Déformations co-sismiques à Cestas-Pot-au-Pin et Larrusey

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Déformations co-sismiques à Cestas-Pot-aux-Pins et Larrusey
Jean-Luc SCHNEIDER1, Brigitte VAN VLIET-LANOË2 et Luca SITZIA3
1 Université de Bordeaux, CNRS-UMR 5805 « EPOC », Avenue des Facultés, 33405 Talence cedex
2 Université de Bretagne Occidentale, IUEM, CNRS-UMR 6538 « Domaines Océaniques », Place
Nicolas Copernic, 29280 Plouzané
3 Université de Bordeaux, CNRS-UMR 5199 « PACEA », Avenue des Facultés, 33405 Talence cedex
1. Introduction
Des structures de déformation syn-sédimentaires sont présentes dans les formations
superficielles d’âge pléistocène et holocène de Gironde. C’est le cas de la coupe de Cestas.
Nous présentons ici une description sommaire de ces structures et discutons de leur
interprétation. Il s’agit pour l’essentiel de structures de liquéfaction qui présentent de fortes
similitudes avec des déformations co-sismiques. Nous présentons également des structures
observées dans une seconde coupe (Larrusey) à proximité d’Hostens, non visitée dans le cadre
de cette excursion. Notre objectif est de discuter de l’origine de l’ensemble de ces structures
en mettant en perspective différents arguments interprétatifs tout en considérant les contextes
sismo-tectonique et climatique de la zone d’étude.
2. Généralités sur les déformations co-sismiques dans les formations
continentales
L’accès à la sismicité ancienne d’une région n’est pas aisée pour des périodes d’une durée
supérieure au dernier siècle (sismicité instrumentale) et au dernier millénaire (sismicité
historique). Au-delà de la période historique, l’approche paléosismologique s’impose
(McCalpin, 1996 ; Michetti et Hancock, 1997). L’étude se concentre alors principalement sur
la recherche des failles sismogènes par l’analyse de tranchées permettant d’accéder aux zones
de rupture superficielle des failles (Sébrier et al., 1997). En l’absence d’autres éléments,
l’analyse des structures de déformation co-sismique et leur datation apportent des
informations centrales sur la paléosismicité d’une région (McCalpin, 1996 ; Schneider, 2009).
Les déformations co-sismiques se développent en réponse à l’accélération induite par le
passage des ondes sismiques dans les dépôts sédimentaires meubles de surface. Les
déformations sont alors cassantes (microfailles), continues (plis) et, plus généralement,
souples et associées à la liquéfaction des sédiments (figures de « charge », pseudo-nodules,
structures en flammes). La liquéfaction est un phénomène qui résulte d’une augmentation de
la pression de fluide interstitielle et qui se traduit in fine par un tassement du sédiment et
d’une ascension corrélative de fluides (fig. 1). On désigne l’ensemble de ces structures par le
vocable séismites (Seilacher, 1969). Ces structures présentent des analogies avec les
structures de déformation syn-sédimentaires et diagénétiques affectant les sédiments meubles
(Van Loon, 2009). Les séismites ont été reconnues dans de nombreuses formations, du
Protérozoïque (Mazumder et al., 2006) à l’Actuel, aussi bien dans les sols que dans les
environnements fluviatiles (Guiraud et Plaziat, 1993), éoliens (Moretti, 2000 ; Plaziat et al.,
2009), lacustres (Ringrose, 1989 ; Rodríguez-Pascua et al., 2000) et marins (Beck et al.,

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2007). Si l’intérêt paléosismique de ces structures est certain, il est parfois difficile d’attribuer
les déformations co-sismiques à un événement sismique donné, car elles peuvent résulter de
l’effet de plusieurs séismes successifs.
Figure 1. Les mécanismes successifs accompagnant la liquéfaction des sédiments.
Certains auteurs se sont basés sur la répartition des séismites, en particulier des structures de
liquéfaction qui semblent les plus pertinentes, pour localiser les épicentres et établir une
corrélation avec la magnitude de séismes connus (Ambraseys et Sarma, 1969 ; Obermeier,
1996a, 1996b ; Galli, 2000). Cette approche demeure cependant limitée, car la liquéfaction
des sédiments est contrôlée par divers facteurs tels que leur teneur en eau et leur granularité,
mais également par une amplification de l’accélération des ondes dans certains secteurs
(effets de site).
Des structures de déformation co-sismique ont été obtenues expérimentalement. Ces
expériences réalisées à l’aide de tables vibrantes ont permis de montrer que la liquéfaction se
produit rapidement, sur des durées équivalentes à celle des vibrations co-sismiques dans la
nature (Owen, 1996 ; Moretti et al., 1999).
L’interprétation des structures de la coupe de Cestas, mais également de la coupe de Larrusey,
sera mise en perspective avec les données de la littérature (cf. infra).
3. Les structures de déformation syn-sédimentaire de la coupe de Cestas
La tranchée du site de Cestas correspond à des dépôts éoliens (Bertran et al., 2009, 2011) qui
surmontent des intervalles sédimentaires pédogénétisés (podzol). La coupe peut être
subdivisée, du sommet vers la base, en cinq intervalles sédimentaires non lithifiés superposés
(fig. 2.A) : (1) sable gris humifère sommital (horizon LA) ; (2) sable lessivé gris clair (horizon
E) ; (3) sable brun vif à beige, cimenté au sommet (horizon BP) et présentant des variations
latérales d’épaisseur ; (4) sable brun sombre enrichi en matière organique illuviale
(concentrée postérieurement au dépôt dans les niveaux les plus poreux), dont l’épaisseur
variable est comprise entre 20 et 40 cm ; (5) sable brun moyen présentant une lamination
plane. Les structures de déformation syn-sédimentaires sont visibles à la faveur de contrastes
de coloration (matière organique) et de granularité des sédiments. Elles sont présentes dans

