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La région moyenne du Haut Rio Branco, Brésil

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Yvonne Beigbeder

Chapitre troisième. Les massifs montagneux volcaniques et leur contact avec la série sédimentaire septentrionale

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1Pour cette région encore, le nombre et la précision de nos informations sont très divers, car il a été impossible d’étudier la zone entière avec le même détail.

2Nous distinguerons deux parties :

  • le massif de kératophyres lui-même ;

  • son contact, au Nord, avec la couverture sédimentaire.

LE MASSIF VOLCANIQUE

3Il forme une bande grossièrement NW-SE dont la partie occidentale est recouverte en grande partie par la forêt. Plusieurs blocs montagneux, s’étageant du Sud au Nord jusqu’aux environs de 800 mètres d’altitude, le constituent. Il nous a cependant semblé préférable d’adopter des divisions allant d’Ouest en Est, ceci pour plusieurs raisons :

  1. Nous groupons ainsi les massifs drainés par une même rivière et ses affluents ; nous gardons donc une certaine unité dans l’étude de l’évolution géomorphologique.

  2. Les pistes Est-Ouest sont excessivement rares, et chaque groupe a dû suivre un itinéraire Sud-Nord, autour duquel il a rayonné. Les parties étudiées forment des bandes parallèles Nord-Sud, séparées par des zones qui n’ont pas été parcourues. D’autre part, les difficultés rencontrées par les groupes, les possibilités de travail ainsi que parfois les méthodes employées ont été différentes.

4Nous étudierons donc successivement :

  1. La zone occidentale, drainée par le Miang et ses affluents.

  2. Les affluents de la rive droite du Cotingo et le Cotingo lui-même.

  3. La partie orientale : affluents de la rive gauche du Cotingo ; affluents du Maú et du Tacutu.

5L’analyse géomorphologique des photographies aériennes a permis de saisir les articulations fondamentales entre ces trois régions.

I. La zone occidentale

6Elle s’étend le long de la frontière du Brésil et du Vénézuela. Le Rio Miang y prend sa source et commence par se diriger vers l’Est. Il trace ensuite de nombreux zigzags et méandres à travers la forêt, suivant une direction grossièrement WNW-ESE, jusqu’à son confluent avec le Cachiri, puis NNE-SSW jusqu’au Zama. Le Cachiri, affluent de rive gauche, descend des cuestas gréseuses de la Serra Arai.

7La piste qui part de Surumu se divise en deux au Sud-Est de la fazenda Fortuna, permettant ainsi d’arriver jusqu’à la Marque 7, à l’Ouest, et la zone du Suapi et du Quinô au Nord-Est. Aucune liaison n’existe entre ces deux parties au Nord de la hutte de Pagé, ce qui contribue, avec l’apparition de la forêt, à rendre les communications particulièrement difficiles.

8Le groupe dirigé par M. Linton Ferreira de Barros a suivi ces pistes pour atteindre au Nord les séries sédimentaires. Il a effectué quelques études de détail dans les régions de Fortuna, de Pagé, de la Serra Central et des sources du Cipó.

9Nous allons donc condenser ses observations et les compléter avec les analyses des photographies aériennes et des échantillons que nous avons faites.

***

10La piste ne commence à s’élever de façon sensible qu’après l’igarapé do Queijo, et n’atteint encore que 400 ou 500 mètres d’altitude sur le versant Nord de la Serra Central. Le relief est donc loin d’être aussi accentué que le rebord montagneux n’aurait pu le faire supposer.

11Jusqu’à Pagé, la piste coupe cependant de grands alignements NW-SE et NNW-ESE, qui sont presque parallèles. Les plus importants forment la Serra do Cavalo, au pied de laquelle se trouve la fazenda Fortuna, et les Serras Centrale et Arara, au Sud de Pagé. Les rivières principales de la région, y compris le rio Miang lui-même, suivent les mêmes directions. A voir le parallélisme de ces crêtes et de ces cours d’eau, on pourrait penser à un relief appalachien ; il n’en est rien pourtant, car sur le terrain, aucun signe de plissement n’est visible. Ces formes paraissent dues à l’interférence des directions de failles et de fractures et de celles de la schistosité des roches volcaniques.

12Mais la continuité de ces alignements disparaît dans la partie septentrionale du massif. Sur la rive droite du Baru, le relief devient ondulé jusqu’à l’apparition des premiers affleurements de grès et de conglomérats. Sur sa rive gauche, les crêtes prennent une disposition en arcs de cercles, très caractéristique, et le relief paraît s’abaisser vers l’Est.

13Dans toute la région, les lignes de crêtes souvent nivelées, donnent l’impression d’être les témoins d’anciennes surfaces d’aplanissement disséquées.

***

14Elles sont en grande partie formées de kératophyres et de porphyres quartzifères, dont la lamination accentue localement la raideur des versants. Les lames minces montrent souvent un alignement dans les cristaux.

15Des échantillons de granite ont cependant été prélevés, d’une part dans la partie orientale de la Serra Arara, au Sud-Est de Page, d’autre part dans l’igarapé Baru, au Nord de son confluent avec le Cipó.

16Dans la région de Favela, on peut voir aussi un affleurement de matériel kaolinique et sériciteux qui, d’après l’analyse en lame mince où il montre une structure fluidale, pourrait provenir d’une éruption effusive. A côté, des fragments de roche très décomposée, difficilement identifiables, sont particulièrement riches en pyrites.

17Les filons de quartz sont extrêmement nombreux. Ils forment même parfois de véritables petits monts. Ils sont presque toujours fracturés, ce qui facilite leur désagrégation. Aussi le chemin est-il jonché de fragments détritiques, souvent oxydés.

18Quelques mesures sur le terrain ont été effectuées entre le rebord montagneux et l’igarapé do Cavalo : Filons de quartz :

19N 43 et 53° Est. Pendage de 80° vers le Nord ;

20N 67° W.

21Failles coupant un filon :

22N 77° W. Presque verticale.

23Diaclases et schistosité :

24N 68°, 75° et 82° Est avec pendage de 60 et 37° vers le Sud ;

25N 32° W, avec un pendage de 45° vers l’Est.

26Nous retrouvons donc les directions que nous avions déjà relevées dans l’analyse du rebord montagneux :

27NE-SW ;

28W-E, WNW-ESE, ENE-WSW ;

29NNW-SSE.

***

30Cette fracturation de la roche, ainsi que sa schistosité influence, comme nous l’avons dit, le cours des rivières. Les grands cours d’eau y sont sensibles et il semble bien que le Cachiri, puis le Miang suivent une direction tectonique (NNW-SSE). A une moins grande échelle, on peut voir les petits ruisseaux, qui descendent en cascades, emprunter des fractures et agrandir des diaclases.

31Cependant, le cours du Miang est tantôt encaissé, ou tantôt s’étale dans une large vallée à fond plat. Lors de grandes crues, comme en 1953, ses eaux peuvent monter d’une dizaine de mètres. Elles envahissent alors toute la vallée, y compris la piste. Au début de la saison sèche, des marécages bordent le lit mineur.

32On traverse le Miang à 300 mètres environ au-dessous d’une cascade située au Sud du confluent avec le Cachiri, à une altitude approximative de 370 mètres. D’après les témoignages des habitants de la région, cette chute d’eau marque une limite au point de vue zoogéographique, car les poissons du réseau amazonien et les jacaréaçu, ou grands caimans, ne remontent pas plus haut.

33La largeur du lit mineur est à cet endroit d’une trentaine de mètres. Les sédiments sont grossiers ; l’échantillon G4-9 se compose de 25,9 % de graviers. Les quartz en forment la majeure partie, mais quelques kératophyres s’y associent. Les graviers sont tous assez roulés et sont parfois vernissés. Il semble que leur origine ne doive pas être seulement recherchée dans les filons locaux, mais aussi dans les conglomérats de la zone des sources du Cachiri et du Baru.

34Les grains de quartz montrent un mélange de matériel anguleux et sub-anguleux, avec quelques grains mats. Mais un certain nombre de ces grains dépolis ont une section quadrangulaire très caractéristique. Ce type de grains visible déjà dans les sédiments du contact montagneux, devient ici plus fréquent.

35La courbe de probabilité (figure no 30) est du même type que toutes celles des sédiments grossiers de la région. Elle est presque parallèle à celle de la terrasse de Quixadá, mais l’ensemble du sédiment est plus fin. L’extrémité de la courbe se redresse, révélant un meilleur triage dans les petits éléments (à partir de 0,510 mm).

36Tout le long du cours du Miang, des replats témoignent de reprises d’érosion. Localement, ses affluents entaillent aussi leurs sédiments, comme par exemple l’igarapé Ajuri, qui, près de son confluent, est bordé d’un ravin de 2 mètres de hauteur. Les sédiments fins s’accumulent dans les parties planes où les rivières tracent des méandres divagants.

***

37Les sols jaunes, rosés ou rougeâtres, deviennent gris dans les zones marécageuses ou forestières. Le pourcentage d’humus est alors assez élevé : 2,8 % pour un échantillon récolté près du Miang, lors de sa traversée (G4-63) ; 1,6 % dans un sol forestier près de Favela (G4-16).

  • 1 Annexe no 3.

38L’évolution des sols ne paraît pas très différente de celle que nous avons vue dans la zone de contact, puisque le rapport S/AF reste dans le même ordre de grandeur1 et que l’on retrouve aussi des horizons d’accumulation de sesquioxydes de fer. La présence de pisolites roulées paraît cependant plus fréquente dans la zone du Cipó où elles recouvrent certains replats et forment une partie des sédiments actuels de la rivière. Sans doute viennent-elles de la zone des conglomérats et des grès où, comme nous le verrons, les formations ferralitiques sont fréquentes.

Fig. 30. — Courbes granulométriques des échantillon-suivants, prélevés :
G4-9, sur une terrasse du rio Miang.
G4-16, à la surface, près de Favela (fraction sableuse).
G4-61, à la surface, sur le pic Central (fraction sableuse).
G4-66, à la surface, près de l’igarapé Baru (fraction sableuse).
G4-24, dans un ruisseau, près du pic Central (fraction sableuse).

  • 2 Annexe no 2.

39Tous ces sols contiennent une forte proportion de particules fines. Dans les échantillons que nous avons récoltés, les pourcentages des particules supérieures à 0,060 millimètre n’excèdent pas 33,02. Les courbes des fractions sableuses sont toutes du même type, très étalées. On peut le vérifier sur la figure no 30 qui donne les courbes des échantillons précédents, ainsi que celle d’un sédiment pris sur la berge d’un petit cours d’eau de la Serra Central.

40Le matériel quartzeux montre l’importance de l’origine locale avec une forte influence pédogénétique. Dans les échantillons prélevés près du Miang et du Baru, cependant, quelques grains émoussés et picotés sont à noter.

***

41En résumé, cette partie occidentale du massif montagneux a les mêmes caractères d’ensemble que ceux que nous verrons de façon plus détaillée dans la région du Cotingo. Les influences structurales sur le tracé des rivières et sur les formes de lignes de crêtes sont particulièrement frappantes, ainsi que l’abondance des veines de quartz.

42L’originalité de cette zone consiste dans l’alternance de la végétation de savane et de la forêt. Celle-ci prédomine même nettement au Nord de Pagé, jusqu’à la Serra Arai. Mais les grands alignements dont nous avons parlé sont dénudés, à peine recouverts d’une végétation extrêmement pauvre.

