduction. L'exhumation finale du complexe se produit grâce au fonctionnement du système extensif des Filabres qui sépare les complexes Alpujarride et Nevado-Filabride (Figure 7-6, Garcia-Duenas et al., 1992; Martinez-Martinez et Soto, 2002) entre 14 et 17 Ma(Augier, 2004; Johnson et al., 1997; Monié et al., 1991).

Figure 7 - 6 :

 76 Figure 7-6 : Coupes synthétiques du domaine d'Alboran montrant les trois complexes principaux et les processus d'exhumation dans le temps. Le plan de détachement de Contraviesa se trouve entre les complexes Malaguide et Alpujarride tandis que le plan de détachement des Filabres se trouve entre les complexes Alpujarride et Nevado-Filabride. Les sections transversales traversent des structures principales perpendiculairement du sud au nord. Dans la section transversale C, le sens du fonctionnement du détachement des Filabres « top vers l'ouest » est représenté par des flèches. D'après (Do Couto et al., 2016).

  Une série de bassins d'âge néogène recouvre environ la moitié des zones internes des cordillères Bétiques, principalement dans la partie centrale et orientale de la chaîne. Ces bassins de petites dimensions sont caractérisés par un remplissage sédimentaire très épais, de l'ordre de 1000 à 2000 mètres, déposé durant une courte période d'environ 3 Ma. Deux épisodes majeurs de sédimentation ont été décrits dans ces bassins : La première phase de subsidence a lieu durant la période Burdigalien-Langhien inférieur. Les sédiments clastiques déposés durant cette période sont particulièrement mal préservés et restent visibles seulement au contact des unités Malaguide et Alpujarride, en particulier dans le couloir des Alpujarras. Cette première phase de remplissage a été rattaché au fonctionnement du système extensif de Contraviesa durant la première phase d'exhumation des dômes métamorphiques(Crespo-Blanc et al., 1994; Suades et Crespo-Blanc, 2013). Les failles normales associées à ce premier événement sont scellées par les sédiments langhiens(Mayoral et al., 1994).

  ) etAugier et Jolivet (2005) mettent en avant le caractère synchrone entre les dernières phases d'exhumation de la Sierra de Los Filabres (D4) et une extension N-S qui coïncide avec le début du remplissage des bassins à la limite Serravalien/Tortonien. Les forces gravitationnelles qui s'appliquent sur les bords des dômes accentuent la déformation au sein des bassins néogènes. Les failles normales qui délimitent des systèmes de blocs sur les bordures de bassin viennent directement s'enraciner sur le détachement des Filabres(Figure 7-6, Augier, 2004; Augier et Jolivet, 2005).

Figure 7 - 7 :

 77 Figure 7-7 : Bloc diagramme schématique illustrant les différents types de bassins sédimentaires développés dans une large zone de cisaillement. D'après Montenat et Ott d'Estevou (1999). Bassins extensifs : 1, 2 et 3: bassins en pull-apart (Bassin de Lorca); 4: bassins en décrochement transtensif (bassin de Mazaron); 5: grabens le long de failles décrochantes; Terminaison et amortissement d'une faille décrochante en queue de cheval extensive (bassin de Fortuna); Bassins compressifs: 7, 8, 9: synclinaux et structures en fleur négative le long des failles décrochantes (bassins de Sorbas, Vera-Garrucha et Carboneras); 10: zones de subsidences le long de structures en fleur positive (bassin de Carboneras); 11: rotation de blocs entre deux accidents décrochants (bassin de Segura); 12: bloc subsidant à l'intersection de deux accidents décrochants; 13: dépression relative entre des accidents chevauchants; 14: terminaison et amortissement d'une faille décrochante en queue de cheval compressive (bassin de Huercal-Overa); 15: plis en échelon syn-sédimentaires. Les flèches noires correspondent à la direction de raccourcissement. D'après Montenat et Ott d'Estevou (1999).

  des cordillères Bétiques et amènent à l'affleurement les trois complexes métamorphiques superposés précédemment décrits. Deux grandes zones de cisaillement subhorizontales sont à l'origine de l'exhumation de ces dômes métamorphiques : le plan de détachement de Contraviesa qui se situe à l'interface entre les unités Malaguide et Alpujarride et le plan de détachement des Filabres qui délimite les unités Alpujarride et Navado-Filabride. La phase d'exhumation est divisée en deux épisodes principaux :

  La phase ductile D2 est marquée par le développement d'une foliation qui correspond à une linéation extensive d'orientation E-W indiquant un mouvement du complexe Alpujarride sur le complexe Nevado-Filabride top vers l'ouest (Figure 7-8C, Augier, 2004; Augier et Jolivet, 2005; Jabaloy et al., 1993).• L'évènement D3 correspond à la suite et fin de la phase de déformation ductile D2 affectant le complexe Nevado Filabride des dômes métamorphiques. Au centre des dômes, l'orientation des linéations qui marquent l'événement D3 sont similaires à celles de D2. En revanche, leur orientation diverge progressivement sur les bords des dômes, vers le SW au sud et vers le NW au nord avec un cisaillement toujours top vers l'ouest sur la zone de détachement des Filabres(Figure 7-8, Augier, 2004; Augier et al., n.d.; Augier et Jolivet, 2005; Jabaloy et al., 1993).• Le dernier événement extensif D4 correspond à la transition ductile-cassant lors du passage de l'isotherme 400°C, dont l'âge est estimé entre 16 et 18 Ma(De Jong et Bakker, 1991; Jong et al., 2001; Monié et al., 1991). Cet âge correspond au début de la formation d'une épaisse zone de cataclasite le long de la zone de cisaillement des Filabres de direction E-W, principale structure cassante du système qui fonctionne sur 250 km de long(Monié et al., 1991). A plus petite échelle, des systèmes de failles normales listriques E-W plus ou moins parallèles aux bords des dômes se forment sur les bordures nord et sud et viennent s'enraciner sur le plan de cisaillement des Filabres donnant ainsi une direction d'extension N-S, orthogonale aux évènements précédents (Figure 7-8C). L'exhumation finale du complexe Nevado Filabride est datée entre 11,9 et 9,9 Ma d'après les âges de refroidissement déterminés sur Zircons et

Figure 7 - 8 :

 78 Figure 7-8 : Phases d'exhumation principales des dômes métamorphiques A : Direction et linéation d'extension de la phase D3 au coeur de la Sierra de Los Filabres et B : de la Sierra Alhamilla. Les directions d'extension sont divergeantes vers l'extérieur des Sierras en direction du NW au Nord et du SW au Sud suite à la phase d'exhumation du complexe Nevado Filabride. C : Évolution structurale du détachement des Filabres durant les phases ductiles D2 et D3 et cassante D4. D'après Augier (2004).

  bassin de Tabernas est situé au nord d'Almeria. Il possède une orientation relativement E-W et est connecté au corridor des Alpujarras à l'ouest et au Bassin de Sorbas à l'est. Il est également encadré par la Sierra de Los Filabres au nord (2100m) où affleurent le complexe Nevado-Filabride et la Sierra Alhamilla au Sud (1400m) où affleure majoritairement le complexe Alpujarride (Figure 7-9).

Figure 7 - 9 :

 79 Figure 7-9 : Carte géologique des bassins néogènes de Tabernas et Sorbas. D'après Montenat et Ott d'Estevou (1990).

2

 2 Ma (Augier, 2004), correspondent à un conglomérat de couleur rouge d'une centaine de mètres d'épaisseur(Figure 7-10, Montenat et Ott d'Estevou, 1990; Weijermars et al., 1985). Ils affleurent principalement au nord du bassin, le long de la bordure de la Sierra de Los Filabres et dans la partie centrale le long de la ride de Tabernas (Figure7-9). Ces conglomérats grossiers comportent des galets et des clastes pluri-métriques du socle pris dans une matrice sableuse et carbonatée. Ils proviennent uniquement du complexe Nevado Filabride affleurant au niveau de la Sierra de Los Filabres. Il s'agit d'un conglomérat continental caractéristique d'un environnement intra montagneux, déposé dans des cônes alluviaux en pied de relief(Montenat et Ott d'Estevou, 1990).Ces conglomérats rouges sont recouverts par une série de conglomérats gris d'origine marine puis par des séries de marnes intercalées avec des niveaux de turbidites sableuses de couleur grise à jaune qui traduisent une transgression rapide durant le Tortonien (Figure7-10, Montenat et Ott d'Estevou, 1990). Les dépôts turbiditiques, dont l'épaisseur atteint les 1000 mètres dans le bassin de Tabernas(Weijermars et al., 1985), débordent largement sur les conglomérats rouges de la base et viennent en discordance sur le substratum bétique. Les dépôts de turbidites d'âge Tortonien inférieur, à la base des marnes, sont intercalés avec des niveaux conglomératiques chenalisants qui contiennent des clastes du complexe Alpujarride et de récifs qui traduisent la présence probable d'un haut fond à l'emplacement de la Sierra Alhamilla. Cet apport disparaît rapidement avec la transgression(Weijermars, 1985). Des grands niveaux de coulées gravitaires de type débris flows ou mud-flows viennent s'intercaler dans le haut des séries turbiditiques, milieu à fin Tortonien. Ces niveaux de plusieurs dizaines de mètres d'épaisseur ont été interprétés comme des séismites et contiennent de nombreux clastes pluri-métriques de socle provenant du

Figure 7 - 10 :II. 3 . 3 .

 71033 Figure 7-10 : Log stratigraphique simplifié du bassin de Tabernas. D'après Weijermars et al. (1985).

  ) Les dépôts du Messinien post-évaporitique, ou Sorbas Member, sont des sables côtiers et des dépôts de plaine d'inondation qui marquent la régression jusqu'au domaine continental. La partie supérieure de ces dépôts continentaux met en évidence la présence d'une dernière excursion marine et est considérée d'âge Pliocène (Montenat et Ott d'Estevou, 1990). Les dépôts supérieurs du bassin sont d'âge Pliocène-Pléistocène et correspondent à une molasse marine puis à environ 60 mètres de dépôts continentaux fluviatiles de couleur rouge bien visibles à l'ouest du bassin de Tabernas nommés Zorreras Member (Figure 7-9, Figure 7-10, Montenat et Ott d'

  structurale menée par Augier (2004) dans les bassins de Huercal-Overa au nord de la Sierra de Los Filabres et dans le couloir des Alpujarra à l'ouest du bassin de Tabernas, a mis en évidence deux familles de failles normales (Figure 7-11C). (1) La première famille D1 d'orientation N060 affecte uniquement les dépôts du Serravalien supérieur et du Tortonien basal. Ces failles normales donnent une direction d'extension NW-SE. Cette direction d'extension est similaire à celle décrite dans la partie nord de la Sierra de Los Filabres en lien avec le fonctionnement top vers l'ouest du détachement des Filabres (Figure 7-8, phase D3, Augier et Jolivet, 2005). Les failles, nombreuses le long de la bordure de la Sierra de Los Filabres, s'enracinent sur le plan de décollement des Filabres. La phase de subsidence est permise par le fonctionnement de ces failles listriques. Elles contrôlent le dépôt et la localisation des conglomérats de base et accentuent la structure asymétrique des bassins. (2) La seconde famille de failles normales possède une orientation NW-SW, donnant ainsi une direction d'extension NNE-SSW. Ce second stade extensif D2 est actif durant tout le Tortonien et affecte la quasi-totalité des dépôts de marne et de turbidite jusqu'au Messinien. Cette phase d'extension reprend une partie des failles de la phase D1 qui fonctionnent de manière oblique (Augier, 2004).

Figure 7 - 11 :

 711 Figure 7-11 : Calendrier des déformations dans les bassins néogènes. A : Direction de compression au Tortonien supérieur, durant la phase d'inversion des bassins de Sorbas et Tabernas qui commence à 8 Ma. D'après Do Couto (2014). B : Direction des deux phases d'extension mesurées dans le bassin de Sorbas, la première diretion D1 est visible uniquement à la base de la série Tortonienne et correspond à la direction D1 décrite dans le bassin de Huercal Overa. La seconde diretion D2 s'observe dans toute la série tortonienne avant d'être reprise en décrochement lors de l'inversion du bassin, elle correspond aussi à la direction d'extension décrite dans le bassin de Huercal Overa. D'après Do Couto (2014). C : Calendrier des déformations cassantes et ductiles qui affectent le bassin de Huercal Overa et les dômes métamorphiques. La première diretion d'extension D1 affecte les sédiments Serravalien et début Tortonien. La seconde phase D2 affecte toute la série tortonienne jusqu'à l'inversion du bassin au point le plus bas de la courbe de subsidence, soit environ 8 Ma. D'après Augier et al. (2013). Do Couto (2014) a réalisé une étude similaire dans le bassin de Sorbas, au sud de la Sierra de Los Filabres. De la même manière, il montre deux phases d'extension successives identiques à celles décrites précédemment dans le bassin de Huercal-Overa (Figure 7-11B). La première phase d'extension D1 de direction NW-SE affecte les dépôts du Serravalien supérieur et du Tortonien basal. Elle est compatible avec la direction de linéation observée sur les zones nord des dômes métamorphiques (Sierra de Los Filabres et Alhamilla, Figure 7-8). La seconde phase D2, orientée

Figure 7 -

 7 Figure 7-12 : Bloc 3D interprétatif des relations entre le corridor des Alpujarras et le bassin de Tabernas à polarité opposée. Ces deux zones sont séparées par une zone de transfert. D'après Augier (2004).

Figure 7 -

 7 Figure 7-13 : Coupe Nord-Sud à travers les Bétiques orientales. Les failles normales qui structurent les bassins néogènes de Tabernas et Huercal-Overa s'enracinent sur le plan de détachement des Filabres. Ces failles normales sont situées sur la partie sud des bassins ce qui leur donne une forme asymétrique. L'inversion à la fin du Tortonien affecte fortement la partie sud du bassin de Tabernas avec la mise en place d'un chevauchement sous la Sierra Alhamilla. La structure initiale du bassin est aujourd'hui fortement perturbée. D'après Augier (2004).

  ainsi que Sorbas (Do Couto et al., 2014) démontrent l'arrêt de la subsidence des bassins aux environ de 8,2 Ma, en accord avec le début de la surrection des Sierras (Figure 7-11C). La période fin Tortonien-début Messinien correspond également à une phase de réorganisation dans le domaine d'Alboran mise en évidence par la présence d'une discordance angulaire en accord avec les observations réalisées dans les bassins néogènes (Comas et al.

Figure 7 - 14 :

 714 Figure 7-14 : Coupes des bassins néogènes. A : Coupe géologique N-S du bassin de Tabernas actuel. Il est recoupé par des chevauchements et des plis de directions E-W liés à la phase d'inversion du bassin au Tortonien supérieur. L'emplacement de la coupe est visible sur la Figure 7-9. D'après Weijermars et al. (1985). B : Coupes géologiques évolutives N-S du bassin de Sorbas entre la Sierra de Las Filabres et la Sierra Alhamilla depuis le tortonien inférieur à l'actuel. D'après Do Couto et al. 2014b.

  transport majoritairement du nord vers le sud. Ces directions s'observent autant dans le conglomérat rouge de base que dans les séries turbiditiques du Tortonien inférieur et moyen (Figure 7-15). Les clastes contenus dans les niveaux conglomératiques et bréchiques correspondent à des quartzites, gneiss et amphibolites originaires du complexe Nevado Filabride en cours de démantèlement au nord du bassin (Sierra de Los Filabres, Montenat et Ott d'Estevou, 1990). La présence d'une pente pérenne en direction du sud va en faveur d'un bassin asymétrique (Figure 7-13).Différents grands systèmes turbiditiques ont été définis au sein du bassin de Tabernas. Les systèmes de Lanujar et de Tabernas, qui se divise lui-même en deux lobes, sont les deux systèmes principaux du bassin ayant été cartographiés(Kleverlaan, 1989; Loi, 2015 (M2 UPMC/TOTAL). Ils possèdent des directions d'écoulement vers le sud à sud-est. Le chenal Solitario possède une orientation E-W et traverse le centre des bassins de Sorbas et de Tabernas sur 11km de long et 200 mètres de large(Kleverlaan, 1989). Son épaisseur est de 40 mètres et il correspond à une accumulation de chenaux conglomératiques et de turbidites sableuses. Le sens d'écoulement au sein du chenal Solitario est encore discuté : vers le bassin de Sorbas à l'est d'aprèsHaughton (2000) et vers le sud-ouest d'aprèsKleverlaan (1989).

Figure 7 - 15 :

 715 Figure 7-15 : Cartes des principales unités sédimentaires du bassin de Tabernas. Les directions d'écoulement sont compilées d'après les données deKleverlaan et al. 1989 ; Ott d'Estevou et Montenat, 1990 et Pascual-Molina, 1997. Les stéréodiagrammes représentent les paléocourants mesurés par Augier (2004) dans les conglomérats de base, en rouge et gris et dans les turbidites et marnes, en jaune. Les grandes unités en pointillés correspondent aux principaux systèmes turbiditiques du bassin ; 1 et 2 : Système de Tabernas(Kleverlaan, 1989) ; 3 : Système de Lanujar (Loi, 2015, M2 (UPMC/Total)) ; 4 : Chenal Solitario(Haughton, 2000; Kleverlaan, 1989). Modifié d'après Augier (2004).

Figure 7 - 16 :

 716 Figure 7-16 : Structure du Gordo Megabed. A : Cartographie du Gordo Megabed dans le bassin de Tabernas. B : Log stratigraphique montrant les différentes unités qui composent le Gordo Megabed. D'après Kleverlaan (1987).

  est que la vitesse d'écoulement du débris flow soit plus importante que celle du nuage turbiditique sableux et le dépasse permettant ainsi d'obtenir le dépôt de la turbidite de toit au-dessus du débris flow et non en aval. La seconde hypothèse proposée par Hodgson (2002) explique la mise en place d'un courant oscillatoire dans le fond du bassin après le dépôts du débris flow en raison du volume de sédiments transportés comparé à la faible largeur du bassin (Figure 7-17). • Kleverlaan (1987) considère une unité de plus que Hodgson (2002) dans le schéma de dépôts du Gordo (Figure 7-16B). L'unité 4 correspond à des silts finement laminés sur 2 mètres d'épaisseur qui correspondraient au dépôt final des particules les plus fines mises en suspension durant l'écoulement.

Figure 7 -

 7 Figure 7-17 : Structure en coupe du Gordo Megabed (unité D) à travers le bassin de Tabernas. Le glissement s'initie sur la bordure nord et l'écoulement se fait vers le SW. L'unité 3 (III) se dépose uniformement sur la totalité des dépôts du glissement grâce à la mise en place d'un courant oscilatoire dans le fond du bassin. Les unité 1 (I) t 2 (II) font référence à celles présentées précédement. D'après Hodgson, (2002).

  turbidites d'âge Tortonien. La mission de terrain ayant permis l'ensemble des relevés et mesures s'est déroulée durant le mois de Novembre 2016. L'objectif a été d'étudier chaque glissement séparément afin de réaliser une cartographie générale de chaque section. La comparaison de ces quatre glissements a pour but de mettre en évidence les points communs et les différences observées pour proposer un modèle global de la formation des Mass Transport Deposits et discuter des processus de transport et déformation mis en place dans le bassin de Tabernas. Les mesures directionnelles réalisées sur les SSDs et les failles présentes au sein de chaque unité qui composent le glissement ont également permis de discuter de l'intégration de ces évènements gravitaires dans l'évolution du bassin de Tabernas et du lien entre la tectonique d'une région et la déformation de surface. I. Données et méthodologie Les quatre Mass Transport Deposit étudiés se trouvent aujourd'hui à l'affleurement dans les canyons qui recoupent le bassin de Tabernas. Les hautes falaises ainsi que le manque de végétation apportent une excellente qualité d'observation des glissements sur plusieurs sections à travers tout le bassin. Les MTDs choisis sont répartis dans le bassin Figure 8-1 et possèdent des dimensions et des structures d'aspects différents. Ils seront détaillés un par un par la suite. Le MTD D est le plus petit des glissements. Il mesure environ 3 à 4 mètres d'épaisseur et la section étudiée est continue sur environ 50 mètres. Le MTD Tempestuoso est nettement plus épais. La section mesure environ 6 à 8 mètres de haut et affleure sur 30 mètres de long. Le MTD Las Alcubillas, à proximité de la ville du même nom, affleure sur une centaine de mètres et mesure environ 5 à 6 mètres d'épaisseur mais la base et le toit n'ont pas été définis. Enfin le quatrième et dernier MTD étudié correspond au Gordo Megabed, déjà décrit par plusieurs auteurs dans la littérature (voir chapitre 7). L'affleurement sélectionné permet d'observer une section du glissement d'une dizaine de mètres d'épaisseur sur environ 600 mètres de long. N'ayant jamais la base et le toit sur une même ligne verticale, l'épaisseur totale de la section choisie n'a pas pu être définie. Cependant, ce glissement est considéré comme l'évènement gravitaire du bassin et son épaisseur est estimé à environ 60 mètres.

Figure 8 - 1 :

 81 Figure 8-1 : Emplacement des quatre Mass Transport Deposits étudiés. Ils sont tous situés dans les dépôts de marnes et de turbidites du Tortonien. La légende détaillée de la carte est disponible en figure 7-8.

1 .

 1 Les différentes déformations internes observées sont principalement des failles normales et inverses, des plis et des injections qui affectent les différentes unités. Toutes ces structures ont été mesurées systématiquement pour chaque section étudiée afin de déterminer les directions de transport et comprendre la relation entre la déformation interne et le déplacement de la masse. Structure du glissement Le glissement de Las Alcubillas se trouve au sud de la ville du même nom, le long de la route AL-324 au nord-est du bassin de Tabernas. Il affleure sur une centaine de mètres de long et sur environ 5 mètres d'épaisseur (Figure 8-3). Le toit et la base de ce glissement n'ont pas pu être défini sur l'affleurement, il est donc plus grand que l'épaisseur apparente.Le glissement de Las Alcubillas affecte les dépôts datés du Tortonien qui correspondent ici à des niveaux de chenaux conglomératiques contenant des morceaux de socle décimétrique, le plus souvent arrondis alternés avec des niveaux de turbidites. La présence de galets de gneiss, quartzites et schistes sombres, indique une provenance directe du complexe Nevado-Filabride affleurant au niveau de la Sierra de Los Filabres, située juste au nord du site. Ces conglomérats à granoclassement normal sont pris dans une matrice boueuse dans laquelle il est possible d'observer des morceaux de coquilles de lamellibranches et de coraux intacts ou fracturés, preuve de la proximité de la marge nord du bassin (Figure8-3A). Ces débris de récifs sont très présents sur la partie nord de l'affleurement et se perdent très rapidement en descendant la route en direction du sud en faveur de chenaux composés uniquement de galets de socles intercalés avec des niveaux de turbidites de plus en plus épais et fréquents (Figure8-3B). Cette observation indique un approfondissement rapide du bassin en direction du sud avec la mise en place d'une sédimentation en domaine marin plus ouvert, comme l'a décrit Braga (2003). L'ensemble des chenaux conglomératiques sont décalés tout le long de l'affleurement par une série de failles normales de pendage sud. Le rejet de ces failles est de quelques mètres pour certaines et ne peut pas être défini dans la plupart des cas par manque de correspondance. Il est donc supérieur à la hauteur de l'affleurement. Deux types de failles peuvent être définis : • Des failles rectilignes à fort pendage qui s'enracinent directement en profondeur Ces failles possèdent des rejets importants qu'il n'a pas été possible de déterminer car les mêmes bancs ne sont pas visibles de chaque côté de la faille. Ces grandes failles majeures montrent des variations d'épaisseur des bancs conglomératiques qui s'épaississent à proximité de la faille. Elles sont donc synsédimentaires (Figure 8-2). Le pendage des couches est fortement perturbé par le fonctionnement des failles normales sur le mur de celles-ci, formant ainsi des plis d'entrainement (drag folds) très caractéristiques de matériaux semi-indurés (Figure 8-3C et D). La base de certains niveaux conglomératiques épais est affectée par des déformations souples telles que des figures d'injections en dômes ou en flammes à travers les galets sus-jacents (Figure 8-3E). Sur certains bancs peu épais, les déformations affectent la totalité de l'épaisseur et entrainent ainsi une forte déstructuration (Figure 8-3F). Ces phénomènes de déstructuration sont amplifiés à proximité des failles normales et en particulier sur le toit de ces dernières. Une série de petites failles normales conjuguées à pendage nord possèdent des dimensions métriques, nettement inférieures aux failles à pendage sud et des rejets décimétriques. Certaines de ces failles conjuguées entrainent également des variations d'épaisseur des bancs conglomératiques, où les blocs les plus grossiers se déposent le long de l'escarpement de la faille (Figure 8-2). Ces failles synsédimentaires peuvent être associées aux failles principales précédentes à pendage sud.