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les intervalles 3, 4 et 5, et se concentrent dans l’intervalle 4 qui semble combler une
dépression.
Deux types principaux de structures de déformation syn-sédimentaire sont présents et
correspondent (1) à des figures de liquéfaction qui dominent largement et (2) à des
microfailles.
3.1. Structures de liquéfaction
Elles sont présentes à la base de l’unité 3 et se concentrent principalement dans l’intervalle 4
où elles montrent des degrés d’évolution variés. La partie inférieure de l’intervalle 3 est
perturbée par des structures convoluées à concavité orientée vers le haut. La surface basale est
irrégulière en raison de la présence de structures flammées (flame structures).
L’intervalle 4, à 1,60 m sous le sommet de la coupe, est caractérisé par une concentration de
masses silteuses grises de forme étirée s’étalant parallèlement au plan de stratification (fig.
2.B), ou de pseudo-nodules de taille centimétrique à décimétrique (fig. 2.C, D, E, et F) en
forme de gouttes qui se concentrent au sein d’un sable moyen très enrichi en matière
organique. Les pseudo-nodules sont disposés à intervalles relativement réguliers dans
l’horizon, avec un espacement moyen d’une cinquantaine de centimètres. Certaines gouttes
sont isolées dans le sable (fig. 2.C, F, H), mais présentent le plus souvent un pédoncule
sommital, sorte de pilier de liquéfaction, les reliant à l’intervalle sédimentaire 3 sus-jacent
(fig. 2.D et E). On observe parfois des relations complexes avec l’intervalle sédimentaire
supérieur, soulignées par des variations de coloration du sable encaissant (fig. 2.C et F) qui
témoignent du déplacement du nodule. L’inflexion vers le bas des lamines au niveau des
pédoncules (fig. 2.F) confirme le mouvement du pseudo-nodule au sein du sédiment. La
masse silteuse étirée (fig. 2.B) est elle-même également reliée par un pédoncule d’aspect
filamenteux au niveau supérieur. Les pédoncules sont connectés en partie aux dépressions
flammées de la surface basale de l’intervalle 3. Enfin, certaines gouttes pénètrent la partie
supérieure de l’intervalle sableux 5. On observe à la base d’autres nodules une déformation de
l’encaissant par poinçonnement ; dans ce cas, les lamines des sédiments sous-jacents se
moulent autour de la base du nodule.
3.2. Microfailles
Les déformations cassantes sont peu nombreuses et affectent principalement le sommet des
sables de l’intervalle 5. Les microfailles sont normales et s’accompagnent de déplacements
modestes d’échelle centimétrique. La structure présentée sur la photographie de la figure 2.G
montre un filon clastique sinueux associé à une fracture sécante au litage plan du niveau
sableux affecté. Du sable plus grossier (souligné par un enrichissement en matière organique)
est injecté dans la zone en extension. La fracture est en outre marquée par un léger
affaissement du compartiment droit. Il s’agit d’un filon clastique qui draine un écoulement
sableux liquéfié. Le caractère liquéfié de l’injection sableuse est attesté par l’aspect arrondi
des bordures inférieures du filon clastique qui ont été érodées par entrainement lors du
mouvement de bas en haut du fluide sableux (fig. 2.G).

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Figure 2. Structures de déformation syn-sédimentaire de la coupe de Cestas. A. Vue générale de la coupe avec
subdivision des principaux intervalles sédimentaires. B. Structure de liquéfaction dans le plan de stratification.
C. Figure de charge pédiculée (silt) évoluant vers un pseudo-nodule. D. Pseudo-nodule silteux pédiculé. E.
Pseudo-nodule silteux. F. Pseudo-nodule silteux à pédoncule diffus. Remarquer la perturbation du litage
associée à l’écoulement per descensum de la masse silteuse. G. Filon clastique (flèche). H. Pseudo-nodule et
microfailles syn-sédimentaires (flèche).

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Le sommet de l’intervalle sableux 5 montre la présence de structures en gradins qui
témoignent d’une extension, mais les failles associées ne sont pas visibles, car elles
s’estompent en profondeur dans la masse sableuse qui conserve son litage plan originel (fig.
2.F et H). Un horizon enrichi en matière organique drape les gradins dont les rejets
apparaissent moins marqués au sommet. On peut envisager que ce sédiment était liquéfié en
partie lors des mouvements qui ont formé les failles en gradins, mais insuffisamment
cependant pour effacer le litage sédimentaire originel.
3.3. Interprétation des structures de déformation syn-sédimentaires
L’ensemble des structures de déformation syn-sédimentaires présentes au niveau de la
tranchée de Cestas témoigne a priori de phénomènes de liquéfaction des sédiments et d’une
fracturation partielle des sédiments. Ces processus peuvent se produire en contexte sismique.
Les structures de liquéfaction (déformation hydroplastique) sont présentes dans les intervalles
3 et 4. L’individualisation des poches silteuses (nodules) qui caractérisent cette liquéfaction
résulte d’une injection par écoulement per descensum dans l’intervalle 4 (et parfois le sommet
de l’intervalle 5 pour certaines) depuis un niveau silteux qui était présent à un niveau
supérieur de la coupe.
D’une manière générale, les structures de liquéfaction accompagnent l’écoulement vers le bas
d’un matériel dense dans un matériel liquéfié moins dense, moins visqueux, et de granularité
plus fine, en réponse à un déséquilibre gravitaire (Kuenen, 1965 ; Allen, 1982 ; Selker, 1993).
Les données expérimentales permettent d’expliquer le mécanisme de formation de ces
structures en ball-and-pillow (Kuenen, 1965) comme étant le résultat d’une liquéfaction sous
l’effet de vibrations. Ainsi, l’action de contraintes cycliques sur le sédiment gorgé d’eau
provoque sa perte de cohésion (Obermeier, 1996b ; Owen, 1996 ; Moretti et al., 1999). Bien
que l’action de vibrations pour induire la liquéfaction soit le cas général, Dzulynski et Walton
(1963) et Dzulynski (1966) ont également invoqué le rôle des gradients de densité inverse
dans un contexte de fort taux de sédimentation pour le déclenchement de la liquéfaction.
Dans la majeure partie des cas connus, on assiste à un écoulement vertical des sables au sein
des matériaux hydroplastiques plus fins (silts) sous-jacents. À Cestas, les structures
témoignent de l’inverse, car ici du matériel silteux s’injecte dans un niveau sableux sous-
jacent. Un situation similaire a été observée dans des séismites du Pléistocène supérieur du
Kyrghyzstan (Bowman et al., 2004). Cette apparente contradiction peut s’expliquer par le rôle
de barrière de perméabilité exercé par le niveau silteux d’où proviennent les pseudo-nodules.
En effet, sous l’effet des secousses sismiques, l’écoulement de l’eau contenue dans les sables
sous-jacents, bloqué verticalement, a été contraint latéralement en accompagnant la
liquéfaction des sables, et la concentration des fluides s’effectue par migration à partir des
horizons plus profonds. La perte de volume corrélative s’est accompagnée ensuite de la
descente des nodules silteux (provenant eux-mêmes de l’horizon silteux, probablement
liquéfié simultanément) dans la masse sableuse liquéfiée. Enfin, le nodule très étiré présent
dans l’intervalle 4 (fig. 2.B) témoigne d’une déformation latérale par cisaillement au cours de
son injection au sein d’un sable liquéfié. Cette déformation est en accord avec une
accélération contemporaine d’une secousse sismique.
Les microfailles sont caractéristiques des déformations co-sismiques. À Cestas, elles sont peu
nombreuses et peu marquées (gradins au sommet de l’intervalle 5). Seuls les filons clastiques
témoignent d’une fracturation plus poussée. Dans ce cas, les fractures peuvent se former par