43La forêt qui est très développée à l’Ouest de notre région d’étude, ne s’étend pas à l’Est au-delà du Cipó. Les raisons climatiques ne semblent pas pouvoir expliquer son apparition à moins qu’on n’admette que la trouée de la Guyane anglaise prenant fin ici, il se produise une condensation. Peut-être aussi faudrait-il chercher dans la composition des roches, notamment dans la richesse en éléments basiques. Mais nous n’avons jusqu’à présent trouvé aucune donnée pétrographique qui permette de résoudre ce problème.

II. Le Cotingo et ses affluents de rive droite

44La région drainée par ces rivières a été parcourue par plusieurs groupes, dont ceux dirigés par Mlle Aida Osthoff (Mme de Barros) et M. Gelson Lima.

45Grâce aux facilités d’accès que procure l’absence de couverture forestière, il a été possible d’effectuer des études plus détaillées que dans la zone occidentale. Aussi allons-nous diviser la région en plusieurs parties afin de définir les influences locales des caractères que nous venons d’analyser. Nous étudierons :

  1. Les Serras do Marari et do Patagé qui forment la première chaîne au Nord de l’interfluve Surumu-Cotingo.

  2. La grande dépression montagnarde qu’emprunte le Cotingo. Les fazendas Cachoeira, São Luiz et São João s’y sont installées.

  3. Les principaux affluents du Cotingo, c’est-à-dire le Tiporém, l’Estrêla et l’Esteves.

  4. Le Nord du massif rhyolithique et la pénéplaine de Vista Geral.

1. Les Serras do Marari et do Patagé

46A notre connaissance, deux pistes seulement permettent de pénétrer directement dans ces montagnes. La principale passe par le hameau indien de Taxi, puis la fazenda Bern Querer avant d’atteindre le Cotingo. D’autre part, un très mauvais sentier longe la rive gauche du Paracau et mène jusqu’à la fazenda Céu Aberto, près du Tiporém, en passant par la fazenda Serra Verde.

47Le parallélisme entre les grands alignements qui marquent le relief et la limite montagneuse, est particulièrement net dans cette zone, puisque le Haut Paracau, la haute vallée du Taxi et le Canã suivent tous cette direction.

48La Serra Patagé paraît même se terminer au Nord par une faille ou fracture également parallèle. Le relief devient ensuite moins accentué, mais coupé de fractures ou failles WNW-ESE, NE-SW et ENE-WSW.

49C’est cette dernière direction que suit la piste de Bern Querer. Elle semble située dans une dépression d’angle de faille, rectiligne, qui marque le prolongement de la grande dépression du Cotingo. Les versants qui l’entourent sont en pente forte et le bloc situé à l’Est, dont le sommet est aplani, est incliné vers le Nord, sans doute basculé. Des diaclases N 27° et 34° W ont été mesurées, ainsi que d’autres, presque parallèles à la direction générale de la vallée : N 49" et 63° E. La vallée est relativement large et des cailloux semi-roulés montrent les traces d’un ancien cours d’eau (photographie no 15). A environ 200 mètres d’altitude, un col sépare les affluents du Taxi et de l’igarapé Bern Querer, qui se jette dans le Cotingo, mais la dépression continue suivant la même direction. Il s’agirait donc bien d’une dépression d’angle de faille.

***

  • 3 Annexe no 1, échantillon no G2-6.

50L’apparition des kératophyres ne modifie pas sensiblement le paysage. Leurs affleurements se distinguent cependant par des formes dressées en lames, souvent schisteuses, extrêmement diaclasées, qui se débitent en cailloux aigus (voir photographies no 16 et 17). Ils ont fréquemment une texture porphyrique et les feldspaths sont transformés en séricite3.

51Les quartz détritiques, venant des filons, souvent oxydés, sont particulièrement abondants sur la piste de la Serra Verde. C’est peut-être en partie à cause de ces fragments rocheux, kératophyres et quartz qui recouvrent le sol d’un véritable manteau caillouteux que certains reliefs prennent l’allure de croupes relativement arrondies. Parfois, au contraire, les versants sont profondément ravinés et la ligne de crête devient alors très aiguë (photographies no 18).

***

Photo. 15. — Piste allant de la « Maloca do Taxi » à Bern Querer
Vue prise vers l’WSW. La vallée est large et rectiligne. Au premier plan, le sol est jonché de débris semi-roulés. Au loin et en contrebas, quelques palmiers « meritis » indiquent un sol humide.

Photo. 16. — Région de la fazenda Bern Querer
Chicot » de kératophyre que la schistosité débite en lames.

52Sur la rive gauche du Taxi, à sa traversée par la piste de Céu Aberto, deux niveaux au moins de terrasses à cailloux semi-roulés sont visibles. Nous avons retrouvé ce même type de terrasse le long du Tiporém et du Cotingo. Ce n’est donc pas un phénomène isolé.

Photo. 17. — Sur la piste montant vers la fazenda Serra Verde. (Cliché L. Salgano).
Des affleurements de kératophyre parsèment la croupe et les débris recouvrent le sol.

53Des sédiments fins s’accumulent dans le fond des cirques montagneux et des petites plaines alvéolaires. Ce type de dépression est en général drainé par une rivière dont le lit bordé de palmiers, de « meritis », divague dans sa partie amont (photographie no 19). Une reprise d’érosion se produit ensuite sur le bord de ces zones planes et la rivière entaille ses sédiments.

54Un petit cours d’eau, sous-affluent du Paracáu, possède ainsi une berge haute de plus de 2 mètres sur sa rive concave (photographie no 20), qui comprend les horizons suivants, du haut en bas :

G1-9 brun très pâle. 13.6 % de particules supérieures à 0.060 millimètre.

Concrétions en voie de formation.

G1-10 gris clair. 30.8 % de particules supérieurs à 0.060 millimètre.

55La courbe d’analyse thermique différentielle confirme les résultats de l’analyse chimique puisqu’elle dénote la présence de kaolinite. Sans doute y a-t-il aussi de la goethite (figure no 31). Le pourcentage de silice devient beaucoup plus élevé dans l’horizon inférieur.

56J. A. 039326. 7

Photo. 18. — Les grands alignements montagneux des Serras do Marari et Sapord (vues stéréoscopiques)
Les photographies ont été prises de la piste de la fazenda serra Verde vers le N 17° W. Le parallélisme des lignes de crêtes du premier plan, presque WE, marque profondément le paysage.
Plusieurs d’entre elles sont nivelées, notamment à l’Ouest. Au second plan, une dépression semi-circulaire est entourée de montagnes basses. Au premier plan, un versant raviné a une forme concave.
Noter les dômes volcaniques qui dominent les crêtes.

Photo 19. — Sur la piste de la fazenda Serra Verde. (Cliché L. Salgado). Petite rivière bordée de palmiers « meritis »

Photo. 20. — Dépression drainée par un sous-affluent du Paracáu
La rivière sape sa rive concave.

Fig. 31. — Courbe d’analyse thermique différentielle de l’échantillon G1-9 prélevé sur les berges d’une petite rivière (piste allant de la fazenda União à la fazenda Serra Verde)

57La courbe de probabilité de la fraction fine de l’échantillon G1-9 est assez étalée (figure no 32). Ses particules sont plus grossières que celles des sédiments fins de la zone du contact montagneux, notamment dans la région de Normandia. L’agent de transport et de triage a donc été moins puissant ou a effectué un parcours plus limité.

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  • 4 Annexe no 2.

58Les échantillons prélevés le long de la piste de Bern Querer sont plus grossiers dans l’ensemble4. Les courbes de probabilité des fractions sableuses montrent la même absence de triage que dans la zone occidentale. Les échantillons uniquement sableux comme le G2-90 et GD-14, prélevés sur les rives de petits igarapés, ont cependant des courbes plus redressées (figure no 33). Tous ces sédiments sont soit jaune pâle, soit jaune rouge, soit gris brun clair. Le no G2-88, prélevé à 0,20 mètre de profondeur dans la partie plane de la vallée, contient des concrétions en voie de formation.

59Le rapport S/AF reste élevé, supérieur à ceux des sédiments qui comportent un fort pourcentage de kaolinite.

60Les minéraux lourds restent les mêmes que ceux de la zone de contact : leucoxène, andalousite, épidote, zircon. Le numéro GD-14, pris dans un affluent du Taxi, se différencie pourtant par un fort pourcentage d’hypersthène (77 %), de l’augite et du grenat. Mais l’aspect de ses grains de quartz est le même que celui des autres sédiments de la région puisqu’ils sont aussi non-usés, avec une forte empreinte pédogénétique.

Fig. 32. — Courbes granulométriques des échantillons prélevés sur les berges de petites rivières.
G1-9, piste allant de la fazenda União à la fazenda Serra Verde.
GD-4, piste allant de l’igarapé Arame à Vista Gera ! (affluent du Maricó).
GD-6, Vista Geral.

2. La dépression montagnarde du Cotingo

61Que l’on arrive par Bem Querer ou Céu Aberto à l’Ouest, ou par la piste venant de Primavera, à l’Est, le spectacle de cette grande zone plane est assez impressionnante. Après un relief montagneux accidenté, un grand bassin s’étend brusquement en contrebas, dans lequel court le Cotingo (photographie no 21).

62La différence d’altitude avec Surumu n’est pas très prononcée. São Luiz, près du Cotingo, n’est qu’à environ 160 mètres. Malgré la rudesse apparente du relief, il n’y a donc pas 100 mètres d’écart entre les deux bassins.

63Le cours du Cotingo est presque rectiligne, suivant, comme nous l’avons dit dans le paragraphe précédent, la direction ENE-WSW. Sur la rive droite, il reçoit le Tiporém qui est un de ses affluents les plus importants. La largeur de la zone plane diminue au Sud et au Nord où le Cotingo reprend un cours plus montagnard.

Fig. 33. — Courbes granulométriques des fractions sableuses des échantillons suivants, prélevés
GD-19, G2-90, G2-91, G2-88, à la surface, sur la piste allant de Taxi à Bern Querer.
GD-14, GD-17, dans un affluent du rio Taxi-près de Bern Querer.

Photo. 21. — La dépression du Cotingo
vue de la piste qui vient de Quixadá (rive gauche). Noter l’ampleur de cette zone plane. Au premier plan, des « chicots » de kératophyre montrent la schistosité de la roche.

Photo. 22. — Terrasse de la rive droite du Cotingo,
avant son enfoncement dans la gorge, entre les petits massifs de Patagé ou Memoria et de Morocai ou Sáo Paulo.

64Le problème de l’origine de cette surface plane, vers laquelle tous les sentiers redescendent, se pose évidemment. Il semble difficile qu’elle ne soit qu’une vallée élargie par l’érosion fluviale. Nous retrouvons ici le même type de paysage que celui des environs de Surumu. La vigueur des versants et la netteté du contact entre les montagnes et la zone plane lui donnent l’aspect d’un bassin d’effondrement. D’autre part, les alignements qui sont visibles du côté de Bern Querer, du Tiporém et de São Luiz, et qui se continuent sur la rive gauche du Cotingo, augmentent encore cette apparence de blocs faillés et soulevés.

65Il semble aussi qu’une zone pédimentaire ancienne s’étende au pied du massif en particulier dans la zone Nord. La similitude de ces roches arasées avec les affleurements orientés que nous avons vus dans la zone de Surumu peut faire penser qu’il s’agit de pédiments emboîtés.

