La chaîne du Rif (Nord du Maroc) constitue, avec les Cordillères des Bétiques (Sud de l’Espagne), la terminaison occidentale de la ceinture alpine. C’est un secteur clé pour la compréhension des mouvements verticaux associés aux processus orogéniques. Jusqu’à présent, aucune étude n’a permis de contraindre les mouvements verticaux postérieurs au Miocène inférieur, malgré la présence de dépôts marins pliocènes surélevés. L’objectif de ce travail est d’apporter des arguments permettant de discuter des mécanismes géochronologiques et cinématiques impliqués dans les mouvements verticaux de la marge du Rif depuis le Néogène. Une comparaison des déplacements identifiés dans les zones internes, a pu être effectuée, avec ceux estimés dans le domaine des flyschs (Sud de l’accident de Jebha), grâce aux données AHe. Les corrélations entre mouvements verticaux et évolution du champ de déformation mettent en évidence le lien existant entre les périodes de mouvements verticaux majeurs et les phases d’extension radiale. 1-Les derniers stades d’exhumation des unités métamorphiques, depuis près de 12-10 km de profondeur, résultent d’un stade d’extension radiale affectant ces formations. Le domaine de collapse s’étend depuis le faciès Schiste Vert jusqu’au domaine fragile durant l’Aquitano-Burdigalien. Les mouvements extensifs sont limités aux parties superficielles de l’orogène tandis que les parties plus profondes et situées en avant-chaîne sont en compression. 2-Une période de surrection lente associée à de l’extension radiale, affecte l’intégralité des zones internes, au moins depuis le Pliocène inférieur. La zone des flyschs se surélève à plus grande vitesse. / The Rif chain (Northern Morocco) belongs, with the Betic Cordillera (Southern Spain), to the westernmost part of the Alpine belt. This sector is one of the main targets for the comprehension of vertical movements linked to orogenic processes. Despite the numerous investigations lead on the Pliocene uplifted deposits in the Rif Chain, the timing and amplitude of the vertical motions subsequent to the period of cooling have never been constrained. This work aims to discuss the geodynamical processes involved in the vertical motion of the Rif margin since the Neogene. A comparison between the vertical movements determined in the internal zones and estimated in the flyschs domain (South of Jebha fault), has been realized on the basis of AHe data. Correlations reported between the vertical movements and the evolution of the stress field highlighted the linkage between the main stages of vertical motion and extension period with a radial pattern. 1-The latest exhumation stages of the deep-seated metamorphic rocks, from 12-10 km of depth, were triggered by the radial extension of these units. The collapse extended from the low grade metamorphism (Greenschists facies) to the brittle strata during the Aquitano-Burdigalian times. This extension is expressed in the superficial units, whereas deepest parts and sectors at the front of the Rif chain underwent a compression. 2-A second uplift stage proceeds at a very slow raising pace and is associated to radial extension in throughout the internal zones since the Lower Pliocene. Le flyschs sector was uplifted faster since the Late Miocene.

Madagascar est un lambeau de croûte continentale archéenne à néoproterozoïque entouré de marges transformantes, obliques et divergentes : la marge oblique du bassin de Morondava à l’Ouest, bornée par la ride de Davie, et au Nord, la marge divergente du bassin de Majunga connectée au bassin de Somalie. Cette île de 1600 kilomètres de long est composée d’un plateau axial archéen-protérozoïque entre 1200 et 1800m d’altitude, bordé de tous côtés par des bassins sédimentaires. Le sommet du plateau correspond à des surfaces d’aplanissement altérées, délimitées par des escarpements plus ou moins marqués. L'altitude des hauts plateaux traduit l'existence de processus mantelliques, mais la cinétique et l'origine du relief malgache est mal comprise. Peu d'études ont étudié les domaines non orogéniques dans leur intégralité terre-mer, depuis le bassin versant en érosion jusqu'aux marges en sédimentation, et aucune d'entre elles ne porte sur Madagascar. Ce travail de thèse repose donc sur une double approche: une analyse géomorphologique des formes du relief (surfaces d'aplanissement) à terre, basée sur leur (i) cartographie, (ii) chronologie relative, (iii) relation avec les profils d'altération et (iv) datation au moyen des placages sédimentaires et du volcanisme daté qui les scellent; une analyse