Figure 8 - 2 :

 82 Figure 8-2 : Panorama de la section de Las Alcubillas

Figure 8 - 3 :

 83 Figure 8-3 : Planche photos de détail de l'affleurement de Las Alcubillas. A : Les niveaux conglomératiques montrent la présence de morceaux de récif, de coquilles intactes et fracturées de lamellibranches ainsi que des galets de schistes et quartzites roulés provenant du complexe Nevado-Filabride au nord. Les débris de récifs et de coquilles provenant de la bordure du bassin sont plus fréquents sur la partie nord de l'affleurement et disparaissent vers le sud. B : Niveaux turbiditiques de plus en plus fréquents en direction du sud intercalés entre les niveaux conglomératiques. C : Grande faille normale, les couches au mur de la faille sont affectées par un pli d'entrainement (drag fold) indiquant que les couches sont peu indurées. D : Zoom sur la zone de faille précédente, les sédiments sont déformés en sigmoïdes entre deux branches de faille et confirment la cinématique normale de la faille. E : Injections des niveaux turbiditiques vers le haut qui affectent la base d'un niveau conglomératique. L'argile est injectée à travers les galets sous forme de flamme et diapir. F : Déformations souples qui affectent la quasi-totalité d'un petit niveau conglomératique et entrainent sa déstructuration. La partie inférieure montre des structures d'injection en flammes ou renflements tandis que la partie supérieure du niveau semble plissée. Le banc conglomératique supérieur est recoupé par des petits dykes rectilignes.

Figure 8 - 4 :

 84 Figure 8-4 : Direction des structures à Las Alcubillas. A : Représentation stéréographique des failles normales et rosace directionnelle associée. B : Représentation des plans de joints et rosace directionnelle associée. C : Directions des écoulements à la base des niveaux turbiditiques (Flutes Cast). D : Joints minéralisés visibles dans un pli d'entrainement à proximité d'une faille. Les fibres de calcites sont perpendiculaires à l'ouverture des joints indiquant une ouverture perpendiculaire à la fracture. Certains joints montrent des décalages normaux avec des petits rejets centimétriques. E : Épaississement du niveau conglomératique chenalisant à proximité de la faille normale. Il est érosif sur le banc marno-calcaire sous-jacent et met en évidence l'existence d'un courant le long de la faille. F : Flutes casts à la base des niveaux turbiditiques.

Phase 1 :Phase 2 :

 12 synthétiques à pendage vers le SW. Quelques petites failles antithétiques à pendage NE sont également présentes. Les failles principales rectilignes qui recoupent l'affleurement sans variation de pendage sont synsédimentaires. La partie supérieure de ces failles est reprise par des failles listriques. L'affleurement de Las Alcubillas est interprété comme une succession de glissements rotationnels en direction du SW qui décalent et dissocie la série en place en différents blocs (Figure 8-5): Les premières déformations qui affectent les séries conglomératiques de Las Alcubillas correspondent à la formation de failles normales pluri-métriques synsédimentaires avec des pendages d'environ 70 à 80° S (Phase 1, Figure 8-5). Ces failles à fort rejet contrôlent directement la direction des écoulements de turbidites et le transport des conglomérats grâce à la formation d'escarpements. Ils suivent une direction d'écoulement N130, parallèle aux failles, depuis le NW vers le SE. Cette observation peut être faite tout le long de la hauteur de la faille qui s'enracine profondément contrairement aux failles listriques. Elle fonctionne régulièrement sur une certaine durée correspondante, au minimum, au temps de dépôt de l'épaisseur observée. Ces failles, comme leurs conjuguées, sont probablement le résultat d'une phase tectonique extensive qui affecte le bassin de Tabernas au moment du dépôt. Sur le toit de la faille, les séries conglomératiques et turbiditiques sont déformées par un pli d'entrainement (drag fold) directement contrôlé par la faille. La formation de ce grand pli est en accord avec le rejet important de cette faille et la présence de matériaux semi-indurés. Le mur des failles est affecté par de nombreuses SSDs (structure en flamme, injection) à la base, voire dans la totalité de l'épaisseur des bancs conglomératiques. Le nombre et l'amplitude de ces structures de déformation augmente à proximité des failles normales synsédimentaires. Elles sont donc directement associées au fonctionnement de ces dernières. Les failles N130 principales à pendage sud, héritées de la tectonique extensive, sont reprises ultérieurement par des failles listriques à pendage sud sur leur partie supérieure, marquant ainsi l'importance de l'héritage structural dans la déformation de surface. Elles viennent directement s'enraciner sur un plan de décollement commun, parallèle à la stratification, qui se trouverait stratigraphiquement plus bas que la section observée. Le fonctionnement de ces failles entraine le glissement rotationnel du toit de chaque faille (bloc SW) basculant ainsi la stratification vers le NE à proximité de la faille (phase 2, Figure 8-5). Des systèmes de plis anticlinaux se forment alors entre les failles avec des axes de même direction : N130.Le fonctionnement de ces failles listriques peut accentuer le phénomène de drag fold mais ne semble pas en être le moteur principal. En effet, certaines de ces failles listriques sont néoformées et n'entrainent pas la formation de plis sur le mur de la faille comme cela a été mis en avant pour les failles liées à la tectonique de la phase 1. Les matériaux observés sur cette section sont plus indurés au moment de la déstabilisation gravitaire.

Phase 3 :

 3 Las Alcubillas apparait nettement plus complexe. Quelques failles normales à très fort rejet, héritées d'une phase extensive du bassin, sont déjà présentes lors de la déstabilisation et permettent de localiser directement l'emplacement des plans de rupture listriques du glissement. Il est probable que ces plans de rupture se forment en premier. Leur présence rompt ainsi la logique rétrogressive du glissement. Les failles listriques néoformées pendant le glissement sont localisées entres les failles tectoniques et constituent une seconde génération de faille. Il est donc difficile, à partir de cet unique affleurement, de discuter de l'aspect rétrogressif ou non du glissement. Une troisième génération de failles normales listriques vient ensuite recouper les plis anticlinaux formés précédemment lors de l'initiation du glissement. Elles dissocient ainsi des blocs plus petits à pendages opposés (phase 3, Figure 8-5). Ces failles s'enracinent également sur le plan de décollement principal. Les rejets des failles listriques parfois mesurables de l'ordre de quelques mètres, la continuité des couches et l'absence d'espace formé entre le toit et le mur de chaque faille, rempli par un matériel déstructuré ou allochtone, permettent de conclure que la quantité de déstructuration et donc probablement de déplacement latéral, est nettement moindre contrairement à un glissement en masse sensu-stricto. Même si les rejets cumulés des failles peuvent devenir important, la quantité de déplacement est progressive et il n'existe pas de zone d'arrachement à proprement parler. Ces observations permettent d'interpréter l'affleurement de Las Alcubillas comme la partie initiatique d'un glissement contrôlé par des failles normales N130, en direction du SW, sur la bordure nord du bassin. Alsop et al. (2016) ont également proposé une interprétation similaire pour des failles normales avec drag fold et roll-over qui impactent les séries conglomératiques de même nature qu'à Las Alcubillas en amont de grands glissements plurikilométriques en slump autour de la Mer Morte.[START_REF] Gardner | Humboldt Slide -a large shear-dominated retrogressive slope failure[END_REF] décrivent des structures assez similaires à celles observées à Las Alcubillas sur la marge continentale de la Californie. Ils présentent une succession de failles normales à pendages identiques en direction du bassin qui entrainent la formation de plis d'entrainement « drag fold » sur la série sédimentaire en place. Ces failles listriques qui délimitent des petits glissements rotationnels s'enracinent sur un plan de décollement qui définit une grande loupe de glissement (Figure8-6). Ces structures définissent alors un grand système de détachement où les failles s'observent autant en amont qu'au centre du glissement, et ne sont pas limitées à la zone initiatique. La partie aval est caractérisée par des structures compressives. Ce type de structures correspond également à celles observées à Las Alcubillas. À la différence que dans le bassin de Tabernas, les glissements semblent réutiliser d'anciennes failles préexistantes, peut-être encore actives, pour localiser les plans de détachement des glissements.La partie supérieure du glissement de Las Alcubillas n'affleure pas. Il n'est donc pas possible de dater le fonctionnement de la déstabilisation en déterminant le ou les bancs dont le dépôt est syn-tectonique, ni ceux postérieurs non déformés, qui viennent cacheter les failles listriques et recouvrir uniformément le glissement.

Figure 8 - 5 :

 85 Figure 8-5 : Modèle d'évolution de la déformation à Las Alcubillas. La première génération de failles correspond aux failles normales synsédimentaire N130 à pendage SW. Elles sont liées à la phase extensive D2 et entraine la formation de pli d'entrainement et de SSDs. Le glissement rotationnel reprend la partie supérieure de ces failles en failles listriques (phase 2). Il se forme ainsi une seconde génération de failles. La troisième génération de failles se forme entre les failles de seconde génération, au niveau de l'axe des plis anticlinaux formés grâce au fonctionnement des failles normales précédentes (phase 3).

Figure 8 - 6 :II. 3 . 1 . 1 .

 86311 Figure 8-6 : Interprétation de la structure du glissement slide de Humboldt. Exagération verticale x20. D'après Gardner et al. (1999). II.3.1. Emplacement des SSDs dans le glissement Les déformations souples qui résultent de phénomènes de liquidisation sont principalement localisées à la base des bancs conglomératiques. La forte porosité de ces niveaux favorise la circulation rapide des fluides vers le haut de la pile sédimentaire et constituent un chemin préférentiel de l'eau mise en surpression dans les dépôts silteux turbiditiques silteux inférieurs dont le sommet est déformé et injecté entre les galets. La plus grande contenance en eau de ces bancs conglomératiques recouvert par un niveau turbiditique plus argileux peut aussi jouer un rôle important dans la capacité à mettre la totalité du fluide interstitiel en surpression. Cela permet d'atteindre un état liquéfié des conglomérats qui perdent alors la structure initiale du dépôt. La déformation augmente d'intensité à proximité des failles et surtout sur le toit de ces dernières tandis que le mur est affecté par les drags fold. Cette observation nous amène à proposer que les phénomènes de liquéfaction et de fluidisation qui engendrent les déformations sont directement associés au fonctionnement principal des failles normales qui se forment avant l'induration complète du sédiment, quand celui-ci est encore gorgé d'eau. Les SSDs semblent donc directement associées au fonctionnement des failles tectoniques, lors de la phase 1, et non au fonctionnement du glissement puisque celui-ci n'entraine aucune SSDs dans les loupes de glissement néoformées. Cela s'explique par le fait que les sédiments à l'affleurement sur cette section sont plus profonds lors du déclenchement de la déstabilisation que lors du fonctionnement des failles. Ils sont plus indurés et moins chargés en eau. S'il existe des SSDs directement associés au fonctionnement du glissement, ils seraient à chercher plus haut dans la

FigureFigure 8 - 8 :III. 1 . 2 .

 8812 Figure 8-7 : Cartographie et structure du MTD D

Figure 8 - 9 :III. 1 . 3 .Stade 1 :

 89131 Figure 8-9 : Direction des structures dans le glissement D. A : Orientations des axes de plis des déformations souples mesurées. Une orientation prédominante N045 est clairement visible. Un seul plan de détachement a pu être mesuré en bordure des blocs glissés (trait plein vert). Il possède une orientation similaire aux plis et montre que la direction du glissement se fait en direction du NW. Le plan pointillé noir correspond à la mesure de stratification et le plan pointillé vert correspond au plan de détachement débasculé. Ne connaissant pas la valeur de la pente au niveau du MTD D lors de la rupture, le pendage du plan se trouve entre les deux plans verts. B : Répartition directionnelle des axes de plis mesurés dans la zone C du glissement. La direction moyenne est nord-sud. III.1.3. Proposition d'évolution et timing de la déformation À partir de la cartographie du glissement « final » observé à l'actuel, des observations de détail et des mesures directionnelles, il a été possible de proposer une évolution structurale et temporelle du MTD D. La Figure 8-10 récapitule les étapes principales de déformation :

Figure 8 - 10 :Stade 2 :Stade 3 :Stade 4 : 1 .

 8102341 Figure 8-10 : Schéma évolutif de la formation du MTD D. Les failles normales listriques qui délimitent les blocs glissés possèdent un pendage vers le NW et se prolongent sur des plans de décollements superposés. Le glissement est ainsi composé de deux plans de décollement principaux qui fonctionnent en même temps ou simultanément. Les unités glissées en directions du NW sont recouvertes par des dépôts de trois débris flows successifs.

Figure

  Figure 8-11 : Cartographie et Structure du Tempestuoso

Figure 8 - 12 : 1 (

 8121 Figure 8-12 : Photos de détail du Tempestuoso. A : Pli synclinal engendré par le fonctionnement de la faille normale dans les turbidites et discordance en « top-lap » avec les dépôts sus-jacents. La turbidite montre également un fort épaississement à proximité de la faille normale indiquant que cette dernière fonctionnait pendant le dépôt. B : Zone compressive en aval du glissement rotationnel. Les bancs turbiditiques sont plissés et chevauchent un paquet de brèche initialement présent. C : Brèche avec clastes de socle décimétriques dans une matrice silto-argileuse. Les blocs sombres sont des schistes noirs et les plus clairs des quartzites. Cette brèche correspond au dépôt d'un débris flow. D : Banc conglomératique destructuré et étiré. Il est érosif sur les dépôts turbiditiques plissés sous-jacent. Le dépôt de ce niveau à donc lieu après la formation du pli anticlinal dans la zone compressive et donc après la phase de glissement principale. E : Alternances de grands bancs de turbidites plissés et de brèche dans une matrice argilo-silteuse. Cette unité correspond au dépôt d'un ou plusieurs débris flows. F : Imbrication des bancs de turbidites qui indique un sens de déplacement vers le sud.

Figure 8 - 13 :

 813 Figure 8-13 : Rosace de directions des structures du Tempestuoso. A : La figure A représente les mesures de plis réalisées en aval du glissement rotationnel qui affecte la section 1, dans le pli anticlinal de turbidite et dans la brèche. La direction moyenne principale N030 est similaire à celle de la faille principale qui structure la base du glissement. B : Axes de plis des turbidites mesurés dans le débris flow qui constitue la quasi-totalité de la section 2. La distribution directionnelle montre qu'aucune direction majoritaire ne semble se démarquer, contrairement au glissement mieux contraint. C : Reconstitution 3D d'un bloc de turbidites plissés d'environ 1,20 mètres de haut, tombé de la falaise. Les axes rouges matérialisent les axes de plis mesurés dans le bloc. Aucun d'entre eux ne possède une direction similaire, montrant ainsi la grande variabilité de direction au sein du débris flow. Cela confirme les mesures prises dans la section 2 en figure B.

  turbiditique en place. Le bloc détaché selon une faille listrique N030 glisse vers le SE et vient chevaucher sous forme de pli anticlinal, une unité bréchique comportant des clastes de socle qui sont incorporés au coeur du pli. Cette brèche, présente tout le long de la section 2 vers le SSW de l'affleurement ne provient pas de la série turbiditique en place d'où est détaché le glissement rotationnel. Étant donnée la nature des clastes décimétriques anguleux (schiste sombre et quartzite) qui compose la brèche et leur volume, aucun niveau visible dans la série en place ne peut être à l'origine de cet apport. La brèche est donc clairement allochtone. D'après la composition des clastes, elle provient probablement de la déstabilisation d'une zone de stockage sous-marine de matériaux issus des zones émergées où affleure le complexe Nevado-Filabride, à proximité de la bordure nord du bassin. Le chevauchement et la déformation de la brèche lors du glissement indique que cette dernière était présente à la base du glissement au moment de la déstabilisation. Cette observation va en faveur de la présence d'un relief négatif, comme un chenal ou une zone d'escarpement délimitée par une ancienne faille listrique de même direction que celle observée (Figure 8-14). Ces deux structures peuvent ainsi servir de couloir au passage de débris flows à l'origine des dépôts de brèches et contraindre l'écoulement. Le glissement rotationnel pourrait alors correspondre, (1) soit à la déstabilisation de la bordure du chenal par une faille listrique, (2) soit à la formation d'une faille listrique secondaire rétrogressive de direction N030 en amont d'un premier glissement de direction N030 qui glisse vers le SE, non visible sur la section étudiée (Figure 8-14). La direction de l'écoulement du débris flow est orthogonale ou oblique à la direction du glissement rotationnel décrit dans la section 1. L'écoulement se fait donc selon un axe proche de N030 en direction du SW. La phase 1 correspond à la phase de rupture et de fonctionnement du glissement rotationnel de la section 1. Les turbidites glissées viennent chevaucher la brèche déjà déposée dans le chenal ou l'espace laissé par le précédent glissement en aval. La série turbiditique se déforme de manière souple en pinçant le dépôt de débris flow au coeur du pli. La phase 2 est marquée par le dépôt du petit banc conglomératique vert au-dessus des turbidites glissées. Il est fortement érosif sur les turbidites sous-jacentes et coupe la tête du pli anticlinal au pied du glissement. Ce banc conglomératique plus induré est étiré et découpé en différents morceaux. Cela traduit l'activité continue de la faille et du glissement au cours du temps. Le glissement encore actif entraine par la suite la déformation et la dislocation de ce banc plus induré. Dans le même temps, l'espace vacant qui contraint l'écoulement du débris flow continue de se remplir. Les grands bancs décamétriques de turbidites plissés contenus dans le débris flow de la section 2 proviennent des dépôts encaissants en place dans le bassin et sont incorporés dans l'écoulement par érosion à la base du chenal et sur les bordures. La présence de déstabilisations gravitaires qui affectent les bordures le long de l'axe d'écoulement du débris flow, comme celle de la section 1, constitue une source non négligeable d'apport de matériel turbiditique en partie déjà déstructuré. Cela est en accord avec les longueurs décamétriques de ces grands clastes observés. Ils sont ainsi plus faciles à incorporer et transporter par paquets de bancs dans l'écoulement une fois déstabilisés au sein même du passage du débris flow. La 3 ème et dernière phase correspond au dépôt de petits niveaux turbiditiques au-dessus du glissement. Sur la section 2, les dépôts de débris flow recouvrent le banc conglomératique vert précédemment déposé. Le remplissage du chenal se fait donc (1) soit par le passage d'un écoulement de débris flow en direction du SW continu dans le temps, (2) soit il correspond à des évènements de déstabilisation successifs qui apportent à chaque fois du nouveau matériel. Il n'existe pas de zone de cisaillement à l'intérieur des dépôts de brèche observés sur la section 2, il n'est donc pas possible de discuter du nombre d'évènements nécessaires pour atteindre l'épaisseur de dépôts finale, ou s'il s'agit d'un seul événement continu dans le temps. Comme dans le cas du MTD D, le glissement rotationnel principal est lié au passage de l'écoulement de débris flow. Ces deux déstabilisations provenant de sources différentes sont cogénétiques et sont ainsi attribuées au même évènement de déstabilisation qui affecte l'ensemble du bassin et non un point local. Les observations montrent que le glissement, comme le fonctionnement du ou des écoulements de débris flows sont actifs en même temps et pendant une certaine durée puisque différents niveaux se déposent au cours de la déformation. Cependant la durée exacte nécessaire pour atteindre l'état actuel « figé » est extrêmement difficile à estimer. Une turbidite sableuse massive de toit de 2 à 5 mètres d'épaisseur vient recouvrir la totalité des dépôts du glissement et sceller l'espace formant le chenal. Aucun indice accessible ne permet de définir son sens d'écoulement exact. Les variations d'épaisseur visibles à proximité de la faille listrique principale qui délimite le glissement indiquent qu'elle est encore active pendant le passage de la turbidite de toit. Le dépôt sableux est ensuite recouvert par une série turbiditique caractéristique de la série tortonienne du bassin de Tabernas, et identique à celle déstabilisée initialement.

Figure 8 - 14 : 1 .

 8141 Figure 8-14 : Schéma évolutif de la formation du Tempestuoso. La première phase correspond à la déstabilisation du bord du chenal qui contraint le passage de débris flow le long d'une faille listrique de direction N030. Les turbidites prises dans le glissement viennent chevaucher les dépôts de brèche présents en aval. Des petits niveaux conglomératiques et turbiditiques se déposent au-dessus du glissement pendant que le chenal continue à se remplir de matériel bréchique originaire de la bordure nord du bassin. L'ensemble des dépôts et des déformations sont recouverts par un niveau sableux massif. Les variations de son épaisseur montrent que la faille normale est encore active au moment du dépôt de cette dernière unité.

Figure 8 - 15 :Figure 8 - 16 : 3 . 2 .

 81581632 Figure 8-15 : Cartographie et structure générale du Gordo Megabed

Figure 8 - 17 :

 817 Figure 8-17 : Interprétation de la zone bordure du Gordo Megabed.

Figure 8 - 18 :

 818 Figure 8-18 : Interprétation du bloc glissé n°1. La zone NE est probablement délimitée par une faille normale non visible. La zone avale est affectée par de nombreux plis et failles inverses. Une des failles inverses principales s'enracine au sommet de la zone de cisaillement sous le bloc 1, qui constitue la brèche 2.

Figure 8 - 19 :

 819 Figure 8-19 : Interprétation du bloc 2 glissé. Les bancs de turbidites forment un mégapli découpé ultérieurement par des failles inverses pluri-métriques. La partie supérieure du pli est déstructurée et forme une brèche autochtone.La turbidite de toit sableuse massive est érosive sur le bloc 2 sous-jacent.

  étudiée ont été mesurés et ont fait l'objet d'une étude statistique afin de tenter de mieux contraindre les directions d'écoulement. ➢ Orientation des failles normales Toutes les failles normales mesurées dans la zone bordure et sur la limite NE du bloc glissé n°2 sont disponibles sur la Figure 8-20A. La direction moyenne majoritaire est N150 pour 33.3 % d'entre-elles. La majorité de ces failles ont un pendage vers le SW et leur direction reste constante tout le long de l'affleurement. Une série de failles avec des stries ont pu être mesurées dans la zone d'initiation du glissement mais le nombre de failles est insuffisant pour calculer un état de contrainte. Ces failles possèdent un fonctionnement transtensif senestre compatible avec une extension de direction environ N020 à N045. Cette direction de strie oblique peut également être héritée d'une phase de réactivation ultérieure senestre durant la phase de compression fin tortonienne de direction NW-SE (Augier, 2004; Do Couto, 2014). ➢ Orientation des structures compressives Les failles inverses et les plis associés sont particulièrement difficiles à mesurer avec précision dans les blocs dont la hauteur est vite inaccessible. Les quelques mesures réalisées montrent une orientation N150, similaire à celle des failles normales (Figure 8-20B). Cette observation est en accord avec un déplacement des blocs glissés en direction du SW. La formation de zone de compression en aval des blocs 1 et 2 est le résultat d'un phénomène de butée, dû à la présence de la brèche 1.

Figure 8 - 20 :➢III. 3 . 4 .