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la pression exercée par les fluides qui remontent au niveau de l’intervalle 4 (fracturation
hydraulique), comme le montre le remplissage par du sable injecté à l’état fluidifié. De tels
filons ont été observés, à une échelle similaire par Sims et Garvin (1995). D’une manière plus
générale, dans les seismites, les filons clastiques peuvent être en connexion avec des éruptions
de sable ou de boue, les sand blows (ou sand boils) qui sont l’expression visible en surface de
la liquéfaction co-sismique (sand blows, Sims et Garvin, 1995 ; Obermeier, 1996a, 1996b).
Des structures éruptives similaires peuvent également se développer au cours de crues
fluviales, mais leur localisation reste limitée aux berges et aux levées des cours d’eau (Li et
al., 1996). Aucun sand blow co-sismique n’a été observé au niveau du site de Cestas. Seuls
sont présents les filons clastiques qui témoignent d’une injection ascensionnelle de matériel
liquéfié, mais qui n’a pas atteint la surface en raison d’un volume trop faible et de la possible
présence de barrières de perméabilité. En fait, on peut envisager ici, que l’injection de sable
(clastic dikes) soit primaire (séisme et forte liquéfaction) et que la formation des balls soit
secondaire en relation avec la rétraction du sable sous-jacent et avec des phénomènes
d’aspiration/succion en fin de liquéfaction (déformation plastique et consolidation ; fig. 3). Ce
processus a été démontré par Sibson et al. dès 1975, puis par Muir-Wood et King en 1993 et,
surtout, par Takahama et al. en 2000. Il s’observe très bien dans les volcans de boues de toute
taille.
En définitive, on constate dans la coupe de Cestas des structures compatibles avec une
déformation co-sismique. La déformation hydroplastique s’accompagne d’une importante
liquéfaction qui se limite aux intervalles 3 et 4. La déformation cassante (microfailles en
gradins et filons clastiques), quant à elle, se concentre à la base de l’intervalle 4 et dans
l’intervalle 5. Cependant, la déformation cassante est associée à des mouvements de sable
fluidifié. Toutes ces structures plaident en faveur d’une liquéfaction plus ou moins poussée
des sédiments sableux, les microfailles s’estompant rapidement en profondeur. De plus,
l’absence de structures retroussées et de dishes dans la partie inférieure de la coupe suggère
que le sédiment était gorgé d’eau au moment de la déformation. Cette caractéristique
physique explique la dominance des déformations souples peu compatibles avec une éjection
per ascensum violente des fluides. En revanche, les convolutions discrètes observées dans
l’intervalle 3 indiquent une éjection plus efficace des fluides dans un niveau moins saturé en
eau (zone vadose), fluides qui n’atteignent cependant pas la surface. Dès lors, on peut déduire
que le sommet de la zone phréatique se situait à la base de l’intervalle 3, ce qui semble être
confirmé par l’enrichissement en matière organique des niveaux sous-jacents et par la
localisation des dépôts dans une dépression.
L’âge des déformations, qui se limitent à la partie inférieure de la coupe, n’est pas contraint.
Les niveaux les plus supérieurs (intervalles 1 et 2) ne sont pas affectés. Leur âge est de l’ordre
de 50 ka par OSL (49.6 ± 2.8 ka), mais les datations au radiocarbone suggèrent un âge plus
récent, couvrent un intervalle à 2 sigma 28.5 à 39.2 ka après calibration (Sitzia ou Mercier ?,
données inédites). Il convient cependant de prendre en compte le fait que les datations 14C en
milieux podzolique sont toujours rajeunies par une infiltration d’acides fulviques (petites
molécules), Pour autant, dans la mesure où les déformations se limitent à une dépression au
niveau de la zone phréatique, la déformation co-sismique (liquéfaction) peut avoir un âge plus
récent et s’être produite en période de dégel.

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Figure 3. Modèle synthétique du développement des structures de liquéfaction du site de Cestas.
4. Le cas de la coupe de Larrusey
La coupe de Larrusey affleure au niveau d’une tranchée de drainage, dans un secteur où
affleurent de nombreuses dunes paraboliques (Bertran et al., 2009, 2011). À l’aplomb de la
bordure d’une dune, on observe diverses déformations qui affectent les formations
superficielles situées sous le dépôt éolien (fig. 4). Les formations superficielles montrent une
alternance de niveaux sableux de granularité variable qui définit un litage général dans les
dépôts.
Seule la partie inférieure de la coupe est concernée par les déformations (fig. 4.A). La coupe
considérée se situe à une dizaine de mètres au Sud-Ouest de l’axe de la dune. Elle est
marquée, à grande échelle par la présence de plis souples (longueur d’onde variable de 1,50 à
3 m). Le cœur des structures anticlinales est le siège d’une injection de sable grossier pro
parte graveleux provenant certainement d’un niveau inférieur (fig. 4.B et C). Ces injections
montrent une fabrique interne globalement planaire orientée parallèlement au plan axial des
plis qui est déversé vers le Sud-Ouest (vers la droite de la photographie). La couverture
sédimentaire des auges synclinales est parfois le siège de figures de liquéfaction qui
s’apparentent à des figures de charge (fig. 4.D).

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Figure 4. Structures de déformation syn-sédimentaire de la coupe de Larrusey (Gironde). A. Vue générale de la
coupe et des structures de déformations concentrées à la base (cette coupe se situe à 6 m à droite de l’axe d’une
dune parabolique). B. Diapir (antiforme) avec injection de sable grossier (s). C. Détail du cœur du diapir ; le
sédiment montre une fabrique plainaire parallèle au plan axial. D. Structure synforme avec figures de charge à
la base (flèche ; extrémité droite de la coupe, non visible sur la photographie A). E. Structures de liquéfaction
orientée (flèche). F. Micro-plissements affectant les sables. G. Réseau de micro-fractures (flèches) affectant les
sables.