stratigraphique de l'intervalle post-rift des marges, basée sur l'interprétation de données de sub-surface (puits et lignes sismiques), lesquelles ont été réévaluées en âge (biostratigraphie), pour (i) identifier, dater et mesurer les déformations des marges et de leur relief en amont, (ii) mesurer les flux silicoclastiques, produits de l'érosion continentale. Un calendrier et une cartographie des déformations ont été obtenus sur les marges et mis en relation avec les différentes générations de surfaces d'aplanissement étagées caractérisant le relief malgache. Au Crétacé supérieur, une flexuration de l'île est initiée au sud, à grande longueur d'onde, autour de ~94 Ma. Cette déformation est scellée par la mise en place d'une surface d'aplanissement non déformée mise en place entre 80 et 66 Ma. Durant le Paléocène jusqu’à l'Eocène supérieur (66 à 20 Ma), Madagascar est une île relativement plate, de faible altitude, entourée de larges plateformes carbonatées. Ce relief est largement altéré avec la croissance de nombreux profils latéritiques et les influx silico-clastique dans les bassins sont alors relativement faibles. Le Miocène moyen à supérieur correspond au paroxysme de la surrection et de la déformation avec (1), le basculement de la marge ouest (Morondava), (2) une augmentation du flux de sédimentation silicoclastique depuis le Miocène moyen et (3) la mise en place d’une succession de quatre surfaces d’aplanissement correspondant à des pics d'intensité de la déformation. Le résultat de cette surrection est la morphologie en dôme de l’île de Madagascar (avec un plateau central) marquée par la forme concave de la surface crétacé supérieure altérée à l’Eocène. Le mécanisme de la surrection doit prendre en compte une déformation de très grande longueur d’onde (x 1000 km), forcément liée à la dynamique mantellique. Les relations avec les dômes d’Afrique de l’Est (Ethiopie, Afrique du Sud) sont discutées. / Madagascar is an Archean to Neoproterozoic continental crust surrounded by transform, oblique and divergent margins: the transform Morondava basin to the west, pounded by the Davie Fracture Zone, and to the north, the divergent Mahajanga Basin connected to the Somali Oceanic Basin. This 1600 km long island is a high axial plateau with elevations from 1200 to 1800m. The top of the plateau corresponds to weathered planation surfaces (etchplains), bounded by more or less high scarps. Such elevation of the high axial plateau imply mantle processes, but the age and cinetic of the uplift is still poorly known. Few studies dealt with anorogenic domains in their entirety from the catchment area, the source, to the downstream depositional system, the sink, none of which is about Madagascar. This work lies on a double approach : it is onshore based on the analysis of the macroforms (planation surfaces, etchplains, pediments) throughout their (i) mapping, (ii) relative dating, (iii) relationships with weathering profiles and (iv) dating by their intersection with preserved sediments and volcanism (lava flow and intrusions). offshore, it is based on the interpretation of a dataset of seismic lines and industrial wells, coupled with refreshed biostratigraphy, in order to (i) identify, date and measure vertical movements of the margins and upstream reliefs. Chronology and mapping of vertical movements were defined on the Morondava margin and compared with the onset of the stepped planation surfaces typical of Madagascar topography. During Upper Cretaceous, the southern part of the island is uplifted, at ~94 Ma. This deformation is sealed by the onset of an undeformed planation surface between 80 and 66 ma. From Paleocene to Upper Eocene (66 to 20 Ma), Madagascar is a flat, low elevated island, surrounded by wide carbonate platforms. The relief is highly weathered with growth of lateritic profiles and silico-clastic influx within the basin is low. During Middle to Upper Miocene is the uplift and doming paroxysm with (1), tilt of the western margin (Morondava), (2) increase of silico-clastic influx from Middle Miocene and (3 the onset of four planation surfaces associated to deformation paroxysms. The end result of this uplift is a convex up shape pattern for the end Cretaceous surface weathered during Eocene times, creating the present-day dome morphology (with a central plateau) of Madagascar. The mechanism of this uplift has to explain a very long wavelength deformation (x1000 km) necessary due to mantle dynamics. The relationships with the other East African domes (Ethiopia, East Africa, South Africa) are discussed.