 82034 Figure 8-20 : Orientation des structures du Gordo Megabed. A : Orientation moyenne des failles normales. Les failles en noir possèdent des stries qui ont été mesurées. Elles indiquent une extension entre N020 et N045 et un fonctionnement transtensif senestre. B : Orientation des failles inverses et des axes de plis qui affectent les blocs glissés. C : Direction moyenne des axes de plis formés par les bancs de turbidites plissés dans le débris flow. D : Direction moyenne des axes de plis formés par les bancs de turbidites plissés dans la zone de cisaillement sous le bloc 1.➢ Orientation des axes de plis dans la brèche

Phase 1 :Phase 2 :Phase 3 :Phase 4 :

 1234 jusqu'aux conglomérats rouges de base situés sur la bordure nord du bassin. La nature des clastes (en majorité quartzites et schistes noirs) indique qu'ils sont initialement originaires du complexe Nevado-Filabride qui affleure uniquement dans la Sierra de Los Filabres, au nord du site, durant le Serravalien supérieur jusqu'au Tortonien supérieur. Ces clastes sont probablement directement issus du complexe Nevado Filabride suite au fonctionnement de failles locales (brèche de pied de faille) et sont stockés dans des aires sous-marines peu profondes à proximité de la marge nord du bassin avant d'être déstabilisés lors d'événements majeurs. L'orientation majoritaire N060 des axes de plis de turbidites dans la brèche 1 indique que l'écoulement du débris flow se fait selon une direction N150, parallèle aux failles décrites précédemment. La brèche sombre 1 est également présente dans les canyons perpendiculaires à la section étudiée du Gordo Megabed jusqu'au nord, à proximité des conglomérats rouges de base qui marquent la limite actuelle du bassin. L'écoulement du débris flow se fait depuis le NW en direction du SE. A partir de ces observations principales, il a été possible de proposer un modèle de formation et d'évolution du Gordo Megabed représenté en Figure 8-21. En supposant que les failles normales qui détachent les blocs sont rétrogressives comme dans la plupart des cas de glissements aériens et sous-marins, la section étudiée correspond donc aux dernières étapes de déformation du glissement avant le « gel » de l'écoulement : La première phase de déformation correspond au détachement et au glissement des premiers blocs qui structurent le Gordo Megabed et qui ne sont pas visibles dans la section étudiée. Le détachement de ces blocs entraine la formation d'un escarpement sur le fond marin et un espace libre pour la sédimentation. La zone de cisaillement (brèche 2) située sous le bloc 1 contient des clastes anguleux de socle similaire à ceux contenus dans la brèche 1 mais en concentration plus faible. Afin de pouvoir les incorporer dans la zone de cisaillement, ces clastes était présents avant le détachement et le glissement des blocs 1 et 2. De plus, la zone de cisaillement que constitue la brèche 2, a enregistré au moins deux phases de déformation distincte : (1) une première phase majoritaire avec des axes de plis de direction N060 identiques aux directions mesurées dans la brèche 1 et (2) une phase avec des axes de plis de direction N150 identiques à la direction des failles qui structurent le glissement translationnel. Encore une fois cela confirme que le début de l'écoulement du débris flow se fait depuis le NW vers le SE et est antérieur aux glissements des bloc 1 et 2 vers le SW. Le bloc 2 est détaché de la zone d'arrachement selon un plan de détachement à pendage ouest et glisse en direction du SW en chevauchant le dépôt du débris flow (brèche 1) déposé précédemment. Le glissement entraine la déformation secondaire de la brèche 1 sous le bloc formant ainsi des plis d'axe N150, perpendiculaire au sens de déplacement des blocs glissés.L'augmentation de la concentration de grands morceaux de séries turbiditiques plissés par cisaillement simple dans la zone de cisaillement (brèche 2) peut être lié (1) soit à une plus forte érosion à la base du glissement qui permet l'incorporation de clastes de turbidites, (2) soit à une incorporation de bancs de marnes et turbidites semi-indurés qui chutent à l'avant du méga bloc suite à sa destructuration pendant le transport. La grande taille des clastes de turbidites nécessite le détachement de grands blocs et ne va donc pas en faveur de la première hypothèse. Le bloc 1 se détache à son tour et glisse au-dessus de la brèche 1. Les espaces créés entre la zone d'arrachement principale et les deux blocs sont aujourd'hui entièrement comblés par la brèche 1 sur la totalité de l'épaisseur de la section. Le remplissage de ces espaces ne peut pas se faire de manière instantanée puisque la présence de la brèche bloquerait le glissement des blocs. Cela indique que le dépôt de la brèche est continu ou se fait en plusieurs phases d'écoulements gravitaires pendant et éventuellement après le déplacement des blocs glissés. L'écoulement du débris flow et le glissement des blocs sont donc synchrones dans le calendrier de déformation. Ces deux processus gravitaires sont probablement co-génétiques et résultent d'un unique évènement majeur qui affecte le bassin pour permettre de déstabiliser à la fois les matériaux intra-basinaux et les brèches de socle stockées sur les bordures. Contrairement à la brèche 2 affectée par une déformation intense en raison du poids des blocs, la brèche 1 ne montre pas de déformations secondaires caractérisées par des axes N150 qui indiquerait que l'écoulement du débris flow est détourné et se poursuit vers le SW. Cela peut être dû au fait que la brèche est plus indurée lorsqu'elle s'intègre au glissement et devient moins sensible à la déformation. Les deux blocs principaux 1 et 2 sont affectés par de nombreuses structures compressives sur leur partie avale et semble chevaucher la brèche 1 dans le cas du bloc 1. Ces structures sont interprétées ici comme héritées d'une phase de ralentissement du glissement où les blocs viennent en butée contre le dépôt du débris flow devenu épais et très cohésif. Il se fige et entraine ainsi le gel du glissement et l'écoulement global. Phase 5 : L'ensemble du Mass Transport Deposit (Glissement et débris flow) est recouvert et scellé par le dépôt d'une turbidite sableuse de toit. Elle n'est visible qu'au-dessus du bloc 2 sur la section étudiée.

Figure 8 - 21 :

 821 Figure 8-21 : Schéma évolutif du glissement du Gordo Megabed.

Figure 8 -

 8 Figure 8-22 : Bloc 3D schématique montrant la relation entre le sens de glissement des blocs vers le SW et le l'écoulement de débris flow qui est contraint par la direction des failles normales qui structurent la zone de glissement principal.

I. 1 . 2 .

 12 utilisent la direction d'allongement des blocs métriques transportés dans le débris flow comme un autre critère directionnel d'écoulement. Dans le cas des glissements de Tabernas, l'ensemble des clastes de socle rigides transportés par le débris flow possèdent des formes irrégulières, angulaires et globalement sphériques qui ne permettent pas de réaliser une étude similaire. Toutes les sections étudiées correspondent à la partie amont des glissements. Les mesures de failles normales qui structurent les zones d'initiation mais également les failles inverses présentes dans les grands blocs glissés, ont été mesurées afin de venir compléter les mesures de plis réalisées sur les grands morceaux de bancs de turbidites transportés. Pertinence des résultats de mesures Les mesures réalisées sur les failles et sur les plis associés dans les séries turbiditiques en place ou glissées en bloc possèdent des orientations très bien contraintes pour chacun des sites étudiés (Figure 8-4,Figure 8-9,Figure 8-13Figure 8-20). Cela est en accord avec le modèle simplifié d'écoulement en trois zones, extensive, compressive et centrale, qui entraine une unique direction de déformation dans le cas où la section longitudinale étudiée recoupe le centre du glissement (Alsop et al., 2016). Dans le cas des mesures réalisées dans les faciès bréchiques présents dans la plupart des glissements du bassin de Tabernas, les directions des plis formés par les bancs de turbidites plissés possèdent des orientations nettement plus dispersées. Dans le Tempestuoso par exemple, les orientations des axes de plis des bancs turbiditiques sont peu nombreuses mais semblent totalement aléatoires (Figure 8-13). Sobiesiak et al. (2016) enregistrent une distribution chaotique similaire des orientations d'axes de plis dans un mélange composé de différents faciès et de blocs métriques dans un MTD d'Amérique du Sud à l'affleurement. Dans le MTD D et le Gordo Megabed, moins chargés en clastes et de plus petite dimension, une orientation prédomine et permet de mieux contraindre une direction d'écoulement malgré une dispersion des mesures toujours présente (Figure

I. 1 . 3 .I. 2 .

 132 Lorsqu'elles sont suffisamment nombreuses, les données de plis contenues dans les brèches des MTDs du bassin de Tabernas montrent des orientations majoritaires parallèles ou perpendiculaires à celles des failles et des plis mesurés dans les séries de marnes et de turbidites en place ou transportées et peu déformées. Cela confirme le lien entre les orientations des déformations souples et des failles qui structurent le glissement. Les orientations majoritaires déterminées sont pertinentes malgré le manque de données lié à la condition d'affleurement et à la difficulté d'atteindre de nombreux plis. Détermination du sens de transport : critères de polarité Dans le bassin de Tabernas, le sens des glissements a été déterminé grâce aux pendages prédominants des failles normales synthétiques, à la vergence des failles inverses et à la polarité générale des blocs glissés. Dans le cas des débris flows, la détermination du sens de transport une fois la direction de l'écoulement définie est difficile à estimer à partir des plis contenus dans les dépôts de débris flows. La forme très variée des plis et leur rotation limite les analyses statistiques des sens de déversement. Le sens d'écoulement à donc été estimé grâce à la présence des clastes de socle originaire de la Sierra de Los Filabres au nord du site, une fois la direction déterminée. Des glissements complexes et multi-sources L'étude menée dans le bassin de Tabernas s'est concentrée sur quatre grands glissements sousmarins qui affectent les dépôts du Tortonien : glissement de Las Alcubillas, MTD D, MTD du Tempestuoso et le Gordo Megabed. Chaque MTD a fait l'objet d'une étude de détail permettant de comprendre (1) sa structure générale, (2) son fonctionnement global, (3) les interactions entre les différents écoulements, (4) l'origine des différentes sources de matériaux et enfin (4) la définition des directions de glissement et d'écoulement dans le but de les intégrer dans l'histoire du bassin. L'ensemble des caractéristiques de chaque glissement sont récapitulées dans la Figure 9-1.

Figure 9 - 1 :

 91 Figure 9-1 : Tableau récapitulatif des différentes caractéristiques des glissements étudiés.

I. 3 .

 3 -1). Il permet d'individualiser une série de blocs glissés, composés de marnes et de turbidites qui correspondent aux dépôts tortoniens déposés dans le bassin de Tabernas. La présence de turbidites mais aussi de nombreux bancs conglomératiques chenalisants et de morceaux de récifs indique sa proximité avec un grand système de cône alluvial situé sur la bordure nord du bassin. Le glissement déstabilise une paléo-pente sous-marine composée de sédiments intra-basinaux, c'est-à-dire déposés initialement dans le bassin par des processus sédimentaires classiques. Les trois MTDs suivants étudiés (D, Tempestuoso et Gordo Megabed) possèdent des structures plus complexes car ils font intervenir différents types de processus gravitaires. Les blocs glissés sableux du MTD D de tailles métriques et ceux décamétriques de marnes et de turbidites dans le Gordo Megabed sont issus de la déstabilisation des paléo-pentes du bassin en glissement translationnel (Figure 9-1). Les sédiments tortoniens déposés plus profondément que ceux de Las Alcubillas dans le bassin, sont ainsi remobilisés. Dans le Tempestuoso, des dépôts tortoniens similaires sont déstabilisés suivant un plan de faille listrique délimitant un glissement rotationnel (Figure 9-1). Dans ces trois cas, les blocs glissés observés ont été peu transportés depuis la zone d'arrachement délimitée pour chacun d'entre eux : quelques centaines de mètres au maximum.Cela est dû au fait que chaque section observée correspond uniquement à la partie amont des glissements. Dans un schéma rétrogressif, il est ainsi possible d'observer les dernières phases de déformations avant le gel du dépôt. La faible distance parcourue permet de mieux conserver les informations directionnelles en lien avec la zone de rupture.I.2.2.Les débris flow : origine de la brèche Dans chacun de ces trois MTDs, les grands blocs glissés sont systématiquement associés à la présence d'une brèche assez sombre contenant du matériel polygénique. Cette brèche interprétée comme étant le dépôt d'un ou plusieurs débris flow, transporte des blocs anguleux de tailles centimétriques à métriques de schiste noir et quartzite. Ils sont originaires du complexe métamorphique Nevado-Filabride à l'érosion dans la Sierra de Los Filabres qui borde le bassin au nord. Ces clastes sont totalement absents dans la série turbiditique en place d'où les glissements sont initiés. Seuls des bancs décimétriques de galets de socle bien roulés ont été observés à la base de la série ou dans certaines localités mais le volume de ces niveaux est nettement inférieur au volume contenu dans les MTDs. Les matériaux clastiques transportés par les débris flows sont donc clairement allochtones à la série en place déstabilisée en glissement. Cependant les interactions fortes entre les deux types de dépôt montrent que les déstabilisations des deux sources sont synchrones et probablement déclenchées par le même évènement majeur. La question qui se pose alors est : d'où sont originaires les clastes de socle transportés par les différents débris flows ? Haughton (2000) puis Hodgson (2002) proposent chacun que dans le cas du Gordo Megabed, le dépôt multi-phasé du glissement soit le résultat de la déstabilisation de la tête d'un méga-bloc basculé qui structure le bord nord du bassin (Figure 7-17). Il emporte ainsi la brèche rouge de base qui alimente le débris flow et la série turbiditique au-dessus qui forme les grandes unités raftées actuelles (blocs glissés, voir chapitre 7). La position de ces deux unités dans le dépôt final des MTD ne correspond pas à ce schéma. Dans le cas du MTD D par exemple, les brèches sont déposées au-dessus des blocs glissés et non l'inverse. Cela ne peut donc pas être généralisé à tous les MTDs. De plus, les directions d'écoulements déterminées précédemment vont à l'encontre de cette hypothèse : • Dans le cas du Gordo Megabed et du Tempestuoso, les directions d'écoulements de débris flows sont perpendiculaires aux sens de glissement des blocs (Figure 9-1). • Dans le MTD D, l'écoulement du débris flow semble avoir la même direction de transport que le matériel glissé. Cependant, il provient de plus loin en amont avant la zone d'initiation du glissement car il ne fait pas partie de la série glissée (Figure 9-1). De plus, la couleur grise foncée à noire de la brèche du Gordo Megabed et grise des MTD D et du Tempestuoso sont nettement différenciables de la couleur rouge facilement repérable du conglomérat de base. Couleur que l'on s'attendrait donc à conserver dans les dépôts de débris flows, or elle est inexistante. Toutes ces observations amènent à proposer que les clastes de socle présents dans la brèche soient des matériaux d'érosion de pied de pente et de pied de failles déposés rapidement après leur formation. Ils sont stockés temporairement dans des zones spécifiques de la bordure nord du bassin telle que le long d'escarpements formés par les failles normales actives durant les phases extensives tortoniennes par exemple. Ces dépôts sombres provenant directement de la Sierra de Los Filabres, sont déstabilisés et emportés lors d'évènements majeurs brutaux en même temps que le déclenchement des glissements au sein du bassin. Enregistrement tectonique et rôle de l'héritage structural Les directions d'écoulement et de glissement déterminées grâce aux orientations des structures ont permis de mieux contraindre la dynamique du bassin durant le Tortonien : • Le grand glissement rotationnel de Las Alcubillas est structuré par des failles de direction N130, actives tectoniquement puis reprise en surface par le glissement. Les blocs sont basculés et glissés en direction du SW. Les mesures de direction d'écoulement des conglomérats et des turbidites indiquent qu'ils sont contrôlés par ces failles normales synsédimentaires reprises ultérieurement par le glissement. • Le glissement du Gordo Megabed est délimité en amont par des failles de direction N150. Les blocs glissent suivant la ligne de plus grande pente, en direction du SW. Le débris flow associé au glissement s'écoule perpendiculairement aux failles depuis le nord du bassin où il est possible de suivre le dépôt jusqu'aux conglomérats rouges de base. Le débris flow est donc probablement contraint par l'escarpement de grandes failles actives selon une direction N150 en direction du SE. Ce sens d'écoulement est similaire à celui des grands systèmes turbiditiques de Tabernas (Kleverlaan, 1989) et de Lanujar (Loi, M2 UPMC 2015). • Dans le MTD D, les failles listriques et les plans de détachement des blocs possèdent une orientation moyenne N045. Le glissement suit vraisemblablement la pente principale locale en direction du NW. Les écoulements de débris flow associés suivent une direction similaire à celle des blocs. Contrairement au deux glissements précédents, aucun indice ne permet de mettre en évidence l'activité de discontinuités importantes et profondes de direction N045 pendant la déstabilisation gravitaire. • Enfin dans le Tempestuoso, le glissement rotationnel est délimité par une faille de direction N030 et glisse vers le SE. Il correspond à la déstabilisation du bord d'un grand chenal ou de la déstabilisation rétrogressive de l'escarpement amont d'un glissement déjà initié en aval. Le chenal orienté N030 parallèle aux failles contraint le passage d'un ou plusieurs débris flow(s) qui s'écoule(nt) vers le SW. Les deux directions moyennes principales de failles normales, actives ou héritées, qui structurent les glissements que nous avons étudiés sont N140 et N040 (Figure 9-2). Ces deux directions majoritaires correspondent particulièrement bien aux directions des failles associées aux deux phases extensives à l'origine de la formation des bassins néogènes, déjà décrites par différents auteurs (voir chapitre 7) dans les bassins adjacents (Couloir des Alpujarras, bassin de

  ) une extension N010 à N060, D2, active durant le Tortonien, à l'origine de la formation des failles N110 à N150.Les mesures microtectoniques réalisées par Janse Van Rensburg (M2 UPMC, 2017) décrivent l'enregistrement d'une seule direction d'extension correspondant à la phase D2 dans le bassin de Tabernas. La phase D1 caractérisée par les failles normales de direction N045 n'a pas été décrite.Or, les directions des failles listriques ou des plans de détachement qui structurent le MTD D et le Tempestuoso ainsi que la direction du chenal contrôlant l'écoulement des débris flows associés, possèdent une orientation compatible avec la phase D1. L'enregistrement de cette phase qui affecte les dépôts de la limite Serravalien-Tortonien dans les bassins voisins est donc bien présente dans celui de Tabernas. En revanche, aucune faille synsédimentaire n'a permis de mettre en avant l'activité de ces failles durant la déstabilisation gravitaire, à l'inverse des failles N150.

Figure 9 - 2 :

 92 Figure 9-2 : Bloc 3D représentatif de la structure du bassin de Tabernas à la fin Tortonien-début Messinien. Les anciennes failles normales N045 héritées d'une phase extensive brève forment des discontinuités. Les failles N150 sont pour certaines encore actives à cette période. Elles contraignent les glissements et les écoulements de débris flow dont la source se trouve au Nord du bassin. Les quatre glissements étudiés et leurs directions d'écoulement sont représentés sur ce bloc diagramme.

Figure 9 - 3 :

 93 Figure 9-3 : Emplacement des MTDs du bassin de Tabernas dans la colonne lithostratigraphique du bassin. Modifié d'après Weijermars et al. (1985).

Hypothèse 1 :

 1 Phases extensives plus longues et recul de la date d'inversion La première hypothèse consiste à proposer que la phase extensive D2 de direction NE-SW décrite par Augier et al., (2013) dans son calendrier de déformation ne s'arrête pas à 8 Ma au profit de l'inversion, mais continue durant le Tortonien supérieur et le Messinien inférieur. Cette hypothèse est celle retenue par Deon Janse Van Rensburg (M2 UPMC 2017) qui décrit des failles normales N150 jusque dans le Messinien inférieur. La phase de compression et de surrection qui entraine l'immersion de la Sierra Alhamilla et la formation du relief actuel serait ultérieure. A mon sens, cette hypothèse est peu probable puisqu'elle va à l'encontre de l'ensemble des observations ayant permis de documenter et dater l'inversion des bassins. Elle ne peut expliquer le plissement majeur des sédiments du Tortonien supérieur recouvert pas les dépôts Messinien peu plissés et

  structures compressives au centre (ride de Tabernas) de direction E-W, les glissements et les écoulements principaux sont contraints par les discontinuités N045 et par les failles actives normales N150 héritées des deux épisodes extensifs à l'origine de la formation du bassin. Dans cette seconde hypothèse, j'admets que l'extension dans le bassin de Tabernas se poursuit après l'inversion, conjointement à la compression. L'orientation N150 des failles normales et l'extension NE-SW associée peut être compatible avec une compression NW-SE, parallèle aux failles normales. C'est ce que propose Sanz de Galdeano et al. (2010) qui décrivent une série de petites failles normales pluri-métriques, avec des fonctionnements obliques décrochants qui affectent les sédiments du Messinien jusqu'au Plio-Quaternaire dans le bassin de Tabernas. Les mesures de stries que nous avons observées sur les failles N-S à NNW-SSE de la zone amont du Gordo Megabed montrent un jeu transtensif senestre. Cette ouverture oblique est en accord avec les observations de Sanz de Galdeano et al., (2010) et est compatible avec une compression de direction NW-SE associée à l'inversion (

I. 4 . 2 .

 42 associée à la formation de la ride de Tabernas recoupent le bassin. L'orientation oblique de ces grands chevauchements E-W par rapport à l'orientation de la compression NW-SE et de l'extension perpendiculaire NE-SW est liée à l'existence d'anciennes discontinuités majeures E-W, actives lors de l'exhumation des dômes métamorphiques. Sanz deGaldeano et al. (2010) proposent que ces grandes structures soient reprises en décrochement senestre, comme cela a été proposé pour le chevauchement de la Sierra Alhamilla. Ces failles majeures, qui fonctionnent en décrochement au nord de la Sierra Alhamilla et dans le couloir des Alpujarra, servent ainsi de zones de transfert entre les nombreuses failles normales et aident à leur fonctionnement. Cet état de contrainte intermédiaire, où la contrainte principale σ1 passe successivement de la position verticale (extensif) à horizontale (décrochant) en fonction de la localité a déjà été décrite dans d'autres régions des cordillères Bétiques depuis Almeria jusqu'au bassin de Grenade en passant par le couloir d'Almanzora au nord de la Sierra de Los Filabres(Fernández-Ibáñez and Soto, 2008; Pedrera et al., 2007; Sanz de Galdeano, 2008). Cette étude des grand Mass Transport Deposits complexes présents dans le bassin de Tabernas a permis de mettre en avant une nouvelle fois l'activité des failles normales durant le Tortonien supérieur et le Messinien inférieur en association avec la phase de compression. Durant le début de la phase d'inversion, le bassin est encore totalement structuré par des failles normales héritées de la phase extensive D2 qui produisent des escarpements sur le fond marin. Le fonctionnement de ces failles transtensives senestres ou dextres permet en partie d'accommoder très rapidement la déformation et le raccourcissement liés à la phase de compression intense au Tortonien supérieur -Messinien inférieur, dans tout le bassin. La caractérisation du Gordo Megabed montre de plus que la faille normale senestre qui délimite la zone d'escarpement possède une dimension pluri-kilométrique puisqu'elle rejoint le bord du bassin. La phase extensive tardive n'est donc pas uniquement caractérisée par des petites structures. Dans le cas particulier du Tempestuoso, l'écoulement du débris flow pourrait également être contraint par un escarpement de faille active puisqu'il s'écoule perpendiculairement à la direction du glissement. Cependant, la direction N030 de ces failles n'est pas compatible avec la direction de compression NW-SE. La déstabilisation en glissement rotationnel sur un débris flow déjà présent est donc vraisemblablement uniquement permise par la présence d'un escarpement laissé par un ancien glissement en aval ou la présence d'un chenal, délimités par d'anciennes discontinuités N030 (voir géométrie initiale du Tempestuoso, Figure 8-14). La direction d'écoulement de la brèche associée au MTD D est identique à celle du glissement avent d'être incorporée à celui-ci et n'est contrainte par aucun escarpement. Cela confirme donc la non activité de ces failles N040 issues d'une phase extensive précoce. L'orientation et l'âge des Mass Transport Deposits présents dans le bassin de Tabernas mettent en avant l'importance majeure de l'héritage structural dans la déformation gravitaire de surface. Durée et cause de la déstabilisation La durée des déstabilisations gravitaires à l'origine des dépôts étudiés est un paramètre particulièrement difficile à déterminer. L'interaction entre les écoulements de débris flow et les blocs glissés indiquent que l'ensemble se met en place à la suite d'un unique évènement de déstabilisation plus ou moins continu. Dans le MTD D, la présence de trois niveaux de dépôt de débris flow érosifs (Figure 8-7) indique que la déstabilisation des brèches se fait en différentes étapes, probablement très rapprochées dans le temps. Dans le Gordo Megabed et le Tempestuoso, le volume de brèche présent et sa position, parfois inférieure, parfois supérieure, aux blocs glissés indique que (1) soit l'écoulement est continu dans le temps, (2) soit plusieurs événements de débris flow successifs sont à l'origine du dépôt final. Le dépôt érosif du banc vert au-dessus du glissement du Tempestuoso puis sa déstabilisation progressive ultérieure montre que la déformation n'est pas instantanée mais évolue progressivement avec un taux de déformation décroissant dans le temps. Les évènements gravitaires qui affectent le bassin sont très récurrents et nécessitent d'une part un stockage suffisant de clastes du complexe Nevado Filabride sur les bordures du bassin susceptibles d'être déstabilisés rapidement et d'autre part un apport continu et prolongé lors des phases de glissement. Différentes causes peuvent être à l'origine de ces processus gravitaires qui affectent les bords et le centre du bassin :

)( 3 )( 4 ) 1 .

