Le Golfe du Lion et le Bassin Provençal sont l’objet de recherche intensive à toute échelle de temps et d’espace. Cependant, les budgets sédimentaires et les mouvements verticaux depuis la formation de la marge étaient restés inconnus ou sources de controverses. Ce travail se propose d’aborder leur quantification à partir de l’interprétation de nombreux profils sismiques, d’après les concepts de stratigraphie sismique et séquentielle [Vail et al., 1977], complétée par des données de forages et de sismique réfraction, et validée par des modélisations stratigraphiques avec Dionisos [Granjeon and Joseph, 1999]. L’établissement d’une continuité stratigraphique entre le domaine de plate-forme et le bassin profond offre une vision complète du remplissage sédimentaire de la marge. Les repères stratigraphiques du Plio-Pléistocène (2.6 Ma, 1.6 Ma, 0.9 Ma et 0.45 Ma) ont en effet été corrélés jusqu’au pied de pente. Les jalons messiniens, établis lors des travaux précédents [Bache, 2008] ont également été étendus et précisés localement. La mise en évidence d’une nouvelle unité, interprétée comme les résidus de l’abrasion lors de la transgression mettant fin à la célèbre crise, permet d’apporter des arguments pour l’établissement d’un nouveau scénario de l’évènement [Bache et al., 2012a](soumis). Des lois de conversion en profondeurs (métriques) des différentes unités chronostratigraphiques ont ensuite été établies en 3D à partir de l’ensemble des données de forage et de réfraction (ESP) et appliquées pour chacune de nos unités. Les profondeurs de l’ensemble des jalons plio-pléistocènes et messiniens ont ainsi pu être cartographiées, ainsi que les épaisseurs de chacune des unités définies depuis le substratum jusqu’à l’actuel (1 au Miocène, 6 au Messinien, 5 au Plio-Pléistocène). Les épaisseurs et volumes sédimentaires déposés ont alors pu être quantifiés sur chaque intervalle stratigraphique. Les séries sédimentaires ont été par la suite décompactées et les volumes "vrais" de dépôts et flux sédimentaires recalculés. Il en résulte une augmentation très forte (X2) des apports détritiques autour de 1 Ma en liaison avec les changements climatiques de la révolution Mi-Pléistocène, et le changement de fréquence et d’amplitude des cycles eustatiques. L’accélération mondiale (par 3) des flux terrigènes il y a 5 Ma, défendue par de nombreux auteurs et corrélée avec un soulèvement des grandes orogènes (ici en liaison avec les Alpes), est également observée dans notre bassin, même si la célèbre crise de salinité messinienne tend à perturber le signal. On suggère qu’elle soit en partie responsable de ce pic détritique à 5Ma. La chute du niveau marin (estimée à 1500mpar [Clauzon, 1982]) et l’érosion qui lui est associée entraînent en effet un transfert considérable de sédiments d’amont en aval. Les flux détritiques sont ainsi multipliés par 15 pendant le Messinien par rapport au Miocène. Nos modélisations stratigraphiques de la crise messinienne ont par ailleurs permis de démontrer la validité de l’hypothèse de [Bache, 2008], [Bache et al., 2012b] quant à l’ampleur des dépôts détritiques issus de l’érosion et du démantellement de la marge. La géométrie des dépôts nous a également fourni de précieux indicateurs des mouvements verticaux ayant affectés les sédiments depuis le rifting. Trois domaines différents de subsidence sont distingués : les domaines de plate-forme, de pente (où