Les Alpes et les Pyrénées sont des chaînes de montagnes en domaine que l’on peut quasiment qualifier d’intraplaque compte tenu des taux de déformation horizontaux si faibles qu’on ne peut actuellement pas les quantifier avec la géodésie. Pourtant, la déformation tectonique et la sismicité actuelles en Europe occidentale sont essentiellement concentrées dans ces chaînes de montagnes. Nocquet (2012) a montré que le taux de déformation à travers l'Europe occidentale est faible et reste en dessous des incertitudes sur les mesures. Le mouvement horizontal à travers les Pyrénées et les Alpes occidentales est de l’ordre de ~0 ± 0.5 mm/an.Pour étudier la déformation tectonique dans les Alpes occidentales et les Pyrénées, nous avons calculé l’évolution des positions de 166 stations GPS permanentes des réseaux RENAG, RGP, EUREF et IGS. La longueur des séries temporelles varie de 1,8 à 16,0 ans. Les données ont été traitées en utilisant une approche de positionnement ponctuel précis (PPP). Nous avons examiné l'influence de différentes corrections sur des estimations de vitesses horizontale et verticale: (1) les paramètres d’irrégularité de rotation de la Terre (ERP), (2) la fonction de projection globale (GMF) et la fonction de projection de Vienne (VMF1) des retards troposphériques, (3) les modèles du centre de phase des antennes (APC).En général, les effets du modèle troposphérique, des corrections ERP et APC sont négligeables en termes de vitesses horizontales. Cependant, les corrections ERP et APC affectent les vitesses verticales avec des différences de l’ordre de ~ 0.5 mm/an. Nous avons également analysé les effets sur les séries temporelles des corrections de surcharge liées austockage de l'eau continental (GLDAS), la pression atmosphérique (ATML), et la surcharge océanique (NTOL). En moyenne, le résultat des corrections de surcharge combinant les trois modèles (GLDAS + ATML + NTOL) induit une augmentation des signaux saisonniers de position: les amplitudes annuelles (estimées en utilisant une fonction sinusoïdale de meilleurajustement) sont augmentés de 0.10, 1.55 et 0.50 mm pour les composantes Nord, Est, et Verticale. Ainsi, ce modèle combiné de surcharges ne semble pas être approprié pour corriger les séries temporelles. Les corrections de surcharge ont une influence significative sur les vitesses horizontales et verticales, les moyennes des différences pour les composantes horizontales et verticales sont de 0.24 et 0.55 mm/an par rapport à des vitesses non corrigées.Par conséquent, les modèles de surcharges doivent être améliorées avant de pouvoir être utilisés pour améliorer les estimations de vitesse GPS. Nous avons estimé la durée minimum de données GPS continues nécessaires pour atteindre 7 différents niveaux de précision de vitesse. L'incertitude des estimations de vitesses à partir des séries temporelles GPS dépend fortement de la longueur des séries temporelles. On examine la stabilité et l'incertitude des estimations de vitesses par une analyse de la convergence (c’est à dire, estimation du temps d’observation nécessaire pour obtenir une vitesse proche de celle calculée pour la série temporelle complète). Sur la base de cette analyse, nous estimons que laprécision de 0.5 mm/an est obtenue après une durée moyenne de 4,43 et de 4,78 ans de données continues GPS pour les composantes horizontales et verticales. / The Western Alps and the Pyrenees are mountain ranges that can almost be qualified asintraplate domain given the horizontal deformation rate so low that we cannot currentlyquantify it with geodesy. However, present-day tectonic deformation and seismicity inWestern Europe is essentially concentrated in these mountain ranges. Nocquet (2012) showedthat the deformation rates across Western Europe are so low that they remain belowmeasurement uncertainties, with horizontal motion across the Pyrenees and the Western Alpsof ~0 ± 0.5 mm/yr.To study tectonic deformation in the Western Alps and Pyrenees region, we have analyzed thetimes-series of 166 GPS permanent stations of RGP, RENAG, EUREF and IGS networkswith times-series length from 1,8 to 16,0 years. Data were processed using a Precise PointPositioning (PPP) approach. We have examined the influence of different corrections on thehorizontal and vertical velocities: (1) Earth Rotation Parameters (ERP), (2) Global MappingFunction (GMF) and the Vienna Mapping Function (VMF1) tropospheric delays, (3) absoluteantenna phase