Dans les systèmes chevauchants la tectonique, l'érosion et la sédimentation interagissent pour créer des reliefs et des bassins syntectoniques. Le but de ce travail est d'aider à mieux comprendre et quantifier le contrôle exercé par ces trois phénomènes sur 1) la morphologie des reliefs; 2) la localisation des dépôts sédimentaires et les types de dépôt; 3) la localisation de la déformation. Dans ce but, et dans la première partie de mon travail, j'ai procédé au développement d'un modèle numérique comportant une simulation de la croissance incrémentale des plis par propagation de faille, couplée à une loi de diffusion rendant compte des transports superficiels (érosion et sédimentation). Ceci permet d'étudier la répartition de l'érosion et de la sédimentation en fonction de l'activité tectonique et des relations entre plissement/chevauchement. La mise en oeuvre des modélisations permet aussi une analyse de l'évolution des systèmes chevauchants. L'application à l'exemple du Subandin de Bolivie, montre que 1) L'évolution du prisme tectonique et la formation des grands bassins sont pour une grande part contrôlées par la géométrie du prisme initial ainsi que par celle du plan de décollement régional; 2) Les phénomènes superficiels qui permettent la formation de vastes bassins syntectoniques influencent la localisation de la déformation, en contrôlant la géométrie de la surface du prisme. Dans la seconde partie de ce travail la méthodologie mise au point, est appliquée aux Siwalik de l'Ouest Népal. Dans cette région, où le système chevauchant est de mieux en mieux contraint par des études de terrain, on observe également de vastes bassins transportés inégalement répartis sur la zone d'étude. Les modélisations montrent que le paramètre contrôlant au premier ordre le développement des bassins transportés est le pendage du plan de décollement. Un fort pendage du plan de décollement, qui induit une forte épaisseur des écailles tectoniques, favorise l'apparition de vastes bassins transportés. Dans le cas contraire, où le pendage du plan de décollement est faible, la forte pente de surface du prisme favorise l'érosion et les réactivations hors séquence. Ces résultats sont confirmés grâce aux coupes équilibrées effectuées dans l'Ouest Népal qui montrent que les bassins transportés se développent au-dessus d'un prisme tectonique épais (5500 m), alors que là où le système tectonique, incorporant des écailles, n'est plus épais que de 4000 m, on observe des réactivations d'un chevauchement interne. Les modélisations montrent , aussi, que le développement latéral des structures frontales par le biais de plis par propagation de faille, contrôle les morphologies du synclinal et du crêt situes en position interne. Ceci est confirmé par une étude morphostructurale qui montre que la structure frontale est constituée de tronçons assez courts qui se relaient et que la sédimentation et la morphologie du système sont contrôlés par ces relais. Dans les Siwalik de l'Ouest Népal, existe une lacune de sismicité, et les vitesses de raccourcissement instantanées sont faibles (2-7 mm/an). L'étude des terrasses alluviales des bassins syntectoniques, montre 1) que le remplissage holocène du Dun de Deukhury est largement dépendant de la localisation de l'activité tectonique le long des chevauchements limitant ces bassins, et formant des "barrages tectoniques"; 2) que l'enregistrement des variations climatiques est masqué par l'importance des phénomènes tectoniques; 3) que les vitesses de surrection de ces terrasses alluviales, déduites de datations au C14, permettent de calculer des vitesses moyennes de raccourcissement de l'ordre de 15 à 20 mm/an pour la période holocène; 4) qu'il existe de nombreuses réactivations hors séquence, se localisant le long d'un chevauchement intermédiaire, le MDT. Les faibles déformations actuelles déduites de mesures GPS ne sont donc pas représentatives de la déformation de cette partie de la chaîne himalayenne sur une longue période. Ces différences de vitesses entre déformations actuelles et déformations moyennes telles qu'elles sont enregistrées dans cette partie du Népal, témoignent d'un rallentissement momentané de la déformation qui pourrait être en accord avec une période intersismique d'un cycle sismique. Des périodes de relatif calme tectonique comme la période actuelle pourraient être suivies de période où l'activité tectonique est plus intense (le futur proche?). L'alternance de la localisation du raccourcissement le long des structures chevauchantes, frontales ou en position plus interne, suivrait un cycle de quelques milliers d'années. Une étape du cycle serait caractérisée par une activité tectonique concentrée sur le chevauchement frontal; une autre étape verrait l'activité tectonique se répartir équitablement entre la structurefrontale et un chevauchement en position interne.