la subsidence prend la forme d’un basculement) et le bassin profond (qui s’affaisse de façon purement verticale). Trois lignes charnières ou hinge-line sont ainsi définies : - la première située entre 15 à 20 km en amont du trait de côte actuelle, au début de l’amincissement de la croûte (première remontée duMoho) - la deuxième au niveau de la rupture de pente de l’actuel plateau au-dessus à la transition avec un domaine de croûte continentale plus fortement amincie au sein duquel un sous domaine anomalique à fortes vitesses sismiques est observé, - la troisième à l’aplomb de la transition entre le domaine à croûte continentale fortement amincie et le domaine à croûte atypique. Sur la plate-forme, le basculement plio-pléistocène quantifié par [Rabineau, 2001], [Rabineau et al., 2012](soumis), est démontré constant dans le temps et globalement dans l’espace et estimé à 0,16°/Ma et validée par des simulations en 2D. La subsidence post-rift moyenne (depuis 20 Ma) du plateau, quant à elle, apparaît inférieure et variable dans le temps et l’espace. Elle est estimée à 0,11°/Ma sur la plate-forme occidentale, à 0,06°/Ma sur la plate-forme orientale, impliquant une subsidence miocène quasi-nulle sur la plate-forme rhodanienne. La subsidence post-rift moyenne est cependant mesurée sur des réflecteurs qui ont probablement subi des réajustements isostatiques liés à l’événement messinien. Quantifier l’ampleur de ces réajustements isostatiques s’avère donc essentiel pour mieux contraindre la subsidence. L’ordre de grandeur de ces réajustements a été mesuré à 1300 m sur la plate-forme externe occidentale au niveau des canyons de la zone Aude-Hérault, se rapprochant de l’estimation de [Mauffret et al., 2001]. Dans le bassin profond, la subsidence post-rift verticale (depuis 20 Ma) est, elle, estimée à 500 m/Ma. Une simulation préliminaire avec Dionisos, incluant les lignes charnières définies, et considérant un taux de basculement constant de 0,16°/Ma sur le plateau, une subsidence verticale de 500 m/Ma dans le bassin, et un basculement constant sur la pente accommodant les subsidences de part et d’autre, reproduit l’architecture sédimentaire de la marge à partir d’une topographie initiale plane. Elle montre donc que l’hypothèse d’une subsidence post-rift constante du bassin de 500 m/Ma depuis 20Ma (similaire à celle indiquée par [Séranne, 1999]) est possible, même si 11 un taux de subsidence miocène plus faible n’est pas à exclure. L’enregistrement sédimentaire permet donc de décrypter les lois de subsidence qui semblent corrélées aux différents grands domaines structuraux sous-jacents : (1) le domaine à croûte continentale, (2) celui à croûte continentale amincie et (3) le domaine à croûte intermédiaire. La position haute de la plate-forme pendant le rifting [Bache, 2008], [Bache et al., 2010], les taux de subsidence particulièrement forts calculés dans cette étude, ainsi que le mouvement subsidant purement vertical dans le bassin ne correspondent pas à l’évolution attendue d’après les modèles conservatifs d’extension des marges. De précédentes études menées sur les marges atlantiques [Moulin et al., 2005], [Aslanian et al., 2009], [Labails et al., 2010] avaient déjà mis l’accent sur ce point. Les résultats de nos travaux confirment donc la nécessité de considérer de nouveaux modèles d’évolution des marges dites passives [Aslanian et al., 2009], [Bache et al., 2010].