center (APC). In general, the influence of the troposphere model, the ERP andAPC corrections are negligible in terms of horizontal velocities. In contrast, ERP and APCcorrections affect vertical velocities with differences at ~0.5 mm/yr level. We have alsoanalyzed the effects of surface mass loading due to changes in continental water storage(GLDAS), atmospheric pressure (ATML), and non-tidal ocean loading (NTOL). On average,the combination of loading corrections (GLDAS + ATML + NTOL) result in an increase inthe seasonal signals: annual amplitudes (estimated using a best-fit sine function) are increasedby 0.10, 1.55 and 0.50 mm for the north, east, and vertical components, respectively. Hence,this combination of loading models does not seem to be appropriate to correct the time-series.Loading corrections have a significant influence on horizontal and vertical velocities(horizontal and vertical average differences of 0.24 and 0.55 mm/yr compared to uncorrectedvelocities). Therefore, the surface loading models must be improved before they can be usedto improve the GPS velocity estimates.We estimated the minimum time spans of GPS continuous data required to achieve 7 differentlevels of velocity precisions. The uncertainty of velocity estimates from GPS time-seriesstrongly depend on the length of time-series data. We examine the stability and uncertainty ofvelocity estimates by a convergence analysis (i.e., estimation of necessary observation time toobtain a velocity close to that calculated for the complete time series). To obtain an unbiasedand realistic comparative analysis, we have compared a synthetic solution of forward andbackward time for velocity and uncertainty estimates. On the basis of this analysis, weestimate that the precision of 0.5 mm/yr in velocity solution is achieved after an average timespan of 4,43 and 4,78 years of continuous GPS data for the horizontal and verticalcomponents, respectively.In this study, the Euler rotation pole for the stable Western European plate in the ITRF2008reference frame was defined from a 62-sites subset with an RMS of residual horizontalvelocities of 0.29 mm/yr level. The Euler pole is located at 53.730°N, and -101.856°E and hasa rotation rate of 0.256°/Myr. We also present the present-day velocity field with precisionsbetter than 0.5 mm/yr in the Western Alps and the Pyrenees region. The results show nosignificant vertical movements in the Pyrenees, in contrast with the vertical velocities of theWestern Alps that can reach up to 2.49 mm/yr.

Une étude structurale et cartographique (1/20000) montre que l'axe Nord-sud tunisien, dans sa partie centrale (chaînons du Sidi Khalif - Faïd - Bou-Zer) est constitué de trois ensembles juxtaposés: la bande frontale orientale, le chapelet des noyaux centraux, et l'enveloppe occidentale. La charpente ante alpine de ces trois unités est constituée de blocs basculés limités par des failles transverses aux chaînons et répartis en trois générations : Les deux premières générations procèdent d'une distension générale subméridienne (Jurassique à Coniacien) relayée ou masquée momentanément (Tithonique à Aptien) et localement par une distension E-W. On attribue la distension subméridienne à l'effondrement de la paléomarge saharienne et la distension E-W à l'activité d'un axe diapirique préfigurant l'actuel axe Nord-Sud. A partir du Santonien, une troisième génération de blocs basculés témoigne d'une distension régionale NE-SW. les blocs basculés et leurs enveloppes successives, ainsi que toutes les failles qui leur sont associées (regroupées en trois grandes familles N 170 et N 20, N 45 et N 120, N 80) ont par la suite enregistré les effets de plusieurs phases compressives: - la première (fin Eocène-Oligocène), de direction globalement E-W, donne naissance à un vase demi anticlinal coffré subméridien, ouvert et chevauchant vers l'Est des séries peu épaisses, elles-mêmes plissées et écaillées. - Plusieurs phases de directions N 115-120 se succèdent ensuite du Miocène au Quaternaire ancien. Elles reprennent les structures préexistantes et les orientent localement dans la direction SW-NE - la dernière, subactuelle, de direction N-S, déforme les plis antérieurs en plis coniques et remobilise tous les accidents cassants. Enfin, à l'extrémité méridionale de ce segment de l'axe Nord-Sud, le diapir du Rhéouis occupe le centre d'un noeud tectonique situé à l'intersection de trois linéaments du socle tunisien.

