L’histoire du Bassin central aquitain et de ses formations molassiques 

Le Bassin aquitain occupe le quart sud-ouest de la France. Il est délimité au nord par le massif armoricain (Vendée), à l’est par le massif central, et au sud par la chaîne des Pyrénées. 

L’extension Mésozoïque 

L’histoire du bassin aquitain commence dès le Permien avec une période de distension finhercynienne qui traduit le démantèlement de la Pangée. Les accidents tardi-hercyniens qui limitent des bassins subsidents, sont réutilisés en failles normales. Les événements extensifs mésozoïques conduisent progressivement, à l’Ouest, à l’amincissement de la zone nord-pyrénéenne au Trias et, à l’Est, au rifting de l’océan Liguro-Piémontais au Lias. Cet océan se refermera suite aux déformations alpines. Figure I-7: Inversion des chevauchements hercyniens en failles normales lors de l’extension crétacée (inférieur et moyen), engendrant un amincissement crustal (65 km). Cette phase est relayée par l’extension albocénomanienne avec l’ouverture de bassin en « pull apart » liée à la migration de la plaque ibérique le long de la Faille Nord Pyrénéenne (FNP) qui joue donc en décrochement sénestre (Specht 1989) L’apparition du basin aquitain se localise à l’emplacement actuel des Pyrénées (figure I-7), après le comblement des fossés permiens. Il est limité au Sud, par une série de grandes failles d’origine hercynienne parallèles à la future chaîne pyrénéenne et peut être divisé en deux parties par une ligne allant d’Arcachon à Toulouse (flexure celtaquitaine : (Dercourt 1997)). Au sud de cette ligne existe un bassin subsident à série complète reposant en discordance sur le Paléozoïque. Celui-ci est caractérisé au Trias supérieur par des séries évaporitiques à l’origine, plus tard, de la tectonique salifère. Au nord de cette ligne, une plate-forme peu subsidente se forme ; elle alterne, à partir de la fin du Trias, sédimentation en eaux profondes et périodes d’érosion. Chapitre1 : introduction 29 Au Jurassique inférieur, une transgression forte fait apparaître une série évaporitique épaisse (800m) sur l’ensemble du bassin subsident et une plate forme jusqu’au massif central (Souque 2002). Jusqu’à la fin du Jurassique, c’est un bassin, en eaux généralement peu profondes, dont l’ensemble est émergé exception faite de quelques petits bassins. Progressivement, la paléogéographie est transformée par la progression vers le nord de l’ouverture atlantique et par l’ouverture du Golfe de Gascogne qui lui est associé. En effet, au crétacé inférieur (Aptien), la séparation entre l’Ibérie et l’Europe (Ziegler 1988) précède l’ouverture océanique du Golfe de Gascogne, ouverture qui conduit à un mouvement relatif senestre (figure I-8) entre ces deux plaques le long d’une faille transformante reconnue comme étant la faille Nord Pyrénéenne (Le Pichon 1970; Choukroune 1978; Daignières 1981; Daignières 1982). L’absence d’ophiolites dans les Pyrénées suggère que l’extension, estimée à 100 km (Boillot 1984), n’y a pas atteint le stade de l’océanisation. Suit l’ouverture de l’Atlantique nord à l’Aptien-Albien (110 Ma). Figure I-8: Modèle d’ouverture du Golfe de Gascogne (Choukroune 1973). Les losanges montrent la migration du pôle de rotation vers le sud lors de l’ouverture du golfe de Gascogne. La faille Nord-Pyrénéenne joue alors en décrochement sénestre. A l’Albien, l’apparition de fortes épaisseurs de turbidites dans le Bassin aquitain traduit une forte érosion, donc une reprise des reliefs et une première crise compressive dans les Pyrénées. Par ailleurs, de l’Albien moyen au Cénomanien, dans le contexte de décrochements sénestres E-W limités au Sud par la Faille Nord-Pyrénéenne (FNP), on constate l’ouverture de bassins en « pull-appart » qui se mettent en place dans les flyschs (figure I-9). Cet épisode est associé à un métamorphisme HT restreint aux abords immédiats de la FNP (Choukroune 1978; Debroas 1987). Chapitre1 : introduction 30 Figure I-9: Reconstruction du domaine pyrénéen albien (Choukroune 1978) Durant l’extension, le mouvement relatif de la plaque ibérique par rapport à la plaque européenne est matérialisé par une rotation antihoraire dont le centre, initialement au Nord de la France, migrerait progressivement vers le Sud au cours du temps (figure I-8) (Choukroune 1973). Cette migration du pôle tient compte des observations dans le Golfe de Gascogne et permet le passage progressif d’un contexte extensif à un contexte compressif dans la zone pyrénéenne. 