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Les sédiments intercalés entre la base plissée et le sommet non déformé de la coupe sont
affectés de déformations plus discrètes. Il s’agit de petites structures de liquéfaction orientées
(pendage vers l’extérieur de la dune sus-jacente ; fig. 4.E), de microplis dont la géométrie est
souligné par les lamines plus sombres du litage déformé (fig. 4.F), et d’un réseau de micro-
fractures de densité variable et sans orientation préférentielle dans les dépôts (fig. 4.G). Ces
micro-fractures sont comblées par des sables injectés depuis les niveaux sous-jacents.
Ici encore, l’ensemble des structures de déformation plaide en faveur d’une origine co-
sismique. La localisation des déformations par rapport à l’axe de la dune parabolique sus-
jacente n’est pas anodine. En effet, elles se situent en position latérale et les sédiments ne sont
apparemment pas déformés sous la dune. Dès lors, on peut envisager que les secousses
sismiques ont induit une liquéfaction des sédiments gorgés d’eau (zone phréatique ?). La
surpression co-sismique qui induit généralement une remontée des fluides a été entravée par
la masse de la dune, ce qui a conduit à un transfert latéral de la surpression. Dès lors, les plis
se déversent vers l’extérieur de la dune (par effet de surcharge exercé par la dune), et les
charnières des anticlinaux sont injectées de sédiment liquéfié comme le suggère leur fabrique
orientée. Enfin, ces déformations plicatives sont accommodées dans les sédiments sus-jacents
par des cisaillements qui s’accompagnent de phénomènes de liquéfaction localisés et qui se
concentrent dans les auges synclinales. Ces processus s’accompagnent également de micro-
plissements et d’une discrète fracturation, elle-même comblée par des injections de sédiment
liquéfié.
5. Le contexte sismo-tectonique régional
5.1. La sismicité régionale
Le faisceau convergent d’arguments en faveur d’une déformation co-sismique implique de
discuter du contexte sismo-tectonique régional. L’Aquitaine est une région de sismicité
modérée. Cependant, une activité sismique significative se concentre au niveau du front
pyrénéen (la zone dont la sismicité historique d’intensité ≥ V MSK est la plus importante en
France) et sur la bordure atlantique au niveau de l’île d’Oléron parcourue par des accidents
varisques (front de chevauchement varisque sud-ouest ; Bois et al., 1994) réactivés qui se
poursuivent vers le Sud-Est, en rive droite de la Gironde.
La région bordelaise a subi deux séismes majeurs au cours de la période historique récente
(Godefroy et al., 1990 ; Levret et al., 1994 ; Lambert, 1997 ; Lambert et al., 1998). Le
premier s’est produit le 10 août 1759 entraînant un grand désarroi de la population et des
dommages variables aux bâtiments à Bordeaux (par exemple l’effondrement de la voûte de
l’église des Religieuses de Nostre Dame au niveau de l’actuelle rue du Hâ, centre-ville de
Bordeaux) et dans les communes environnantes. Son épicentre se situait aux environs de
Sallebœuf dans l’Entre-Deux-Mers, en rive droite de la Garonne (épicentre : N44°53’,
W0°25’ ; intensité VII-VIII MSK ; magnitude macrosismique Mm = 5.3 ; Levret et al., 1994).
La secousse fut ressentie sur une vaste surface, des Pyrénées à Limoges. Un second séisme
d’ampleur comparable s’est produit le 26 janvier 1852 dans la même zone épicentrale
(épicentre : N44°53’, W0°28’ ; intensité macrosismique maximale VI-VII MSK ; magnitude
macrosismique Mm = 5.0 ; Levret et al., 1994).
Ces séismes sont liés à l’activité de failles associées à des structures tectoniques profondes en
rive droite de la Garonne. La zone de sismicité instrumentale se superpose aux anomalies

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magnétiques et gravimétriques qui marquent la suture sud-armoricaine qui limite les
microplaques varisques (terranes) Armorique et Aquitaine (fig. 5 ; Lefort, 1975 ; Lefort et de
Poulpiquet, 1989 ; Autran et al., 1994). En revanche, les données instrumentales ne
témoignent du fonctionnement d’aucune faille sismogène en rive gauche de la Garonne dans
la région de Bordeaux. En raison de la pauvreté des données de forages, le socle paléozoïque
de la zone concernée est mal connu. La zone se situe entre le front varisque d’orientation
NW-SE situé au Nord (rive droite de la Garonne ; Bois et al., 1994) et le bassin de Parentis au
Sud (Biteau et al., 2006). Cependant, la zone surplombe la bordure méridionale de la
terminaison de l’anomalie magnétique sud-armoricaine.
Figure 5. Localisation de la suture sud-armoricaine d’après les données géophysiques (d’après Lefort et de
Poulpiquet, 1989). A. Données magnétiques. B. Données gravimétriques (I. anomalie à l’air libre ; II. anomalie
de Bouguer ; III. anomalie après suppression de l’effet des sédiments de l’Aquitanien). C. Sismicité (d’après les
données du Laboratoire de Détection Géophysique, 1977).
Il est possible de poser l’hypothèse que d’anciennes failles varisques aient pu rejouer en rive
gauche de la Garonne, ainsi que des failles d’âge méso-cénozoïque de la bordure nord du
Bassin de Parentis (Biteau et al., 2006). En effet, la présence des structures de déformation du
site de Cestas suggère, si elles sont d’origine co-sismique, la proximité géographique des
épicentres des séismes contemporains de leur formation. La reconnaissance récente de failles
normales qui affectent la couverture quaternaire sur le territoire de la commune de Pessac, et
dont le rejet cumulé est plurimétrique (Fabre et al., 2012), vient conforter l’hypothèse d’une
activité sismique récente en rive gauche de la Garonne. De plus, le tracé de certains cours
d’eau, tels que l’Eyre par exemple, laisse supposer l’existence de l’activité de failles récentes
au Sud de la Garonne. C’est le cas de la faille normale de l’Eyre qui marque la bordure nord-
est du bassin d’Arcachon et qui a connu des mouvements au Quaternaire (Gottis et
Prud’Homme, 1963), et il est intéressant de noter qu’une secousse sismique a été ressentie en
1907 dans la région d’Arcachon (Lemoine, 1928). Cette faille est considérée comme
potentiellement active (base de données Néopal-BRGM ; Lepochat, 1990).
Dans la zone et dans les conditions actuelles, on s’attend à des séismes de magnitude
modérée, en raison du contexte régional peu favorable à des séismes violents. Cependant, une
amplification de l’accélération induite par le passage des ondes sismiques provoquée par la
présence des sédiments superficiels (effet de site) ne peut pas être négligée. En l’absence de
données de sismicité instrumentale susceptibles de nous renseigner sur les magnitudes et la
profondeur des foyers sismiques, cette hypothèse demande à être vérifiée. Quoi qu’il en soit,
A
B
C