 341 La surcharge sédimentaire engendrée par un apport massif de sédiments entrainerait la déstabilisation massive mais locale de sédiments. La concomitance systématique du glissement au sein du bassin et le déclenchement d'un débris flow provenant de sources différentes permettent d'éliminer la cause unique de la surcharge sédimentaire. La tectonique régionale entraîne des phénomènes de surrection ou de subsidence susceptibles de faire varier l'inclinaison des pentes du bassin. Ce changement important, plus ou moins lent, peut être à l'origine des déstabilisations gravitaires. La fin du Tortonien est une période propice à ces changements, cependant, l'augmentation des pentes est nettement plus importante sur la bordure sud du bassin en liaison avec la surrection de la Sierra Alhamilla(Braga et al., 2003) et le plissement des dépôts tortoniens, entrainant une asymétrie marquée(Do Couto, 2014). On s'attendrait donc à ce que les plus grosses déstabilisations gravitaires soit situées au sud. Or, les glissements principaux multi-sources étudiés sont localisés sur la partie nord et le centre du bassin. Peu de glissements majeurs sont exposés au sud et les quelques niveaux plurimétriques repérés dans la série du Tortonien supérieur à proximité de Turillas, (bordure sud) ultérieurement basculés lors de la compression fin Tortonien, sont totalement dépourvus de clastes de socle, à l'inverse des écoulements provenant du nord. Cela est probablement dû au fait qu'aucuns dépôts clastiques ne sont stockés sur la bordure sud puisque la Sierra Alhamilla est immergée jusqu'à cette période. La formation de la ride de Tabernas qui traverse le bassin d'est en ouest limite le transport et l'étalement des dépôts provenant du nord vers le centre du bassin. Sur la partie nord du bassin, les variations de pentes entrainées par des phénomènes tectoniques n'explique pas que les deux écoulements (débris flow et glissement) se produisent en même temps. Ces variations de pentes ne sont donc pas entièrement responsables des déformations complexes et multi-sources étudiées. Les séismes de magnitude supérieure à 5 (Ambraseys et Sarma, 1969; Wang et Manga, 2010) sont susceptibles d'engendrer des phénomènes de liquéfaction d'un niveau spécifique, permettant la déstabilisation gravitaire des dépôts sédimentaires (voir chapitre 3). Le contexte tectonique compressif au moment de la phase d'inversion se prête particulièrement bien à cette hypothèse. L'importance de l'héritage structural démontré précédemment dans la formation et la structuration des Mass Transport Deposits, le double apport concomitant des brèches et des blocs glissés ainsi que la fréquence des évènements, sont des arguments de taille pour associer la déstabilisation sédimentaire à une activité sismique intense. La présence de nombreuses failles N150 réactivées en décrochement et en normal durant le Tortonien supérieur et de discontinuités N045 héritées d'une phase extensive précoce, permet d'accommoder très rapidement dans tout le bassin la phase de raccourcissement importante qui semble ralentir à la transition Tortonien-Messinien. Le grand nombre de failles permet de multiplier l'activité sismique, intense mais étendue, entraînant la déstabilisation puis la re-déposition de brèches depuis différentes zones de stockage du bassin. Cette dernière possibilité me semble donc être la plus plausible pour expliquer la formation des MTDs du bassin de Tabernas.II. Dynamique de l'écoulementII.Caractéristiques des glissementsLes glissements translationnels et rotationnels du bassin de Tabernas sont délimités, dans chaque zone d'initiation, par des failles normales listriques qui reprennent l'orientation des failles extensives N045 héritées et N150 actives durant la période fin tortonien -début Messinien. Ces failles structurent des systèmes de blocs composés des sédiments intra-basinaux (série de marnes et turbidites), qui glissent le long de la ligne de plus grande pente locale sur un plan de détachement parallèle à la stratification. Ces unités raftées sur plusieurs centaines de mètres possèdent des longueurs et hauteurs métriques à décamétriques inférieures aux dimensions

  Les blocs les plus grands sont ceux du Gordo Megabed (15 mètres de haut minimum sur 60 mètres de long). Ils sont délimités par une faille normale principale sur la partie amont et par des structures compressives en aval (failles inverses et grands plis) qui affectent la totalité ou une grande partie de la série turbiditique glissée. Dans le MTD D en revanche, les rafts sont de plus petites dimensions (2 à 3 mètres de haut sur 3 mètres de large), en rapport avec l'épaisseur moindre du MTD par rapport au Gordo Megabed, qui correspond probablement à un événement de moindre importance. Les blocs glissés ne possèdent pas de déformation interne plicative et cassante clairement visible mais la limite entre les unités 4 et 5 transportées est indéfinissable et le taux de déstructuration interne et en bordure des blocs augmente nettement vers l'aval.• Taux de déstructuration des blocs glissésPlusieurs paramètres peuvent être à l'origine des grandes différences de déformations visibles entre les blocs du Gordo Megabed et du MTD D:(1) La taille pluri-métrique des blocs glissés du MTD D est nettement inférieure aux blocs glissés contenu dans le Gordo Megabed. Dans le MTD D, le passage des débris flows allochtones entraîne l'érosion et la liquéfaction des blocs et réduit ainsi continuellement son volume. La forte déformation observée sur les blocs du MTD D par rapport au Gordo Megabed peut ainsi être relié au fait que les blocs de petites tailles sont plus rapidement déstructurés par l'écoulement de la brèche A qui se charge progressivement en matériaux sableux et en clastes de turbidites vers l'aval. Dans le cas du Gordo, la brèche est identique sur la totalité de la section étudiée et ne montre pas d'enrichissement en matériaux turbiditiques. Il serait intéressant par la suite de renseigner l'évolution de la taille des blocs et du type de déformation qu'ils contiennent, ainsi que la variation de composition de la brèche sur la totalité de la longueur du Gordo Megabed. Ceci afin de justifier l'impact de la taille des blocs sur la déformation en comparaison avec le MTD D.

( 3 )

 3 met en avant la relation entre la hauteur des blocs et la distance de glissement (Figure 9-4A). Plus la taille augmente et plus les blocs sont susceptibles de glisser sur de longues distances puisqu'ils se désagrègent moins rapidement d'une part et leur poids important associé à la pente permet d'autre part de conserver la force gravitationnelle plus élevée que les forces de frottement à la base des blocs. La lithologie et le taux d'induration du sédiment peut influencer le type de déformation que subissent les blocs glissés. Dans le cas du MTD D les unités 1 à 5 sont massives et silteuses à sableuses, donc peu cohésives et très poreuses, à l'inverse des alternances de marnes et de turbidites sableuses dans les blocs du Gordo Megabed. L'épaisseur décollée dans le Gordo Megabed est également plus importante que dans le MTD D. Les niveaux plus profonds et plus marneux sont plus indurés que les unités sableuses superficielles du MTD D au moment de la déstabilisation. L'impact de la lithologie sur le style de déformation sera réabordé dans la partie suivante.

Figure 9 - 4 :

 94 Figure 9-4 : Caractéristiques des glissements. A : Corrélation entre hauteur des blocs et distance de glissement. D'après Hampton et al. (1996). B : Corrélation entre la hauteur des blocs et l'épaisseur du niveau de cisaillement défini à partir d'un MTD à l'affleurement en Crête. D'après Alves (2015).• Présence et épaisseur du niveau de cisaillement basal des glissements

Figure 9 - 5 :

 95 Figure 9-5 : Modèle général d'évolution des Mass Transport Deposits du bassin de Tabernas. Le premier stade correspond à la déstabilisation de blocs qui glissent vers l'aval depuis une zone d'arrachement contrôlée par la présence de discontinuités tectoniques majeures. Les débris flows allochtones associés remplissent les espaces laissés par le déplacement des blocs. Au fur et à mesure de l'écoulement le débris flow se charge en matériaux turbiditiques. Les nouveaux blocs formés par déstabilisation rétrogressive glissent sur la brèche déjà présente et forment un niveau de cisaillement. Lorsque la brèche plus cohésive perd sa contenance en eau et se fige, les blocs entrent en compression sur la brèche et la totalité du MTD est « gelé ». Ce nouveau modèle met en avant l'importance de la brèche et ses interactions avec le glissement. Modifié d'après Gee et al. (2005).

  Les nouveaux blocs déstabilisés glissent au-dessus de la brèche déjà déposée précédemment et entrainent sa déformation secondaire. Cela constitue ainsi un niveau de cisaillement épais, inexistant dans le modèlede Gee (2005), qui facilite le transport des blocs. Cette phase de déformation est similaire à celle observée dans le glissement du Tempestuoso et dans un stade plus évolué pour le Gordo Megabed.La quatrième et dernière phase de déformation correspond au passage de petits débris flows successifs de plus en plus fins, qui remplissent totalement les espaces laissés par le déplacement des blocs. Les blocs entrent alors en compression avec la brèche et sont, cette fois, ralentis par sa présence. Le gel du glissement est synchrone du dépôt d'une turbidite sableuse de toit de 50 centimètres à 3 mètres d'épaisseur, présente systématiquement. Ces différents dépôts pourraient être associés à des déstabilisations ultérieures indirectement déclenchées par le séisme (formation d'un tsunami, activité d'une autre faille). Cependant, l'évolution granulométrique des dépôts, de plus en plus fin vers le haut de l'évènement amène à penser qu'il s'agit d'un unique événement qui produit des écoulements de vitesses différentes, tel que cela est observé dans les dépôts turbiditiques.

III. 1 .

 1 Impact de la lithologie sur le contrôle de la déformation III.Style de déformation Les différents types de déformation sédimentaire observés dans les MTDs du bassin de Tabernas varient selon les différents faciès : Dans les brèches polygéniques, les principales structures souples présentes sont les plis formés par les morceaux de séries turbiditiques plus ou moins grands, emportés et déformés dans l'écoulement. La plupart sont des plis couchés formés par cisaillement simple et des structures en forme de vortex, significatives d'un écoulement turbulent au sommet du dépôt. Quelques figures d'injections sont parfois visibles mais peu présentes dans cette unité à matrice très argileuse et cohésive. Les blocs de séries de marnes et de turbidites tortoniennes glissés sont très peu déformés. Ils sont affectés par des grands plis sur la totalité de leur hauteur, associés à la présence de failles inverses. Aucune déformation souple de type SSD n'a été relevée au sein de ces unités raftées excepté sur la partie supérieure des blocs. L'unité 5 du MTD D est affectée par des figures de liquéfaction telles que des structures en flamme ou load-casts au contact avec la brèche sus jacente plus dense. Cette unité est également désagrégée en plusieurs clastes lors du passage de l'écoulement énergétique du débris flow. Dans les séries tortoniennes en place et découpées par des failles comme à Las Alcubillas, les bancs sont affectés par des plis d'entrainement le long des failles. De nombreuses figures de déformation souple (plis) et d'injection (flamme, dôme) ont été relevées tout au long de l'affleurement et en particulier à proximité des failles. Ces déformations sont systématiquement situées sous un banc conglomératique. Outre les différences dans le type de déformation observées, l'enregistrement des directions n'est pas identique pour chaque faciès. Les niveaux de marnes et de turbidites glissés ou en place sont particulièrement bien contraints avec une direction nettement prédominante tandis que les plis contenus dans la brèche possèdent des orientations plus aléatoires. En particulier lorsque le ratio brèche / morceaux de turbidites flottés est proche de 1. Cet écart dans l'enregistrement peut être lié à plusieurs paramètres tels que : • Le taux d'induration du matériel au moment de la déformation. La série turbiditique en place est nettement plus indurée et en partie compactée par rapport au débris flow qui se déforme plus facilement pendant l'écoulement. • La quantité d'eau contenue dans la porosité du dépôt est également un paramètre majoritaire dans la déformation. Plus elle est importante et plus elle est susceptible d'entrainer des phénomènes de liquéfaction lors de la mise en surpression du fluide interstitiel. Les écoulements de débris flow sont plus riches en fluide par incorporation au cours de l'écoulement que les niveaux de marnes et de turbidites déposés et plus ou moins compactés. Gamboa et Alves (2015) proposent également que la présence de failles dans les blocs de grandes dimensions favorise l'évacuation des fluides limitant ainsi les phénomènes de surpression interstitielle et de déstructuration intense à l'intérieur du bloc. Les bancs conglomératiques de Las Alcubillas conservent également une importante teneur en eau grâce à leur grande porosité et permettent de localiser la déformation. • Le type d'écoulement impacte directement sur le taux de déformation du sédiment déstabilisé. Les glissements rotationnels et translationnels permettent une déformation élasto-plastique avec conservation de la structure initiale tandis que le débris flow est un écoulement parfois turbulent qui entraine une déformation plastique et importante du sédiment.

( 1 )

 1 banc. Les niveaux affectés par ces déformations possèdent des épaisseurs allant d'une vingtaine de centimètres à plus de 4 mètres dans le cas de l'Irlande du Nord. Les déformations décrites dans le White Lias du Devon et du Dorset, au sud de l'Angleterre, ne sont pas similaires à celles décrites dans le reste du Royaume-Uni. L'ensemble de la série ainsi que les deux niveaux majeurs dans lesquels sont localisées les déformations sont des dépôts gravitaires de 0,20 mètres à 2 mètres d'épaisseur correspondant à des écoulements hyperconcentrés et des bancs slumpés. Ces derniers, affectés par les déformations, sont déstructurés à l'état de brèche monogénique dans leur quasi-totalité sur des épaisseurs allant de 0,5 mètres à 1,5 mètres et la structure sédimentaire originale est très peu préservée. Ces dépôts sont recoupés au sommet par des failles normales qui contrôlent la localisation de la déstructuration du sédiment initial et la formation d'injections en dôme du matériel déstructuré et liquéfié vers le haut de la pile sédimentaire. Elles sont donc synchrones et participent à la mise en place de la phase de liquéfaction. En Espagne cette fois-ci, les déformations de surface qui ont fait l'intérêt de cette étude sont des grands Mass Transport Deposits d'épaisseur pluri-métriques. Contrairement aux niveaux de déformation en Irlande du Nord qui possèdent une superficie très étendue, les MTDs possèdent des formes allongées plurikilométriques mais la largeur de ces dépôts est extrêmement réduite à l'échelle du bassin, quelques centaines de mètres à quelques kilomètres tout au plus. À l'intérieur de ces grands MTDs, différentes unités correspondant à des processus de transport et de déformation distincts ont pu être mis en évidence : des blocs de sédiments intra-basinaux glissés et des écoulements de débris en masse à l'origine des dépôts de brèches à élément de socle (débris flows). Ces unités contiennent de nombreuses structures de déformation interne telles que : des plis isoclinaux et couchés qui affectent les clastes de turbidites flottés de tailles métriques à plurimétriques et transportés par les débris flows, des figures injectives (structure en flamme) dans les bancs conglomératiques, des grands plis, failles inverses et chevauchements à l'intérieur des blocs glissés ainsi que de nombreuses failles normales, souvent listriques, qui affectent les parties amont des glissements et bordent le haut des blocs glissés. Plusieurs distinctions majeures existent entre toutes ces déformations : La forme des structures est très diversifiée entre les différentes zones d'étude, mais aussi au sein d'une même région. En considérant les dernières classifications sur les SSD (Collinson, 2005; Owen, 1987), les différents styles de déformation observés au Royaume-Uni et en Espagne sont induits par différents moteurs de déformation. La Figure 10-1 correspond à la classification de Collinson (2005) complétée grâce aux observations réalisées dans les deux zones d'étude. Les points de couleur indiquent la répartition des types de structures observées dans chaque région : Irlande du Nord et Estuaire de la Severn, Devon et Dorset et Bassin de Tabernas.

Figure 10 - 1 :

 101 Figure 10-1 : Classification des différents types de SSD et répartition des structures observées dans chaque région. Modifié d'après Collinson (2005).

  -2). Elle est quasi nulle dans le cas des évènements décrits comme séismites au Royaume-Uni où la liquidisation des différents niveaux affectés se produit sur place. En revanche, elle est pluri-métrique à pluri-kilométrique en Espagne où l'augmentation de la pression interstitielle des fluides au sein du banc liquéfié ne permet pas de contrebalancer le poids des sédiments sus-jacent. Le banc liquéfié fait donc office de niveau de décollement et la déstabilisation gravitaire se produit. Plusieurs paramètres sont susceptibles d'être à l'origine du déclenchement ou non de la déstabilisation gravitaire à la suite des phénomènes de liquidisation qui affectent un niveau de décollement.

Figure 10 - 2 :

 102 Figure 10-2 : Déstabilisation sédimentaire avec déplacement latéral et sans déplacement latéral dans les sédiments marins à la suite de phénomènes de liquéfaction produits par un événement sismique. Dans le cas sans transport, les sédiments sont plissés avec des sens de déversements opposés et l'on note la présence de load-casts (LC) et dykes (D). Lorsque le transport se produit, les slumps possèdent un sens de déversement préférentiel qui indique le sens du transport. Les niveaux déstructurés sont généralement érodés par les dépôts postérieurs. D'après Hibsch et al. (1997).

  est caractérisée par une phase d'inversion rapide des bassins extensifs néogènes. Cette phase de compression intense se produit dans un laps de temps extrêmement court puisque les dépôts d'âge Messinien sont très peu déformés au-dessus des dépôts turbiditiques tortoniens basculés voir inversés. La mise en place du grand chevauchement à vergence nord sous la Sierra Alhamilla à cette période(Do Couto et al., 2014; Weijermars et al., 1985) peut être à l'origine de séismes majeurs dont les magnitudes peuvent atteindre 7 voire 8 en raison de la longueur de la faille (Figure10-3). Les travaux de Rodríguez-Pascua et al. (2000) tentent de faire le lien entre magnitude et type de déformation. Il décrit ainsi des séismes allant jusqu'à des magnitudes 8 à l'origine des séismites lacustres datant du Tortonien supérieur dans le bassin de Grenade, situé dans les zones externes de la chaîne Bétique, au nord-est du bassin de Tabernas. Les séismes produits dans et à proximité du bassin de Tabernas possèdent probablement des magnitudes similaires qui correspondent au contexte de la fin Tortonien avec la mise en place du grand chevauchement. L'étude structurale menée sur les sens de glissement et d'écoulement du bassin a permis de montrer l'activité continue des failles normales et décrochantes N150 héritées des épisodes extensifs du bassin. Ces failles majeures transtensives contrôlent le déclenchement des déstabilisations gravitaires et peuvent également être à l'origine d'importants séismes. Comme cela a été montré dans le point précédent, la durée de l'événement sismique peut interférer sur la quantité de déformation et donc sur le déclenchement de la déstabilisation gravitaire ou non suivant les différentes lithologies affectées. La Figure 10-3 montre la relation entre durée de rupture et longueur de rupture de la faille. Plus le séisme sera important et plus la durée de ce dernier le sera également. Les magnitudes des séismes estimées sont légèrement inférieures au Royaume-Uni comparées à l'Espagne ce qui confirme la possibilité que le déclenchement de la déstabilisation gravitaire sur les pentes du bassin du Wessex soit lié à la durée insuffisante de la liquéfaction pour déstabiliser entièrement le niveau de boue carbonatée et former un plan de décollement.

Figure 10 - 3 :

 103 Figure 10-3 : Caractéristiques des séismes en fonction de la longueur de rupture de la faille. Plus la longueur de rupture est importante, plus les rejets observés sont grands et plus la magnitude du séisme augmente. La durée de rupture et donc du séisme est dépendante de la longueur de rupture et augmente avec elle. Des séismes de forte magnitude vont donc produire un train d'ondes plus pérenne dans le temps. D'après Madariaga and Perrier (1991).Les séismes de fortes magnitudes sont donc susceptibles de déstabiliser de très grand volume sédimentaire mais c'est la durée du séisme en fonction de la magnitude ainsi que le type de lithologie affectée qui constituent les deux paramètres majeurs qui interviennent sur le déclenchement de la déstabilisation gravitaire.

Figure 10 - 4 :

 104 Figure 10-4 : Schéma de localisation des différents types de déformations en fonction de la profondeur. Plus la colonne d'eau est importante et plus les volumes de sédiments déstabilisés et la quantité de transport est importante.

  d'argiles, sables et silts caractéristiques de domaines tidaux en Irlande du Nord et autour du chenal de Bristol ne sont jamais totalement déstructurées. Le litage original des couches est conservé et simplement plissé de manière élastique. Les dépôts du Devon et du Dorset correspondent à une boue micritique et sont caractéristiques de domaine lagunaire restreint. Ils sont repris par des écoulements et des glissements gravitaires formant ainsi une série de conglomérats monogéniques et de niveaux slumpés où l'épaisseur décamétrique des bancs glissés est conservée. Les événements principaux de liquéfaction sont ultérieurs aux déstabilisations à l'origine du dépôt initial. Ils entrainent la formation de failles normales et la bréchification puis la liquéfaction des principaux dépôts gravitaires ayant accumulé le plus de fluide. Le sédiment liquéfié s'injecte le long des failles. Cette seconde étape de déformation est dépourvue de transport latéral et le sédiment est plus induré que lors des écoulements puisqu'il est fracturé et bréchifié. Les MTDs d'Espagne sont des glissements complexes déclenchés par déstabilisation de la pente suite à la liquéfaction d'un niveau de décollement de sable moyen à grossier. Ils sont structurés par différentes unités lithologiques. Les grands rafts de turbidites glissés qui correspondent au sédiment intra-basinaux sont très peu déformés et sont affectés par des structures cassantes et plicatives qui démontrent le caractère clairement semi-induré du matériel. Les dépôts de débris flows associés ne possèdent aucune structure interne et transportent des blocs de socle qui étaient stockés sur la marge nord du bassin et des clastes de bancs de marnes et de turbidites flottés et plissées par cisaillement simple durant le transport. Les résultats de cette étude présentés puis déjà discutés dans les chapitres précédents ont permis de montrer que les variations des paramètres intrinsèques des matériaux tels que la cohésion C et l'angle de friction interne φ est le paramètre principal qui influe sur le type de déformation observée. Ces variations modifient directement la valeur de la résistance au cisaillement des différents niveaux et donc la réponse mécanique aux phénomènes de liquidisation. Les taux d'induration des différents sédiments entrainent également des variations importantes dans la déformation. Plus l'induration du sédiment augmente et plus la résistance au cisaillement du niveau sera grande. Dans le cas des calcaires fins, les taux d'induration en fonction de la profondeur augmentent nettement plus rapidement que pour des marnes et encore plus que pour des sables. La déformation finale produite pour une même magnitude et une même profondeur sera donc différente pour chaque faciès. Les résultats de cette étude ainsi que les observations de différents auteurs dans diverses séismites permettent de mieux contraindre les grandes familles de déformations attendues en fonction de la lithologie : ➢ Les niveaux de sables seront plus propices à la formation d'injection par dykes et pipe dans le cas d'un niveau plus fin sous-jacent ou à la re-déposition simple du niveau liquéfié en un niveau plus dense sans structure interne (Plan de décollement des MTDs d'Espagne). ➢ Les alternances fines d'argile et silt formeront une succession de plis voir de niveaux déstructurés en surface (séismites du Cotham Member en Irlande du Nord et Estuaire de la Severn,

  -3).[START_REF] Rodríguez-Pascua | Soft-sediment deformation structures interpreted as seismites in lacustrine sediments of the Prebetic Zone, SE Spain, and their potential use as indicators of earthquake magnitudes during the Late Miocene[END_REF] propose une estimation de la magnitude du séisme à partir de l'observation de différentes structures plus ou moins déstructurées présentes dans un niveau de séismites. Cependant, la relation déformationmagnitude qu'il propose implique en réalité un aspect lithologique secondaire puisque toutes les déformations observées ne sont pas présentes dans les mêmes faciès. Ainsi il admet la nécessité d'un séisme de magnitude plus importante pour fracturer et injecter des niveaux conglomératiques avec des blocs de dimension pluri-centimétriques. Ces structures peuvent être similaires à celles observées dans les dépôts de Las-Alcubillas en Espagne et nécessite une magnitude plus importante que pour déformer des alternances argile-silt par plissement comme les séries d'Irlande du Nord et de l'estuaire de la Severn. La lithologie est donc un paramètre qui influe de manière prépondérante sur le style de déformation finale.Le style de déformation est donc contrôlé par la lithologie. Le degré de déstructuration est directement dépendant du taux d'induration et de la durée de liquéfaction, donc de la magnitude du séisme.

  et des épaisseur de déformation supérieure. Cependant, il est peu probable que l'ensemble des sédiments déformés en Irlande du Nord soit le résultat d'un unique évènement sismique plus intense mais plutôt d'une succession d'événements rapprochés dans le temps. Dans ce sens, la discussion menée dans l'article du chapitre 6 sur l'interprétation des SSDs d'Irlande du Nord met en évidence les différentes failles susceptibles d'être à l'origine des séismes qui provoquent les déformations. Les failles triasiques actives à proximité du bassin de Larne sont nettement moins longues que les failles attribuées à la formation des SSDs dans l'Estuaire de la Severn. Elles sont donc susceptibles de produire des séismes de plus faible magnitude.

Figure 10 - 5 :

 105 Figure 10-5 : Déformation d'une série d'alternances silt-argile en fonction du temps. Augmentation du degré de déformation et de l'épaisseur du niveau déstructuré en fonction de la magnitude de la durée de liquéfaction et donc de la magnitude du séisme. D'après Rodríguez-Pascua et al. (2000).III. Enregistrement directionnel des structures

1 .