Ce mémoire constitue la synthèse des travaux de recherche effectués dans les Andes de la région de Cusco (Pérou). Cette région s'étend entre la bordure NE de la Cordillère Occidentale et la bordure SW de la Cordillère Orientale et constitue la terminaison NW de l'Altiplano. Les modèles interprétatifs issus de ces études sont importants pour la compréhension de l'évolution géodynamique des Andes au Méso-Cénozoïque. Ainsi une large part est faite aux résultats de la confrontation des méthodes structurales, sédimentologiques et magmatiques. On montre que l'évolution paléozoïque et méso-cénozoïque de la zone étudiée serait en partie contrôlée par une limite paléogéographique avec deux types différents de substratum. Cette limite se situe au niveau de la déflexion d' Abancay et du seuil Cusco-Puno. Le Permo-Trias doit être considéré comme une période transitoire entre le cycle hercynien et le cycle andin. Les principaux traits du bassin Permo-Trias sont des structures héritées (y compris la déflexion d'Abancay), qui ont aussi contrôlé toute l'évolution andine. La région de Cusco est caractérisée par plus de 10.000m de couches rouges tertiaires d'origine continentale qui surmontent des sédiments marins et continentaux d'âge Crétacé à Paléocène. Ces Couches Rouges tertiaires se sont déposées dans des bassins synorogéniques liés aux déformations compressives andines. Des mouvements décrochants dextres apparaissent vers 50-44 Ma le long du seuil Cusco-Puno et en bordure NE du bassin mésozoïque sud-péruvien, conduisant à l'ouverture en transtension des bassins de Couches Rouges du Groupe San Jeronimo de Cusco, Sicuani, Ayaviri, Puno et vraisemblablement du Nord de la Bolivie. A cette époque le grand bassin altiplanique aurait commencé à se structurer. Un important changement du régime de contraintes vers 43-40 Ma provoque la fermeture en compression des bassins de Couches Rouges et le début de la sédimentation des conglomérats de la Formation Anta (événement compressif Inca1). Ce changement induit postérieurement une évolution du comportement de la limite Cordillère Occidentale-Bassin Couches Rouges, qui devient le siège de mouvements décrochants senestres, comme le montrent l'évolution des bassins Oligocènes-Miocènes. Ces mouvements senestres sont compatibles avec des modèles qui tentent d'expliquer la formation de l'Orocline bolivien. Les contraintes compressives (crises Quechua) sont des marqueurs de la fermeture des bassins néogènes. Les données géochronologiques semblent indiquer que l' activité magmatique dans la zone étudiée a été plus ou moins continue depuis l'Eocène (48 Ma) et que la répartition du magmatisme montre, par contre, une nette évolution dans l'espace. Les calculs de la déformation indiquent que les valeurs de raccourcissement obtenues à partir des données géologiques de surface, ne suffisent pas à produire l'épaississement crustal mis en évidence par la géophysique. Pour expliquer cet excès de volume on propose un sous-charriage de matériel continental provenant de la subduction ou l'apport de copeaux litbosphériques résultant de l'érosion tectonique. Cependant, si le doublement de la croute est entièrement dû au raccourcissement,la déformation en surface ne serait bien exprimée qu' en quelques endroits. La cinématique de plaques semble bien avoir un rôle sur la tectonique andine, ses crises et périodes ou événements, et la déformation est contrôlée par les grands accidents paléogéographiques.

Nous reportons ici le comportement rhéologique de suspensions concentrées de particules non browniennes de fécule de maïs ou de polystyrène sphériques et monodisperses. Le système modèle de particules de polystyrène est utilisé afin de contrôler les propriétés physicochimiques de la suspension. Ce travail expérimental s'articule autour de deux aspects rencontrés chez les fluides complexes : le seuil d'écoulement et le seuil de rhéoépaississement. <br />Dans un premier temps, nous avons étudié l'origine du seuil d'écoulement. Nous avons, à partir de techniques de rhéologie classique et locale par IRM, montré que le seuil d'écoulement des suspensions modèles n'est observé que par l'introduction d'un contraste de densité entre les particules et le fluide suspendant. Ce contraste de densité introduit alors une consolidation à l'échelle des particules. Le seuil d'écoulement apparaît alors sans aucune sédimentation macroscopique de l'échantillon. Dans un second temps, nous avons étudié un phénomène de structuration dynamique, sous écoulement : le rhéoépaississement. Ainsi, en couplant des mesures macroscopiques originales (comme l'étude de l'influence de l'entrefer de la géométrie de mesure sur le comportement rhéoépaississant, et des mesures de dilatation volumique en fonction du taux de cisaillement) et des mesures locales des propriétés d'écoulement par IRM, nous montrons que le rhéoépaississement de la suspension de fécule de maïs est une conséquence directe de la dilatance de Reynolds. Par ailleurs, le système modèle, contrairement à la suspension de fécule de maïs, présente un rhéoépaississement qui est accompagné d'un régime de localisation qui devient responsable d'un blocage partiel de l'écoulement dans l'entrefer de la géométrie de Couette.