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la déglaciation, en contexte structural péri-pyrénéen, est favorable à une relaxation de la
lithosphère continentale et à une augmentation corrélative de la sismicité au cours des rebonds
isostatiques post-glaciaires. Une augmentation de la sismicité régionale accompagne souvent
les phases de déglaciation en raison des modifications du champ des contraintes.
5.2. Relations entre la liquéfaction co-sismique et la sismicité régionale
La répartition de la liquéfaction co-sismique peut être corrélée à la localisation des épicentres
et à la magnitude des séismes (Obermeier, 1996a, 1996b ; Galli, 2000). La distance à
l’épicentre des effets co-sismiques de la liquéfaction augmente avec la magnitude des
séismes. Si l’on considère, au regard de la sismicité historique, la localisation des épicentres
des séismes les plus violents connus dans le Bordelais de 1759 et de 1852 (région de
Sallebœuf dans l’Entre-Deux-Mers ; magnitudes estimées de 5.3 et 5.0, respectivement), la
liquéfaction pourrait se produire jusqu’à une distance de 23 km de l’épicentre (d’après
l’abaque de Galli, 2000 ; fig. 6). Or, la coupe de Cestas se situe à une trentaine de kilomètres
de ces épicentres. Cette remarque est encore plus prégnante pour expliquer les déformations
de la coupe de Larrusey. Par conséquent, il convient de considérer l’existence de séismes
d’une magnitude plus élevée, ce qui est peu probable compte-tenu du contexte sismo-
tectonique régional. Il apparaît plus raisonnable d’envisager le fonctionnement de failles plus
proches, situées en rive gauche de la Garonne.
Figure 6. Abaque liant magnitude sismique et distance des effets de la liquéfaction co-sismique (d’après diverses
équations et les données de la littérature ; Galli, 2000).
5.3. Déformations co-sismiques vs. déformations périglaciaires ?
Les structures de déformations co-sismiques présentent néanmoins des convergences avec les
structures périglaciaires (Van Vliet-Lanoë et al., 2004). Il s’agit en particulier des « gouttes »
qui peuvent se développer dans les cryosols et qui ont été confondues avec la cryoturbation
(Gullentops et Paulissen, 1978 ; Vandenberge 1988). Les déformations périglaciaires se
produisent au cours des alternances de gel et de dégel (Vandenberge 1988 ; Van Vliet-Lanoë,
1985, 1991). Le dégel conduit dans les dépressions (drainage latéral) à une augmentation de la
pression de l’eau interstitielle des sédiments. De même, les conditions thermokarstiques

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peuvent induire le développement de déformations souples et la formation de structures
s’apparentant à des figures de « charge ». Mais dans le cas général, les « gouttes »
correspondent à des masses sableuses qui s’infiltrent par écoulement syngénétique dans des
niveaux plus argileux sous-jacents non consolidés (Superson et al., 2010). Ce n’est pas le cas
pour le site de Cestas.
5.4. Contexte et chronologie de la formation des « gouttes » de Cestas
La coupe (fig. 2.A) présente un réseau régulier de figures de charge (limon et limon sableux)
sur un sable bien classé (milieu peu végétalisé en contexte éolien). Ceci implique une
sédimentation sablo-limoneuse (colluvions et apport nivéo-éolien). Les charbons présents
dans le limon (gouttes) sont des brindilles (observations micromorphologiques). Il s’agit
probablement des résidus d’un feu de toundra boisée (shrub tundra) pendant un des
interstades chauds de la fin du MIS3. La présence de dépôts colluviaux et de niveaux-éoliens
conforte un milieu déstabilisé et des précipitations hivernales encore importantes.
Les gouttes partent de cette surface. L’apparente régularité des figures de charge suggère
l’existence préalable d’un cryosol à réseau polygonal de dessiccation (ressuyage estival après
le dégel) développé sur les formations nivéo-éoliennes, comme dans les conditions
subarctiques actuelles. Ce type de figures de charge peut déjà apparaître en milieu très
engorgé (fonte de neige) avec des séismes d’intensité faible (MSK ≥ 3), comme en Islande
(Van Vliet-Lanoë et al., 2005). Les déformations sont antérieures à une seconde phase de
pédogénèse dont les bandes illuviales soulignent les structures (liquéfaction, microfailles,
injections) Elles sont in fine affectées par un gel profond (structures observées en lames
minces) attribuable contemporaine du développement de coins de sable (Lac Bleu , Mont de
Marsan) d’âge OSL compris entre 25 et 35 ka, au plus froid et au plus aride de la dernière
glaciation (Huber et al., 2006 ; Van Vliet-Lanoë, 1996).
In fine au vu des datations, l’évènement sismique de Cestas peut aussi bien être lié à la
modification du champ de contrainte par la construction de la calotte fennoscandienne ou
l’englaciation des Pyrénées (Pallas et al., 2010) et du massif central qu’à la décharge
isostatique celle induite sur la marge de Gascogne par une baisse importante du niveau marin
(Pelletier et Fairbanks, 2006). En d’autres termes, l’évènement peut être une résultante du
MIS 4 comme dans le secteur de la Manche (Van Vliet-Lanoë et al., 1997).
Les structures présentes dans la coupe de Cestas (tout comme celles de la coupe de Larrusey),
formées pour l’essentiel par l’écoulement d’un sédiment liquéfié avec présence d’eau liquide
interstitielle, parfois sous pression (fracturation), sont peu compatibles avec des déformations
se produisant dans un cryosol ou dans un cryosol sur pergélisol. En effet, divers arguments
permettent de réfuter une origine périglaciaire des déformations syn-sédimentaires
actuellement visibles à Cestas. D’abord, aucune structure caractéristique suggérant la
présence d’un pergélisol syngénétique, même discontinu, n’est observée dans la coupe (coins
de sable, cryoturbations). Ensuite, l’espacement régulier des structures de liquéfaction dans la
coupe de Cestas et leur localisation exclusivement dans un intervalle limité en épaisseur dans
la coupe sont compatibles avec la présence de fentes de rétraction liées au gel et/ou une
déformation co-sismique. Cependant, les traces de lentilles de glace observées en lames
minces (dans les « gouttes ») sont postérieures à la formation des structures. Enfin,
l’extension reconnue du pergélisol continu au cours du dernier intervalle pléni-glaciaire
(DMG) ne semble pas avoir atteint la zone de Cestas, car elle se limite à la bordure sud-ouest