***

66La roche n’est pas uniforme dans tout le bassin. Les échantillons suivants ont en effet été récoltés :

    • 5 Annexe no 1, échantillons nos G2-7 et G2-29.

    peu après Bern Querer, entre un igarapé et le rio Tiporém, un tuf (G2-7)5 ;

  • entre São Luiz et le Tiporém, une liparite schisteuse (type de rhyolite laminée), dont les feldspaths sont altérés ;

  • à la traversée du Cotingo, près de la fazenda Cachoeira, un porphyre schisteux, très décomposé ;

  • près de la fazenda Sâo Luiz, un granite (G2-29)5.

67Il faut noter la réapparition des granites après un massif formé essentiellement de kératophyres. Nous en retrouverons encore dans la zone de Céu Aberto.

68Les replats rocheux et les terrasses à cailloux semi-roulés (photographies nos 22 et 23) ont ici une ampleur particulière. Les traces d’anciens cours du Cotingo et de ses affluents, du Tiporém surtout (photographie no 24), sont très visibles lorsqu’on descend vers la vallée, soit de Bem Querer, soit de Céu Aberto. Les galets semi-roulés, en majorité composés de quartz, recouvrent la roche arasée. Après une phase d’érosion pendant laquelle elle a façonné les replats rocheux et après avoir déposé des sédiments très grossiers, la rivière a ensuite recreusé.

69La ligure no 34 montre le profil d’un de ces replats recouvert de cailloux roulés et émoussés, sur la rive droite du Tiporém. Il s’élève en pente douce de 15 à 20 mètres au-dessus de la rivière actuelle, et marque ainsi un ancien niveau du lit majeur du Tiporém et du Cotingo.

Photo. 23. — La traversée du rio Tiporém (Cliché L. Salgado).

Photo. 24. — Un méandre abandonné du Tiporém (Cliché L. Salgado).

70Les cônes de déjection sont plus rares et peu développés. Quelques-uns, de peu d’importance, apparaissent entre Bem Querer et São Luiz.

Fig. 34. — Ancien niveau du lit majeur du rio Tiporém, recouvert de cailloux roulés et émoussés (profil levé au graphotachéomètre)

3. Le Tiporém et ses affluents

71Le réseau hydrographique du Tiporém draine une très grande partie de la zone centrale du massif de kératophyre. Le rôle de la tectonique est peut-être plus frappant encore dans cette région. Aussi plusieurs points ont-ils été étudiés en détails :

  1. La région située au Nord de la fazenda Céu Aberto ;

    • 6 Cette rivière n’a aucun rapport avec l’igarapé Baru de la zone occidentale.

    La zone du Baru6 ;

  2. Le cours moyen du Maricó et de l’igarapé das Lages.

a. La région située au Nord de la fazenda Céu Aberto

72Les massifs situés au Nord et au Nord-Ouest de Céu Aberto présentent un réseau de failles visibles à la fois par les différences de roches, les formes de relief et de végétation.

73La zone d’étude a été atteinte en empruntant la vieille piste. Celle-ci suit d’abord les terrasses du Tiporém, puis une région plate, orientée approximativement N-S, allongée, coupée de petites élévations de quartz et limitée de chaque côté par une rupture de pente marquée. Cette dépression se continue par une vallée sèche, d’une vingtaine de mètres de large environ, qui trace un trait rectiligne N 69° W dans le paysage.

74L’aspect laminé et la forme d’aiguilles émoussées à schistosité presque verticale des affleurements rocheux dénotent la présence des kératophyres.

75Localement, les petites rivières semblent influencées par des fractures. Ainsi, lorsque la vallée s’anastomose, un peu plus à l’Est, un ruisseau fait un coude brusque du Nord-Est vers l’Ouest, et prend peu après la direction Sud jusqu’à sa confluence.

76C’est un peu au-delà que se signale un réseau de failles obliques séparant plusieurs lignes de crêtes (figure no 35). Deux massifs s’étendent le long d’une faille N 80° E.

Fig. 35. — Schéma exécuté d’après un croquis de Mlle Aida Osthoff (Mme de Barros) montrant un réseau de failles presque perpendiculaires, au Nord de Céu Alberto.
Des kératophyres forment le massif Sud, alors que les lignes de crête plus septentrionales sont composées de roches variées : kératophyre, granite, tuf, aplosyénite (syénite à structure aplitique), diorite.

  • 7 Annexe no 1, échantillons nos G2-21, G2-25 et G2-3.

77Le plus méridional est formé de kératophyres7 dont la schistosité est N 80° W, avec un pendage de 56° vers le Nord. Le massif Nord est plus complexe car deux failles presque parallèles NNW-SSE le divise en trois parties. On trouve d’Ouest en Est :

  • des kératophyres ;

  • des granites, des tufs (G2-20) et des syénites à structure aplitique (G2-25) ;

  • des diorites (G2-23) à texture porphyrique.

78D’autre part, une autre faille, sensiblement N 80° W semble le limiter au Nord et le séparer d’un troisième massif, sans doute de kératophyre. Aucun échantillon n’a été prélevé sur ce dernier. Mais la lamination de la roche, ainsi que la pauvreté de la végétation contrastant avec la savane boisée qui recouvre le granite et les syénites permettent de supposer la présence des kératophyres.

79Ces failles se marquent dans le paysage par des ruptures de pente, des différences dans la couleur et l’aspect de la roche, dans les formes des versants et dans la végétation. Les diorites, par exemple, se signalent par leur aspect sombre et compact qui contraste avec les roches environnantes. Les versants des kératophyres sont coupés de ravins étroits, creusés dans la roche même. Les granites sont très diaclasés, ce qui facilite la formation d’une couche de décomposition dont profite la végétation.

***

80Dans cette région aussi, des replats rocheux bordent les vallées. La figure no 36 montre des aplanissements tout à fait remarquables à 10 mètres et 22 mètres d’altitude relative. Ce dernier est couvert par des cailloux de quartz semi-roulés.

81Ils sont plus développés encore le long de la piste qui se dirige de Céu Aberto vers l’igarapé das Lages. Les terrasses présentent parfois deux à trois niveaux et les cailloux roulés et semi-roulés atteignent les versants montagneux. Les débris des versants viennent alors s’accumuler sur les anciennes terrasses. Des ruisseaux dessinent des méandres au milieu de ces anciennes constructions alluviales et forment des replats de moindre importance dans les sédiments fins qu’ils déposent. Un échantillon récolté comprend 35,0 % de particules supérieures à 0,060 millimètre. Il est en outre excessivement pauvre en minéraux lourds, ne comprenant que très peu de zircon.

b. Zone du Baru et du Maricό

82La direction W-E ou N 80° W, dont nous avons déjà vu l’importance dans le parallélisme des cours du Paracau, du Taxi et du Canã, que nous avions retrouvée aussi au Nord de Céu Aherto, continue à jouer un rôle déterminant dans l’orientation des cours d’eau. Un affluent de rive droite du Tiporém et, dans son prolongement, l’Ajuri ainsi qu’à deux reprises le Tiporém lui-même, suivent cette orientation (carte hors texte no 5).

83Une partie du cours du Baru l’emprunte aussi tandis que la direction NE-SW est responsable du tracé du Maricó et d’un de ses affluents (figure no 38).

84La figure no 37 souligne la dissymétrie de la vallée du Baru. Sur la rive droite, un petit ruisseau draine une terrasse de lit majeur de 5 mètres environ d’altitude relative. Puis le versant monte rapidement jusqu’à 200 mètres d’altitude relative, coupé seulement par une petite vallée. Sur la rive gauche, au contraire, un niveau d’érosion important apparaît à 60 mètres au-dessus du cours d’eau.

85Les différents blocs que découpent ces fractures paraissent nivelés à des altitudes diverses. Les massifs du Nord et de l’Est du Baru sont plus élevés que ceux situés entre le Baru et le Tiporém.

***

Fig. 36. — Deux replats importants de la zone de Céu Aberto
Le premier, recouvert de quartz semi-roulés, est tranché sans doute dans les granites. Le second coupe au contraire les kératophyres.
La direction des diaclases est tracée en accord avec l’orientation de la coupe.
Ces profils ont été levés à la règle à éclimètre.

Fig. 37. — Vallée du Baru
Noter la dissymétrie accentuée des versants due à la présence de la faille. Sur le versant SE, des filons de quartz renforcent la dureté de la roche.
Profil levé au niveau d’Abney.

  • 8 Annexe no 1, échantillon no G2-76.

86Toute la zone est formée de kératophyres et de porphyres quartzifères, plus ou moins felsitiques8. Sur la rive droite du Tiporém, la lamination des kératophyres a une direction générale N 77° W, avec un pendage de 80° vers le Sud.

87Des terrasses continuent à border les rives du Tiporém, soit sous forme de petites collines de quartz, soit sous celle de larges surfaces caillouteuses. Certaines sont atteintes par la rivière lors des très grandes inondations.

c. Le cours moyen du Maricó et l’igarapé das Lages

88Dans cette région, des alignements concentriques, de même allure que ceux de la zone occidentale, se dessinent dans le paysage. Les crêtes ont de plus une asymétrie parfois si marquée qu’elles pourraient donner l’impression, sur les photographies aériennes, de crêtes monoclinales (photographie no 25, figure no 38). Le pendage est centripète dans la zone du Maricó et devient centrifuge lorsqu’on s’approche du Haut Tiporém.

Photo. 25. — Vues stéréoscopiques de la zone du Baru et du Tiporém (photographies no 8 et 9 du vol. 4019-13)
La figure 38 a été dessinée d’après ces photographies.

Photo. 26. — Diaclases parallèles N 47° W, sur une dalle de la rive gauche de l’igarapé das Lages

Fig. 38. — Restitution des photographies nos 7, 8 et 9 du vol 4019-13
Les influences structurales se marquent dans le cours du moyen Baru et du moyen Tiporém (E-W), ainsi que dans le tracé d’une partie de l’igarapé Maricó et d’un de ses affluents (NE-SW). Entre les deux fractures ou failles qui l’influencent, le rio Tiporém s’encaisse dans une gorge. Cependant certaines rivières sont indifférentes à la structure, au moins dans une partie de leur cours.
La disposition concentrique des crêtes est particulièrement frappante. Le pendage est centripète mais d’autres directions s’observent à la limite Ouest.

  • 9 Bibliographie no 57.

89L’origine de ces alignements a été étudiée de façon détaillée par M. Ruellan9. Mais nous nous permettrons d’en rappeler les points essentiels.

90Un réseau de diaclases perpendiculaires découpe la roche en grandes dalles qui prennent une silhoutte de crêtes monoclinales. Les différenciations dans la nature des roches qui forment les crêtes (kératophyres) et les dépressions concentriques (tufs) amènent à penser que ce relief est dû à un plissement affectant des roches éruptives. La déformation de coulées acides séparées par des cendres pourrait donner ce type de forme.

91Il semble possible d’autre part de distinguer deux séries de mouvements tectoniques, l’une donnant la disposition en crêtes concentriques plus ou moins ovales, l’autre occasionnant le laminage de la roche. La schistosité est, en effet, parfaitement indépendante des crêtes concentriques. Le plissement aurait pu avoir lieu dans les toutes premières phases d’une éruption sous-marine, alors que le magma était à peine consolidé. Le laminage serait postérieur mais assez proche pour avoir été facilité par l’état relativement plastique des roches éruptives quartzeuses. Sans doute s’agit-il des séries de mouvements du Précambrien moyen ou final, puisque ces mouvements ont aussi affecté les séries métamorphiques (quartzites, itabirites) qui forment parfois les minces alignements des collines de la plaine.