L'ensemble Silurien supérieur-Dévonien inférieur du Bassin de Ghadamès, équivalent du réservoir F6 du bassin d'illizi, est subdivisé en cinq unités (a, b, c, d, e) couvrant l'intervalle de temps du Ludlowien au Praguien sans discontinuité sédimentaire. L'analyse des faciès et la stratigraphie séquentielle ont permis de caractériser les milieux de dépôts et de retracer l'histoire spatio-temporelle des sédiments. Les sédiments argilo-gréseux, de l'unité "a" (Ludlowien - Pridolien) forment le prisme de haut niveau (PHN) de la séquence S1 (Ordovicien supérieur - Silurien supérieur); ils caractérisent une zone littorale dominée par l'action des vagues et des tempêtes. Les Grès massifs "b" (Lochkovien), prisme de bas niveau (PBN) de la séquence S2 (éodévonienne), sont constitués de dépôts fluviatiles de remplissage de vallées entaillées (IVF) au Sud du bassin (région Stah/Méreksen) et de dépôts de plaine côtière formant des prismes de progradation (LPW) en direction du bassin (Nord). Les sédiments ferrugineux de l'unité "C" (Lochkovien) sont des dépôts marins transgressifs (TST). Les sédiment de l'unité "d" (Praguien) et de l'unité "e" (Emsien) sont des dépôts de haut niveau marin (PHN) de la séquence S2. Les réservoirs rencontrés dans le Bassin de Ghadamès sont situés principalement dans les unités "b" et "c" (Lochkovien) où l'extension des grès est prouvée sur des milliers de km2 Par contre les réservoirs présentent des variations de porostté et de perméabilité, engendrées par les transformations diagénétiques qui ont affecté les grès. Le revêtement chloriteux des grains, ciment précoce, préserve la porosité intergranulaire et protège les grains des phénomènes diagénétiques ultérieures. Les grains épargnés par la chlorite, vont subir au cours de l'enfouissement des silicifications intense et la précipitation des ciments sulfatés et carbonatés qui engendrent une roche compacte. L'altération des feldspaths et la dissolution des carbonates créent des pores secondaires. La dernière phase de diagenèse est représentée par la cristallisation de la kaolinite et de l'illite.

De nombreux points restaient encore imparfaitement étudiés, notamment en ce quî concerne la chimie des eaux et des sédiments du Léman, ainsi que la structure de la cuvette lémanique. De plus, jusqu' ici aucun bilan global du bassin versant du Léman n'avait été entrepris ( en 1970) . Un tel bilan hydrochimique, sédimentaire et géochimique est important pour troîs raisons - le Léman est situé dans un environnement climatique, géologique et géographique qui détermine ses caractères généraux. L'étude des apports permettra donc de connaître la nature des bassins versants et de leur relation avec le lac . - à l'heure où les problèmes d'eutrophisations et de pollutions se posent avec acuité, l'établissement des bilans des lacs est un problème essentiel mais très délicat ,à mettre en oeuvre. enfin du point de vue de la géodynamique externe le bilan d'un bassin versant de 8 000 km2 donne des indications précieuses sur les phénomènes actuels d'érosion et de transport. En ajoutant à ces données celles obtenues pour le Bodensee, nous obtiendrons des résultats ,concernant toute cette partie des Alpes centrales. Notre étude a duré seulement trois ans. Pour un lac comme le Léman, dont le temps de renouvellement des eaux est de l'ordre de 10 ans, cette période est encore insuffisante. Aussi, nous avons été amené à tenir le plus grand compte des échelles de temps et d'espace des phénomènes principaux, afin de présenter un bilan aussi représentatif que possible