13
du Massif Central (fig. 7 ; Van Vliet-Lanoë et Hallegouët, 2001). Cependant, la présence
temporaire d’un pergélisol discontinu ne peut pas être exclue au cours du DMG (Van Vliet-
Lanoë et Hallégouët, 2001 ; Bertran et Fabre, 2005 ; Lenoble et al., ce livret-guide).
5.5. Contexte et chronologie de la formation des structures de déformation de Larrusey
Les déformations reconnues au site de Larrusey, associées à la présence de dunes du Dryas
récent, ne sont, quant à elles, guère compatibles avec le développement d’un pergélisol dans
la zone. Les déformations apparaissent au contact entre un sable limoneux organique et
stratifié, reposant sur des sables et graviers alluviaux. Il s’agit de dépôts colluviaux et de
piégeage hydrique de fractions éoliennes ou niveo-éoliennes au niveau de dépressions
interdunaires (nappe affleurante). Les conditions de couverture végétale limitée et de
précipitations encore élevées sont probablement réunies lors de l’Alleröd s.s. et/ou de
l’Alleröd Cold Event.
Lorsque la dune couvre le matériel, les déformations ne s’expriment pas à sa base, du fait de
la charge de confinement du sable dunaire : la surpression ne peut s’exprimer que
latéralement.
Les déformations se manifestent sous forme de liquéfactions limitées avec injections orientées
de type échappement de fluide non aboutis et micro-dykes intrusifs (sur diapir), induisant un
diapirisme (les structures à aspect plissé). Des microplis de bourrage sont également visibles
en association avec une fracturation extensive dans les zones inter-diapirs ; ils se localisent
dans les auges entre les diapirs.
Il s’agit de déformations liées à une liquéfaction partielle, orientée (vers la droite, à l’extérieur
de la zone de recouvrement par la dune) en raison de la propagation du train d’onde sismique.
Il s’agit donc d’un phénomène événementiel, qui a probablement fonctionné pendant un
séisme ordinaire (intensité MSK ≥ 4-5), incompatible avec des déformations périglaciaires. Il
ne serait pas surprenant que des figures d’échappement de fluides (non reconnues pour
l’instant) aient pu se développer localement.
6. Conclusions
La coupe du site de Cestas présente des structures de déformation syn-sédimentaire d’origine
co-sismique très probable. C’est le cas également au niveau de la coupe du site de Larrusey,
bien qu’il ne soit pas possible d’associer les déformations présentes dans les deux sites à un
même événement sismique (ou à une même période d’activité sismique). L’âge des
déformations ne peut pas être précisé, mais dans le cas de Larrusey un âge Dryas récent peut
être envisagé. Les caractéristiques des déformations semblent peu compatibles avec une
origine cryogénique, en raison du caractère engorgé des sédiments de ce site. En milieu drainé
et en conditions périglaciaires, on observe généralement la présence de sols à buttes, alors
qu’en milieu non engorgé, des cryoturbations en poches se forment (Van Vliet-Lanoë, 1985).
Il convient désormais de corréler les déformations avec l’activité de failles sismogènes,
encore non identifiées à ce jour. La découverte future d’autres coupes similaires permettra de
préciser leur localisation à l’aide de la répartition spatiale des structures de déformation co-
sismique, de liquéfaction en particulier. Pour le site de Larrusey, il n’est pas impossible que,
dans un contexte de marge passive comme la Gascogne, le champ de contraintes régional soit
perturbé avec une réactivation de la séismicité lors d’épisodes de désenglacement dans les

14
Pyrénées voisines ou lors de variations importantes et rapides du niveau marin. De tels
phénomènes sont observés à proximité des calottes glaciaires de toutes tailles (e.g. Johnston,
1989 ; Hasegawa et Basham, 1989).
En définitive, la présence potentielle de failles sismogènes entre la Garonne et le bassin de
Parentis doit être envisagée et l’analyse future de structures co-sismiques ouvre des
perspectives nouvelles pour la prise en compte du risque sismique en Aquitaine.
Figure 7. Carte présentant l’extension du paléopermafrost en France au cours du Dernier Maximum Glaciaire
et la localisation des épicentres de la sismicité historique (cercles : sismicité instrumentale ; carrés : sismicité
historique d’après la base de données SIRENE ; données IPSN ; Van Vliet-Lanoë et Hallégouët, 2001, in Van
Vliet-Lanoë et al., 2004).

15
Bibliographie
Ahn J., Wahlen M., Deck B. L., Brook E. J., Mayewski P. A., Taylor K. C. et White J. W. C.,
2004 : A record of atmospheric CO2 during the last 40,000 years from the Siple Dome,
Antarctica ice core. Journal of Geophysical Research, 109, D13305, doi:
10.1029/2003JD004415.
Allen J.R.L., 1982 : Sedimentary structures, their character and physical basis. Vol. II,
Developments in Sedimentology 30B, Elsevier, Amsterdam, 663 p.
Ambraseys N. et Sarma S., 1969 : Liquefaction of soils induced by earthquakes. Bulletin of
the Seismological Society of America, 59(2), p. 651-664.
Autran A., Lefort J.-P., Debeglia N., Edel J.-B. et Vigneresse J.-L., 1994 : Gravity and
magnetic expression of terranes in France and their correlation beneath overstep sequences.
Pre-Mesozoic geology in France and related areas, J.D. Keppie (Ed.), Springer-Verlag,
Berlin, p. 49-72.
Beck C., Mercier de Lépinay B., Schneider J.-L., Cremer M., Çagatay N., Wendenbaum E.,
Boutareaud S., Ménot-Combes G., Schmidt S., Weber O., Eris K., Armijo R., Meyer B.,
Pondard N., Gutscher M.-A. et MARMACORE Scientific Party, 2007 : Possible Late
Quaternary co-seismic sedimentation in the Sea of Marmara’s deep basins. Sedimentary
Geology, 199, p. 65-89.
Bertran P. et Fabre R., 2005 : Pleistocene cryostructures and landslide at Petit-Bost
(southwestern France, 45°N). Geomorphology, 71, p. 344-356.
Bertran P., Allenet G., Gé T., Naughton F., Poirier P. et Sanchez Goñi M.F., 2009 :
Coversand and Pleistocene paleosols in the Landes region, southwestern France. Journal of
Quaternary Science, 24(3), p. 259-269.
Bertran P., Bateman M.D., Hernandez M., Mercier N., Millet D., Sitzia L. et Tastet J.-P.,
2011 : Inland aeolian deposits of south-west France : facies, stratigraphy and chronology.
Journal of Quaternary Science, 26(4), p. 374-388.
Bois C., Cazes M., Choukroune P., Gariel O., Hirn A., Le Gall B., Lefort J.-P., Matte P. et
Pinet B., 1994 : Seismic reflection images in the Pre-Mesozoic crust in France and adjacent
areas. Pre-Mesozoic geology in France and related areas, J.D. Keppie (Ed.), Springer-Verlag,
Berlin, p. 3-48.
Biteau J.-J., Le Marrec A., Le Vot M. et Masset J.-P., 2006 : The Aquitaine Basin. Petroleum
Geoscience, 12, p. 247-273.
Bowman D., Korjenkov A. et Porat N., 2004 : Late-Pleistocene seismites from Lake Issyk-
Kul, the Tien Shan range, Kyrghyzstan. Sedimentary Geology, 163, p. 211-228.
Dzulyinski S., 1966 : Sedimentary structures resulting from convection-like pattern of motion.
Annales de la Société géologique de Pologne, XXXVI, p. 3-21.