Fig. 39. — Profit levé au niveau d’Abney, dans la zone de l’igarapé das Lages
La dissymétrie des versants est visible, ainsi que l’influence des diaclases et de la schistosité (voir d’autre part, carte hors texte no 2).
La direction des diaclases et de la schistosité est tracée en accord avec l’orientation de la coupe.

  • 10 Figure no 39, carte hors texte no 2.

92Ces types de reliefs ont été observés en particulier lors de la traversée de l’igarapé das Lages par la piste allant de Céu Aberto à Vista Geral. La rivière est bordée de grandes dalles de kératophyre coupées par une série de diaclases parallèles N 47° W (photographie no 26). Tout près, s’élève une crête asymétrique, limitée à l’Est par des diaclases de même direction10. Le versant Sud-Est, suivant le pendage de la schistosité est convexe et sa pente est plus douce (11°, 16°) que celle du versant Nord-Ouest (24°).

93Une autre crête dissymétrique a été levée à l’Ouest du Maricó (figure no 40). Elle montre également l’influence de la schistosité, ici de direction N 28° W, avec un pendage vers le NE. Le versant Sud se complique de replats étagés dont l’un, à 10 mètres d’altitude relative, est recouvert de quartz émoussés.

Fig. 40. — Crête levée au niveau d’Abney à l’Ouest du Maricó
La direction de la schistosité est tracée en accord avec l’orientation de la coupe. Noter la dissymétrie des versants, et les replats dont un est couvert de cailloux semi-roulés.

d. Conclusions

94On voit toute l’importance que prennent les directions structurales dans cette zone. Les reliefs sont les résultats de l’interférence de directions de faiblesse, d’une part, de la lamination de la roche, d’autre part, des failles et des fractures. Les directions W-E et WNW-ESE, qui influencent le Baru, le Tiporém et, plus à l’Est, un affluent de l’Estrêla, est une de celles qui marquent profondément le paysage. Mais le rôle de la direction NE-SW n’est pas non plus négligeable. On la retrouve dans les grands dykes de dolérite, presque parallèles au Cotingo, qui sont visibles sur les photographies aériennes.

95Certaines de ces failles ont dû rejouer. Nous verrons que des éruptions relativement récentes traversent les séries sédimentaires septentrionales. Il semble en outre que près de Cén Aberto, la direction W-E limite des affleurements granitiques, ce qui prouverait des mouvements verticaux importants, ou l’ouverture de brèches d’un kilomètre de large, par lesquelles serait monté le magma granitique.

96D’après la disposition de ces accidents tectoniques, souvent obliques aux directions de plissement, il paraît certain que les crêtes concentriques formant des ovales sont plus anciennes que les fractures ou failles E-W et NE-SW qui les recoupent.

97Cependant, toutes les rivières ne sont pas sensibles à l’influence des orientations tectoniques, et certaines, au moins dans une partie de leurs cours, paraissent indifférentes à la structure. On peut donc supposer que des épigénies se sont produites à une époque où la couverture sédimentaire s’étendait beaucoup plus au Sud.

4. L’igarapé Estrêla

98C’est en suivant la grande dépression du Cotingo, au-delà de São Luiz, que l’on atteint l’igarapé Estrêla. La vallée du Cotingo se rétrécit ensuite et, d’après ce qu’il nous a été dit, il n’est pas possible d’atteindre la partie Nord du massif en l’empruntant. Le chemin qui mène jusqu’à Fortaleza suit grossièrement les mêmes directions que le cours de l’Estrêla.

99Le cours moyen de l’Estrêla est encaissé dans une gorge NNE-SSW. Il débouche ensuite dans une grande dépression W-E, qui prolonge les alignements de la zone du Tiporém et atteint obliquement celle du Cotingo. Après un coude brusque à la sortie du massif, son cours, grossièrement WNW-ESE, dessine quelques méandres dans une large vallée (photographies nos 27 et 28). Nous allons donc parcourir successivement :

  1. La grande dépression du bas Estrêla ;

  2. Le massif montagneux, du « Boqueirão de l’Estrêla » à Fortaleza.

Photo. 27. — Vallée de l’Estrêla
La rivière serpente dans une grande dépression à fond plat bordée à l’Ouest par un escarpement montagneux. Au fond, la dépression du Cotingo et les massifs qui se dressent sur sa rive gauche.

Photo. 28. — L’Estrêla, au moment d’effectuer le changement de direction qui le dirige vers le Cotingo. Sa vallée est beaucoup moins encaissée que celle de l’Esteves. Les versants sont convexes et souvent en partie couverts de bouquets arborés. Des blocs tapissent le lit de la rivière.

a. La grande dépression du bas Estrêla

100Elle forme une grande vallée dissymétrique, en forme d’auge. Alors que sur la rive droite s’élèvent de petites collines, la rive gauche est limitée par un véritable front montagneux, rectiligne, qui donne l’impression d’un bloc soulevé et faille (carte hors texte no 2).

  • 11 Le mot cluse n’est évidemment la traduction exacte du mot « boqueirão » que dans un relief plissé, (...)

101Les roches qui affleurent dans la vallée sont soit des kératophyres, soit des granites. Une petite élévation située au Sud du « Boqueirão » ou cluse11 est formée ainsi par un affleurement de granite très diaclasé (direction des diaclases N 67° W, pendage de 80° vers le Sud). Mais les kératophyres marquent son contact avec la plaine. Ils sont très laminés et leur schistosité continue à avoir un pendage presque vertical.

102Un peu plus à l’Ouest, sur la rive droite du principal affluent de l’Estrêla, l’influence des jeux de diaclases reparaît dans la formation d’une colline. La ligne de crête est grossièrement parallèle à la vallée ainsi qu’aux diaclases qui coupent la roche. Des diaclases perpendiculaires c’est-à-dire parallèles au cours encaissé de l’Estrêla, la limitent à l’Est.

103Les versants montrent encore une alternance de kératophyres et de granites. Au N E, une rupture de pente accentuée marque leur contact. Une syénite sodique apparaît au sommet (figure no 41).

***

104Les replats qui interrompent les versants montagneux du « Boqueirão de l’Estrêla » sont extrêmement marqués. La figure no 42 permet de les mesurer avec une assez grande précision. Sur la rive droite, une première terrasse à 60 mètres d’altitude relative s’étend sur plus de 100 mètres de long, et une deuxième, 40 mètres au-dessus, a une extension qui dépasse 500 mètres. Toutes les deux ont une légère pente vers le massif. Un versant droit, à forte pente (28 à 35°) mène jusqu’au sommet, dont l’altitude relative est de 330 mètres.

105On peut légitimement penser qu’au moment où l’enfoncement a commencé, le fond de la vallée du rio Estrêla avait été aplani au niveau relatif de plus de 100 mètres, et que cet aplanissement était en bordure de l’escarpement accentué de la serra da Estrêla. Le niveau relatif de 60 mètres montre une étape qui se retrouve fréquemment dans la région.

106Le cône de déjection qui s’étend au pied du massif est au contraire assez peu important et les sédiments que la rivière dépose dans la zone plane sont très fins. L’échantillon G1-14, prélevé dans la berge ne comprend que 5,2 % de particules supérieures à 0,060 millimètre (figure no 43). Il est d’autre part composé surtout de silice.

Fig. 41. — Profils Levés an niveau d’Abney.
Versants N et NE d’une crête de la vallée du bas Estrêla
Noter la rupture de pente qui marque le changement de roche (voir également carte hors texte no 2).
La direction des diaclases est tracée en accord avec l’orientation de la coupe.

Fig. 42. — Morro Estrêla
Il est situé sur la rive droite (le la rivière du même nom. Ce profil montre le creusement de la rivière à partir du niveau relatif de 100 mètres, avec une étape dans l’enfoncement à 60 mètres (coupe levée au graphotachéomètre).

b. Le massif montagneux, entre le « Boqueirão » de l’Estrêla et Fortaleza

107La piste qui traverse le massif pour atteindre Fortaleza, s’élève rapidement d’une centaine de mètres, soulignant ainsi la vigueur de la pente. Mais l’augmentation de l’altitude se fait ensuite très lentement, puisque Fortaleza n’est guère à plus de 350 ou 400 mètres. Comme nous l’avions dit au début de ce travail, la montée s’effectue par paliers jusqu’à Vista Geral.

108La direction de schistosité des kératophyres n’est pas éloignée de celle trouvée dans la vallée : N 67° W, avec un pendage de 80° vers le Sud. La roche est tellement laminée que le sol est jonché de pierres plates aux contours aigus.

109Lorsque le sentier atteint le premier sommet, un large panorama s’étend au Sud, vers le Cotingo et le Tiporém. L’aplanissement des diverses lignes de crêtes apparaît alors nettement. Il semble que l’on puisse y distinguer trois niveaux locaux dont l’altitude irait en s’abaissant d’Ouest en Est vers le Cotingo : les massifs granitiques de Céu Aberto, les monts de la rive droite de l’Estrêla, les élévations proches du Cotingo.

***

110La piste atteint bientôt un col de flanc qui prolonge une fracture ou faille parallèle à la dépression de l’Estrêla. La figure no 46 montre la dissymétrie des versants, celui du Sud étant aplani à 18 mètres environ d’altitude relative.

Fig. 43. — Courbe granulométrique d’un échantillon prélevé sur les berges de l’igarapé Estrêla

  • 12 Annexe no 1, échantillon no G2-44.

111On retrouve le long de ce chemin les dépressions alvéolaires que nous avions déjà remarquées dans la Serra do Marari (photographie no 29). Elles sont drainées par des petits affluents de l’Estrêla, dont les vallées sont ainsi suspendues. Mais la présence d’un cours d’eau n’explique pas la forme circulaire de ces zones planes. Sans doute faut-il chercher leur origine dans les phénomènes de dissolution. Dans les deux dépressions que traverse la piste, la texture porphyrique des kératophyres n’est peut-être pas étrangère à la facilité de la décomposition12.

112Les torrents ravinent les versants et les sédiments qu’ils déposent directement à leur pied sont assez grossiers. L’échantillon G1-12 se compose ainsi de 93 % de graviers et de 7 % de sable. Sa courbe de probabilité est du même type que celle de tous les sédiments grossiers de la région, Viruaquim, Cotingo, Miang, bien que la taille des graviers soit beaucoup plus homométrique : 81 % d’entre eux ont en effet un diamètre compris entre 3 et 6 millimètres. La courbe semi-logarithmique a d’autre part un faciès parabolique accentué (figures nos 44 et 50).

113Dans la plus importante de ces deux dépressions, un affleurement de kératophyre forme un petit mont de presque 20 mètres de haut au centre de la partie plane (figure no 46). La rivière entaille des sédiments fins et deux replats apparaissent, à 5 mètres et 12 mètres au-dessus du lit actuel. Sur le versant Sud, des trous de dissolution dans la roche, atteignent 5 mètres de diamètre.

114Les diaclases mesurées ont les directions suivantes : Versant Sud :

  • partie haute : N 58° E, pendage de 65° vers le Sud ;

  • partie basse : N 67° W, pendage de 85° vers le Sud.

115Versant Nord :

  • partie haute : N 77° W, pendage de 80° vers le Nord ;

  • partie basse : N 88° W, pendage de 85° vers le Nord.