Le terme de « marge » est utilisé pour définir la bordure de la croûte continentale. En domaine extensif la déchirure de la lithosphère continentale (ou rifting) conduit à terme à la formation de deux marges dites passives, séparées par de la croûte océanique. Ces marges sont très représentées puisqu'elles bordent la grande majorité des masses continentales entourant les océans actuels : Atlantique, Indien, Antarctique, et Arctique. De plus, elles représentent le stade ultime d'évolution d'une zone de rift : elles conservent donc l'histoire des déformations subies par la lithosphère étirée. Par conséquent, l'étude de leur structure et de leur formation est essentielle pour améliorer les conceptions actuelles de l'extension lithosphérique. En effet, malgré l'abondance des données disponibles le long des marges passives et la complexification croissante des modèles, certaines questions concernant le comportement de la lithosphère en extension, notamment la nature et l'origine des mouvements verticaux de la marge au cours du rifting demeurent sans réponse précise. La partie orientale du golfe d'Aden représente un laboratoire idéal pour aborder l'étude des marges passives. Cette marge jeune (rifting oligo-miocène) et non-volcanique est exempte d'évaporites et c'est un des rares bassins où il est possible de suivre de manière continue l'évolution d'une marge depuis sa partie proximale jusqu'à la dorsale océanique. Par ailleurs, la partie proximale de la marge présente la particularité d'affleurer à terre ce qui a rendu possible une étude sédimentologique de terrain ainsi que le déploiement d'un réseau temporaire de stations sismologiques en 2003. Dans le cadre de ce travail, nous avons étudié les mouvements verticaux de la marge Nord du golfe d'Aden (Dhofar) par le biais de deux approches complémentaires. L'étude sédimentologique de terrain a permis d'établir un historique complet des différents mouvements verticaux associés au rifting. Elle révèle une phase de surrection burdigalienne à langhienne (~ 1 Ma) contemporaine de l'océanisation et/ou de la mise en place de la TOC (Transition Ocean Continent) dont l'amplitude est estimée à 700 m au minimum. Un second épisode de soulèvement, d'amplitude beaucoup plus faible (de l'ordre de la centaine de mètres), débute au Pliocène et se poursuit actuellement. La détermination de la structure très profonde de la marge (lithosphérique à asthénosphérique) a été effectuée par le biais d'une étude de tomographie télésismique. Le déploiement de 11 stations sismologiques large bande de mars 2003 à mars 2004 a permis d'enregistrer 284 téléséismes. L'étude tomographique révèle l'existence de deux anomalies principales sous la marge dhofari : (1) Une anomalie lente crustale, limitée aux premiers 20 km, liée aux épais dépôts sédimentaires de la Plaine de Salalah ; (2) Une anomalie lente asthénosphérique, située entre 170 et 200 km de profondeur environ. En nous appuyant sur le modèle de Goes et al. (2000), nous avons montré que le ralentissement des rais dans cette zone pourrait être rattaché à des phénomènes de fusion partielle. Cette zone de matériel plus léger pourrait être la cause du soulèvement observé dans les séries sédimentaires. Cependant, l'imagerie sismique ne nous permet pas d'évaluer l'âge de la mise en place de ce matériel mantellique anormal sous la marge Nord du Dhofar. L'élargissement de notre zone d'étude ainsi que des analyses géologiques et géophysiques complémentaires sont indispensables pour pouvoir totalement corréler ou non ces deux observations.