 1 des paramètres d'enregistrement de ces structures et du lien avec la tectonique régionale. Ceci à donc été un des grands objectifs de cette thèse et va être rediscuté dans la partie suivante.IV. Apport de l'étude des séismites pour la compréhensionde la dynamique des bassins anciens IV.Processus de surface et enregistrement de la tectonique À l'échelle de l'affleurement, les observations réalisées à Pinhay Bay (Devon) ont montré que les failles normales qui affectent certains bancs contrôlent l'emplacement de la bréchification et de la liquéfaction du sédiment et son injection vers le haut sous forme de dôme. Ces failles servent de barrière mécanique à la déformation. Plus globalement, chaque niveau de déformation observé au Royaume-Uni est défini par une orientation spécifique des SSDs. Ces orientations enregistrées dans les failles, les injections et les plis correspondent à l'orientation de différentes failles normales pluri-kilométriques situées à proximité et qui délimitent les principaux bassins permotriasiques en cours de subsidence durant la période Trias-Jurassique. Les déformations de surface in-situ sans déplacement latéral enregistrent, en quelque sorte, un état de contrainte local induit par le fonctionnement des failles normales plurikilométriques à l'origine des séismes les plus importants. Dans le bassin de Tabernas, l'ensemble des failles et plis qui structurent les glissements possèdent des directions similaires à l'orientation des failles normales principales formées pendant les deux phases d'extension associées à la formation du bassin. Les écoulements de débris flow associés aux glissements prennent leur source à proximité de la bordure nord du bassin où les brèches sont stockées en pied de failles. Les directions mesurées sur les plis de turbidites flottées dans le débris flow du Gordo Megabed indiquent que l'écoulement se fait parallèlement à la direction des failles normales qui structurent le glissement. Les failles qui permettent de localiser les zones d'arrachement des glissements sont donc pour certaines encore actives au moment de la déstabilisation gravitaire et contraignent la morphologie du fond du bassin sur des longueurs pluri-kilométriques. La relation entre l'activité des failles et les déstabilisations ainsi que le double apport (brèches et sédiments intra-basinaux) sont des critères permettant de justifier le caractère co-sismique des glissements.Quelques études antérieures ont mis en relation le fonctionnement des failles et les déformations de surface des sédiments non indurés[START_REF] Basilone | The relationships between soft-sediment deformation structures and synsedimentary extensional tectonics in Upper Triassic deep-water carbonate succession (Southern Tethyan rifted continental margin -Central Sicily)[END_REF] Brandes and Winsemann, 2013). Cependant ces observations locales à l'échelle d'un unique affleurement n'ont jamais été décrites et discutés à l'échelle de plusieurs niveaux de déformation et de plusieurs sites comme cela a pu être fait dans le cadre de cette thèse. Nous avons montré que les déformations de surfaces renseignent sur l'activité tectonique et plus globalement sur la morphologie des bassins et leur dynamique générale de remplissage. Ils sont ainsi de de très bons outils pour venir compléter des études microtectoniques. Cependant, l'enregistrement tectonique au sein des grands glissements gravitaires est entièrement contraint par la présence des discontinuités et donc de l'héritage structural. Ce type d'étude particulièrement pertinente dans les bassins actifs ayant subi différents épisodes tectoniques, aura peu d'intérêt si elle est appliquée à l'étude des grands Mass Transport Deposits déclenchés sur les marges passives des grands océans.

  donné, associé au fonctionnement d'une faille ou d'une série de faille, il est donc possible d'associer des niveaux d'orientation différentes à des évènements sismique distincts. Les corrélations de faciès à petite échelle au sein d'un bassin puis entre les niveaux de déformation d'orientation similaire du Royaume-Uni ont permis de définir le nombre minimum d'événements sismiques majeurs (M>=5) qui affectent la région. La définition de plusieurs événements associés au fonctionnement de failles d'orientation différentes prouve que les déformations ne sont pas issues d'un seul événement sismique comme proposé initialement (Simms, 2007, 2003) mais de plusieurs événements successifs. Dans le cas du bassin de Tabernas, les Mass Transport Deposits sont des déstabilisations sédimentaires locales. La corrélation entre les différents événements présents dans la série turbiditique, et plus généralement dans les bassins en contexte actif nécessite de réaliser des corrélations continues entre chaque site. Ce travail extrêmement fastidieux à la possibilité d'être réalisé dans le cas de ce bassin en raison des conditions d'affleurement remarquables le long des canyons profonds permettant de suivre les séries. Ce travail a été débuté sur des petites sections à travers le bassin dans le cadre du master 2 de Florence Loi (UPMC, TOTAL). La déstabilisation de gros volumes vers le bas de la pente peut entrainer la formation de tsunami ou de seiche qui se propagent sur les bordures du bassin et qui provoquent de nouvelles déstabilisations de moindre ampleur. La récurrence des événements sismiques peut alors être nettement surestimée.

  tente de relier magnitude et profondeur de liquéfaction des sédiments de surface. En plus d'être sans grand succès puisque les profondeurs obtenues par simulation sont nettement sous-estimées par rapport aux observations naturelles, les déformations ne sont pas toujours produites à l'interface eau-sédiment comme il le considère. En effet, c'est la lithologie qui contrôle la localisation de la liquidisation et l'épaisseur du banc affecté dans la pile sédimentaire soumise aux ondes sismiques. L'estimation des magnitudes de Rodríguez-Pascua et al. (2000) est principalement basée sur le degré de déformation des structures dans les alternances silt, argile, sable de type varves lacustre. Il intègre également une notion lithologique puisque l'ensemble de sa classification fait intervenir différents types de matériaux. Cette classification des structures en fonction de la magnitude est donc assez intéressante mais nécessite d'observer plusieurs degrés de déformation dans une même lithologie et une même région, ce qui n'est pas le cas pour les alternances argilesilt-sable en Irlande du Nord par exemple. Il pourrait être intéressant, dans cette idée, de réaliser une classification complète des différents degrés de déformation pour chaque famille lithologique principale en les associant à une magnitude donnée afin de discuter de son application générale dans différents contextes pour estimer la magnitude des séismes.

➢( 1 )( 2 ) 2 - 3 -

 1223 en surface et subsurface des sédiments peu indurés (Soft Sediment Deformations) en domaine marin, lors d'événements sismiques. Une caractérisation complète de différents niveaux de séismites situés dans deux contextes géodynamiques et sédimentaires différents a donc été menée afin de répondre, pour rappel, aux objectifs suivants :➢ Comprendre l'impact des différents paramètres qui interviennent sur le style, la taille, la quantité de transport et la localisation des déformations. En particulier, celui de la lithologie des sédiments qui est un paramètre peu intégré dans les classifications des SSDs.➢ Définir une caractéristique « auto-suffisante » applicable à tout type de déformation et dans différents environnements, permettant de discuter du lien entre les SSDs étudiées et les séismes qui les ont engendrées. ➢ Discuter du nombre d'événements sismiques nécessaires pour produire les déformations observées. Déterminer s'il est possible d'apporter des informations supplémentaires sur le contexte tectonique et la dynamique générale de remplissage des bassins. ➢ Comprendre les premières phases de déformation des déstabilisations gravitaires majeures et de proposer un modèle général applicable à la région étudiée. Deux zones d'étude permettant de belles observations à l'affleurement, situées dans d'anciens bassins sédimentaires présentant des contextes tectoniques et des stades d'évolution différents ont été choisies : -Les sédiments de la limite Trias-Jurassique dans les bassins extensifs Permo-Trias des îles Britanniques, qui sont affectés par de très nombreuses Softs Sediment Deformations. Cette thèse s'est basée sur l'observation et les levés de log de sept affleurements et 4 carottes situés sur la côte sud du Devon et du Dorset, dans l'estuaire de la Severn et en Irlande du Nord. Les niveaux déformés mesurent entre 0.20 et 4.5 mètres d'épaisseur et contiennent des plis isoclinaux et couchés en Irlande du Nord et dans l'estuaire de la Severn et des niveaux faillés, bréchifiés et liquéfiés dans le Devon et le Dorset. -Les sédiments turbiditiques néogènes du bassin intra-montagneux de Tabernas, au coeur des cordillères Bétiques espagnoles, sont intercalés avec de nombreuses déstabilisations gravitaires majeures de type Mass Transport Deposits (MTDs) qui mesurent entre 4 mètres et 15 mètres d'épaisseur minimale. Les zones amont de quatre glissements principaux ont été choisies : Le MTD D, le Tempestuoso, Le Gordo Megabed et Las Alcubillas. Toutes ces sections amont ont fait l'objet d'une cartographie complète pour proposer des modèles d'initiation et d'évolution des glissements. Ces sections montrent la présence de failles et de plis d'entrainement, de morceaux de bancs transporté dans des débris flows et plissé par cisaillement simple, de figure d'injection en flamme. En Espagne comme au Royaume-Uni, une étude statistique complète des directions des structures a été menée : -pour chaque affleurement -pour chaque niveau de déformation ou unité du glissement -Pour chaque type de structure (faille, plis, injection) Paramètres déclencheurs de la déstabilisation gravitaire Les observations de terrain ont montré que, malgré la présence de pente, la déstabilisation gravitaire des sédiments suite à des processus de liquéfaction n'était pas systématique. Les paramètres qui semblent être les plus influents sur le déclenchement de la déstabilisation sur un niveau de décollement sont : La lithologie et le taux d'induration sédimentaire du niveau susceptible de servir de plan de décollement : lorsque que le taux d'induration augmente, le sédiment est d'abord fracturé puis bréchifié avant d'atteindre un état liquéfié. La durée de liquéfaction nécessaire pour atteindre un état liquéfié est plus important. Les sédiments à fort taux d'induration avec la profondeur comme les calcaires du Devon sont donc plus difficiles à liquéfier que les sables à faible taux d'induration avec la profondeur. La durée de liquéfaction et donc d'application de la contrainte cisaillante est dépendante de la magnitude des séismes. Plus elle augmente et plus la capacité à atteindre un état totalement liquéfié et à déclencher le transport gravitaire sera importante.(3) La présence de failles qui traversent le niveau liquéfié pouvant servir de plan de détachement peuvent induire un relief à la base du niveau de décollement et ancrer la déformation.La pente, la composition hétérogène de la pile sédimentaire, le poids des sédiments au-dessus du plan de décollement et la bathymétrie sont des paramètres qui interviennent secondairement dans le déclenchement de la déstabilisation gravitaire. Dans le cas de l'Espagne, le contexte très actif et l'importante subsidence du bassin entraine des changements dynamiques majeurs tels que l'augmentation de la pente pendant la période de surrection des Sierras et la surcharge sédimentaire amenée grâce aux apports continus de turbidites. Ces différentes causes de liquéfaction viennent s'ajouter aux séismes et facilitent le déclenchement des déstabilisations gravitaires.Impact de la lithologie sur le type de déformation et sa localisation dans la pile sédimentaireA travers l'étude des déformations de surface affectant différentes lithologies, il a été possible de mettre en évidence que le type de déformation est avant tout contrôlé par la nature lithologique du sédiment liquéfié.Les alternances de sable, silt et argile (caractéristiques de domaines tidaux, marins peu profonds) se déforment de manière plastique en conservant le litage original des couches. La formation de plis isoclinaux ou couchés sera ainsi favorisée. (Irlande du Nord et estuaire de la Severn). L'application prolongée d'une contrainte sur ce type de sédiments peut entrainer une homogénéisation de dépôts mais cela n'a jamais été observé ici. Les matériaux calcaires micritiques (caractéristiques d'environnements lagunaires, marins restreints) présentent un comportement cassant et sont bréchifiés. Cela entraine la perte partielle à totale du litage original et la formation de clastes arrondis calcaires pris dans une matrice de même nature avant d'atteindre un état liquéfié. Cela est dû au fort taux d'induration des calcaires qui augmente rapidement avec la profondeur (Côte sud du Devon et Dorset). Les niveaux épais homogènes et très cohésifs d'argiles et de marnes ne sont pas affectés par des déformations importantes. Les seules structures observées sont situées à l'interface avec un niveau plus dense comme des sables à l'interface Westbury/Irlande du Nord et où à la base des niveaux conglomératiques de Las Alcubillas. L'argile moins dense s'injecte vers le haut formant ainsi des structures de densité de type load casts. Enfin les niveaux sableux liquéfiés qui sont probablement à l'origine de la déstabilisation gravitaire en Espagne suite à leur liquéfaction rapide, ne montrent pas de déformation interne. Ces différences traduisent le rôle majeur de plusieurs paramètres. Nous avons ici mis en évidence (1) le rôle des processus diagénétiques dans les contextes carbonatés qui permet une induration rapide des sédiments, (2); le rôle de la composante argileuse qui confèrent une plasticité et favorisent le développement de surpression dans les niveaux grossiers des multicouches composée d' 'alternance silts/argiles. Cette étude a aussi mis en évidence que la déformation des sédiments de subsurface n'a pas forcément toujours lieu à l'interface eau-sédiment. Les premiers sédiments peuvent être épargnés de toute déformation alors qu'une unité située en profondeur est intensément déformée. Cela met en évidence le rôle majeur de l'hétérogénéité de la pile sédimentaire dans la localisation de la liquéfaction par surpression et de la déformation. Lorsque la pile sédimentaire est homogène en profondeur, la déformation se produit directement à l'interface eau-sédiment comme c'est le cas dans les fines alternances argiles-sables du Cotham Member et du Westbury inférieur en Irlande du Nord et dans l'Estuaire de la Severn. En revanche, lorsque la pile sédimentaire est hétérogène, la localisation du niveau liquéfié est favorisée par la présence importante de fluides dans certains bancs. Dans le Devon, les bancs affectés par les déformations correspondent aux dépôts d'anciens événements gravitaires ayant piégé beaucoup de fluide. Ce forçage a un impact sur la datation de l'évènement sismique responsable qui est potentiellement plus jeune que le niveau déformé. En Espagne, les niveaux liquéfiés qui servent de décollement ne possèdent pas des lithologies singulières avec les unités sous-jacentes et sus-jacentes. Dans ces contextes de déstabilisation gravitaire, la localisation du niveau de décollement est probablement associée à la présence d'un niveau sus-jacent légèrement plus argileux. Critère de caractérisation des SSD et association aux événements sismiques A l'inverse du type de déformation et de sa localisation dans la pile sédimentaire, cette étude a montré que les directions des structures de déformation sont totalement indépendantes de la lithologie et ce, quelque soit le type de déformation. La caractérisation directionnelle est donc un paramètre majeur pour caractériser les SSD et les comparer (1) entre différents niveaux d'une pile sédimentaire et (2) entre différentes localités. Dans le cas des déformations sans déplacement, les SSDs possèdent des directions similaires à celles de failles locales et enregistrent donc le jeu de la faille à l'origine du séisme. Lorsque la déstabilisation gravitaire est déclenchée à la suite des phénomènes de liquéfaction comme pour les MTDs d'Espagne, la comparaison entre les structures de déformation (failles, plis, figures injectives) dans le MTD et l'orientation des failles actives locales majeures à mis en évidence le rôle de ces failles sur la localisation des zones d'arrachement, la direction des glissements et des écoulements de débris flows. La relation systématique entre la direction des failles locales et les différentes SSDs observées atteste du lien entre le fonctionnement des grandes failles enracinées en profondeur et la déformation de surface dans le cas de contextes tectoniques actifs. Elles impactent les processus sédimentaires gravitaires et indirectement la déformation interne au sein des écoulements. Il est intéressant de noter que, au moins dans les cas étudiés, ce sont les directions des failles actives qui sont ainsi mis en évidence. Ces failles répondent à des mécanismes andersoniens (comme en Espagne) ou correspondent à la réactivation des discontinuités héritées (comme dans le cas de l'Irlande ou de l'Angleterre). Leur apport sur la tectonique régionale sera développé dans les paragraphes suivants. Apport de l'étude des SSDs pour l'amélioration de la compréhension du contexte tectonique du passage Trias-Jurassique dans les îles Britanniques. Les îles Britanniques sont affectées par une grande phase extensive qui débute à la fin du Permien et se poursuit jusqu'au Crétacé avec un maximum de subsidence au Jurassique. La période Trias-Jurassique, marquée par le dépôt des sédiments de Penarth Group étudiés, correspond au début de la phase de rifting qui fait suite à la dislocation de la Pangée. L'étude des SSDs observées au sein des dépôts peu profonds du Penarth Group, a permis de montrer que chaque niveau de déformation est caractérisé par une direction spécifique correspondant à une faille locale qui n'est pas toujours la plus proche du site. Dans le Sud du Devon et l'est du Chenal de Bristol, les SSDs enregistrent une direction N-S puis NE-SW uniquement autour du Chenal de Bristol. Seules les grandes failles principales plurikilométriques sont susceptibles de provoquer des séismes de magnitude supérieure à 5. Cela a donc permis de montrer que certains bassins principaux sont plus actifs et subsidants que d'autres. Le graben de Worcester N-S ainsi que les bassins de Cardigan Bay et Caernarfon de direction NE-SW semblent plus actifs que le bassin du chenal de Bristol et du Wessex dans la courte période du passage Trias-Jurassique où seuls les événements les plus importants sont enregistrés. Les SSDs d'Irlande du Nord enregistrent une direction majoritaire NW-SE correspondant aux failles triasiques et NNE-SSW similaires aux failles Calédoniennes. La chronologie des événements proposée par corrélation entre les différents événements montre trois événements sismiques majeurs de magnitude supérieur à 5 à l'origine des déformations observées au Royaume-Uni. Cela correspond au nombre minimal de séismes pouvant engendrer des déformations. Les failles définies comme actives durant le passage Trias-Jurassique sont toutes des anciennes structures paléozoïques. Cela met en avant l'importance de l'héritage structural lors des premières phases d'ouverture des bassins triasiques. De plus, le changement rapide d'état de contrainte marqué par les orientations variables de SSD d'un événement à l'autre confirme que l'initiation de l'ouverture des bassins lors de la mise en place du contexte extensif se fait de façon multidirectionnelle, sans état de contrainte régional et pérenne. Apport de l'étude des MTD sur la compréhension du fonctionnement tectonique et sédimentaire du bassin de Tabernas au Tortonien Supérieur -Messinien Inférieur, cordillère Bétique, Espagne Les bassins néogènes de l'ouest des cordillères Bétiques sont hérités de deux phases extensives majeures orthogonales qui débutent au Serravalien Terminal et forment des failles normales N045 puis N150. Ces bassins extensifs sont par la suite repris en compression au Tortonien supérieur (vers 8 Ma). La datation des grands Mass Transport Deposits indique qu'ils sont synchrones de la phase d'inversion du bassin. Les travaux réalisés dans le cadre de cette thèse ont permis de confirmer que les failles normales N150 restent actives après l'âge proposé de l'inversion du bassin et fonctionnent pour certaines en décrochement comme dans le Gordo Megabed. Mon interprétation est qu'elles peuvent être compatibles avec la phase d'inversion caractérisée par une direction de compression NW-SE. Ces failles N150 contraignent directement la localisation des zones d'arrachement des glissements et la direction des écoulements de débris flows associés qui proviennent du nord du bassin grâce à la formation d'escarpements. Contrairement à ce qui avait été montré jusqu'à présent, ces failles majeures possèdent des longueurs plurikilométriques et structurent le fond marin du bassin de Tabernas. Les failles N045 probablement héritées d'une phase extensive brève antérieure à la formation des failles N150 servent probablement de discontinuités pour localiser la zone d'arrachement de certains glissements. Les MTDs sont les résultats de séismes majeurs fréquents qui entrainent la déstabilisation simultanée de sédiments stockés à différents endroits du bassin. Ces séismes peuvent être le résultat du fonctionnement des failles normales plurikilométriques et/ou du chevauchement principal situé sous la Sierra Alhamilla. (1) Les matériaux turbiditiques intra-basinaux sont déstabilisés en glissement tandis que (2) les brèches de socles, probablement stockées au niveau de zone de pied de failles sur la bordure nord du bassin, sont emportées simultanément dans un débris flow érosif qui incorpore du matériel turbiditique durant son trajet. Les deux sources se rejoignent au centre du bassin grâce à la présence des failles N150 et constituent ensemble les grands Megabeds. Le fond marin du bassin est donc entièrement découpé et structuré par les failles normales N150 actives, obliques à la direction d'allongement E-W du bassin, et quelques discontinuités N045. À partir de la cartographie détaillée de chaque glissement, nous avons pu proposer un modèle général d'évolution des MTDs dans le bassin de Tabernas. Ce modèle semble pouvoir être appliqué dans d'autres bassins intra-montagneux actifs situés dans d'autres régions. Application et perspectives 1-Les Soft Sediment Deformations sont des objets particulièrement intéressants à exploiter pour apporter des éléments supplémentaires à la compréhension du contexte tectonique du bassin au moment des déstabilisations. L'étude statistique directionnelle de toutes ces structures montrent qu'elles ne sont contraintes que par les failles lorsqu'il n'y a pas de transport. Dans le cas du bassin de Tabernas, l'étude de ces structures s'est révélée toute aussi intéressante.Cependant, en l'absence de failles avec une direction de transport contrainte uniquement par la pente, l'utilisation des SSDs ne permet pas de remonter à une information sur la tectonique et la dynamique du bassin. Ce type d'étude est donc applicable dans de nombreux cas de séismites situées en domaine aquatique peu profond ou dans des bassins tectoniquement actifs. La récurrence des séismes à l'origine des SSDs pourrait être par la suite estimée à partir de datations et de calcul de taux de sédimentation pour chaque faciès qui compose la série. Afin de mieux intégrer et discuter de l'impact des différents facteurs sur la déstabilisation gravitaire, il serait utile de s'intéresser aux travaux déjà existants et de réaliser des études paramétriques de stabilité des pentes en faisant varier les valeurs de chaque paramètre d'entrée.Pour mener à bien ce type d'étude, il serait indispensable de créer une base de données avec les paramètres mécaniques et d'état des différents types de sédiments marins de surface non indurés les plus couramment observés. Excepté la granulométrie des grains indéformables qui peut être approximée par analyse de lames minces, ces paramètres sont quasi indiscutables à partir de simples observations de terrain. Les roches subissent des phénomènes de diagenétisation et de compaction importante qui dénature intensément le dépôt initial. Il est donc impossible de comparer et d'estimer à vue d'oeil les paramètres d'un matériau aujourd'hui induré et diagenétisé.Une partie de ces paramètres peut être tirée des études déjà réalisées in-situ en mer dans le cas des matériaux caractéristiques de dépôts profonds, mais les autres nécessiteraient la mise en place d'essais mécaniques géotechniques sur les échantillons prélevés par carottage Ainsi les valeurs de cohésion et de friction de sables, argiles, calcaires, varves et autres faciès provenant d'environnements variés pourraient permettre de réaliser des modèles au plus proche des analogues de terrain. 4-L'impact de la lithologie sur le style de déformation est nettement plus complexe à modéliser informatiquement. Comme pour le point précédent, la réalisation de modèles analogiques de liquéfaction par cisaillement en utilisant des matériaux analogues (dont les caractéristiques réelles auront pu être approchées grâce à la base de données) et en faisant varier certains paramètres tels que la lithologie, l'épaisseur des différents niveaux et alternances et la durée de la liquéfaction serait intéressant. Ces travaux pourraient aboutir à une classification complète des différentes familles de SSDs obtenues pour chaque lithologie et leurs différents stades de déformation en fonction de la durée d'application de la force cisaillante qui est assimilable à la magnitude du séisme.

Notons alors qu'aucun des processus décrits jusqu'à présent ne permet d'acquérir une réelle déformation du sédiment sensu-stricto

. C'est l'association d'un phénomène de liquidisation et d'une force extérieure appliquée sur le sédiment non totalement induré qui va permettre sa déformation. La diminution de la pression interstitielle entraîne alors la re-déposition instantanée du sédiment (gel) en cours de déformation formant ainsi ce que l'on appelle plus communément les Soft Sediment Deformations (SSD).

Les mécanismes présentés dans cette partie sont relativement simples et adaptés à des matériaux homogènes afin de pouvoir comparer le rôle de différents paramètres qui influent sur la mise en place de la perte de la structure sédimentaire. Cependant, les sédiments rencontrés dans la nature possèdent des natures intermédiaires et extrêmement variées, des mélanges de granulométrie et surtout une accumulation verticale de couches de différentes natures et de différentes épaisseurs qui peuvent être soumises simultanément à ces phénomènes. Il faut donc s'attendre à ce que leur réaction à la déformation soit extrêmement variée. La combinaison de la nature des matériaux, de l'assemblage sédimentaire vertical (voir horizontal), et de l'action d'un moteur de déformation peut donc donner une quantité de structure extrêmement variée qui seront présentées et classifiées dans le chapitre suivant.