116On peut remarquer que, dans la partie inférieure des versants, les directions de diaclases se rapprochent de l’axe de la vallée, ce qui pourrait être en faveur d’une influence structurale. Sur le versant Sud, à diverses altitudes, des alignements rocheux suivent cette même direction ; peut-être sont-ils dûs à la présente des diaclases.

***

117La fazenda Fortaleza est elle-même située dans une grande dépression de direction générale NNE-SSW, dont l’alignement se continue à l’Ouest vers le rio Maricó et à l’Est vers l’igarapé Esteves. Un affluent de l’Estrêla y serpente, bordé de quelques « meritis », au milieu de replats où affleurent les kératophyres. Au Nord-Est, un piton rocheux dissymétrique qui ressemble à un fragment de dôme volcanique démantelé se détache au-dessus des croupes et des massifs arasés (photographie no 30). Plus à l’Est, un relief tabulaire donne l’impression d’un bloc basculé vers le Nord.

Photo. 29. — Dépression alvéolaire sur la piste de Fortaleza
Noter dans cette dépression l’aspect tout à fait différent du sol et de la végétation herbacée.

Photo. 30. — La piste qui part de Fortaleza pour atteindre Vista Geral
Le sol est couvert de blocs et de débris rocheux.
Un piton rocheux, isolé, prend l’allure d’un fragment de cratère égueulé.

Fig. 44. — Courbe granulométrique d’un échantillon prélevé dans un affluent de l’igarapé Estrêla

5. La région de l’Esteves

118De grands alignements WNW-ESE marquent encore le paysage le long de la piste qui mène de Fortaleza à l’igarapé Esteves. Elle suit en effet une grande dépression plane, puis plusieurs larges vallées en forme d’auge séparées par des cols de flanc. L’une d’entre elles est un petit bassin sédimentaire à drainage difficile. Des replats rocheux continuent à interrompre les versants tandis que les rivières découpent des terrasses qui montrent parfois l’accumulation suivante (de bas en haut) : cailloux semi-roulés, sable, sédiments fins. Des formations pisolitiques, plus ou moins consolidées apparaissent fréquemment à une vingtaine de centimètres de la superficie.

***

119L’igarapé Esteves prend naissance dans la Serra do Mudubim, non loin des sources de l’Estrêla. Il suit, comme lui, deux directions principales, mais presque tout son cours est dans le massif lui-même.

  • 13 Annexe no 1, échantillon no G2-52.

120Son cours supérieur a une direction NNE-SSW. La Maloca do Esteves, formée de trois ou quatre cabanes d’indiens, est située sur sa rive droite, dans une grande dépression circulaire bordée de reliefs arrondis. Des granites13 alternent avec les kératophyres.

121Au Sud-Ouest de la Maloca, d’autre part, une gorge W E est empruntée par deux cours d’eau de sens opposé : l’un est affluent de l’Esteves, l’autre de l’Estrêla. Le versant Nord de cette gorge est plus élevé que la crête Sud. Un replat à 5 mètres au-dessus du lit de la rivière apparaît de chaque côté de la vallée (figure no 46).

122Le cours moyen de l’Esteves, qui est le plus long, suit une direction presque W-E. La vallée est d’abord assez évasée, puis elle devient encaissée, comme le montre la figure no 47.

123Une dissymétrie apparaît nettement dans les deux profils ; la rive droite est en effet plus abrupte et plus élevée que la rive gauche. Sur celle-ci cependant, nous retrouvons un aplanissement à la même altitude relative que pour l’Estrêla (50-60 mètres), mais plus développé encore.

124La rivière s’enfonce par une série de rapides et de petites cascades, mais ses affluents n’ont en général pas eu la force de creuser leur lit pour la rejoindre. L’encaissement de la rivière principale est sans doute dû à sa plus grande force d’érosion. Une direction structurale à probablement facilité son creusement (photographies nos 31 et 32).

***

Fig. 45. — Profils des versants Sud et Nord d’une gorge située au SW de la Maloca do Esteves
Noter les deux replats à 5 mètres au-dessus du lit mineur. Les profils ont été levés au niveau d’Abney. La direction des diaclases est tracée en accord avec l’orientation de la coupe.

  • 14 Annexe no 1, échantillon no G1-20.

125C’est dans cette région, surtout au N E de la rivière que les grands filons de basalte et de dolérite deviennent particulièrement nombreux. Nous en avons vu affleurer sur la rive gauche de l’Esteves (photographie no 33). Un jeu serré de diaclases (EWN 87° W-NS-N 13° E) les débitent en parallélépipèdes (photographie no 34). Les kératophyres14 qui forment ici la roche encaissante, sont eux-mêmes très diaclases et coupés de filons de quartz orientés parfois N 33° E ou E-W.

  • 15 Nous étudierons bientôt cette cuesta située sur la rive gauche du Cotingo.

126De grands alignements de cols de flancs leur sont presque parallèles. L’un d’eux semble se continuer au moins jusqu’au Cotingo, dans la direction du morro Lilas15.

127Les reliefs ont souvent l’allure de croupes arrondies et nivelées (figure no 48). Les crêtes situées entre l’Esteves et le Cotingo, en particulier, semblent faire partie d’une ancienne surface d’aplanissement peut-être travaillée par les deux rivières avant leur enfoncement.

Photo. 31. — Vues stéréoscopiques de ία vallée de l’Esteves, dans sa partie encaissée
Noter le tracé rectiligne du cours de la rivière. Les photographies ont été prises de la rive droite dans le sens de l’écoulement des eaux.

Photo. 32. — L’Esteves
Il descend jusqu’au Cotingo par une série de rapides et de cascades. La vallée, ici très encaissée, est taillée dans les kératophyres. Les versants ont localement une végétation luxuriante. Sur la rive droite (à droite de la photographie), une avancée rocheuse oblige la rivière à effectuer un coude.

Photo. 33. — Affleurement de basalte dans l’Esteves
Noter la section des prismes de cristallisation et les cupules qui entament la surface de cette dalle.

Photo. 34. — La désagrégation des dolérites selon les réseaux de diaclases
Elle forme de véritables parallélépipèdes. Noter d’autre part, le glissement de versant.

***

128Les sédiments récoltés dans la région de l’Esteves ont tous un certain pourcentage de graviers : de 58 à 10,3 %. Le plus grossier est celui prélevé près de la Maloca (figure no 50). Sa courbe semi-logarithmique a le faciès parabolique que nous avons trouvé couramment dans les sédiments grossiers déposés dans une zone plane, après une brusque rupture de pente (figure no 49).

129Les courbes de probabilité des sédiments pris dans la partie encaissée de l’Esteves (G1-18) et sur un des versants (G1-21), sont presque parallèles. La seconde, cependant, montre une plus grande finesse de sédimentation.

  • 16 Annexe no 3.

130Une croûte ferralitique apparaît dans la berge d’un affluent de l’Esteves, à quelques centimètres de la superficie, dans une zone plane. Son rapport S/AF est caractéristique : 0,5316.

6. L’aplanissement de Vista Geral

131C’est encore par une série de paliers que l’on atteint Vista Geral. Les deux principales pistes qui viennent du Sud, celle de Céu Aberto et celle de Fortaleza, s’élèvent ainsi, de, gradin en gradin, jusqu’à la grande surface plane où se trouve la fazenda Vista Geral.

132Elles traversent chacune plusieurs dépressions dont l’origine semble être tectonique, et qui jouent le rôle de bassins d’accumulation, drainés par une rivière de peu d’importance.

133La première que traverse la piste de Fortaleza est presque totalement encerclée de montagnes, plus élevées vers le Nord et l’Est que vers le Sud. Aucun affleurement rocheux n’est visible dans la dépression, et des « mentis » soulignent l’humidité du sol. L’igarapé Arame descend jusque-là par une série de replats et coule dans la direction S W-N E. Sa vallée est ainsi suspendue à une altitude d’environ 450 mètres ; 80 mètres plus haut, elle est encaissée et rectiligne suivant la direction E-W, et l’Arame entaille des terrasses à cailloux roulés.

Fig. 46
Le profil G2-6 (en haut) représente un col de flanc situé sur la piste de Fortaleza. Il montre la dissymétrie des versants, due à une faille.
Le profil G2-7 permet de mesurer la plus grande des dépression alvéolaires que l’on rencontre sur cette piste. (Voir également la carte hors texte no 2.)
Ces coupes ont été levées au niveau d’Abney. Les directions des diaclases et de la schistosité sont tracées en accord avec l’orientation du profil.

Fig. 47. — Profils transversaux de l’igarapé Esteves, levés à la boussole Chaix
La vallée, assez large à l’endroit de la première coupe, en amont des rapides, s’encaisse et se rétrécit en aval. La reprise d’érosion est nettement visible.
Noter la dissymétrie de la vallée ainsi que la forte pente, qui, sur la rive droite, succède à un replat situé vers 75 mètres d’altitude relative.

134J. A. 039326, P. 128 ter

Fig. 48. — Croupes de la région de l’Esteves
Le profil du haut, levé au graphotachéomètre, montre la dissymétrie des versants d’une vaste croupe, flanqué d’un côté d’un replat, de l’autre d’un aplanissement. Le profil du bas, levé à la boussole Chaix, indique l’arrondi fréquent des formes.

135J. A. 039326. P. 128 quater

Fig. 49. — Courbe granulométrique d’un échantillon prélevé dans l’igarapé Esteves

Fig. 50. — Courbes granulométriques des échantillons suivants, prélevés :
G1-12, dans un affluent de l’Estrêla.
G1-15 et G1-18, dans l’igarapé Esteves.
G1-21, sur la rive gauche de l’igarapé Esteves.

  • 17 Annexe no 3.

136La dépression W-E dans laquelle les deux pistes se rencontrent est drainée par un affluent du Maricó. Elle a une forme alvéolaire L’échantillon récolté sur la berge du cours d’eau est très fin : 5,2 % seulement de particules supérieures à 0,060 millimètre (figure no 32). 11 est riche en alumine (31,0 %) et son rapport S/AF, égal à 1,6 montre un début d’évolution vers une formation ferralitique que confirment des concrétions encore friables17. Au-dessus de la partie plane argilo-sableuse, apparaissent cependant des terrasses de cailloux semi-roulés.

137A 600 mètres d’altitude enfin, une dernière dépression, presque parallèle, est drainée par un sous-affluent du Maricó.

***

138Ce qui frappe quand on atteint Vista Geral, c’est l’ampleur de l’aplanissement (photographies nos 35 et 36). Il forme une grande surface ondulée qui s’étend surtout vers le Nord et le Nord-Ouest, mais qui semble s’être prolongée vers le S W. Dans cette direction, une partie des crêtes est en effet nivelée à la même altitude que la surface et donne l’impression d’une grande surface d’aplanissement aujourd’hui disséquée.

139Vers le Sud et le Sud-Est, ainsi que vers l’Est et le Nord, des mamelons arrondis semblent avoir été aplanis à des altitudes plus élevées que la surface elle-même. Quelques blocs paraissent avoir été basculés d’environ 4° vers l’W-SW et un piton rocheux, de même silhouette que celui vu près de Fortaleza se dresse au milieu d’eux.

140Mais la limite septentrionale est surtout marquée par l’apparition des cuestas, dont les corniches tranchées contrastent avec celles des monts voisins.

141La surface est modelée dans les kératophyres et les quartzo-kératophyres dont la schistosité est parfois dirigée vers le N 44° W avec un pendage de 62° vers le Sud. De petites élévations de quartz, pyramidales, apportent un peu de variété au paysage. Elles sont dues à des filons partiellement désagrégés.