L’arc des Petites Antilles résulte de la lente subduction vers l'Ouest des plaques Nord et Sud-Américaines sous la plaque Caraïbes (2cm/an). A la latitude de l’archipel guadeloupéen et à ~150 km à l’Ouest du front de déformation, le bassin d'avant-arc de Marie-Galante forme un bassin perché, incliné vers la fosse et limité vers l’Est par un haut-fond, l’Eperon Karukéra. À cette latitude, le bassin de Marie-Galante domine le prisme d’accrétion de la Barbade et fait face à la ride de Tiburon qui balaye la zone du Nord au Sud depuis la fin du Miocène supérieur. Le remplissage sédimentaire du Bassin de Marie-Galante montre des déformations actives au moins depuis ~30 millions d’années. L’objectif du travail est de reconstituer l’évolution tectono-sédimentaire de ce bassin pour apporter de nouvelles contraintes sur la compréhension globale de la zone de subduction frontale des Petites Antilles. Ce travail s'appuie sur les données de bathymétrie multifaisceaux et de sismique réflexion multi-traces haute résolution acquises lors des campagnes du programme KaShallow. Cette base de données, complétée de profils sismiques plus basse résolution de campagnes antérieures, permet d’avoir une couverture pseudo 3D et à quatre échelles de résolution de l'ensemble du bassin. Un échantillonnage par ROV et carottage ciblé a fourni 40 prélèvements dans les principales unités sismiques. Les analyses pétrologiques et les datations biostratigraphiques autorisent des reconstitutions paléo-environnementales depuis le Paléogène supérieur jusqu’à Actuel. L’interprétation sismique multi-échelle montre un bassin sédimentaire atteignant ~4,5s temps double (~4500 à 5625 m) sur un substratum magmatique pré-structuré. Ce bassin est composé de 5 grands ensembles sédimentaires (E-1, E1, E2, E3 et E4) subdivisés en 13 unités limitées par 14 surfaces de discontinuités. L’organisation séquentielle des unités sismiques permet de mettre en évidence 10 séquences de dépôts de troisièmes ordres (S-1 à S9). Le calage biostratigraphique de l’ensemble des séquences permet de proposer une évolution tectono-sédimentaire du bassin de l’Éocène à l’Actuel. Ainsi, nous distinguons quatre systèmes de failles normales associées à trois phases d’extensions qui contrôlent l’évolution architecturale et sédimentaire du bassin. 1/ Un système N050±10°E hérité, actif dès le Paléogène supérieur, qui contrôle le basculement général du bassin vers le SSE. Il est responsable de la formation de l'escarpement de Désirade d’environ 4500 m de dénivelé. Cette première extension est interprétée comme résultant de la fragmentation de l'avant-arc en réponse à l'augmentation du rayon de courbure de la zone de subduction. 2/ Un système N130°-N150°E, structurant à l’échelle de l’Éperon Karukéra, qui contrôle la sédimentation dès le Miocène inférieur et marque une première phase d'extension transverse à l’arc. 3/ Un système N160°-N180°E qui segmente le Bassin de Marie-Galante en un sous-bassin à l'Ouest et l'Éperon Karukéra à l'Est. Cette seconde extension, globalement perpendiculaire à la marge, s'accompagne d’une subsidence et d'une inversion de la polarité du bassin en réponse à son basculement vers la fosse qui débute au cours du Miocène moyen et se poursuit actuellement à l'Est du bassin. Cette évolution à long terme de l'avant-arc, concomitante avec le recul de l'arc volcanique vers l’Ouest, est considérée comme résultant d’une érosion basale de la plaque supérieure. 4/ Un système N090±10°E plus tardif est localisé au centre du bassin et qui contrôle le développement de plates-formes carbonatées néritiques sur certaines têtes de blocs, comme par exemple à Marie-Galante. Cette dernière extension, parallèle à l’arc, se manifeste dans le bassin à partir du Pliocène inférieur. Elle se superpose au régime d'extension perpendiculaire à l'avant-arc et est interprétée comme l'accommodation du partitionnement de la déformation en réponse à l’obliquité croissante du front subduction vers le Nord. / The Lesser Antilles result of the slow westward subduction of the North and South American plate under the Caribbean plate (2 cm / year). At the latitude of the Guadeloupe archipelago and ~ 150 km to the west of the deformation front, the fore-arc basin of Marie-Galante forms a perched basin tilted to the pit and limited to the East by a shoal, the Spur Karukéra. At this latitude, Marie-Galante basin dominates the accretionary prism of Barbados and faces wrinkle Tiburon sweeping the area from North to South from the late Miocene. The sedimentary fill Basin Marie-Galante shows active deformation since at least ~ 30 million years. The aim of the work is to reconstruct the tectono-sedimentary evolution of the basin to provide new constraints on the overall understanding of the frontal subduction zone Lesser Antilles. This work relies on multibeam bathymetry data and high-resolution seismic reflection multi-traces acquired during campaigns KaShallow