Tectonique Campano­Oligocène 

Le passage de la phase extensive à la phase compressive débute dans les Pyrénées orientales au Sénonien (80-85 Ma) et correspond au blocage du système transformant senestre nord-pyrénéen dû à la collision des plaques ibérique et européenne. A la fin du Crétacé, la collision est limitée à la partie orientale de la chaîne, la collision progresse ensuite vers l’ouest, atteint les Pyrénées centrales à l’Yprésien, et les Pyrénées occidentales avant le Lutétien (Choukroune 1973). La compression est tout d’abord localisée au niveau de la FNP et gagne des zones de plus en plus externes durant le Tertiaire, la plaque européenne passant sous la plaque ibérique du Paléocène à l’Eocène (Sibuet 1971; Boillot 1977). Lors de la croissance de la chaîne, la plaque continentale se flexure en réponse à la surcharge des reliefs des zones internes et s’accompagne de l’apparition du sillon Nord-Pyrénéen au début du tertiaire (Danien) à l’ouest, avec développement progressif vers l’est. Ce sillon orogénique à sédimentation très épaisse, marine de type flysch, est connu sur toute la bordure Nord-Pyrénéenne et constituera la future zone sous–Pyrénéenne. A la fin de l’Eocène, l’ensemble du domaine pyrénéen est soumis à un raccourcissement nord-sud. A l’Ilerdien, après une transgression marine majeure, le sillon Nord-Pyrénéen commence à se combler localement à l’est, avec passage d’une sédimentation de plate-forme carbonatée à une sédimentation fluviatile et lacustre connue sous le nom des « molasses de Carcassonne ». Le milieu marin est ensuite repoussé de plus Chapitre1 : introduction 31 en plus à l’ouest. En réponse à l’orogènie pyrénéen, un bassin flexural se développe au nord des Pyrénées. La subsidence s’étale de la fin du Crétacé à l’Eocène terminal dans le bassin flexural aquitain. 

 Rifting Oligo­Miocène 

Après la structuration des unités « alpines », donc post Eocène supérieur, débute l’ouverture du bassin provençal par rotation du bloc corso-sarde dans un contexte de bassin arrière-arc. La subduction en cause est l’actuelle subduction du sud-est de l’arc appenino-calabrais. L’extention entre le bloc corso-sarde et la plaque européenne débute à l’Oligo-Aquitanien pour atteindre la séparation crustale au Burdigalien (Souque 2002). Dans l’avant pays nord-est pyrénéen, les structures extensives tertiaires se surimposent aux structures de chevauchement-plissement. Les accidents pyrénéens sont réactivés en extension. Les fossés oligo-miocènes sont limités à l’Ouest par des failles majeures à pendage vers l’est. Ces failles se localisent à l’aplomb de rampes de la nappe des Corbières et deviennent listriques en profondeur pour se raccorder aux surfaces de décollement éocènes (Gorini 1991). La partie centrale du bassin aquitain qui nous intéresse plus particulièrement, comprend une grande partie des affleurements tertiaires et s’inscrit à l’intérieur de l’auréole de terrains secondaires. On peut y distinguer une lisière externe de pays molassiques à dominante calcaire, et une partie interne, vaste plaine découpée en terrasse aux pieds des coteaux par les grandes vallées de la Garonne et de ses affluents. Les formations molassiques ou « molasses » qui affleurent sur l’ensemble du bassin (figure I-10), sont le résultat final de l’évolution par diagenèse des sédiments issus du démantèlement des Pyrénées, déposés entre le Lutétien moyen et le Tortonien (50 et 7 Ma), dans le bassin subsident qui s’étend au-delà du piedmont français des Pyrénées.