142Le sol de la surface d’aplanissement est formé d’argile sableuse à laquelle se mélan gent des quartz détritiques. Un échantillon prélevé dans la berge d’un igarapé, près de la fazenda, comprend surtout de la kaolinite (figure no 51). Sa courbe de probabilité (figure no 32) montre la même absence de triage, avec des particules légèrement plus grossières que l’échantillon analysé précédemment (GD-4, prélevé dans une dépression).

Fig. 51. — Courbe d’analyse thermique différentielle d’un échantillon prélevé sur les berges d’un igarapé, près de Vista Geral

Photo. 35. — La surface d’aplanissement de Vista Geral
Elle est mamelonnée et des monts au sommet aplani la bordent au N et au NE.

Photo. 36. ·— La même surface prise vers le N 17° W
Noter la planitude et les affleurements de kératophyre.

7. Conclusions

143Il est temps maintenant de dégager de ces observations locales les caractères généraux de toute cette zone.

144A. Un des phénomènes les plus frappants est certainement l’ampleur et le nombre des alignements WE et WNW-ESE. Dans toute la partie méridionale, ainsi qu’à l’Est du massif, nous retrouvons ces lignes de crêtes et ces rivières parallèles, traçant de grands traits dans le paysage.

145Mais la partie médiane du massif, que ce soit à l’Ouest, vers le Cipó ou à l’Est, près du Tiporém, se complique par l’apparition de grandes crêtes concentriques et asymétriques.

146Les alignements reprennent ensuite au Nord, moins spectaculaires, mais encore très nets. Il s’y ajoute de grands cirques montagneux qui caractérisent les zones de sources.

147La tectonique et la schistosité de la roche sont donc les facteurs essentiels qui marquent les formes du relief. C’est leur interférence qui explique la dissymétrie de certaines crêtes. La zone entière est hachée de failles et de fractures qui influencent le réseau hydrographique et contribuent à donner un aspect mouvementé qui n’est pas en rapport avec les altitudes. Aux directions que nous venons de voir, il faut ajouter celles du NE-SW, que le Cotingo suit par deux fois, ainsi que d’autres de moindre importance, ΙΈΝΕ-WSW et le NW-SE.

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148B. Mais le rôle de la tectonique ne s’arrête pas là. Comme nous l’avons vu, le massif entier, depuis son contact avec la zone plane du Sud jusqu’à Vista Geral, semble formé par une série de blocs qui ont joué. Certains massifs apparaissent comme des blocs soulevés et basculés. La grande dépression du Cotingo, ainsi que d’autres, moins développées, ne semblent pas être autre chose que des dépressions tectoniques, dans lesquelles l’érosion et la sédimentation ont ensuite travaillé.

149Il faudrait une étude plus détaillée pour déterminer les altitudes actuelles de ces différents blocs. Ils apparaissent souvent comme des témoins d’anciens aplanissements disséqués par l’érosion. Le plus important, celui de Vista Geral, atteint 800 mètres environ. D’autres sommets sont nivelés à des altitudes approximatives de 400 et 600 mètres, ainsi qu’aux environs de 1 000 mètres.

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150C. Les variétés pétrographiques sont très limitées et la plus grande partie du massif se compose de kératophyres et de porphyres quartzifères. Il s’y ajoute parfois des tufs, dont la présence influence peut-être la forme semi-circulaire de certaines crêtes.

151Des granites apparaissent aussi en plusieurs points, et les échantillons ramassés dans toute la région montrent fréquemment des termes de passage.

152Enfin, il ne faut pas oublier la présence de grands filons de basalte et de dolérite dans la zone du Cotingo, ainsi que l’extraordinaire abondance des filons de quartz.

153La schistosité de la roche, souvent presque verticale, est générale dans les kératophyres, mais elle est parfois visible même dans les granites. Elle paraît être typique de roches d’épanchement d’éruptions sous-marines soumises à des mouvements tectoniques. Leur origine serait alors liée à une phase géosynclinale. De plus, d’après les analyses de lames minces faites par M. Evaristo Scorza « l’alignement des cristaux confirme que la déformation a été puissante et effectuée sans doute sur un magma en voie de refroidissement ».

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154D. Cette schistosité, ainsi que l’abondance des diaclases, facilite évidemment la désagrégation de la roche. Des blocs et des débris détritiques tapissent parfois les lits des rivières et les versants sont souvent couverts de pierres.

  • 18 Cours de M. Francis Ruellan, Rio de Janeiro, 1954.

155Les ruisseaux et les torrents, dont la densité est extrêmement serrée puisque nous sommes dans une zone de sources, ont ainsi une faculté d’érosion beaucoup plus grande. Leur rôle principal est cependant de « déblayer » les débris préparés par la schistosité, la désagrégation et la dissolution18.

156Il ne faut pas négliger en effet l’importance de cette dernière. Si la désagrégation mécanique est peut-être accentuée dans la zone montagneuse par suite des orages et des contrastes de température, la dissolution continue à être responsable de grands trous visibles dans la roche, ainsi sans doute que de formes alvéolaires du relief.

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157E. Les sédiments transportés par les rivières sont dans l’ensemble plus grossiers et plus hétérogènes que ceux déposés au pied du massif, mais, dans les dépressions, s’accumulent des argiles kaoliniques, dont certains horizons laissent voir une évolution vers une ferralitisation. Tous les quartz sont non-usés, et portent fréquemment des marques pédogénétiques. Ils sont souvent mélangés à des débris de roches, des kératophyres surtout, ainsi qu’à des feldspaths.

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158F. Les reprises d’érosion apparaissent plus nettement encore que sur le rebord montagneux. Elles se retrouvent dans la zone entière. Les encaissements, les replats rocheux, les terrasses à cailloux roulés témoignent d’un matériel et d’une force érosive liés à d’autres climats.

III. La zone orientale

159L’étude de cette région sera brève et restera assez générale. Les renseignements que nous possédons sont en effet très succincts, l’absence totale de photographies aériennes ayant rendu particulièrement difficile tant les cheminements sur le terrain que leur report sur la carte.

160Deux groupes ont parcouru une partie de cette zone. En 1954, le groupe de direction a franchi la Serra Morocai, près du Cotingo, pour atteindre la fazenda São João et M. Heldio Lenz Cesar a effectué une reconnaissance de Normandia à Socό.

161Nous allons d’abord voir quelles sont les grandes directions structurales visibles sur la carte. Nous donnerons ensuite un résumé des observations faites sur le terrain.

***

162Les directions W-E et WNW-ESE continuent à influencer le cours de certaines rivières. L’igarapé Uaicué et un de ses affluents les empruntent ; on les retrouve dans une partie du cours supérieur du Viruaquim et d’un de ses affluents, ainsi que pour le Cureuaca et le Muracana qui se jettent tous deux dans le Maú. Dans la serra Morocai, de grandes lignes de crêtes sont parallèles à la limite du massif, c’est-à-dire WNWESE.

163Mais d’autres directions, comme nous l’avons déjà vu dans l’étude du Viruaquim et du Xumina, paraissent avoir un rôle aussi important, en particulier celles du NE-SW, NW-SE et ENE-WSW.

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164La traversée de la serra Morocai, dans sa partie occidentale, a permis de vérifier la présence des kératophyres qui affleurent en particulier dans le lit de l’Urucuri. Les galets transportés par cette rivière comprennent d’autre part des fragments non usés de dolérite, ainsi qu’un caillou très roulé de matériel pelitique qui prouverait peut-être la présence d’affleurements de la série métamorphique Rio Branco attribuée à l’Algonkien, en amont, à moins qu’il ne vienne des séries sédimentaires, par l’intermédiaire d’un ancien cours du Cotingo. Des galets très roulés, du même type de roche, ont en effet été trouvés dans le lit actuel de cette rivière près de Primavera.

165Les graviers et les sables ne présentent aucune particularité par rapport aux sédiments des autres régions montagneuses (figure no 52). Les feldspaths sont nombreux, les quartz, non-usés et souvent jaunis. Quelques graviers montrent seulement un début de façonnement.

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166Pour atteindre Socó, la piste qui part de Normandia traverse les massifs drainés par les cours supérieurs du Wanamará et du Viruaquim et coupe ensuite la zone, de sources du Muracana. L’igarapé Socó, près duquel se trouve le village du même nom se dirige vers l’Ouest pour se jeter dans le Cotingo.

Fig. 52. — Courbes granulométriques des échantillons suivants, prélevés :
GD-19 bis, dans l’igarapé Urucuri.
GH-7, dans l’igarapé da Manga Brava.

167Dans le premier contrefort que gravit le sentier, au N W de Normandia, alternent des affleurements de quartzite rose, parfois très schisteux, avec des porphyres. Il est à remarquer que c’est l’unique affleurement de ce type que nous ayons vu dans tout le massif. Il serait un témoin de la série Rio Branco que l’on trouve au Sud ainsi qu’en Guyane anglaise (série Pipram).

168On atteint la vallée du Wanamará par un col situé à 200 ou 300 mètres d’altitude. La schistosité est alors de direction N 67° ou 52° W, avec un pendage presque vertical. Un filon de diabase coupe la roche.

***

169Nous avons vu dans l’étude du contact montagneux que le Haut Wanamará coulait dans une dépression assez large, sans doute d’origine tectonique. Les blocs qui limitent la vallée sont aplanis à une centaine de mètres d’altitude relative, et deux replats, à 15 et 30 mètres apparaissent au-dessus du lit du cours d’eau.

170Plusieurs affluents descendent en cascades de vallées suspendues. L’un d’eux a cependant creusé une gorge.

171Un échantillon récolté sur une terrasse de lit majeur de l’igarapé Manga Brava, montre un début de triage, surtout pour les particules les plus grossières (figure no 52). La présence d’hypersthène et de hornblende ne doit pas avoir d’autre origine que les liions de dolérite.

172La roche encaissante est, dans la vallée, formée par les quartz-kératophyres et les granites porphyriques à cristaux orientés.

173La vallée se termine ensuite par un étranglement dans lequel la rivière forme une cascade. Un lac s’étend en arrière, qui serait, d’après les habitants de la contrée, la source du Wanamara. Il sert de collecteur à ses affluents. La schistosité de la roche est encore N 67° W avec un pendage de 75° vers le Sud. Un hameau indien est installé près de cette cascade.

174Les sources des affluents les plus septentrionaux du Wanamara sont situées dans la serra da Bala. Leurs vallées, souvent suspendues, sont marécageuses et forestières. Un grand cirque montagneux termine au Nord ce réseau hydrographique. Un col permet de rejoindre celui du Haut Viruaquim.

***

175La piste ne traverse que des affluents ou des sous-affluents de cette rivière, tels l’igarapé São Paulo et l’igarapé Carangueijo.

176Le paysage reste le même, avec des niveaux de crêtes aplanies, coupées par de larges vallées en forme d’auge qui se rétrécissent vers l’amont, et qui portent les traces de violentes reprises d’érosion. Dans la serra da Estrêla, les rivières dissèquent l’aplanissement de 400 mètres, en s’enfonçant d’une trentaine de mètres. Un cours d’eau descend en cascades de 150 mètres environ.

177Les massifs sont constitués principalement de kératophyres et de quartzokératophyres dont la schistosité est souvent NW-SE, avec un pendage vers le Sud. Dans l’igarapé Companuganu, cependant, elle est WSW-ENE, et son pendage est dirigé vers le Nord. Un granite prophyrique, à cristaux orientés, affleure dans l’igarapé Carangueijo.