La sédimentation sur la plate-forme du Pérou central présente de l'Aalénien (dogger) au Santonien (Crétacé supérieur) une grande diversité de milieux de dépôt et de faciès, seulement interrompue du Bathonien au Tithonique inférieur. Dans la première partie, on étudie en détail la sédimentation détritique (fluviatile, littorale, tidale) et carbonatée dans la région des hauts plateaux des Andes du Pérou central. La tectonique synsédimentaire est détaillée et intégrée dans des schémas paléogéographiques. La deuxième partie présente un exemple d'interprétation d'une série détritique avec les concepts de la stratigraphie séquentielle et en termes de variations du niveau marin. Dans la troisième partie, pour la partie orientale des Hauts Plateaux et en Cordillère Orientale, on interprète la tectonique tangentielle (vers le sud-ouest) par le jeu de décollements dans la couverture enracinés sur un rétrochevauchement (décollement), lequel est lié au fonctionnement d'un chevauchement crustal subandin vers le nord-est. On propose une coupe structurale synthétique des Andes du Pérou central à l'échelle de la lithosphère.

Le Jurassique terminal- Berriasien des Chaînes Subalpines méridionales (étudié entre la Drôme et la Tinée , et de Gap à Castellane) a fourni le support d'un travail méthodologique visant à restituer - à partir des données directement fournies par les sédiments - les processus et conditions du dépôt puis l'architecture du bassin. La série étudiée correspond à un pôle carbonaté s'inscrivant, dans une évolution symétrique plus vaste, entre deux formations marneuses . Elle est constituée par un empilement de séquences apparemment fort diverses, parmi lesquelles des niveaux de calcaire fin, de brèches d'origine longtemps controversée et des faisceaux contournés. Ces faciès sont irrégulièrement répartis dans le bassin, tandis que les épaisseurs varient elles-mêmes considérablement.

Le bassin d'Avant-Pays Andin de Bolivie, situé à l'Est de la Cordillère des Andes, couvre une superficie de près de 500.000 km2 et présente une épaisseur de sédiments dépassant 6500 m dans sa partie proximale. L étude présentée se fonde sur l'analyse d'affleurements, de données de forages et de sismique 2D obtenus au cours de l'exploration pétrolière du bassin. Le remplissage du bassin provient essentiellement de l'érosion des formations paléozoïques et mésozoïques de la Cordillère Orientale. La structuration et l'intensité de la déformation de la chaîne se traduisent par un système de séquences grano et strato-croissantes qui caractérise la période Oligocène à Actuel. Les unités stratigraphiques caractérisent 5 périodes tectoniques: 10 Période Oligocène supérieur-Miocène inférieur: Formations Petaca, Areniscas Superiores-Transici6n, Naranjillos et Bala, cette dernière constituant un équivalent latéral septentrional de la Formation Petaca ; 2° Période Miocène moyen-supérieur: Formation Yecua ; 3° Période Miocène supérieur-Pliocène: Fonnations Tariquia et Quendeque; 4° Période Pliocène: Formations Guandacayet Charqui ; 5° Période Pliocène supérieur-Quaternaire : Formations Emborozu et Tutumo. La géométrie récente du bassin est contrôlée par la paléogéographie et par le bâti structural ancien dont les structures ont été réactivées durant les déformations tertiaires. La partie proximale du système constitue le Subandin et le Piedmont, cependant que la plaine Chaco-Beni représente la partie très faiblement déformée, voire non déformée, du bassin en direction de l'Est. Dans la partie centrale et distale du bassin, la zone du BoomerangChapare est contrôlée par un système de fractures transpressives subverticales. La succession Phanérozoïque et le socle Précambrien sont impliqués dans la déformation. Les effets de l'érosion et les discordances progressives de la série phanérozoïque sont bien caractérisés y compris dans la partie la plus proximale du bassin (Subandin et Piedmont). La génération, l'expulsion, la migration et le piégeage des hydrocarbures qui se sont effectués dans le bassin sont essentiellement liés aux événements tectono-sédimentaires des derniers 6 Ma. La génération des hydrocarbures a comporté au minimum deux étapes qui expliquent que différentes qualités et différentes origines d' hydrocarbures puissent être rencontrées dans une même structure; la première est liée à des roches-mères du Silurien-Dévonien inférieur et la seconde à des roches-mères du Dévonien moyen-supérieur.