program. This database, supplemented by lower resolution of previous campaigns seismic profiles, provides a pseudo-3D coverage and four scales of resolution of the entire basin. ROV sampling and targeted core provided 40 samples in the main seismic units. Petrological analysis and biostratigraphic dating allow paleoenvironmental reconstructions from the upper Paleogene up Actuel. Seismic interpretation multiscale shows a sedimentary basin reaching ~ 4,5s double (~ 4500-5625 m) on a substrate pre-structured magma. This basin consists of 5 main sedimentary units (E-1, E1, E2, E3 and E4) divided into 13 units bounded by discontinuities 14 surfaces. The sequential organization of seismic units allows to highlight sequences 10 deposits of third order (S-1 to S9). The biostratigraphic calibration of all sequences able to offer a tectono-sedimentary evolution of the Eocene basin to Present. Thus, we distinguish four normal fault systems associated with three phases of extensions that control the architectural and sedimentary evolution of the basin. 1 / A system N050 ± 10 ° E inherited assets from the upper Paleogene, which controls the overall pelvic tilt towards the SSE. He is responsible for the formation of the escarpment Désirade about 4500 m elevation. The first extension is interpreted as resulting from the fragmentation of the fore-arc in response to the increase in the radius of curvature of subduction. 2 / A system N130 ° -N150 ° E, structuring across the Spur Karukéra, which controls sediment from the Miocene and marks the first phase of transverse extension arc. 3 / A system N160 ° E ° -N180 which segments Basin Marie-Galante in a sub-basin to the west and the Spur Karukéra in the East. This second extension, generally perpendicular to the margin, is accompanied by subsidence and reversing the polarity of the basin in response to his switch to the pit, beginning during the Middle Miocene and is ongoing in the East the basin. This long-term evolution of the forearc, concurrent with the decline in volcanic arc to the west, is considered as resulting from a basal erosion of the top plate. 4 / A system N090 ± 10 ° later E is located in the center of the basin and controlling the development of neritic carbonate platforms on certain blocks heads, such as Marie-Galante. This latest extension, parallel to the arc occurs in the basin from the lower Pliocene. It is superimposed on the expansion plan perpendicular to the fore-arc and is interpreted as the accommodation of the partitioning of deformation in response to the increasing obliquity front subduction north.

La chaîne des Alpes est encore en formation. Sa sismicité étant modérée, la déformation actuelle y est soit faible, soit en grande partie asismique. Pour mieux comprendre la tectonique actuelle du sud du Jura et du nord des Alpes occidentales, nous utilisons des comparaisons de nivellements pour obtenir les mouvements verticaux actuels et de triangulations pour mesurer les mouvements horizontaux. Les déplacements verticaux reflètent principalement la tectonique actuelle de la région, ceux liés au rebond post-glaciaire étant négligeables. La bonne correlation entre la répartition des tendances régionales des mouvements verticaux et la position des principales rampes de chevauchement montre que les déplacements verticaux traduisent l'activité de ces accidents. Pour estimer les taux de déplacement horizontal sur ces rampes, une inversion d'un profil de taux de déplacement vertical est réalisée. On obtient une vitesse de déplacement de 6 mm/an sur le chevauchement crustal de Belledonne, de 4mm/an sur le chevauchement de socle du Jura interne (Haute Chaîne) sur le soubassement du Jura externe et de 4 mm/an pour le déplacement de la couverture du Jura externe sur ce soubassement. Dans la région étudiée, le chevauchement crustal le plus externe est donc localisé entre Jura interne et Jura externe. Ce résultat est conforté par la comparaison de triangulations réalisée. Cette dernière a nécessité le développement de différents tests statistiques (test de Fischer, ellipses de confiance, calcul d'erreur sur les tenseurs de taux de déformation) qui établissent tous la présence d'une déformation importante et significative dans le Jura externe. Celle-ci est caractérisée par les tenseurs de taux de déformations qui montrent une compression proche de la direction E-W et un taux de raccourcissement de 5 mm/an. La déformation horizontale des Bauges apparaît très faible au regard de la précision des mesures. Cependant, le déplacement d'un point, au nord d'Annecy, indique une forte extension E-W de la cluse d'Annecy, résultat qui demande à être confirmé. Ainsi, par deux méthodes indépendantes, il est établi que le Jura est le front actuellement actif de la partie nord des Alpes occidentales. La déformation du Jura est caractérisée par le jeu du chevauchement du socle du Jura interne sur le Jura externe avec une vitesse de 4 à 5 mm/an.