Introduction

  La partie suivante présente tout d'abord les différents types de forces ou moteurs qui s'appliquent sur les sédiments, et qui, associés à un phénomène de liquidisation, entraîne leur déformation. Les grands types de déformations souples les plus couramment observés et leurs différentes caractéristiques sont ensuite présentés objet par objet. Enfin, les deux derniers points présentent les différents essais de classifications réalisés jusqu'à aujourd'hui et les causes probables à l'origine des Soft Sediment Deformations. La synthèse de ce chapitre ouvre sur les questions restantes qui seront traitées dans la suite de ce travail.

Les Soft Sediment Deformations sans transport, actuelles et fossiles II.1. Les injections clastiques, volcans de sable et de boue

  Le nombre de combinaisons possibles entre le phénomène de liquidisation et le moteur de la déformation, auquel vient s'ajouter les différentes caractéristiques des matériaux sédimentaires rend compte de la variété de style de déformations existantes. La partie suivante présente les principales Soft Sediment Deformations.Les injections clastiques sont très facilement reconnaissables principalement sous forme de dykes. Elles font partie des premières déformations syn-sédimentaires à avoir été décrites dans les années 1830[START_REF] Murchison | On the coal-field of Brora in Sutherlandshire, and some other stratified deposits in the north of Scotland[END_REF]. Les dykes sont caractérisés par des plans verticaux d'injection

II.

de matériel clastique à travers un encaissant plus fin et plus rigide (marnes, argiles). Il est parfois possible de noter la présence de sills qui sont des plans secondaires horizontaux associés aux réseaux de dykes. Il existe deux types principaux d'injections : • Les injections ou dykes per ascensum Dans ce type d'injection, on distingue tout d'abord différents types de structures parmi lesquelles les cusp (forme de corne vers le haut), les anticlinal cusp, et enfin les dykes, cas le plus avancé en termes de fracturation et d'injection (Figure 2-1b). Dans le cas des dykes clastiques per ascensum, le niveau sableux gorgé d'eau est recouvert par un niveau plus fin cohésif ou induré. L'injection vers le haut nécessite la mise en surpression du niveau sableux sous-jacent. Lorsque la pression interstitielle à l'intérieur du niveau sableux augmente, le matériau entre dans un état liquéfié. Quand cette pression devient supérieure à la résistance à la traction du matériau argileux sus-jacent, alors le niveau sableux liquéfié est injecté dans le niveau supérieur par fluidisation

  , ces figures adoptent des formes de renflements légers à très arrondis et peuvent atteindre des formes irrégulières. Ces déformations sont caractérisées par des mouvements verticaux dont le moteur

est la force gravitationnelle. L'accumulation de couches sédimentaires de nature différente peut être à l'origine de la mise en place d'un gradient de densité inverse comme une couche de sable plus dense déposée sur une couche d'argile moins dense. Ce système peut s'avérer instable dans des sédiments non indurés et peut engendrer la formation de structures nommées figures de charge

Quel sera donc être l'impact de la nature sédimentaire sur le style et la quantité de déformation d'une unité ?

	introduit une différenciation entre les
	matériaux cohésifs riches en argile et les matériaux granulaires sableux sans cohésion (Figure
	2-10). Il montre ainsi que pour un même moteur de déformation, il est possible d'obtenir
	différents types de structures sédimentaires. Par exemple, l'application d'une contrainte
	tangentielle en surface entraine la formation de convolutes dans les matériaux cohésifs et de plis
	renversés (recumbent fold bedding) dans les matériaux sableux plus sensibles à une forte
	déformation. Les deux exemples utilisés dans cette classification sont, en quelque sorte, les deux
	lithologies extrêmes en termes de réponse aux processus physiques de déstructuration alors que
	la nature des sédiments qu'il est possible de rencontrer sur terre est extrêmement variée avec une
	très grande gamme de dépôts intermédiaires.
	Les phénomènes de déstructuration et les différents types de déformations présentés
	précédemment sont systématiquement décrits à l'échelle d'un ou de deux bancs mais
	jamais à l'échelle d'une pile sédimentaire. Or, si l'on considère que la nature sédimentaire
	joue un rôle prépondérant dans le style de déformation du fait de la facilité ou non à liquidiser un
	matériau, alors il faut également se demander

comment va se répartir la déformation au sein de la pile sédimentaire ? La totalité de l'épaisseur de sédiment sera-t-elle affectée par des déformations de différents types selon le niveau ? Ou à contrario, seulement un ou plusieurs bancs seront susceptibles d'accumuler toute la déformation ? Dans le cas où la totalité de la pile sédimentaire est affectée sur une épaisseur donnée jusqu'en

	surface, il est probable que l'événement géologique qui entraine la déstructuration et la
	déformation se produise au moment du dépôt des sédiments les plus récents affectés par les
	déformations. En revanche, si la déformation se localise dans des niveaux distincts de la pile
	sédimentaire qui ne sont pas à l'affleurement au moment de la déstabilisation, l'événement de
	déstructuration peut donc intervenir à n'importe quel moment après le dépôt tant que ceux-ci
	restent non ou partiellement indurés.

Quels sont les critères d'observation qui peuvent permettre de discuter du timing de l'événement de déstructuration ? Est-il également possible de discuter de la magnitude de l'événement en fonction des épaisseurs déformées ?

	Un des critères de caractérisation des SSD encore totalement sous exploité est l'orientation de
	ces structures. La raison envisageable pour laquelle peu d'études ont été réalisées sur ce critère
	peut être liée au fait qu'il est nécessaire d'avoir des affleurements d'une qualité d'observation
	excellente à petite échelle et surtout en 3 dimensions. Dans le cas où les déformations se
	produisent à l'interface eau-sédiment et que la pente est absente, il est normal de s'attendre à la
	mise en place de structures de déformation dans un régime isotrope comme dans le cas des dykes
	synaérésis ou des fentes de dessiccation en domaine aérien. Cependant, les premiers travaux
	d'orientation réalisés par Mayall (1983) puis par Simms (2007, 2003) au Royaume-Unis ayant
	pour but de discuter de la cause probable des déformations observées dans des séries datées du
	passage Trias-Jurassique mettent en avant des directions majoritaires spécifiques enregistrées
	lors de la déformation. La question qui se pose alors est donc :

Les déformations souples de surface résultant de la liquéfaction sont-elles capables, d'une certaine façon, d'enregistrer un état de contrainte relatif à l'événement en cause, voire à un contexte tectonique régional dans le cas de séismes ?

  caractériser les relations entre tectonique et déformation souple en utilisant un exemple de contexte géologique bien établi qu'est celui de la phase de breakup de la Pangée et l'ouverture des premiers bassins extensifs dès le Permien supérieur.

	Introduction
	Le précédent chapitre s'est attelé à présenter et classifier les différents types de déformations
	souples causées par les phénomènes de liquidisation sans transport latéral. Toutes ces structures
	de tailles millimétriques à métriques peuvent se caractériser à l'échelle d'un banc ou au maximum
	de deux unités sédimentaires. Cependant, nous avons jusqu'à présent omis de détailler les
	différents objets issus de l'action des phénomènes de liquidisation et de la gravité (driving force).
	Les différents objets obtenus, détaillés dans la classification d'Owen (1987) complétée par
	Collinson (2005), font partie de la catégorie des processus gravitaires sédimentaires.
	Ces processus gravitaires sous-marins correspondent à l'ensemble des types de transports
	sédimentaires permis par l'action de la gravité. Ils sont susceptibles de transporter de très grands
	volumes de sédiments depuis les plateaux continentaux en bordure de bassin jusqu'aux plaines
	abyssales. Les slumps, les slides et les débris flows sont donc des événements majeurs de grande
	dimension qui se décrivent à l'échelle du fonctionnement d'un bassin. Ils sont généralement
	engendrés par des phénomènes de liquéfaction qui affectent la base du glissement et permettent
	de localiser le plan de détachement. Ils présentent également de nombreuses déformations
	internes de type SSD similaires à celles décrites dans le chapitre précédent, induites par
	liquidisation secondaire durant le transport sédimentaire.
	La plus grande partie des études concernant l'évolution et la caractérisation des processus
	d'écoulement d'un événement de déstabilisation gravitaire sous-marin sont réalisées en étudiant
	les dépôts résiduels. Cependant, la totalité de l'épaisseur de ces dépôts n'est généralement pas
	conservée en raison de l'érosion produite par les événements postérieurs. De plus, il est parfois
	difficile de suivre longitudinalement le dépôt d'un événement de faible épaisseur s'il n'est pas
	continu dans le paysage actuel. Les objets qui se prêtent particulièrement bien à ce genre d'étude
	globale sont les Mass Transport Deposit (MTD) qui se nomment aussi Megabeds. Ces événements
	gravitaires de très grandes importances laissent place à des dépôts de plusieurs dizaines voire
	centaines de mètres d'épaisseurs qui forment ainsi de très bons repères à l'échelle d'un bassin. La
	plus grande partie des études qui traitent de près ou de loin de ces Mass Transport Deposits sont
	des études sismiques qui montrent la variété des processus mis en jeu au sein de ces
	déstabilisations.
	Le chapitre suivant a donc pour but de comprendre les différents processus physiques des
	glissements et des écoulements sédimentaires sous-marins une fois le transport commencé suite
	aux phénomènes de liquidisation. La classification des écoulements et de leurs dépôts ainsi que
	l'évolution latérale et temporelle de ces différents écoulements seront également présentées ci-
	après.

  Il est rare de pouvoir observer la totalité de cette séquence sédimentaire car elle est généralement érodée et reprise par le passage des écoulements ultérieurs. D'autres modèles de dépôts ont été proposés dans le cas des turbidites les plus fines

	fin du terme Tc. Les figures d'échappement de fluide de type convolutes sont très caractéristiques
	de ce niveau où l'accumulation de sédiments provoque la mise en surpression de l'eau piégée lors
	du dépôt extrêmement rapide des sédiments grossiers inférieurs (Figure 3-8). Les termes Te et
	Td sont les dépôts les plus fins résultant respectivement de l'accumulation des particules silt et
	argile et de la décantation finale des particules les plus fines mises en suspension dans le courant
	turbide.
	montre que pour développer des
	systèmes de turbulence à l'intérieur d'un écoulement sédimentaire, la concentration en particules
	ne peut dépasser 9%. La durée prolongée ou non de l'écoulement aura un impact fondamental sur
	le dépôt final, extrêmement réduit dans le cas de bouffées turbides. La particularité de ce type
	d'écoulement est qu'il possède généralement une alimentation continue durant un temps
	prolongé (quelques heures à quelques jours, Mulder et Alexander, 2001). Le dépôt résultant d'un
	écoulement turbiditique se nomme turbidite. Le principal modèle utilisé encore de nos jours est
	la séquence de Bouma (1962). Cette séquence se découpe en 5 termes allant du plus grossier Ta
	au plus fin Te depuis la base jusqu'au sommet (Figure 3-9). Le terme le plus grossier Ta est
	caractérisé par une surface d'érosion basale avec des figures de type flûtes casts. Le terme Tb
	correspond à des sables plus fins toujours granoclassés et laminés recouvert par les silts et sables

  Le terme « Mass transport » regroupe toutes les déstabilisations gravitaires produites le long d'une surface basale par glissement et écoulement « en masse » ou cohésif le long d'une pente.

	Même si ce terme est valable dans des environnements aériens, il est utilisé beaucoup plus
	communément pour les déstabilisations formées en domaine aquatique. Les « Mass Transport »
	regroupe donc à la fois les processus de glissement (slide), de slumps et de débris flows qui
	coexistant et forment un continuum de déformation depuis l'amont vers l'aval de la
	déstabilisation. Les dépôts de ces systèmes complexes et multi-processus sont appelés « Mass
	Transport Deposit » (MTD). La plus grande partie des travaux qui concernent l'identification et la
	caractérisation des MTDs sont des études géophysiques, en particulier en sismique 2D et 3D (Bull

  . Autour du chenal de Bristol, le Cotham Member supérieur est nettement moins développé qu'en Irlande du Nord et la partie sommitale correspond à des bancs calcaires et lumachéliques d'épaisseur décimétriques.

En Irlande du Nord et autour du chenal de Bristol, la partie inférieure du Cotham Member, depuis la limite avec le Westbury jusqu'au niveau source des dykes clastiques est affectée par de nombreuses déformations synsédimentaires. Cet intervalle riche en figures de liquéfaction montre la présence de nombreux plis définis pour la première fois par

[START_REF] Mayall | An earthquake origin for synsedimentary deformation in a late Triassic ( Rhaetian ) lagoonal sequence , southwest Britain Sedimentary Deformation Desiccation Cracks[END_REF]

comme le « deformed bed » ou « slumped bed ». C'est sur ce niveau de déformation que le travail de caractérisation des déformations souples a été réalisé.

• Le Langport Member (ou White Lias)

La partie supérieure de la Formation de Lilstock se nomme le Langport Member. Son âge Rhétien ou Héttangien est indéfini. Cette unité est principalement composée de calcaires micritiques de couleur beige clair

  Warrington et al.

(1980) (Figure 4-8), place la limite Trias-Jurasique à la première apparition des ammonites Planorbis psciloceras. Le niveau inférieur qui surmonte le Langport Member est appelé « Pre Planorbis Bed » et mesure une dizaine de mètres d'épaisseur. La formation d'âge Rhétien-Héttangien qui surplombe le Penarth Group en Irlande du Nord est localement appelée Waterloo Mudstone Formation et correspond à un analogue du Blue Lias.

  Les données présentées dans les deux chapitres suivants ont été acquises au cours de deux missions de terrain de trois semaines chacune. La première en Irlande du Nord a eu lieu en Juin 2015 avec la collaboration du Geological Survey of Northern Ireland (GNSI) qui nous a autorisé

Introduction

Les Soft Sédiment Deformations qui ont été sélectionné pour cette étude affectent les sédiments du Penarth Group, daté à la limite Trias-Jurassique. Ils affleurent particulièrement bien sur les côtes du sud de l'Angleterre (Devon et Dorset), autour du Chenal de Bristol (Pays de Galles et Somerset) ainsi qu'en Irlande du Nord. l'accès à deux carottes sédimentaires recoupant les niveaux du Penarth Group. L'entreprise LONMIN, Northern Ireland, a également accepté de nous ouvrir ses portes afin de travailler sur deux autres carottages sédimentaires, destinés initialement à la recherche de minerais. L'observation de ces quatre carottes a été complétée par un travail de détail sur l'affleurement de Waterloo Bay, à Larne dans le comté d'Antrim. La seconde mission en Angleterre, s'est déroulée au mois de Septembre 2015 et a permis l'observation de six affleurements majeurs au sud-ouest de l'Angleterre (Sud du Devon et Dorset) et sur le pourtour du chenal de Bristol (Somerset et Pays de Galles).

  Il permet néanmoins une excellente observation à marée basse. La particularité de cet affleurement est qu'il montre la transition complète et continue entre le Trias et le Jurassique inférieur (Figure 5-2A). La coupe étudiée à Waterloo Bay mesure environ 35 mètres d'épaisseur et commence dès la fin du Mercia Mudstone Group jusqu'aux premières ammonites de l'Héttangien. La totalité du log est présentée en Figure 5-3 et le détail du Cotham Member se trouve Mercia Mudstone Group Le sommet du Mercia Mudstone Group est ici caractérisé par l'affleurement des « Green Tea Marls » de la Formation Collin Glen. Il s'agit d'une argilite massive de couleur verte. On remarque au sommet l'apparition de niveaux millimétriques blancs silteux qui lui donne un aspect finement

	en Figure 5-4.

L'affleurement de Larne, plus communément appelé Waterloo Bay, se trouve le long de la promenade en bord de mer. Il est situé en zone d'estran et est donc soumis aux marées quotidiennes.

I.1.1.

laminé. Contrairement aux carottes, il est difficile d'accéder à plus de détails sur ce niveau en raison de la patine de l'affleurement soumis à la mer.

I.1.2. Westbury Formation

L'épaisseur totale du Westbury à Waterloo Bay est de 7,60 mètres. La transition entre le Mercia Mudstone et le Penarth Group se caractérise par le passage d'une argilite verte à une argilite noire très laminée riche en matière organique d'environ 20 cm d'épaisseur. Elle est surmontée par un niveau plus grossier d'alternances argile-silt, voire argile-sable en lentille contenant de nombreuses rides de courants. La première moitié de cette formation est ensuite principalement composée d'une argilite grise foncée à noire très riche en matière organique et très finement laminée avec des niveaux plus sableux millimétriques réguliers révélant parfois des rides de houle. À partir de 7 mètres depuis la base de la coupe, les intervalles argileux sont intercalés avec des niveaux de 10 à 30 cm d'épaisseur à laminations silto-argileuses présentant des rides de houle. De nombreux terriers horizontaux et coquilles de lamellibranches de type Protocardia sont visibles au sommet de ces bancs. Deux lumachelles à Protocardia de 10 cm d'épaisseur sont situées respectivement à 10,3 et 10,9 mètres. Elles sont affectées par de nombreuses convolutes qui remanient l'ensemble des coquilles initialement déposées à plat (Figure 5-2B). Des niveaux sableux plus massifs apparaissent au sommet de la formation avant la transition avec le Cotham Member.

  Lilstock Formation -Cotham Member Le Cotham Member possède une épaisseur totale de 7,30 mètres. L'ensemble du membre correspond à des alternances entre argiles, silts et sables d'épaisseurs millimétriques à centimétriques. La granularité moyenne silto-sableuse du membre apparaît bien supérieure à celle de la formation du Westbury sous-jacente. La Figure 5-4 correspond au détail du log de Larne dans le Cotham Member. L'unité 1 constitue le premier niveau du Cotham Member, en contact avec la formation du Westbury. Il s'agit ici d'alternances d'épaisseurs millimétriques d'argiles et de silts. Le contact entre les deux unités est caractérisé par la présence de figures d'injections vers le haut du Westbury sous-jacent à l'intérieur du Cotham Member. Ces injections prennent la forme de renflements voire de diapirs.Au-dessus de l'unité 6, les dépôts ne sont pas déformés. L'unité 7, qui recouvre les niveaux précédents, est caractérisée par des alternances très fines de silts et d'argiles à rides de houle avec localement des niveaux plus sableux. Les bancs 7B, 7D, 7F, 7H, 7J et 8B sont des niveaux de sable

	grossier de couleur jaune d'environ 5 à 7 cm d'épaisseur. Ces intervalles sableux intercalés dans
	les alternances argiles-silts, présentent des figures en arrêtes de poisson (herring-bones) (Figure
	5-2E). Le banc 7J correspond à un niveau sableux nourricier qui alimente une série de dykes
	clastiques per descensum. Ces dykes de 20 à 30 cm de longueur et de 2 à 3 cm d'épaisseur
	traversent les niveaux inférieurs jusqu'à la couche 7E (Figure 5-2F). Leur observation en plan sur
	la stratification montre qu'ils possèdent directions très variées et une structure polygonale. Le
	niveau nourricier 7j matérialise la limite supérieure du Cotham Member inférieur (unités 1 à 7).
	Les unités 1 à 6 sont toutes affectées par de nombreuses déformations souples (« Soft Sediment
	Deformations ») qui se caractérisent par différents types de structures décrites plus bas. La
	majorité d'entre elles sont des plis déversés à couchés qui font intervenir un paquet de plusieurs
	lamines sable-argile (Figure 5-2D). Leur taille varie du centimètre au mètre en longueur et

I.1.3. L'unité 2 apparaît légèrement plus grossière. Dans cette unité, le niveau 2B se présente sous la forme de grandes lentilles chenalisantes dont la hauteur peut atteindre 40 à 50 cm et la longueur quelques mètres. Dans l'unité 3, le niveau 3A correspond encore à des alternances de silts et sables fins avec des niveaux plus fins argileux sur environ 60 cm ; les trente derniers centimètres, qui constituent le banc 3B, sont caractérisés par un niveau silteux plus massif. L'unité 4 est un niveau silteux surmonté par des alternances silts/sables fins et argiles, d'épaisseur centimétrique (Figure 5-2C). Les niveaux plus grossiers montrent la présence de nombreuses rides de houle. Les alternances argiles-silts de l'unité 5 retrouvent une épaisseur millimétrique avec l'apparition de rides asymétriques de courant. Enfin, l'unité 6 est composée d'alternances très fines millimétriques d'argiles et de silts, voire de sables avec des rides moins visibles mais qui restent présentes par endroit (Figure 5-2D). hauteur. Seul le banc 3B, qui est un niveau silteux plus massif paraît moins affecté par la déformation. Ces déformations souples qui font l'objet de cette étude seront détaillées et illustrées dans le chapitre suivant. Le Cotham Member supérieur possède la même lithologie que l'unité 7 avec de nombreux niveaux à rides interférentes cogénétiques (unité 8). La fin du Cotham Member se trouve après les 3 bancs sableux situés à 19 mètres de la base du log. Les dépôts du Cotham Member correspondent à un environnement marin peu profond à dynamique tidale (alternances de fines lamines argilo-silteuses, rides de courant, figures de type « herring-bones »), secondairement influencé par les tempêtes (tempestites de type lumachelle, rides de houle). I.1.4. Lilstock Formation -Langport Member Le Langport Member, autrement appelée White Lias, est inexistant en Irlande du Nord. Les dépôts du Blue Lias reposent ici en concordance sur le Cotham Member mais la limite entre la formation de Lilstock et le Blue Lias n'est pas clairement définie et datée.

I.1.5. Héttangien inférieur -Blue Lias

Le Blue Lias est caractérisé sur ses sept premiers mètres par des argilites noires finement laminées alternant avec des niveaux sableux plus ou moins épais très riches en coquilles de petits et gros lamellibranches : respectivement Protocardia et Ryderia doris. A partir de 8,50 mètres audessus de la limite Cotham-Lias, le dépôt correspond à une argilite noire très finement laminée riche en matière organique. A partir de 10 mètres, on note la présence de nombreux niveaux à accumulation d'huîtres dont l'extension latérale est limitée. Les premières ammonites Planorbis psiloceras font leur apparition environ 11,50 mètres au-dessus de la limite avec le Cotham Member. Ces ammonites, caractéristiques de la base de l'Héttangien inférieur, marquent le passage certain au Jurassique. Ces dépôts correspondent à un environnement marin ouvert de plus en plus profond.

  -1). Ces deux forages espacés de 240 mètres l'un de l'autre possèdent une succession lithologique très proche, c'est pourquoi elles seront décrites ensemble. Contrairement à l'affleurement de Larne en bord de mer, les carottes offrent une meilleure qualité d'observation de la lithologie que des figures de déformations. Les logs simplifiés des deux forages sont présentés en Figure5-6. Mercia Mudstone Group Les carottes GES C1 et C2 regroupent les deux dernières formations du groupe Mercia Mudstone. La Port More Formation est épaisse d'au moins 8 mètres dans le forage GES C1 et d'au

I.2.1.

moins 4 mètres dans le forage GES C2. Cette formation est caractérisée par une argilite massive rouge brique qui contient des taches de marmorisations vertes pluri-centimétriques de plus en plus fréquentes vers le sommet. La Formation de Port More est surmontée par la Formation de Collin Glen, autrement appelée Green Tea Marls en raison de sa couleur verte. Il s'agit d'une argilite massive de 8 à 9 mètres d'épaisseur. Quelques laminations frustres blanches plus silteuses apparaissent au centre et au sommet de la formation. La partie centrale est caractérisée par la présence de fractures subverticales qui décalent les niveaux blancs silteux en failles normales. La présence de stries montre qu'elles sont reprises ultérieurement en décrochement. Le sommet de la formation Collin Glen montre également la présence de quelques petits niveaux et taches noires pyriteuses avec localement un aspect bioturbé avant le passage au Westbury. Ces dépôts correspondent à un environnement de pénéplaine soumise aux inondations et rapidement ennoyée au sommet des

  Lilstock Formation -Cotham Member Le Cotham Member, dans les carottes C1 et C2, mesure respectivement 6,60 mètres et 8,20 mètres. Il est caractérisé par 2,60 à 2,70 mètres d'une argilite massive silteuse finement laminée de couleur grise à la base (Figure 5-5B) et plus rose au sommet. Ce niveau est affecté par de nombreux plis. Il est suivi par des alternances argiles-silts d'épaisseurs millimétriques à centimétriques sur une hauteur de 3,70 mètres pour C1 et de 4,20 mètres pour C2. De nombreux niveaux sableux en forme de lentille montrent la présence de rides de courants et de figures de types « herring-bones » (Figure 5-5C). La totalité de ce niveau laminé de couleur rose à grise au sommet est également affectée par des plis et des failles normales centimétriques synsédimentaires. La carotte C1 est recoupée par une fracture subverticale remplie par du Lilstock Formation -Langport Member Comme à Larne, la Formation du Langport Member est inexistante en Irlande du Nord. Les dépôts du Blue Lias reposent ici en concordance sur le Cotham Member mais la limite entre la formation de Lilstock et le Blue Lias n'est pas clairement définie et datée.