Le but de ce travail est l'étude sédimentologique de l'unité pennique la plus externe, la zone subbriançonnaise, ceci dans le cadre plus vaste de l'évolution de la marge téthysienne européenne de la Téthys, entre la fin du Trias et la fin du Crétacé. Dans la région comprise entre la vallée de la Durance au Sud et le col du Galibier au Nord, le Subbriançonnais est connu surtout comme une nappe de charriage complexe, coincée entre le Briançonnais et l'ensemble Dauphinois- Ultradauphinois. Elle comporte du S au N, l'unité de St-Apollinaire-La Martinasse et l'unité de Piolit, plus interne, puis celle de Vallouise, enfin les digitations du Petit Galibier et du Lauzet Roche Olvera, celles-ci en position externe et interne respectivement. Le Subbriançonnais présente aussi une véritable identité paléogéographique. Replacé dans le contexte de l'évolution de la marge téthysienne, le secteur subbriançonnais des Hautes - Alpes paraît se relier à la fois au Briançonnais par l' émersion liasique et pendant le Dogger au domaine dauphinois, dont il constitue la bordure orientale, "pennique" , symétrique de celle de l'Ardèche. Le Subbriançonnais se relie au contraire franchement au Briançonnais de l'Oxfordien au Paléocène: ces deux domaines connaîtront une destinée commune jusqu'au Crétacé inférieur du fait de leur situation sur la pente de la marge continentale et jusqu'au Tertiaire par leur comportement vis - à- vis des efforts tectogéniques

L'évolution des paysages provençaux (sud Luberon, Vaucluse, France) depuis la dernière glaciation est analysée au travers de la dynamique couplée des formations alluviales et des systèmes travertineux, en relation avec les changements climatiques et l'anthropisation. Des analyses géomorphologiques, sedimento-stratigraphiques et physico-chimiques, dont les résultats sont incrémentés par des études archéologiques et paléoécologiques (malacologie et anthracologie) ainsi qu'une cinquantaine de datations 14C, constituent les fondements d'une étude à vocation pluridisciplinaire sur les relations Homme/milieu en France méditerranéenne.<br /> Aux environs de 50 Ka BP, les vallons du piémont sud du Grand Luberon sont colmatés par de puissants glacis d'accumulation dépassant fréquemment les 30 mètres d'épaisseur et remaniant un abondant matériel torrentiel caillouteux contenant des gélifracts. A leur base, plusieurs « sols rouges » et leur contenu paléontologique, indiquent le caractère plus tempéré des épisodes interstadiaires du Stade Isotopique 3 en domaine méditerranéen.<br />Entre le Dernier Maximum Glaciaire et le Tardiglaciaire (18000-17000 cal BP. ?), période charnière au niveau bioclimatique, une incision majeure intervient, surprenante par son ampleur et sa rapidité. Dès 15500 cal. BP, la tendance morphogénique s'inverse et l'on assiste à une reprise de l'accumulation sédimentaire dans les fonds de vallons. Au sein de cette nouvelle dynamique, de puissantes formations travertineuses se développent aux débouchés d'exsurgences karstiques et signent le réchauffement climatique engagé. Celles-ci constituent jusqu'à présent le plus ancien témoignage du « redémarrage » postglaciaire de la travertinisation dans le sud de la France. Par la suite, et dans l'ensemble des formations détritiques et carbonatées, deux incisions principales se produisent vers 9000 et 6000 cal. BP en alternance avec des phases de remblaiements. Les fluctuations morphogéniques de cette première partie du Postglaciaire s'accordent, et semblent principalement inféodées, aux variations des paramètres bioclimatiques. <br />Dès le Néolithique Final, dans un contexte d'augmentation des occupations humaines, les séquences enregistrent une série de ruptures (incisions) de haute fréquence et de faible amplitude. Ces perturbations sont accompagnées de changements de faciès dans les systèmes carbonatés et d'ouvertures fortes du milieu végétal déterminées par les analyses paléoécologiques. Le caractère particulièrement sensible des ensembles travertineux aux modifications d'origine climato-anthropique du biotope est ainsi souligné. <br />Entre le XIème et le XIIIème siècle après Jésus Christ, on note l'interruption, de l'accumulation des travertins et le démantèlement des formations l.s. (et non entre la fin du Néolithique et la période antique comme il était communément admis). C'est également dans le même intervalle que s'instaure la dynamique majeure d'incision linéaire des talwegs bien connue dans le sud de la France, mais jusqu'à présent rangée dans une chronologie incertaine. Postérieurement au XVIIème siècle, au cours du Petit Age Glaciaire, une dernière période de remblaiement détritique plus modeste débute. A terme, celle-ci est interrompue par une ultime phase d'incision toujours effective aujourd'hui. L'action conjuguée des oscillations climatiques et des modes d'occupation des sociétés humaines sur le milieu « naturel » apparaît comme le principal moteur d'une morphogenèse mouvementée au cours de la deuxième partie du Postglaciaire.