 Les formations quaternaires 

Surmontant les molasses, les formations quaternaires sont constituées des alluvions de la Garonne et de ses affluents. La faible résistance des molasses à l’érosion a permis le creusement d’importantes vallées, dont l’évolution s’est produite surtout par migrations latérales vers l’Est pour les cours d’eau issus du versant Nord des Pyrénées et vers le Nord pour ceux issus de l’Ouest du Massif Central. De nombreux auteurs (Hubschman 1975 a; Hubschman 1975 b; Icole 1980; Icole 1982 a; Icole 1982 b) ont décrit l’étagement de ces différents dépôts fluviatils et ont distingué cinq terrasses dans le paysage. La chronologie relative donnée ici est dérivée d’observation de terrain, de datation paléontologique (Capdeville 1997; Chalard 1997 a; Chalard 1997 b) et anthropologique (figure I-12) et quelques rares datations au C14 pour l’Holocène (Hubschman 1975 b). Chapitre1 : introduction 34 Figure I-12: Eléments de datation des terrasses de la Garonne obtenus à partir de l’activité humaine Paléolithique (modifié d’après Chalard et al., 1997b) Lorsque la série des formations fluviatiles est complète, on constate les successions des alluvions suivantes (figure I-13) : – Hauts niveaux (T5), Ils se rattacheraient aux phases glaciaires du Donau; les lambeaux culminants (il s’agit des dépôts Ft de la carte géologique de la région) qui dominent la Garonne ainsi que les autres terrasses et sont situés à 150 m au dessus du lit actuel. Les principaux points d’affleurement sont localisés à Puyjaudran et dans la forêt de Bouconne. – Hautes Terrasses (T4), Elles seraient contemporaines de la fin de la glaciation du Günz et se présentent en plusieurs paliers d’altitude relative. En moyenne elles se situent à une altitude de 90 m par rapport au niveau d’étiage du fleuve ; elles affleurent sur le plateau de Rieumes et dans une partie de la forêt de Bouconne – Moyennes Terrasses (T3), Elles sont datées de la fin du Mindel et du Riss et possèdent une remarquable unité géomorphologique, clairement visible au sein du système des terrasses. C’est sur ce type de dépôt alluvial que se situe la plupart des industries acheuléennes (Paléolithique inférieur) du bassin de la Garonne. – Basses Terrasses (T2), toujours en plusieurs paliers polygéniques qui sont datés du Würmien, elles sont également bien marquées dans le paysage et surplombent la vallée d’une vingtaine de mètres ; – Basses Plaines (T1), s’abaissant d’une quinzaine de mètres jusqu’au niveau de l’étiage actuel. Elles sont post-Würmiennes et proviendraient de la débâcle glaciaire « Wurmienne » (Younger Dryas,  environs 10000 ans). Ces alluvions récentes sont des matériaux détritiques en provenance des massifs pyrénéens. C’est un mélange très grossier, hétérogène, de sables, graviers, galets et blocs provenant des massifs rocheux anciens (Massif Central et Pyrénées). Elles peuvent être suivies de manière quasi continue sur l’ensemble de la région. Figure I-13: Carte géologique et coupe des terrasses (entre Carbonne et Rieumes) (Maire E. (soumis)). Les sols observés dans notre zone d’étude sont fortement hétérogènes est sont généralement décrits en grands ensembles morpho-pédologiques illustrés par la figure I-14 réalisée d’après les données de la chambre d’agriculture Midi-Pyrénées. On distingue rapidement : – Les basses plaines qui sont en général constituées de sols de compositions hétérogènes à dominante de sols limoneux et à composante caillouteuses d’autant plus marquée que l’on se rapproche du piémont pyrénéen ; cela n’exclut pas la présence de bancs plus argileux notamment dans les anciens méandres. – Les terrasses alluviales qui forment de vastes surfaces planes constituées par des sols localement appelés Boulbène. Ce sol se caractérise par un horizon de surface limoneux, battant, à très faible stabilité structurale, recouvrant des horizons d’accumulation d’argiles. Plusieurs types de boulbènes sont distingués, selon la profondeur des couches argileuses et selon la profondeur du cailloutis. – Les vallées secondaires qui entaillent les terrains molassiques du tertiaire (Gascogne et Lauraguais) sont formées par des sols argileux plus au moins calcaires avec peu ou pas de cailloutis. – Les coteaux molassiques tertiaires caractérisés majoritairement par le « terrefort » qui est un sol argileux, calcaire ou calcique, dont la composition varie suivant le relief et la lithologie et par des molasses sableuses à argileuses. La spécificité de ces grands ensembles, dont la lithologie implique de nombreuses variations de faciès, souligne la problématique de notre étude. Ainsi, des variations d’ensemble des molasses peuvent être saisies à l’échelle régionale. Cependant, les formations molassiques et les formations superficielles montrent une forte hétérogénéité à grande échelle et apparaissent comme un matériau difficile à appréhender dans le détail. Les investigations ponctuelles (sondage, prélèvement, essais géotechniques…) réduisent les possibilités d’erreur mais ne peuvent pas les supprimer. De plus, si l’on réduit la maille, les mesures deviennent rapidement onéreuses. Ainsi, la localisation des zones sujettes au retrait-gonflement des argiles se heurte à des problèmes causés par les variations rapides de faciès. Pour être complète, la reconnaissance doit se faire à deux niveaux d’étude : un niveau ponctuel (continuité des faciès sous fondation…) et un niveau général (plan de prévention sur une commune…). 