I.2.3.

matériel clastique sableux qui pourrait correspondre, par la forme et la taille, à un dyke similaire à ceux observés sur l'affleurement de Larne (Figure

5

-5D). Ce dyke per descensum prend sa source dans un niveau plus sableux de 13 cm à la cote 327,9 mètres du forage et traverse sur 40 cm un niveau d'alternances silts et sables à rides de courant. Dans la carotte C2, aucun dyke n'a été recoupé. Cependant, on observe un niveau de 30 cm d'alternances de silts et de sables à rides de courant suivi d'un niveau sableux plus massif et érosif à la base qui pourrait correspondre au niveau source des dykes défini dans la carotte C1. Ce banc gréseux marque donc la limite entre le Cotham Member inférieur (qui mesure respectivement 5,30 mètres et 6,90 mètres dans C1 et C2) et le Cotham Member supérieur. Le Cotham Member supérieur ne présente aucune déformation souple contrairement au membre inférieur. Il est composé dans les deux carottes par des niveaux sableux gris d'aspect massif avec des inter-bancs argileux noirs sur 1,30 mètres d'épaisseur. Comme à Larne, ces dépôts correspondent à un environnement marin peu profond à dynamique tidale (lamines fines argilo-silteuses, rides de courant, figures de type « herringbones »), secondairement influencé par les tempêtes (tempestites de type lumachelle, rides de houle).

I.2.4.

I.3. Carottes NIRE 002 et 003, Bassin de Rathlin Les

  carottes NIRE 002 et 003 sont situées dans le bassin de Rathlin, au nord-ouest de l'Irlande du Nord à proximité de Magiligan et sont distantes de 8,5 kilomètres l'une de l'autre. La Figure 5-8 représente les logs simplifiés des deux carottes. Mercia Mudstone Group Le groupe Mercia Mudstone est composé de la Port More Formation et de la Collin Glen Formation dans chacun des forages. La Formation de Port More correspond, comme pour le Bassin de Larne, à une argilite rouge brique massive de 5,50 mètres d'épaisseur au minimum. Elle contient des taches de marmorisation vertes pluri-centimétriques. Cette marmorisation est

I.3.1. également visible le long des fractures qui traversent la carotte. Les Green Tea Marls (Collin Glen Fm.) sont épaisses de 6,75 mètres dans les carottes 002 et 003. Elles possèdent une couleur verte avec quelques taches de marmorisation rouge à la base. Le sommet présente des laminations silteuses frustres de couleur blanche. Les deux derniers mètres contiennent également quelques traces de bioturbation et des tâches noires centimétriques pyriteuses. La base du Westbury argileux semble être érosive au-dessus de la formation de Collin Glen (Figure 5-7A).

  Le reste de la formation du Westbury est une argilite noire riche en matière organique alternant avec des bancs sableux lenticulaires centimétriques, des beefs 8 centimétriques et des bancs de coquilles de lamellibranches blancs. 'ensemble du Penarth Group mesure 10,40 d'épaisseur mètres pour Nire 002 et 9,35 mètres pour Nire 003. Il est divisé en 3 parties distinctes suivant la lithologie. Héttangien inférieur -Blue Lias Le passage au Blue Lias a lieu progressivement, marqué par une argilite silteuse plus sombre et légèrement plus riche en matière organique. Pour Nire 002, un niveau massif de sable fin d'environ 30 cm se trouve à 1,5 mètres au-dessus de la limite proposée entre le Penarth Group et le Blue Lias. Ce même niveau est visible dans Nire 003 et mesure 60 centimètres. La suite de l'unité du Blue Lias est composée d'une argilite sombre riche en matière organique avec de nombreux niveaux à coquilles de lamellibranches blancs et des niveaux silteux plus clairs affectés par des plis, des figures de charges de petites dimensions et des failles normales centimétriques principalement dans les premiers mètres (Figure 5-7F). Les premières ammonites apparaissent à partir de 10,20 mètres pour Nire 002 et 8,60 mètres pour Nire 003 depuis la base du Blue Lias.

	Ces dépôts correspondent à un environnement marin peu profond marqué par des rides de
	houle dans les lamines sableuses.
	lamellibranches très déstructurés situés respectivement à 2,50 mètres (cote 177,20, NIRE 002) et
	1 mètre (cote 314,17, NIRE 003) à partir de la base du Westbury. Ces niveaux de 17 et 25 cm
	contiennent des plis, des convolutes, des boudins de sable et des clastes non déformés. A 4,50
	mètres de la base du Westbury dans la carotte 003, on note la présence de petites failles normales
	de longueur centimétrique qui forment des grabens ou des demi-grabens (Figure 5-7C). La

L'épaisseur totale du Westbury est de 5,60 mètres pour la carotte NIRE 002 et 6,40 mètres pour NIRE 003. Il s'agit ici d'une argilite noire riche en matière organique dans laquelle se trouvent de très nombreux niveaux millimétriques à centimétriques de coquilles de lamellibranches. Parmi eux, Protocardia et Rhaetavicula contorta (Figure 5-7B). De nombreux niveaux d'accumulation d'écailles de poissons et de petits os de vertébrés sont visibles dans les premiers mètres de la formation. Le niveau situé à la cote 180,1 mètres dans le forage NIRE 003 montre aussi la présence d'une petite dent de requin. Il existe deux niveaux riches en sables et en coquilles de variation d'épaisseur des niveaux sableux plus blancs de part et d'autre des failles indique un jeu syn-sédimementaire. I.3.3. Lilstock Formation -Cotham Member LLe Cotham Member est d'abord composé d'1,10 mètres à 1,76 mètres d'épaisseur d'une argilite massive de couleur grise verte avec des petits niveaux silteux blancs millimétriques (NIRE 002, Figure 5-7D). Elle passe graduellement à une argilite silteuse de couleur rose à rouge brique contenant des alternances silteuses centimétriques plus grossières de couleur verte à grise au sommet. Son épaisseur est de 5,15 mètres d'épaisseur pour Nire 002 et de 5,25 mètres d'épaisseur pour Nire 003. Les alternances de couleur rouge et verte permettent de voir la présence de nombreux plis (Figure 5-7D). Cette argile silteuse est surmontée par un dépôt de 3,50 à 3 mètres d'épaisseur (NIRE 002 et 003) d'alternances argiles-silts de couleur grise. Des niveaux sableux, parfois plus grossiers, viennent s'intercaler en lentille de plusieurs centimètres d'épaisseur et en rides de courant asymétriques. Les niveaux silteux et sableux plus clairs présentent des figures sédimentaires de types « herring-bones » (Figure 5-7E) et sont régulièrement affectés par des failles normales et quelques plis en particulier à la transition rouge -gris. Le sommet de cette unité est caractérisé par des sables plus massifs finement laminés avec des figures d'échappement de fluide de forme convolutée. Comme dans le bassin de Larne, ces dépôts correspondent à un environnement marin peu profond à dynamique tidale, secondairement influencé par les tempêtes avec des arrivées plus massive de matériel détritique au sommet. I.3.4. Lilstock Formation -Langport Member La formation du Langport Member est inexistante dans le Bassin de Rathlin. Les dépôts du Blue Lias reposent ici en concordance sur le Cotham Member. I.3.5.

  A Saint Mary's Well Bay et à Lavernock Point, la Formation du Westbury est caractérisée par une argilite noire très finement laminée et très riche en matière organique. Cette argilite alterne avec des niveaux calcaires souvent noduleux. Cette formation sera décrite dans la succession lithologique de Saint Audrie's Bay, où elle est sensiblement identique. Lilstock Formation -Cotham Member Le Cotham Member inférieur, défini par les bancs 2A et 1A-1B respectivement à Lavernock et Saint Mary's, mesure environ 1,10 mètres d'épaisseur et correspond à une argilite très finement laminée de couleur grise à plus claire au sommet. Les derniers 20 à 30 cm sont plus grossiers et possèdent une couleur d'altération blanche à Saint Mary's Well Bay (niveau 1B). A Lavernock Point, la totalité de ce niveau d'argilite 2A est affectée par de nombreux plis (Figure 5-11). La base du niveau 2A contient également un grand nombre de clastes de la formation du Westbury sous-jacente. Ces clastes d'argilite noire sont déformés de manière souple dans les plis du Cotham Member. De nombreux bioclastes du Westbury sont aussi présents comme des morceaux de coquilles ou de pectenidés (Figure 5-10A). A Saint Mary's Well Bay, il est possible recouvert par 2 autres bancs de grès de 10 à 15 mètres d'épaisseur (2C et 2D) puis par trois niveaux calcaires (bancs 3A à 3D) dont le dernier est une lumachelle à lamellibranches indifférenciés, comme à Lavernock Point et qui sert de niveau repère. Lilstock Formation -White Lias La formation du Langport Member, ou White Lias (inexistante en Irlande du Nord) possède une épaisseur très limitée au Pays de Galles. Ce membre correspond à l'unité 5 à Lavernock et à l'unité 4 à Saint Mary's Well Bay. Le White Lias est ici caractérisé par la présence de deux bancs calcaires fins de 10 à 20 centimètres cm d'épaisseur séparés par des niveaux d'argilite grise.

	Ces dépôts correspondent à un environnement marin peu profond à dynamique tidale (lamines
	fines argilo-silteuses, rides de courant), avec un ennoiement progressif au sommet (calcaires
	micritiques).
	Le sommet du dernier banc calcaire 4G est une lumachelle constituée de lamellibranches
	indifférenciés (Figure 5-10B).

II.1.2.

de deviner la présence de quelques déformations mais elles sont clairement moins visibles qu'à Lavernock où il est facile de mesurer leur direction sur l'estran (Figure

5

-10F). Ce niveau plus ou moins déformé est traversé par une série de dykes gréseux dont l'épaisseur peut atteindre jusqu'à 10 cm et la longueur 1 mètre (Figure 5-10B). Ces injections présentent des formes plissées parfois prises dans les plis qui affectent la formation encaissante. A Lavernock, ces dykes clastiques per descensum prennent leur origine dans un niveau gréseux (niveau 2B) dont l'épaisseur varie fortement latéralement. A Saint Mary's Well Bay, le niveau source est moins bien défini, il s'agit d'un niveau d'alternances argiles-sables d'une dizaine de centimètres (banc 1C) (Figure 5-10E). Ce niveau nourricier représente la limite entre le Cotham Member inférieur et le Cotham Member supérieur. Sur l'estran, l'observation de ces dykes montre des directions très variées comme à Larne et une structure polygonale bien définie. Le diamètre de ces polygones est d'environ 1 mètre. A Lavernock Point, le Cotham Member supérieur correspond à 30 cm d'alternance argiles-silts avec de nombreuses rides de houle dans les niveaux plus sableux (Figure 5-10B et C). Le niveau 3A est affecté en son milieu par la formation d'un deuxième niveau de dykes de plus petites dimensions. Ces alternances sont ensuite surmontées par une succession de niveau gréseux à une composante calcaire de plus en plus prononcée avec de nombreuses coquilles de lamellibranches. A Saint Mary's Well Bay, le niveau nourricier des dykes est également recouvert par des alternances argiles-silts sur environ 20 centimètres (banc 2A). Ce niveau est traversé par une seconde série de dykes beaucoup plus fins qui prennent leur source dans le banc gréseux susjacent 2B et rejoignent la génération de dykes inférieurs (Figure 5-10E). Le second niveau source 2B est II.1.3. II.1.4. Watchet Member Le Watchet Member défini à Lavernock et à Saint Mary's Well Bay par Gallois (2009) s'intercale entre le White Lias et le Blue Lias. Il s'agit de marnes sombres finement laminées alternées avec des bancs calcaires à la base. Cette unité est épaisse de 1,76 mètres à Lavernock (unité 6) et 1,92 mètres à Saint Mary's Well Bay (unité 5) (Figure 5-10D). II.1.5. Blue Lias Le passage du Penarth Group au Blue Lias est marqué au Pays de Galles par la présence des Paper Shales (Figure 5-10D). Ce niveau d'argilites noires en feuillet mesure environ 30 cm d'épaisseur (unité 7 et 6 à Lavernock et Saint Mary's). La succession du Blue Lias correspond ensuite à des alternances marno-calcaires sur plusieurs dizaines de mètres d'épaisseur. Ces dépôts correspondent à un environnement marin ouvert de plus en plus profond.

  jusqu'à 10 cm de large et 1 mètre de profondeur à Lilstock. Ce réseau de dykes prend sa source dans le niveau de grès sus-jacent dont l'épaisseur varie latéralement (banc 2F dans les deux localités). Ce dernier définit la limite entre le Cotham Member inférieur et le Cotham Member supérieur. Ces dykes légèrement plissés sont parfois pris dans les plis qui affectent le Cotham Member inférieur. Le Cotham Member supérieur est caractérisé par des alternances silt-sable à rides de houle (Figure 5-13D), des bancs de grès puis progressivement à des calcaires fins et des alternances argiles-silts décimétriques. Le sommet du Cotham Member correspond à un niveau de 30 cm de calcaire d'apparence déstructurée, voire bréchifiée dans sa partie supérieure dont la base est ondulée (respectivement les niveaux 3F et 3M à Lilstock et Saint Audrie's Bay, Figure 5-13E), et qui sert de niveau repère.

-Cotham Member Le Cotham Member est caractérisé, à Lilstock comme à St Audrie's Bay, par une argilite à lamines silteuses millimétriques (unité 2 dans les deux localités). La couleur grise verte à la base devient plus claire au sommet. Ce niveau est affecté par des déformations souples de type pli localisées dans les bancs 2C et 2E à Lilstock et uniquement dans le banc 2D à Saint Audrie's Bay. Le sommet de cette unité 2 est affectée par la présence de dykes clastiques per descensum dont les dimensions peuvent atteindre Ces dépôts correspondent à un environnement marin peu profond à dynamique tidale (lamines fines argilo-silteuses, rides de courant), avec un ennoiement progressif au sommet (calcaires micritiques lagunaires). II.2.3. Lilstock Formation -White Lias (Langport Member) La formation du White Lias est très peu épaisse puisqu'elle se limite à deux bancs calcaires (4A et 4B) à Lilstock et deux bancs calcaires séparés par un niveau d'argilite silteuse à Saint Audrie's (Bancs 4 A, B et C). La limite entre la formation de Lilstock et le Blue Lias est très mal définie. Celle placée ici à a été proposée par Gallois (2009).

II.2.4. Blue Lias

La Formation du Blue Lias correspond, comme au Pays de Galles, à des alternances marnocalcaires sur plusieurs dizaines de mètres d'épaisseur (Figure

5

-13F). Les premières ammonites

Planorbis psciloceras de l'Héttangien sont observées à environ 6 mètres au-dessus de la limite avec le White Lias dans les deux localités. On note aussi la présence régulière de niveaux argileux chargés en radioles d'oursins et bivalves indifférenciés. Ces dépôts correspondent à un environnement marin ouvert de plus en plus profond.

  -6). Thirty-one folds were measured at St Audries Bay and Lavernock point respectively, 10 in bed 2C (called deformed level N1) and 24 in bed 2E (called deformed level N2) at Lilstock; At St Mary's Well Bay, the deformations are totally absent on the foreshore and the observation conditions of the cliff are insufficient to measure enough fold structures.At St Audries Bay, deformations only occur in the 40cm thick bed 2D, situated just below the bed that fed the clastic dykes. Despite a moderate dispersion of the data, a preferred NE-SW fold axis direction, which represent 23% of the data, is recognized in the highest part of the lower Cotham Member of this outcrop. This confirms the conclusion obtained from measurements in Northern Ireland according to which all deformation in a given level was governed by anisotropic stresses. Accordingly, folds in 20 cm thick bed 2E at Lilstock, situated almost at the same stratigraphic position have the same NE-SW trends. Within the underlying deformed bed 2C, the fold axes show two directions: a main N-S direction (26% of the data) and a secondary NNE-SSW

direction (22% of the data). At Lavernock, the fold axes observed within the deformed bed of the lower Cotham Member which is here 70cm thick also show two main directions: the first NE-SW which corresponds to the one observed at St. Audries Bay and in bed 2E at Lilstock (30%) and the second NNE-SSW direction is quite similar to the orientation of the folds within bed 2C at Lilstock (23% of the data).

déformations de surface de bassins profond en contexte actif intra-montagneux : Exemple du bassin néogène de Tabernas, est des cordillères Bétiques, Espagne La

  des différents niveaux. Dans le cas de matériaux relativement homogène, seule la partie supérieure des sédiments est déformée suite à des phénomènes de liquidisation et le plus souvent, à l'application d'une force cisaillante en surface qui est à l'origine de la formation de nombreux plis couchés. Cette force cisaillante peut être engendrée par le passage d'un train d'onde sismique ou de vagues. Dans le cas où la colonne n'est pas homogène mais contient de nombreux dépôts d'écoulement gravitaire comme à Pinhay Bay, les niveaux déformés sont systématiquement situés au-dessus de ces dépôts dans lesquels l'incorporation massive de fluide durant le transport favorise la mise en place de phénomènes de liquidisation.

	Introduction
	La formation des cordillères Bétiques résulte de la convergence entre les plaques Afrique et associe Eurasie. La chaine des cordillères bétiques est divisée en deux unités distinctes qui sont les zones la formation de ces fentes de dessiccation à un épisode d'uplift d'au moins 1 à 2 mètres causé par internes métamorphiques et les zones externes. Les zones internes de la chaîne portent une série une activité sismique qui expliquerait la longueur importante de certains dykes notamment de bassin extensifs d'âge néogène formés pendant l'exhumation des dômes métamorphiques. Ces autour du chenal de Bristol. Les études directionnelles montrent que contrairement à leur forme, la direction des bassins soumis à une tectonique active, sont caractérisés par de nombreuses déstabilisations
	À Larne, les dykes sont de petite taille (2-3 cm de large) et affectent des alternances d'argile et structures est totalement indépendante de la lithologie. Les directions de déformations sont gravitaires majeures qui s'intercalent dans la série sédimentaire.
	particulièrement bien homogènes pour chaque niveau déstructuré. Les corrélations proposées à
	d'orientation
	d'un niveau de déformation à l'autre montre que de nombreuses failles de directions diverses sont
	Tout d'abord, la description des différents types de structure de déformations souples actives à cette période. Les premières phases d'extension associées à la dislocation de la Pangée Le chapitre 9 a pour objectif de discuter des résultats et des observations qui ont pu être observées au Royaume-Uni a permis de mettre en évidence le rôle de la lithologie sur la sont caractérisées par la formation de bassins multidirectionnels où le rôle de l'héritage structural extrait de chaque glissement. Ainsi l'importance de l'héritage structural, le rôle de l'activité déformation et sur la localisation des niveaux déformés. Les dépôts de boue calcaire partiellement semble particulièrement important. tectonique ou encore l'impact de la lithologie sur la localisation et le type de déformation

de sable millimétriques avec des bancs sableux pluri-centimétriques. Autour du Chenal de Bristol en revanche, l'encaissant est beaucoup plus argileux et les dykes atteignent 10 cm de largueur. La taille et en particulier l'épaisseur des dykes, augmente donc avec la quantité d'argile dans l'encaissant. En effet, un fort pourcentage d'argile favorise les phénomènes de retrait à l'origine de la formation de fentes de dessiccations, cela va donc en faveur de la mise en place de ce phénomène dans la zone d'étude. Cette conclusion permet de justifier que la formation et le remplissage passif des dykes se fait au moment du dépôt du niveau source sableux et non pas plus tardivement. Etant donné que la plupart des dykes du chenal de Bristol recoupent les déformations souples sous-jacente, il est donc possible de conclure que comme pour le niveau 2C à Lilstock, l'évènement principal qui entraine la déformation plicative des sédiments du Cotham Member est daté au sommet du second niveau déformé N2 (Figure

6-6

). Seuls les 10 à 30 premiers centimètres de sédiments en surface sont affectés par les déformations souples. Cet événement précède la formation des dykes clastiques et pourrait donc être à l'origine de l'épisode de surrection dans la région.

V. Synthèse de l'article et conclusions

L'étude menée sur les déformations souples d'Irlande du Nord, d'Angleterre et du Pays de Galles ont permis de répondre à un certain nombre de questions soulevées dans le chapitre 2. indurés sont beaucoup plus sensibles à une déstructuration partielle à totale du dépôt original que les alternances d'argiles, de silts et de sables dans lesquelles le litage original est conservé. La localisation des niveaux de déformation dans la pile lithostratigraphique est également contrôlée par la lithologie l'échelle locale et à l'échelle du Royaume-Uni grâce aux orientations enregistrées dans les différents niveaux déformés ont permis de montrer la présence de 3 évènements sismiques successifs qui alternent avec des événements gravitaires majeurs au sud de l'Angleterre. Les orientations des structures de déformation enregistrées pour chaque événement de liquéfaction correspondent systématiquement à l'orientation de failles locales qui réactivent des structures calédoniennes ou varisques et qui bordent les bassins triasiques. Selon Obermeier (1996), un séisme de magnitude 7 peut entrainer la liquéfaction des sédiments de surface jusqu'à 150 km de l'épicentre. Cela confirme le fait que des failles locales sont à l'origine des séismes. Les déformations de surface sont donc capables d'enregistrer un état de contrainte local correspondant à une activité sismique. La magnitude minimale nécessaire pour liquéfier un sol est M>=5 (Ambraseys and Sarma, 1969; Wang and Manga, 2010). Étant donné le contexte extensif au passage Trias-Jurassique où les magnitudes maximales sont autour de 7, seuls les événements les plus importants sont donc enregistrés dans la déformation souple de surface. Cette observation permet donc de montrer que l'activité de certains bassins comme le Worcester Graben ou le bassin de Cardigan Bay, était beaucoup plus intense que d'autre à cette période. De plus, le changement drastique L'étude et la caractérisation des SSD peut donc s'avérer être un excellent critère pour étudier les séismites et les intégrer dans le contexte géologique régional et ainsi le compléter.

Les partie 3 porte sur la caractérisation des déstabilisations gravitaires majeures étudiées dans le bassin néogène intra-montagneux de Tabernas. Le chapitre 7 a pour but d'exposer les différentes hypothèses qui expliquent la formation des bassins intra-montagneux des Cordillères Bétiques et les cadres tectonique et sédimentaire associés. Le chapitre 8 présente les résultats des observations et des mesures directionnelles réalisées sur le terrain glissement par glissement. Chaque partie dispose d'une planche dépliable du panorama de la section du glissement composée de la photo brute de l'affleurement et de l'interprétation en dessous. L'emplacement de chaque photo de détail est systématiquement indiqué sur les panoramas. Un modèle de déformation évolutif est proposé pour chacun de ces grands Mass Transport Deposits. sont de nouveau abordés. Ce chapitre permet aussi de discuter de la dynamique générale d'écoulement au sein des Mass Transport Deposits. Avant de s'intéresser à ces objets majeurs appelés MTD ou Megabed et de discuter de leur intégration dans la tectonique locale, il est important de comprendre le contexte géodynamique de cette région. Le chapitre suivant présente d'abord l'évolution géodynamique de la région de l'ouest Méditerranée puis l'histoire complexe de formation de ces bassins. Les travaux déjà réalisés sur les déstabilisations majeures seront également présentés.

  est situé sous l'unité Malaguide. Ces deux unités sont séparées par un plan à faible pendage interprété comme un détachement extensif

appelé Contraviesa

(Figure 7-6, Azanon et Crespo-Blanc, 2000; Crespo-Blanc, 1995; Crespo- Blanc et al., 1994; Galindo-Zaldívar, J. et al., 1989; Garcia-Duenas et al., 1992; Jabaloy et al., 1993; Martinez-Martinez et Azanon, 1997; Martinez-Martinez et Soto, 2002)

. L'unité Alpujarride affleure principalement dans le sud-est des cordillères Bétiques, autour de la Sierra Nevada. Elle est constituée de schistes sombres d'âge Paléozoïque à la base (Lafuste et Pavillon, 1976) jusqu'à des dépôts carbonatés du Trias Moyen et Supérieur (Kozur et al.,

  1) Le premier modèle admet que la formation des bassins néogènes s'inscrit dans un contexte compressif, continu dans le temps, lié à la convergence des plaques Afrique et Eurasie. Les premiers travaux de Montenat (1977) puis de différents auteurs attribuent l'ouverture des bassins au fonctionnement d'un grand système décrochant senestre NE-SW qui traverse le sud des cordillères Bétiques et découpe les zones internes en une multitude de blocs (Briend et al.,

[START_REF] Nemec | Aspects of sediment movement on steep delta slopes[END_REF] Montenat et Ott d'Estevou, 1999[START_REF] Nemec | Aspects of sediment movement on steep delta slopes[END_REF] Sanz de Galdeano et Vera, 1992)

. Suivant ces auteurs, les différents bassins néogènes sont donc issus de divers mécanismes extensifs et compressifs associés au décrochement principal

(Figure 7-7, Montenat et Ott d'Estevou, 1999)

. En revanche, ce modèle n'intègre pas l'existence d'une phase extensive pure pourtant décrite durant le Miocène moyen à supérieur

(Galindo-Zaldívar, J. et al., 1989; Garcia-Duenas et al., 1992; Jabaloy et al., 1993)

. De plus, les données stratigraphiques acquises montrent que l'enregistrement sédimentaire (Sanz de Galdeano et Vera, 1992) et les courbes de subsidence

(Augier, 2004; Cloetingh et al., 1992; Kleverlaan, 1989)

sont très comparables pour chaque bassin alors que Montenat et Ott d'Estevou (1990) proposent des mécanismes d'ouverture très divers (Figure 7-7) et par conséquent des dynamiques différentes.