The Gulf of Lions and the Provençal basin have been studied intensively at variable timescale. However, sedimentary budgets and vertical movements of the margin remained largely unknown. This work aims to quantify them using a large grid of seismic data and their interpretations with seismic and sequential stratigraphy concepts [Vail et al., 1977], correlations with existing drillings, refraction data and validation by numerical stratigraphic modeling with Dionisos [Granjeon and Joseph, 1999]. A stratigraphic continuity of reflectors from the platform to the slope and to the deep basin has been established describing the architecture of the sedimentary filling of the entire margin. Plio-pleistocene stratigraphic markers (at 2.6 My, 1.6 My, 0.9 My and 0.45 My) have been correlated down to the foot of slope. The messinian units underlined by previous studies [Bache, 2008] were also extended and/or detailed in specific areas. A new unit is described and interpreted as the residuals of the abrasion during the transgression which ended the famous messinian crisis. This allowed us to bring some new arguments for a new scenario of the event [Bache et al., 2012a](submitted). Drillings and refraction datas led to 3D time-depths conversion laws for our chronostratigraphic units. We were therefore able to produce all the plio-pleistocene and messinian maps in meters as well as the thickness maps of all units defined above the substratumuntil today (1 for theMiocene, 6 for theMessinian, 5 for the Plio-Pleistocene). The thicknesses and the sedimentary volumes were then quantified for every stratigraphic intervals. After decompaction, "true" volumes of deposits as well as sedimentary fluxes were therefore recalculated. Our quantification shows that the detrital input increase strongly (by 2) around 1 My in relation with the Mid-Pleistocen Revolution (strong climate change) associated with a change of frequence and amplitude of eustatic cycles. A worldwide acceleration (by 3) of detritical fluxes after around 5 My is often correlated to an uplifting of orogens by many authors. This peak is also observed in our basin (associated with high alpine erosion rates). However, the famous Messinian Salinity crisis disrupts the signal and has probably even a role in this increase. The sea-level fall (around 1500 m according to Clauzon, 1982] involves huge erosion and transfers of sediments from the platform to the foot of the margin.. Our numerical stratigraphic modeling allowed to demonstrate the validity of the hypothesis of [Bache, 2008], [Bache et al., 2012b] with a high amount of early detrital deposits below the evaporitic units in the basin. The messinian detrital fluxes increase fifteenfold (more than one order of magnitude) with regard to the Miocene. The geometry of sedimentary markers also provided valuable markers to estimate the vertical movements having affected sediments during the evolution of the margin. Three different domains of subsidence are distinguished : the domains of the platform and the slope (where the subsidence takes the form of a seaward tilting) and the deep basin (which subsides with a purely vertical movement). Three hinge-line were also defined : - the first one is situated between 15 in 20 km landward of the current coast line, above the first uplift of theMoho, - the second one is around the present day shelf-break, above the beginning of crustal thinned domain, - the third one corresponds to the transition between the strongly thinned continental crust domain and the atypical crustal domain. The plio-pleistocene subsidence quantified by [Rabineau, 2001], [Rabineau et al., 2012](submitted) with a constant value of 0,16 ° / Ma was confirmed both by our 2D simulations on the platform and 3D simulations on all the margin [Leroux et al., 2012](in prep.). The earlier subsidence is difficult to quantify precisely because the platform probably underwent messinian isostatic readjustments. We indeed measured an uplift of 1300 m on the western external shelf around the Aude-Hérault canyon (close to the value estimated by [Mauffret et al., 2001]). In the basin, the average post-rift subsidence rate is calculated to be 500m/ my (similar to that estimated by [Séranne, 1999]. A preliminary simulation with Dionisos, including the defined hinge-lines, a constant subsidence rate of 0,16 ° / Ma on the platform (extrapolated for Miocene time), a vertical subsidence rate of 500 m / my in the basin, a value on the slope accommodating subsidences on both sides and a flat initial topography enabled to reproduce satisfactorily the sedimentary architecture of the margin. This shows that the hypothesis of a constant subsidence rate in the basin of 500 m / my during the last 20 My is a good first approximation, even if a smaller miocene subsidence rate is not excluded. The sedimentary record thus allows to decipher the laws of subsidence which seem correlated to the various underlying structural domains : (1) the domain with continental crust, (2) the domain of thinned continental crust and (3) the domain with intermediate crust. The high position of the platform during the rifting [Bache, 2008], [Bache et al., 2010], the strong rates of subsidence which are calculated in this study, as well as the purely vertical movement in the basin do not correspond to the evolution of « classical margins » using conservational extensional models. Previous studies on the Atlantic margins [Moulin et al., 2005], [Aslanian et al., 2009], [Labails et al., 2010] have already emphasized this point. The results of our work thus confirm the need to consider new models for the evolution of passivemargin [Aslanian et al., 2009], [Bache et al., 2010].