16
Dzulynski S. et Walton E.K., 1963 : Experimental production of sole markings. Geological
Society of Edinburgh Transactions, 19, p. 279-304.
Fabre R., Chrétien M., Andrieux C. et Denis A., 2012 : Caractérisation des facteurs
d’hétérogénéité du sous-sol de Pessac (Gironde, France) : aspects géologiques et
géotechniques. Journées Nationales de Géotechnique et Géologie de l’Ingénieur, Bordeaux,
4-6 juillet 2012, 8 p. (sous-presse).
Delmas M., Clavet M., Gunnel Y., Braucher R. et Bourlès D. 2012 : Les glaciations
quaternaires dans les Pyrénées ariégeoises : approche historiographique, données
paléogéographiques et chronologiques nouvelles. Quaternaire, 23(1), p. 61-86.
Galli P., 2000 : New empirical relationships between magnitude and distance for liquefaction.
Tectonophysics, 324, p. 169-187.
Genty D., Combourieu-Nebout N., Peyron O., Blamart D., Wainer K., Mansuri F., Ghaleb B.,
Isabello L., Dormoy I., von Grafenstein U., Bonelli S., Landais A., Brauer A., 2010 : Isotopic
characterization of rapid climatic events during OIS3 and OIS4 in Villars Cave stalagmites
(SW-France) and correlation with Atlantic and Mediterranean pollen records. Quaternary
Science Reviews, 29(19-20), p. 2799-2820.
Godefroy P., Lambert J., Levret A. et Vaskou P., 1990 : The Fench macroseismic database
“SIRENE”. Proceedings of the 22nd General Assembly of the ESC, Barcelone.
Gottis M. et Prud’Homme R., 1963 : Propos sur la tectonique vivante. Quelques particularités
du réseau hydrographique aquitain et leurs relations avec des mouvements tectogénétiques
récents. Procès-verbaux, Société Linnéenne de Bordeaux, 100, p. 33-38.
Guiraud M. et Plaziat J.-C., 1993 : Seismites in the fluviatile Bima sandstones : identification
of paleoseisms and discussion of their magnitudes in a Cretaceous synsedimentary strike-slip
basin (Upper Benue, Nigeria). Tectonophysics, 225, p. 493-522.
Gullentops F. et Paulissen E., 1978 : The drop soil of the Eisden type. Biuletyn Peryglacjalny,
27, p. 105-115.
.Huber C., Leuenberger M., Spahni R., Fluckiger J., Schwander J., Stocker T.F., Johnsen S.,
Landals A. et Jouzel J., 2006 : Isotope calibrated Greenland temperature record over Marine
Isotope Stage 3 and its relation to CH4. Earth and Planetary Science Letters, 243, p. 504-519.
Kuenen P.H., 1965 : Value of experiments in geology. Geologie en Mijnbouw, 44, p. 22-36.
Laboratoire de Détection Géophysique, 1977 : Séismes proches, localisés par le réseau LDG –
France. LDG du CEA, rapport interne, Montrouge, inédit.
Johnston A.C., 1989 : The effect of large ice sheets on earthquake genesis. Earthquakes at
North Atlantic Passive Margins, Neotectonic and Postglacial Rebound, Gergersen S. et
Basham P.W. (Eds.), Kluwer Academic Publishing, Dordrecht, p. 581-599.
Lambert J. (Coord.), 1997 : Les tremblements de terre en France – Hier, aujourd’hui, demain.
Editions BRGM, Orléans, 196 p.

17
Lambert J., Levret-Albaret A., Cushing M. et Durouchoux C., 1998 : Mille ans de séismes en
France – Catalogue d’épicentres, paramètres et références. Ouest Editions Presses
Académiques, Nantes, 70 p. + annexes.
Lefort J.-P., 1975 : Le socle péri-armoricain : étude géologique et géophysique du socle
submergé à l’Ouest de la France. Thèse Sciences, Université de Rennes, 150 p.
Lefort J.-P. et Poulpiquet J., de, 1990 : Corrélations entre les profils ECORS-Gascogne et
ECORS-Massif Armoricain. Bulletin de la Société géologique de France, (8) VI, 2, p. 321-
330.
Lemoine P., 1928 : Volcans et tremblements de terre. Bibliothèque des Merveilles, Librairie
Hachette, Paris, 185 p.
Lepochat G., 1990 : Prise en compte de l’aléa sismique. Vol 3 : Caractéristiques structurales
superficielles et profondes du Bassin aquitain. Rapport BRG R 30 389 AQI 4S 90.
Levret A., Backe J.C. et Cushing M., 1994 : Atlas of macroseismic maps for French
earthquakes with their principal characteristics. Natural Hazards, 10, p. 19-46.
Li Y., Craven J., Schweig E.S. et Obermeier S.F., 1996 : Sand boils induced by the 1993
Mississippi River flood : Could they one day be misinterpreted as earthquake-induced
liquefaction ? Geology, 24(2), p. 171-174.
Matsuda J.-i., 2000 : Seismic deformation structures of the post-2300 a BP muddy sediments
in Kawachi lowland plain, Osaka, Japan. Sedimentary Geology, 135, p. 99-116.
Mazmunder R., van Loon A.J. et Arima M., 2006 : Soft-sediment deformation structures in
the Earth’s oldest seismites. Sedimentary Geology, 186, p. 19-26.
McCalpin J. (Ed.), 1996 : Paleoseismology. Academic Press, San Diego, 588 p.
Michetti A.M. et Hancock P.L., 1997 : Paleoseismology : understanding past earthquakes
using Quaternary geology. Journal of Geodynamics, 24(1-4), p. 3-10.
Moretti M., 2000 : Soft-sediment deformation structures interpreted as seismites in middle-
late Pleistocene aeolian deposits (Apulian foreland, southern Italy). Sedimentary Geology,
135, p. 167-179.
Moretti M., Alfaro P., Caselles O. et Canas J.A., 1999 : Modelling seismites with a digital
shaking table. Tectonophysics, 304, p. 369-383.
Muir-Wood R. et King G.C.P., 1993 : Hydrologic signatures of earthquake strain. Journal of
Geophysical Research, 98, p. 22035-22068.
Obermeier S.F., 1996a : Using liquefaction-induced features for palaeoseismic analysis.
Palaeosismology, J. McCalpin (Ed.), Academic Press, San Diego, CA, p. 331-396.