  . Dans le cas des études de terrain, il est beaucoup plus difficile de comprendre la géométrie globale d'un glissement depuis sa zone d'initiation jusqu'à la zone distale de dépôt. Cependant, l'affleurement apporte un détail d'observation extrêmement fin auquel il est impossible d'accéder via les études sismiques haute résolution. De nombreux objets et critères supplémentaires peuvent ainsi permettre de compléter notre compréhension de la structure de ces glissements et des processus actifs lors de leur mise en place. Rare sont les études de terrain ayant combinées les orientations d'axe de plis et de failles[START_REF] Alsop | Sedimentary and structural controls on seismogenic slumping within mass transport deposits from the Dead Sea Basin[END_REF] Gamboa et Alves, 2016). Par conséquent, les relations entre glissement et activité sismique sont démontrées uniquement grâce au contexte géologique régional et ne sont pas appuyées par des études directionnelles(Migeon

MTDs dans le contexte régional et implications tectoniques I.1. Enregistrement directionnel : estimation des paléo-pentes I.1.1.

  Rappel des différents objets mesurésDans les glissements du bassin de Tabernas, la grande majorité des plis est formée par les morceaux de turbidites emportés et déformés au sein du débris flow systématiquement associé aux MTDs. Des plis de plus grande dimension sont également visibles dans les grands blocs glissés peu déformés ainsi que dans les séries tortoniennes décalées à Las Alcubillas (drag folds). La distribution directionnelle des axes de plis est considérée comme le meilleur estimateur de direction des paléo-pentes du bassin au moment de la déstabilisation[START_REF] Alsop | Sedimentary and structural controls on seismogenic slumping within mass transport deposits from the Dead Sea Basin[END_REF] L.J.

4. Causes probables à l'origine de la déstabilisation I.4.1.

  L'étude des glissements gravitaires de surface et des directions des divers écoulements montre que le fond marin est extrêmement structuré à cette période par les failles normales N045 héritées et des failles normales N150 probablement très actives, qui contrôlent directement la subsidence du bassin depuis la fin du Serravalien jusqu'au Tortonien supérieur avec le fonctionnement du plan de cisaillement des Filabres. Le fond marin du bassin de Tabernas est assimilable à une sorte de damier (Figure9-2) avec une direction d'ouverture NE -SW, oblique à la direction d'allongement E-W contrainte par l'emplacement des dômes métamorphiques (Sierra Alhamilla et Sierra de Los Filabres). La direction des glissements, dans le sens de plus grande pente, indique que le fond marin est caractérisé par des pentes de directions variables, qui changent rapidement vers le SW ou vers le SE, voire vers le NE, en fonction de la proximité des failles anciennes et actives. Age des glissements L'absence de bancs repères, autre que les glissements majeurs au sein des séries de marnes et de turbidites du bassin, limite grandement les possibilités de corrélation entre les différents niveaux. Seul deux des quatre glissements étudiés ont été datés dans des études précédentes sur la base des assemblages de foraminifères présents dans des échantillons prélevés puis sur les interpolations réalisées à partir des taux de sédimentations estimés. Le Gordo Megabed, de par sa taille, a fait l'objet de nombreux travaux depuis les années 90.Kleverlaan (1989) estime l'âge du

	Gordo Megabed entre 7 et 8 Ma. Les travaux suivant de Koopmans (2012) puis Loi (M2 UPMC,
	2015) datent respectivement le Gordo Megabed à 7.375 Ma et entre 7.5 et 8 Ma. Le MTD D, nommé
	initialement par Loi (M2 UPMC, 2015), est plus jeune que le Gordo Megabed et possède un âge
	estimé à 6.99 Ma (Figure 9-3). L'ensemble des sept glissements décrits dans la thèse de Koopmans
	(2012) sont tous datés du Tortonien supérieur (après 8 Ma) et du Messinien inférieur (jusqu'à
	6.93 Ma). Les glissements de Las Alcubillas et du Tempestuoso, quant à eux, n'ont jamais été
	recalés dans la série. Cependant, leurs âges sont probablement similaires à ceux des glissements
	datés au Tortonien supérieur/Messinien inférieur, soit entre 8 et 6.9 Ma.
	Ces datations indiquent que la plupart des MTDs présents dans la série du bassin de Tabernas
	seraient postérieurs à la période d'inversion des bassins, qui débute entre 8.2 et 7.2 Ma (Augier

I.

  Comme cela a été montré grâce aux résultats d'observations dans le bassin de Tabernas, et discuté dans la partie intégration au bassin de Tabernas, les glissements sont systématiquement associés à un débris flow allochtone co-génétique chargé en matériaux de socle. Le débris flows est apporté aux dessus du glissement dans le MTD D, et depuis la direction perpendiculaire contrainte par la direction de l'escarpement pour le Gordo Megabed et le Tempestuoso. Sur l'affleurement de Las Alcubillas, la brèche est inexistante et aucun débris flows ne semble être rattaché à la phase de glissement. Cela peut être relié au fait que la section de Las Alcubillas est située à proximité de la bordure nord du bassin, probablement plus haut topographiquement que les zones de stockages de brèche.Lors de la seconde phase, l'écoulement de débris flow fusionne avec le glissement et entraine le dépôt d'une brèche massive dans les espaces formés suite au transport des blocs. Cette étape de déformation peut être assimilée à ce qui est observé sur l'affleurement du MTD D.

La troisième phase correspond à la formation de failles rétrogressives qui déstabilisent de nouveaux blocs en amont de la première zone d'escarpement. Ceci a été observé sur les glissements du MTD D et du Gordo Megabed et évoqué dans le cas de Las Alcubillas. Cette évolution est également en accord avec les nombreux schémas de glissements rétrogressifs proposés dans la littérature

Interaction entre les processus d'écoulement, cas des bassins intra- montagneux Le

  MTD D est le meilleur exemple pour illustrer l'évolution latérale impressionnante des glissements. La déstructuration très rapide des blocs de turbidite est ici directement liée au passage du débris flow allochtone qui favorise la dislocation par des phénomènes de liquéfaction. Cette désagrégation intense et rapide de la partie supérieure des blocs entraine une augmentation de la contenance en particules grossières de silt et sable dans le débris flow plus cohésif et favorise ainsi la mise en place de turbulences vers l'aval du glissement tout en gardant une concentration en particules importante. Malgré un apport provenant de deux sources différentes, le débris flow et le glissement sont en interaction permanente tout au long de l'écoulement. Même si le lors du glissement et ajoute un poids supplémentaire pour faire glisser les blocs vers l'aval. Cependant, c'est aussi elle qui limite et entraine le gel du Mass Transport Deposit dans sa globalité. Lorsque sa contenance en eau diminue au cours du transport et que les forces de frottement à la base du glissement sont supérieures au poids de ce dernier, le débris flow se fige et bloque le glissement. Les blocs glissés sont ralentis et viennent en compression sur la brèche formant ainsi une série de plis et de failles inverses.L'excellente conservation des glissements « figés » en plein mouvement est permise d'une part grâce à la présence de la brèche mais surtout grâce à la petite taille du bassin qui limite l'étalement des glissements sur de longue distances. Quelques autres cas d'études situés dans d'anciens bassins intra-montagneux[START_REF] Lucente | Anatomy and emplacement mechanism of a large submarine slide within a miocene foredeep in the Northern Apennines, Italy: A field perspective[END_REF][START_REF] Mulder | Discovery of an outcropping Mass Transport Deposit (MTD) in the Palaeogene subalpine synclines of southeastern France: Implications on flexural sub-basin deformation[END_REF] ont permis de montrer l'aspect multi source des dépôts qui composent les MTDs : différents apports allant du fond du bassin jusqu'à la déstabilisation des plateformes carbonatées et qui se rejoignent lors d'un seul évènement. La particularité de ce double apport est donc assez caractéristique des petits bassins soumis à une tectonique très active. L'étude réalisée dans le bassin de Tabernas a permis en plus,

glissement s'initie de manière autonome grâce à la présence de discontinuités majeures, c'est la brèche qui contrôle le fonctionnement du glissement général puisqu'elle favorise le glissement :

(1) En constituant un niveau de cisaillement qui facilite le transport et

(2)

en remplissant les espaces formés de mettre en avant l'interaction forte entre les directions d'écoulement et la tectonique active au moment de la déstabilisation.

Comparaison entre les déformations du Royaume-Uni et de l'Espagne I.1. Rappel sur les différents objets observés

  turbidites. Lorsque la base des glissements est visible, aucun niveau particulier montrant une forte variation dans la granulométrie n'est existant. Cette localisation est donc probablement due à des variations infimes et non visible à l'oeil nu, de granulométrie à l'intérieur des niveaux de la série turbiditique. Un niveau plus riche en argile va limiter le passage des fluides vers le haut et peut entrainer des phénomènes de liquéfaction instantané dans le niveau inférieur saturé lors des séismes. Les brèches qui constituent le matériel transporté par les débris flows possèdent peu de structuration interne. Ces niveaux permettent un enregistrement limité des directions d'écoulement en particulier lorsqu'il s'agit d'un mélange de divers matériaux où les clastes de socle et la matrice ne sont plus majoritaires. Malgré les résultats plus dispersés, il a été possible de définir leurs directions d'écoulement. Les études directionnelles menées dans les différents faciès des Mass transport Deposits ont permis de mettre en lumière la relation entres les directions de transport (écoulement et glissement) et les grandes failles normales héritées des deux principaux épisodes extensifs à l'origine de la formation du bassin. Les failles normales N045 sont réactivées en surface par les glissements et servent de discontinuités pour localiser les zones d'arrachement tandis que les failles N150 restent actives et contraignent les déstabilisations durant la phase d'inversion du bassin (après 8 Ma). Les Mass Transport Deposits, de par leur volume, leur âge fin Tortonien-début Messinien et leurs relations avec les failles normales sont causés par une succession des séismes importants. Ces grandes déstabilisations qui peuvent être considérées comme des séismites apportent des informations importantes sur la dynamique des écoulements et la structuration du fond du bassin. Les apports multi-sources et la complexité des glissements sont caractéristiques des bassinintra-montagneux soumis à de fortes contraintes tectoniques. A termes, ces déformations majeures de surface et sub-surface peuvent être utilisées pour comprendre et mieux contraindre la tectonique régionale, l'activité et la forme d'un bassin au moment de leurs dépôts. Les deux cas d'étude qui ont fait l'objet de cette thèse ont porté sur la caractérisation et la compréhension des déformations de surface et sub-surface produites lors de séismes majeurs. Les niveaux de déformations choisis sont situés dans des bassins extensifs, dont l'histoire et le contexte géologique sont très différents. Au Royaume-Uni, les déformations observées sont des niveaux de séismites d'épaisseur pluri-centimétriques à métrique qui affectent la limite Trias-Jurassique dans plusieurs bassins Permo-triasique en début d'extension. Dans le bassin néogène de Tabernas, au coeur des cordillères Bétiques, les objets étudiés sont des grands Mass Transport Deposits intercalés dans les séries de turbidites attestant d'un bassin déjà plus développé. La partie III montre, à l'inverse, le faible impact du type de sédiment sur le contrôle des directions de déformation extrêmement bien contraintes dans la majorité des cas. Les déformations souples qui affectent les alternances millimétriques d'argiles, sables et silts du Penarth Group à la limite Trias-Jurassique en Irlande du Nord et dans la région de l'estuaire de la Severn sont des objets de dimensions millimétriques à métriques. La grande majorité de ces structures correspondent à des plis isoclinaux ou couchés de type recumbent fold qui affectent la stratification originale sans la détruire. Chaque pli peut être considéré et décrit de manière individuelle car il est généralement indépendant du pli voisin qui affecte latéralement le même

	Introduction
	Les deux cas d'étude qui font l'objet de cette thèse ont été choisis dans des bassins extensifs
	d'histoire tectonique distincte, mais surtout, dans le but de s'intéresser à des objets de dimensions
	variées et affectant des lithologies différentes.
	IV. Conclusion
	Enfin, la partie IV a pour but de discuter de l'apport d'une étude couplée (tectonique et
	sédimentaire) des déformations de surface causées par les séismes pour la compréhension du
	contexte géodynamique régional.

L'étude des Mass Transport Deposits du bassin de Tabernas a permis d'apporter des clés supplémentaires à la compréhension des processus de déstabilisation de surface dans les bassins situés dans des contextes tectoniques actifs. Premièrement, les observations et l'enregistrement directionnel durant la déformation sédimentaire produite en grande majorité par le transport, ont montré l'impact de la lithologie sur le style et le taux de déformation. Les séries de turbidites sont affectées par les glissements après leur dépôt et se déforment de manière cassante ou souple. Les marnes et les turbidites enregistrent donc particulièrement bien les directions de contraintes locales. L'action des débris flows associés au glissement entraîne leur désagrégation très rapide par érosion et liquéfaction attestant de leur faible induration. La discussion à venir est divisée en quatre parties : La partie I résume et compare les différents types de déformations observées à la fois au Royaume-Uni, au sein de niveaux de séismites d'épaisseur centimétriques à pluri-métriques, et en Espagne, où le travail a porté sur des grandes déstabilisations gravitaires mobilisant des volumes sédimentaires bien supérieurs. La différence majeure dans les déformations de ces deux localités est la distance de transport latéral du matériel sédimentaire : quasi nulle dans le premier cas et d'ampleur pluri-métrique à pluri-kilométrique dans le second cas. Cette partie a donc également pour objectif de discuter des paramètres principaux qui contrôlent la déstabilisation et le transport latéral des sédiments vers le centre des bassins sédimentaire à la suite de phénomènes de liquidisation.

La partie II met en avant le rôle primordial de la lithologie sur les différents paramètres qui caractérisent les déformations : type de structure, taille des objets, épaisseur des niveaux déformés et localisation dans la pile sédimentaire.

I.

  La répartition des différentes structures dans le tableau montre la variabilité et la multiplication des moteurs de déformation actifs durant un épisode sismique et à l'origine des déformations variées dans chaque niveau. La caractérisation du moteur de déformation est dépendante de l'environnement sédimentaire général de dépôt durant la déformation mais ne permet pas de renseigner sur la cause de la liquidisation qui permet par la suite la déformation d'une part et de discuter des différences dans la taille des structures et la localisation des déformations. Notons tout de même que le nombre de moteurs de déformation est plus important dans le cas des évènements complexes où le transport est prédominant et mêle plusieurs processus de transports gravitaires (glissement et écoulement). La quantité de transport varie fortement entre les différentes régions. En Irlande du Nord et autour du chenal de Bristol, les recumbent folds ou plis couchés ne déstructurent pas le dépôt initial et montrent des sens de déversement opposés qui excluent un contrôle gravitationnel majeur lié à la pente. Les déformations se produisent sur place, sans déplacement latéral.

	(2)

Dans le Devon et le Dorset, les nombreux dépôts gravitaires de type écoulements hyperconcentrés et slumps dans la série du White Lias sont contrôlés par des forces gravitationnelles. Ils mettent en avant la présence de chenaux de direction N-S qui contraignent les écoulements en masse et des pentes E-W qui contraignent les glissements marqués par le déversement des slumps

  Dans le cas de l'Irlande du Nord et de l'Estuaire de la Severn, les structures de déformations produites lors des séismes sont situées à l'interface eau-sédiment. Seul la surface du sédiment sur quelques décimètres est liquéfiée et déformée par l'application d'une contrainte cisaillante en surface (ondes sismiques et vagues). Cela permet la libération progressive et rapide des fluides en surpression vers le haut de la pile sédimentaire. De plus, la forte teneur en eau probable de ces dépôts turbiditiques sableux à fort taux de sédimentation favorise la mise en surpression rapide des fluides. 'assemblage lithologique n'est donc également pas nécessairement le principal déclencheur des déstabilisations gravitaires sous-marines. Lithologie du niveau liquéfié et taux d'induration sédimentaire Dans le Devon, les deux niveaux fracturés, liquéfiés et déformés définis dans cette étude correspondent à des matériaux calcaires fin et clairs, identiques à ceux de l'ensemble de la série du White Lias. La liquéfaction de ces niveaux n'entraine aucun déplacement latéral. En Espagne en revanche, la mise en surpression des fluides contenus dans des niveaux sableux recouverts par un niveau légèrement plus argileux est probablement à l'origine de la déstabilisation gravitaire sur de longues distances.

	Ces observations suggèrent donc qu'il existe d'autres paramètres importants qui
	permettent de favoriser la déstabilisation gravitaire et le transport sédimentaire autre que la
	pente.
	I.2.2. L'assemblage lithologique multi-couches Contrairement au nord du Royaume-Uni où seuls les sédiments de surface sont déformés, les
	La mise en place de suppression au sein de niveaux susceptibles de servir de plan de évènements sismiques du sud de l'Angleterre et d'Espagne entrainent la liquéfaction de niveaux
	décollement nécessite la présence d'un « sandwich » où se superposent différents types de dépôts inférieurs, situés au sein de la pile sédimentaire et qui sont susceptibles d'entrainer la
	de nature et de perméabilité différentes. Alsop et Marco (2013) considèrent ce critère comme le déstabilisation d'un ensemble sédimentaire.
	plus important dans le déclenchement de déstabilisations gravitaires par slumps sur des pentes
	très faibles.
	La cohésion et donc la résistance au cisaillement de ces matériaux augmente avec la composante
	calcaire. Lorsque la quantité de CaCo3 est supérieur à 40%, le sédiment se comporte comme une
	argile (Beringen
	Dans le Devon, les niveaux mis en surpression et déstructurés lors des épisodes sismiques
	correspondent aux dépôts gravitaires les plus massifs. Ces bancs ont incorporé beaucoup de
	. Cependant, fluides lors du transport et du dépôt rapide. Ils possèdent une forte porosité et sont recouverts
	les déformations attribuées à des seimes qui affectent la partie supérieure ou la totalité des par des bancs calcaires dont l'origine n'est pas gravitaire et qui sont donc moins poreux.
	niveaux gravitaires n'enregistrent aucun transport.

En Espagne, la série sédimentaire qui contient les deux plans de détachement du MTD ne montre aucune variation lithologique ou granulométrique pouvant justifier la position du décollement. Cependant, il est toujours situé à l'interface entre deux bancs et jamais au centre de l'un d'entre eux. Cette localisation est donc probablement due à des variations granulométriques infimes (non visibles à l'oeil nu) entre chaque niveau de la série turbiditique. Un niveau légèrement plus riche en argile va limiter le passage des fluides vers le haut et les piéger. Cela peut entrainer des phénomènes de liquéfaction instantanés dans le niveau inférieur saturé lors des séismes. En effet, Alsop et Marco, (2013) proposent que des niveaux infimes de moins d'un centimètre d'épaisseur peuvent suffire à entrainer des phénomènes de surpression et déclencher la déstabilisation gravitaire. Cependant, malgré la présence d'une pente et d'un paquet lithologique relativement favorable, la déstabilisation gravitaire ne s'est pas produite durant l'épisode sismique contrairement aux grands Mass Transport Deposits du bassin de Tabernas. LI.2.3.

• Angle de friction et résistance au cisaillement

Les différences de lithologies observées entre les deux localités peuvent favoriser le déclenchement de la déstabilisation gravitaire. Les variations des paramètres tels que la cohésion et la friction du matériel influent directement sur la stabilité des pentes (voir chapitre 3-VI). Dans le Devon, l'ensemble des dépôts correspondent à des calcaires fins micritiques légèrement marneux qui contiennent principalement des particules fines calcaires et quelques bioclastes. La présence des grains calcaires, coquilles, foraminifères et coccolites qui possèdent des formes plus anguleuses que les grains de sable

(Poulos, 1983

) dans ce type de matériaux entraine une augmentation de la valeur de l'angle de friction. La résistance au cisaillement est ainsi plus élevée dans les matériaux calcaires que dans les sables, en particulier lorsqu'ils sont riches en bioclastes.

  gravitaires et qui pourraient servir de plan de décollement étaient partiellement indurés lors du séisme. Cette différence d'induration peut être à l'origine de cette différenciation dans la quantité de déplacement engendrée dans les deux contextes. Les études menées dans des matériaux granulaires sableux et des boues riches en calcaire dans les 0 à 6 premiers mètres de sédiments marins montrent (1) d'une part une plus grande résistance aux cisaillement des sédiments calcaires par rapport aux matériaux granulaires et (2) d'autre part, une augmentation de la résistance aux cisaillement nettement plus rapide avec la profondeur dans le cas des sédiments calcaires[START_REF] Kenter | A comparison of shear strength in calcareous and siliciclastic marine sediments[END_REF]. Ces différences de résistance au cisaillement mettent en avant le rôle de la compaction et des vitesses de cimentation et recristallisation probablement plus élevées dans le cas des dépôts calcaires comparés aux dépôts sableux granulaires en raison des caractéristiques minéralogiques[START_REF] Kenter | A comparison of shear strength in calcareous and siliciclastic marine sediments[END_REF].

	De

• Taux d'induration sédimentaire Dans le Devon, les bancs liquéfiés sont recoupés par des failles normales qui contrôlent l'emplacement de la bréchification et des figures d'injection en dôme. Les phases de fracturation et de bréchification qui précèdent la liquéfaction montrent que les calcaires qui composent les anciens dépôts plus, l'observation de l'affleurement de Pinhay Bay dans le Devon a révélé de manière intéressante que l'induration importante des calcaires n'empêche cependant pas leur liquéfaction partielle. Ils seraient donc tout autant mobilisables que les sables liquéfiés s'ils atteignaient un stade de liquéfaction totale. Cependant, avant d'atteindre un état liquéfié, les calcaires sont fracturés par les failles normales puis bréchifié avant de s'injecter. Il est possible d'avancer que la durée d'application de la force cisaillante produite par un séisme nécessaire pour fracturer, bréchifier puis engendrer la déstabilisation sédimentaire dans les carbonates du White Lias en Angleterre est probablement supérieure à celle nécessaire à mettre en surpression un niveau de sable moyen non cimenté dans la série du Tortonien. La durée d'application de la contrainte cisaillante et donc de la liquéfaction est directement dépendante de la magnitude du séisme, qui peut être différentes dans les deux localités étudiées. Les caractéristiques lithologiques et le taux d'induration des matériaux liquidisés sont donc deux paramètres qui semblent ici clairement majoritaires dans le déclenchement de la déstabilisation gravitaire.

Les plis ptygmatitiques ou structures ptygmatiques sont des plis de petites dimensions à charnière régulière. Très fréquents dans les roches métamorphiques, ils existent dans les roches sédimentaires et sont caractéristiques de matériaux non compressibles dans un encaissant compressible. La longueur de la structure plissée permet d'estimer la quantité de compression de l'encaissant.

Amérique du Sud, Afrique, Madagascar, péninsule indienne, Australie, Europe

Europe du Nord actuelle

Sud Irlande, Angleterre, Pays de Galles et une partie de l'Amérique du Nord-Est

Amérique du Nord et Groenland, Svalbard, Nord de l'Irlande et Écosse

Les beefs sont des niveaux de calcite fibreuse d'origine diagénétique très communs dans les argilites riches en matière organique. Ils se forment grâce à la dissolution de l'aragonite des coquilles de bivalves et attestent d'un enfouissement plurikilométrique. La calcite croît parallèlement à la contrainte maximale, ils sont donc en général perpendiculaires à la stratification.

Le projet a été réalisé à la plateforme d'Accès Scientifique à la Tomographie à Rayons X (ASTRX) du Muséum National d'Histoire Naturelle de Paris.