***

178On voit que, dans ses grands traits, la partie orientale du massif ne diffère pas sensiblement du reste de la zone montagneuse (photographie no 37). Elle montre au contraire l’extension des phénomènes que nous avions déjà rencontrés. Il faut souligner pourtant l’importance que prend la direction NW-SE, notamment dans la schistosité, et l’apparition d’autre part de quartzites de la série Rio Branco, ainsi que peut-être la présence de matériel pelitique à l’Ouest. Des études plus détaillées seraient nécessaires pour tirer de ces faits les conclusions qu’ils méritent.

Photo. 37. — Aspect du relief montagneux sur la rive gauche du Cotingo

LE CONTACT DU MASSIF DE KÉRATOPHYRE ET DES SÉRIES SÉDIMENTAIRES SEPTENTRIONALES

179Nous avons déjà signalé que la zone Nord du massif montagneux était formée par les témoins de séries sédimentaires d’âge encore mal connus. Au point culminant, le mont Roriamã, cette série recouvre des gabbros.

180D’après M. Glycon de Paiva, les premiers affleurements se placent dans la vallée du Quinô. Ils reposent alors directement sur les porphyres felsitiques, mais des gabbros apparaissent dans l’axe du synclinal. Les couches deviennent ensuite horizontales, puis le placage de grès s’interrompt pour laisser apparaître à nouveau les porphyres qui précèdent l’apparition du Roraimâ. En Guyane britannique, au contraire, les dernières cartes géologiques montrent la continuité des grès à partir du confluent du Ailã et du Maú. Il ne nous a pas été possible d’étudier la zone des grès dans son extension, aussi n’envisagerons-nous que le problème du contact des premiers affleurements avec le massif volcanique.

181Dans la partie occidentale, les photographies aériennes nous ont permis de tracer la limite schématique de ces premières cuestas. Elles suivent de très près les directions du rio Quinô, dessinant des lignes W-E, qui deviennent ENE-WSW dans la serra Sapã. Après le confluent du Quinô, elles sont au contraire WNW-ESE.

182L’absence de photographies aériennes nous a empêché de délimiter les cuestas de la zone orientale. Mais, sur le terrain, les premiers affleurements de grès ont été vus au nord de Socó, soit à la même latitude qu’en Guyane anglaise.

183Trois groupes ont atteint ces régions de contact, en des points différents :

  • à l’Ouest, le groupe dirigé par M. Linton Ferreira de Barros est parvenu jusqu’à la serra Arai, près de la Marque 7. Il a de plus effectué une reconnaissance jusqu’à la zone de garimpo de Suapi, sur le versant Nord de la serra ;

  • au centre, un des sommets de la serra Pauai-Irang a été exploré par le groupe de Mlle Aida Ostoff (Mme de Barros) ;

  • à l’Est, le groupe de M. Heldio Lenz Cesar est allé jusqu’au Morro Lilás, au Nord de Socó, et celui de M. William Rodriguez a atteint la région du rio Ailã.

184Nous allons donc analyser les observations et le matériel rapportés par ces différents groupes.

I. La Serra Arai et la vallée du Suapi

185Les études qui ont été effectuées concernent surtout la partie occidentale du versant Sud de la serra Arai. Aussi allons-nous aborder tout de suite son analyse.

A. Le. versant sud de la serra Arai, dans sa partie occidentale

186Ces premiers affleurements offrent un contraste frappant avec le massif volcanique. La forêt s’interrompt brusquement et seules les zones de sources sont signalées par des bouquets arborés. Une série de cuestas parallèles dessinent des lignes festonnées, grossièrement W-E. Elles forment un escarpement marqué, mais les rivières les dissèquent et descendent en cascades dans de véritables percées obséquentes.

187L’igarapé Cachiri et un de ses affluents prennent naissance sur les deux premiers degrés de la serra. Après avoir été, l’un subséquent, l’autre en partie conséquent, ils deviennent obséquents et se dirigent vers le Sud. Sans doute y a-t-il là un phénomène de capture par les affluents du Miang, en particulier le Baru. Les rivières partant des gradins suivants se dirigent au contraire vers le Nord. Le Suapi a ainsi une grande partie de son cours subséquent puis atteint le Quinô par plusieurs percées conséquentes.

***

  • 19 Chiffre donné officiellement.

188A la frontière du Brésil et du Vénézuela, au pied des premières cuestas, se trouvent deux petits monts arrondis et dénudés. C’est sur l’un d’eux, le plus septentrional, qu’a été placée, à une altitude de 1 036 mètres19, la borne de frontière ou Marque 7.

  • 20 Annexe no 2.

189Près du ruisseau qui les sépare, affleurent les kératophyres. Des gabbros ont cependant été signalés sur les monts eux-mêmes, mais l’absence d’échantillon interdit d’affirmer leur présence. Des sédiments fins se déposent dans les creux, puisque l’échantillon récolté comprend seulement 15,2 % de particules supérieures à 0,060 millimètre20.

190Par leur similitude de profil et d’altitude, ces deux monts ressemblent à des témoins d’une surface d’aplanissement disséquée. Au sommet, une croûte ferralitique dont l’origine est peut-être liée aux gabbros pourrait avoir contribué à leur conservation.

191Les premières cuestas se dressent après une petite vallée forestière et ont un pendage général dirigé vers le Nord. Il est intéressant de noter que la base des séries sédimentaires est à une altitude plus basse que les derniers massifs de roche éruptive. Ce même phénomène se retrouve dans la zone du Suapi.

192D’après les observations qui ont été faites, le schéma paraît être le suivant, de bas en haut :

Premier gradin

193Un grès sériciteux (G4-31) rose pâle, est tacheté de jaune et de blanc avec seulement 78,4 % de particules supérieures à 0,060 millimètre. Les courbes de probabilité des grès sont, en général, plus redressées que celles des sols de la région. L’échantillon G4-31 a cependant une courbe très étalée jusqu’aux particules de diamètre 0,510 millimètre. Le triage devient ensuite meilleur et la majorité des particules est fine puisque 91,5 % ont un diamètre inférieur à 0,060 millimètre. Les grains sont presque tous émoussés et semblent avoir été façonnés par l’eau. Aucune influence éolienne n’apparaît nettement.

194Un grès grossier, blanc, feuilleté, avec présence de séricite venant de quartzites dans le ciment (G4-32). 95,5 % de ses particules sont compris entre 2,0 et 0,070 millimètres. C’est le plus grossier et le moins bien trié des grès qui ont été analysés. L’aspect des grains de quartz est le même que celui des sables grossiers de la région, montrant un fort pourcentage de non-usés.

195Un conglomérat à éléments métamorphiques, altéré, blanc, parfois feuilleté dont les galets se cassent très facilement. La fraction sableuse est totalement non-usée.

196Un conglomérat très hétérogène. Certains de ses galets atteignent 5 centimètres de diamètre alors que d’autres parties ont un faciès sableux, rosé. Ses galets, souvent anguleux, sont parfois très roulés. Il semble que ce sédiment forme une banquette au-dessus des grès.

197A la surface de ce premier gradin, apparaissent des cailloux roulés, quelques-uns formés de conglomérat à éléments métamorphiques. Le sable qui les accompagne est constitué dans son ensemble de grains non-usés, mais les quartz les plus petits sont oxydés et émoussés.

198La direction des couches est de N 42° W, avec un pendage de 15 à 20° vers le Nord.

199De nombreuses fractures coupent la roche : E-W, N 17° W ou parallèles aux couches. De plus, un réseau de fractures verticales et horizontales donne un aspect ruiniforme à la cuesta.

Second gradin

200A la base, un schiste rouge sériciteux. Son aspect rappelle celui des schistes dévoniens du Mato Grosso. Mais aucun fossile n’a permis jusqu’à présent de le dater (G4-27).

201La grosseur de ses particules fines ne va pas au-delà de celle des poudres puisque 99 % sont supérieures à 0,0028 millimètre. La fraction sableuse ne comprend que 28,6 % des particules et son absence de triage contraste avec celui des particules fines comprises entre 0,010 et 0,028 millimètre (figure no 53).

202Les grains sont ovoïdes et émoussés dans l’ensemble, assez similaires à ceux du grès fin du premier gradin.

203Un conglomérat à éléments métamorphiques, altéré, à graviers fins (G4-29), montre parfois une certaine stratification. Certaines parties comprennent 89 % de particules sableuses, mais, en d’autres points, une sédimentation plus grossière apparaît sous forme de blocs crèmes ou orangés, avec des taches grises et de gros galets roulés. Les grains de quartz, non-usés, ont le même aspect que ceux du grès grossier du premier gradin (G4-32). Beaucoup d’entre eux sont cassés ou se cassent facilement.

20420 mètres au-dessus de ce conglomérat à éléments métamorphiques, une concrétion siliceuse a été récoltée. Au-dessous, un miroir de faille N 32° W était visible.

20535 mètres au-dessus, se trouve un grès sériciteux très compact, rose violacé, rayé de lignes jaunâtres. Il est très fin et ses grains de quartz paraissent être non-usés, avec peut-être quelques émoussés (photographie no 38). Ils sont très souvent complètement oxydés. Ses couches ont une direction N 52° W, avec un pendage de 15° vers le Nord.

Photo. 38 (lumière naturelle X 32). — Photographie de lame mince. Grès sériciteux de la Serra Arai (cliché Pavloff)
La texture est litée et les grains sont en majorité non-usés avec quelques émoussés.

Fig. 53. Courbe granulométrique d’un échantillon de schiste prélevé dans la Serra Arai

206Il semble qu’un autre type de grès apparaisse en certains points, rose, et moins compact (G4-34). Sa fraction sableuse (79,0 % de particules supérieures à 0,060 millimètre) est la plus fine et la mieux triée des quatre grès que nous avons analysés (figure no 54). Dans sa partie la plus fine, elle se rapproche de celle des grès fins sériciteux du premier degré. L’aspect des quartz est du reste très similaire, bien que les éléments non usés soient plus nombreux.

Fig. 54. — Courbes granulométriques des échantillons de grès prélevés dans la Serra Arai, près de la Marque 7.

207Des conglomérats très grossiers apparaissent au sommet un ou deux mètres au-dessus des grès. De nombreux cailloux roulés, quelques-uns percutés, composés en grande partie de quartz laiteux, jonchent le sol.

208Cette cuesta est orientée N 10° W. Son sommet a une pente beaucoup plus faible que le pendage des couches, ce qui prouve qu’une ancienne surface d’aplanissement a coupé en biseau les roches sédimentaires.

209Un troisième gradin apparaît encore au Nord, sur l’autre rive d’une vallée E-W, à fond plat.

***

210Une seconde étude du versant de la Serra Arai a été effectuée un peu plus à l’Est, lorsque la piste venant du Sud change de direction pour se diriger vers la Marque 7.

211L’igarapé Arai coule en cet endroit suivant une direction N 13° E. Sur sa rive gauche, un conglomérat bréchoïde forme une banquette d’environ trois mètres de hauteur, disséquée par le cours d’eau en une série de replats. Ce conglomérat contient des morceaux de roche basique. Dans le lit de l’igarapé se trouvent des cailloux de grès très roulés.

  • 21 Annexe no 2.