18
Obermeier S.F., 1996b : 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
location and strength of Holocene paleo-earthquakes. Engineering Geology, 44, p. 1-76.
Owen G., 1996 : Experimental soft-sediment deformation : structures formed by the
liquefaction of unconsolidated sands and some ancient examples. Sedimentology, 43(2), p.
279-293.
Pallas R., Rodes A., Braucher R., Bourles D., Delmas M., Calvet M. et Gunnel Y., 2010 :
Small isolated glacial catchments as priority target for cosmogenic surface dating of
Pleistocene climate fluctuations, SE Pyrenees. Geology, 38(10), p. 891-894.
Peltier W.R. et Fairbanks R.G., 2006 : Global glacial ice volume and Last Glacial Maximum
duration from an extended Barbados sea level record. Quarternary Science Reviews, 25, p.
3322-3337.
Plaziat J.-C., Koeniguer J.-C. et Génault B., 2009 : Diversité et localisation chronologique des
séismites dans les sables marins et éoliens du Stampien, au Sud de Paris (entre Eure et Seine).
Bulletin d’Information des Géologues du Bassin de Paris, 46(4), p. 3-73.
Ringrose P.S., 1989 : Palaeoseismicity (?) liquefaction events in late Quaternary lake
sediments at Glen Roy, Scotland. Terra Nova, 1, p. 57-62.
Rodríguez-Pascua M.A., Calvo J.P., De Vicente G. et Gómez-Gras D., 2000 : Soft-sediment
deformation structures interpreted as seismites in lacustrine sediments of the Prebetic Zone,
NE Spain, and their potential use as indicators of earthquake magnitudes during the Late
Miocene. Sedimentary Geology, 135, p. 117-135.
Schneider J.-L., 2009 : Les traumatismes de la Terre – Géologie des phénomènes naturels
extrêmes. Collection Interactions, Vuibert, Paris, 208 p.
Sébrier M., Ghafiri A. et Bles J.-L., 1997 : Paleosismicity in France : fault trench studies in a
region of moderate seismicity. Journal of Geodynamics, 24(1-4), p. 207-217.
Seilacher A., 1969 : Fault-graded beds interpreted as seismites. Sedimentology, 13, p. 155-
159.
Selker J.S., 1993 : Expressions for the formation of load casts in soft sediments. Journal of
Sedimentary Petrology, 63(6), p. 1149-1151.
Sibson R.H., Moore J., Rankin R.H., 1975 : Seismic pumping – a hydrothermal fluid transport
mechanism. Journal of the Geological Society (London), 131(6), p. 653-659.
Sims J.D. et Garvin C.D., 1995 : Recurrent liquefaction induced by the 1989 Loma Prieta
earthquake and 1990 and 1991 aftershocks : Implications for paleoseismicity studies. Bulletin
of the Seismological Society of America, 85(1), p. 51-65.

19
Superson J., Gebica P. et Brzezinska-Wójcik T., 2010 : The origin of deformation structures
in periglacial fluvial sediments of the Wislok Valley, southeast Poland. Permafrost and
Periglacial Processes, 21(4), p. 301-314.
Takahama N., Otsuka T., Brahmantyo B., 2000 : A new phenomenon in ancient liquefaction –
the draw-in process, its final stage. Sedimentary Geology, 135(1-4), p. 157-165.
Van Loon A.J., 2009 : Soft-sediment deformation structures in siliciclastic sediments : an
overview. Geologos, 15(1), p. 3-55.
Van Vliet-Lanoë B., 1996 : Relations entre la contraction thermique des sols en Europe du
nord ouest et la dynamique de l'inlandsis nord-européen au Weichsélien. CRAcad.Sc. Paris ,
série II, 322, 461-468
Van Vliet-Lanoë B., 1991 : Differential frost heave, load casting and convection : Converging
mechanisms ; a discussion of the origin of cryoturbations. Permafrost and Periglacial
Processes, 2(2), p. 123-139.
Van Vliet-Lanoë B., 1985 : Frost effects in soils. Soil and Quaternary Landscape Evolution,
J. Boardman (Ed.), J. Wiley Publ., p. 115-156
Van Vliet-Lanoë B., Bonnet S., Hallegouët B., Laurent M. 1997 : Neotectonic and seismic
activity in the Armorican and Cornubian Massifs: regional stress field with glacio-isostatic
influence?. J.o.Geodynamics , 24 (1-4): 219-239.
Van Vliet-Lanoë B. et Hallégouët S., 2001 : European permafrost at the LGM and at its
maximal extent. The geological approach. Permafrost Response on Economic Development,
Environmental Security and Natural Resources, R. Paepe et R. Melnikov (Eds.), Kluwer
Academic Publishing, Dordrecht, p. 195-213.
Van Vliet-Lanoë B., Magyari A. et Meilliez F., 2004 : Distinguishing between tectonic and
periglacial deformations of quaternary continental deposits in Europe. Global and Planetary
Change, 43, p. 103-27.
Van Vliet-Lanoë B., Bourgeois O., Dauteuil O., Embry J.C., Guillou H. et Schneider J.L.
2005 : Deglaciation and volcano-seismic activity in northern Iceland : Holocene and early
Eemian (The Syðra Formation). Geodinamica Acta, 18, p. 81-100.
Vandenberghe J., 1988 : Cryoturbations. Advances in periglacial geomorphology, Clark M.J.
(Ed.), Wiley, Chichester, p. 179-198.

20
Légendes des figures
Figure 1. Les mécanismes successifs accompagnant la liquéfaction des sédiments.
Figure 2. Structures de déformation syn-sédimentaire de la coupe de Cestas. A. Vue générale
de la coupe avec subdivision des principaux intervalles sédimentaires. B. Structure de
liquéfaction dans le plan de stratification. C. Figure de charge pédiculée (silt) évoluant vers un
pseudo-nodule. D. Pseudo-nodule silteux pédiculé. E. Pseudo-nodule silteux. F. Pseudo-
nodule silteuxà pédoncule diffus. Remarquer la perturbation du litage associée à l’écoulement
per descensum de la masse silteuse. G. Filon clastique (flèche). H. Pseudo-nodule et
microfailles syn-sédimentaires (flèche).
Figure 3. Modèle synthétique du développement des structures de liquéfaction du site de
Cestas.
Figure 4. Structures de déformation syn-sédimentaire de la coupe de Larrusey (Gironde). A.
Vue générale de la coupe et des structures de déformations concentrées à la base (cette coupe
se situe à 6 m à droite de l’axe d’une dune parabolique). B. Diapir (antiforme) avec injection
de sable grossier (s). C. Détail du cœur du diapir ; le sédiment montre une fabrique plainaire
parallèle au plan axial. D. Structure synforme avec figures de charge à la base (flèche ;
extrémité droite de la coupe, non visible sur la photographie A). E. Structures de liquéfaction
orientée (flèche). F. Micro-plissements affectant les sables. G. Réseau de micro-fractures
(flèches) affectant les sables.
Figure 5. Localisation de la suture sud-armoricaine d’après les données géophysiques (d’après
Lefort et de Poulpiquet, 1989). A. Données magnétiques. B. Données gravimétriques (I.
anomalie à l’air libre ; II. Anomalie de Bouguer ; III. Anomalie après suppression de l’effet
des sédiments de l’Aquitanien). C. Sismicité (d’après les données du Laboratoire de Détection
Géophysique, 1977).
Figure 6. Abaque liant magnitude sismique et distance des effets de la liquéfaction co-
sismique (d’après diverses équations et les données de la littérature ; Galli, 2000).
Figure 7. Carte présentant l’extension du paléopermafrost en France au cours du Dernier
Maximum Glaciaire et la localisation des épicentres de la sismicité historique (cercles :
sismicité instrumentale ; carrés : sismicité historique d’après la base de données SIRENE ;
données IPSN ; Van Vliet-Lanoë et Hallégouët, 2001, in Van Vliet-Lanoë et al., 2004).