DEVELOPPEMENT METHODOLOGIQUE 

Ce manuscrit comporte quatre principaux chapitres. Il débute par la présentation du contexte d’étude et de la méthodologie suivie (chapitre 1). Le chapitre 2 apporte des éléments de compréhension de spectroscopie infrarouge et fait le point sur les différentes méthodes et échelles d’analyses utilisées. Il présente également la base de données réalisée pour cette étude. Elle est constituée d’une collection de données spectrales de minéraux de référence et de mélanges synthétiques et d’une collection de sols prélevés dans la région Midi-Pyrénées. Ces collections ont été enregistrées par différents spectromètres aux différentes échelles de notre étude. La composition des échantillons qui constituent ces collections ont été validés par des analyses par diffraction des rayons X et des analyses géochimiques des éléments majeurs. Le chapitre 3 constitue une étude comparative des possibilités d’estimation de la composition minérale des sols à partir de deux méthodes classiquement utilisées pour l’analyse des propriétés des sols à partir de données spectrométriques. Dans un premier temps, nous présentons les capacités et les limites des méthodes statistiques telles que l’Analyse en Composantes Principales (ACP) et la Régression par Moindres Carrées Partiels (en anglais, PLSR). Ces méthodes ont été appliquées sur les spectres enregistrés dans le proche et le moyen infrarouge des échantillons des différentes collections. Dans un deuxième temps, nous détaillons le potentiel de la méthode du « continuum removal » et de l’analyse de la surface des figures d’absorption caractéristiques des phyllosilicates dans le cadre d’une utilisation des résultats par les bureaux d’étude. L’analyse quantitative est fondamentale pour la localisation des zones riches en smectites. Le chapitre 4 propose une utilisation originale de l’analyse en ondelettes couplée à la corrélation croisée appliquée aux données de spectrométrie infrarouge. Il montre que l’on est capable de réaliser une validation quantitative de la composition argileuse des sols indépendante des méthodes de validation utilisées dans le précédent chapitre (DRX, géochimie). Le chapitre 5 est une conclusion du travail réalisé dans la thèse et propose des perspectives pour l’utilisation de la méthode basée sur l’analyse en ondelettes ainsi que pour l’utilisation des principaux résultats de cette étude pour l’analyse des données multispectrales.