212Les sols sont formés de sédiments argilo-sableux jaunâtres, souvent colorés en gris par l’humus. Les échantillons prélevés (G4-41 et G4-57) sont composés de 24,3 et 36,0 % de particules supérieures à 0,060 millimètre21. Les quartz montrent un début de façonnement. Le numéro G4-41 comprend de très nombreuses concrétions roulées. La courbe de sa fraction sableuse fait ressortir une absence totale de triage. L’échantillon G4-57 est moins grossier et mieux trié. On retrouve cependant une absence totale de triage dans l’échantillon G4-51, prélevé près des premiers affleurements gréseux. Il est aussi plus grossier que les sédiments précédents puisqu’il comprend 61,0 % de particules supérieures à 0,060 millimètre (figure no 55).

213Mais l’étude du versant montagneux lui-même a surtout été faite le long du cours d’un petit affluent de l’igarapé Arai. Celui-ci offre un exemple typique de dissection des couches sédimentaires qui aboutit à la formation de cuestas.

214Le premier gradin, dont le versant Sud-Est abrupt, est formé par des grès roses, sériciteux, peut-être quartzitiques (G4-49). Les éléments quartzeux paraissent être émoussés dans l’ensemble, mais aucun picotis éolien n’est nettement visible.

215A la base, les couches paraissent être horizontales, mais elles prennent vers le haut un pendage d’environ 22° vers le Nord. Leur direction est N 42° W.

216Des diaclases parallèles à cette direction ont un pendage de 80° vers le Sud.

217Sur le versant Nord de ce gradin, le cours d’eau se dirige vers le S 42° W, empruntant sans doute une ligne de fracture ou de faille. Sa vallée est dissymétrique : sur sa rive gauche, le premier gradin s’élève en pente raide, avec un replat marqué (figure no 56). Sur sa rive droite, en pente douce, le relief a des replats moins accentués que domine le deuxième gradin. Ces replats soulignent l’existence d’une reprise d’érosion qui a disséqué la surface la plus basse des grès.

Fig. 55. — Courbes granulométriques des sédiments superficiels prélevés dans la Serra Arai

218Un affleurement de conglomérat à éléments métamorphiques se compose de cailloux très roulés, fréquemment fracturés, dans un ciment peu compact.

219L’échantillon prélevé dans cette vallée a montré un très faible pourcentage d’éléments sableux (5,2 %).

220Le deuxième gradin forme un talus presque vertical d’environ 20 mètres de haut, strié de diaclases. Des couches de grès et de conglomérat le composent. De nombreux cailloux roulés, les plus petits sub-anguleux, recouvrent sa surface. Un galet de quartzite a été récolté. L’apparition de la forêt interdit une vision plus lointaine.

221Sur la rive gauche du cours d’eau, ce deuxième gradin prend une direction N 77° W, probablement selon une ligne de diaclase. Le versant est convexe.

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222J. A. 039326. 10

Fig. 56. — D’après un croquis de M. de Barros
En haut, le profil des deux gradins selon la coupe A B du schéma d’en bas. Celui-ci montre le plan de la dissection des roches sédimentaires par la rivière.

223Quelles sont donc les conclusions que nous pouvons tirer de ces différentes coupes ?

  • 22 Bibliographie no 37.

2241. Les variétés de faciès granulométrique signalées pour le Roraimã ou en Guyane anglaise22 se retrouvent également dans la Serra Arai. Des conglomérats et des grès, plus ou moins fins, parfois avec des lits grossiers, se succèdent. Une mince couche de schiste apparaît aussi, intercalée dans ces sédimentations hétérogènes.

225A ces différences de granulométrie, s’ajoutent des variations de couleur. Les grès grossiers et le conglomérat sont en effet très blancs, alors que les grès fins vont du jaune ou rose pâle au rose violacé, et que le schiste est rouge. Ces teintes ne s’expliquent pas seulement par une oxydation du ciment, puisque les grains de quartz eux-mêmes sont souvent oxydés Ceci prouve évidemment d’importants changements dans les climats successifs.

226Il faut encore noter des différences dans les formes des quartz. Les grains des formations grossières ne montrent en général presque aucune usure, alors que les grains des grès fins sont au contraire émoussés ou même ovoïdes. Aucun luisant marqué, non plus qu’aucun picotis éolien ne nous permet cependant de déterminer l’agent d’usure.

227Un dernier caractère se dégage encore de l’analyse de ces sédiments. On trouve parfois dans les plus grossiers une juxtaposition de sables non-usés et de galets roulés, souvent même très roulés. Ceci pourrait être dû à un transport court, ne permettant le façonnement que des gros éléments. Peut-on penser à d’anciennes formes littorales ?

2282. Dans le chapitre précédent, nous avions posé le problème de l’origine des grains éoliens repris par les grandes rivières et nous avions pensé à un apport probable des séries sédimentaires. Dans ce cas, une partie des sédiments du Maú aurait pu provenir des premières cuestas septentrionales, par l’intermédiaire du Cachiri. Or nous n’avons pas trouvé, même dans les grès fins, d’éléments éoliens typiques.

  • 23 Bibliographie no 14

229Une action éolienne importante a cependant été signalée dans les sédiments de la série Roraimã en Guyane anglaise23. On peut donc penser que ces grains « lustrés » proviennent d’autres séries sédimentaires plus récentes. Une étude beaucoup plus ample serait nécessaire pour obtenir des conclusions sûres. Mais la différence de façonnement entre les sédiments de la série Roraimã et ceux de la Serra Arai paraît en tous cas très nette.

230Certaines de ces roches sont de plus métamorphisées, ce qui prouve des mouvements orogéniques.

2313. Comme nous l’avons vu, ces reliefs sont érodés, disséqués et fracturés. Deux surfaces d’aplanissement ont été notées. Mais ceci se complique encore de plissements. Les couches pendent vers le Nord, et, sur les photographies aériennes, le synclinal signalé par M. Glycon de Paiva, d’axe E-W, est très visible. Des plissements plus localisés, étaient également visibles sur le terrain avec la même direction.

B. La piste qui mène à Suapi

232Dans cette zone aussi, la partie Sud de la Serra Arai se caractérise par une série de paliers qu’il faut gravir pour atteindre le sommet. Ils sont formés par des grès compacts, tachetés de rose et de jaune, ainsi que par des conglomérats à cailloux bien roulés. La stratification est très fine, et les couches suivent la direction N 88° E, avec un pendage vers le Nord.

233L’igarapé Cachiri se dirige vers le Sud par une série de cascades. Des (errasses bordent ses rives. Ses affluents ainsi que ceux du Miang forment des successions de cascades et de gorges, et dissèquent ainsi les couches sédimentaires en une série de cuestas.

234Le versant devient convexe vers le haut et un affleurement de roche basique apparaît. Il est surmonté en certains points d’une croûte ferralitique. Il est intéressant de noter que, du sommet, le même type de relief arrondi est visible dans la partie occidentale de la Serra Sapã. Au NE également, dans la région où le Suapi change de direction pour aller vers le Nord, il semble que des affleurements de même type de roche soient plus élevés que les cuestas sédimentaires du Nord qui seraient ainsi conservées dans un synclinal.

***

235Les grès reprennent de l’autre côté du versant, dans la descente vers Suapi. Ils pendent toujours vers le Nord et leurs couches sont coupées en biseau puisque la pente du versant est de 10 à 15°, et le pendage d’au moins 22°.

236La direction prédominante des fractures est, comme à l’Ouest, N 87° W. Certaines cependant sont N 13°, 23 ou 33° E. Un bloc grèseux est haché de fractures presque orthogonales N 88° E et N S.

237Une veine de quartz suit cette dernière direction. Elle est étroite mais coupée par une faille.

238Le sable rose qui recouvre le sol près de ce filon, accompagné de fragments de quartz, comprend une majorité de non-usés, avec quelques émoussés.

***

239La piste atteint le Suapi dans une vallée W-E qui est dissymétrique. Sur sa rive droite, le versant présente une pente douce, montrant au moins trois replats alors que sur sa rive gauche s’élève un abrupt, avec un seul replat important.

240Le rio Suapi et ses affluents descendent par une série de cascades et dissèquent les séries sédimentaires. Quelques petites cuestas apparaissent même dans le fond de sa vallée, que le cours d’eau contourne.

241Les conglomérats affleurent dans le lit du Suapi, ainsi qu’un grès rose très dur, dont l’apparition provoque une cascade. En aval de celle-ci, une terrasse d’une dizaine de mètres de haut est constituée de galets de quartz plus ou moins roulés et de sable. La courbe de probabilité des graviers et des sables (G4-71, figure no 57) est très près de celle de la terrasse du Miang (G4-3, figure no 17), ce qui tendrait à montrer une certaine similitude des matériaux d’origine, ainsi que du régime des rivières. Mais il faudrait multiplier les analyses pour en tirer des conclusions valables.

242Le diamant est recherché dans la rivière, ainsi que sur une grande terrasse alluviale de plus de 100 mètres de long, située sur la rive droite du cours d’eau.

243Sur sa rive gauche, un conglomérat fin en bancs durs pend vers le Nord. La présence de porphyre felsitique et de quartz-kératophyres a été aussi signalée.

Fig. 57. — Courbe granulométrique d’un échantillon prélevé sur la terrasse du Suapi

  • 24 Voir supra, p. 147.

244D’importantes cuestas séparent le Suapi du Quinô, mais sur la rive gauche de ce dernier, s’élèvent des revers de cuestas qui confirment le synclinal signalé par M. Glycon de Paiva24.

***

245Ces quelques faits viennent donc à l’appui de ce que nous avions vu dans la partie occidentale de la Serra Arai. Il n’est pas douteux en tous cas que l’abondance des fractures et des failles ne facilite le travail de dissection des rivières. Les cours d’eau empruntent fréquemment des lignes structurales et on retrouve dans l’orientation générale du front de cuesta les mêmes directions que dans la zone montagneuse.

246Cette étude apporte cependant des compléments sur deux points :

  • l’apparition au sommet de filons de roches basiques ;

  • l’injection de quartz fracturés qui prouve au moins deux phases tectoniques postérieures aux séries sédimentaires.

247Voyons donc maintenant comment se présentent ces types de reliefs dans la zone centrale.

II. Les premiers sommets sédimentaires de la Serra Pauai-Irang

248C’est, comme nous l’avons signalé, une des cuestas visibles depuis Vista Geral (photographie no 39 et ligure no 58) qui a été étudiée.

  • 25 Annexe no 3.

249Les conglomérats affleurent à environ 900 mètres d’altitude. Ils contiennent de grands cailloux de quartz allongés. Ils sont parfois oxydés à la surface et surmontés de croûtes ferralitiques. L’échantillon G2-65 a un rapport S/AF égal à 0,039 qui montre la très faible proportion de silice colloïdale. Les morceaux de quartz pris dans cette croûte sont en plus très rares puisqu’ils ne forment que 0,23 %25.

Fig. 58. — Dessin de la photographie no 39, prise de Vista Geral
Los longues crêtes aplanies du premier plan contrastent avec les cuestas sédimentaires.

250Contrairement à ce qui se passait dans la Serra Arai, tout au moins dans sa partie occidentale, la base des séries sédimentaires est formée par les conglomérats. Aucune rupture de pente marquée ne vient signaler leur apparition. Ils s’étendent sur 300 mètres environ (figure no 59), en avant de l’escarpement des grès qui culminent ici aux environs de 999 mètres. La vigueur du relief est en rapport avec la présence des grès.

251Ces roches sédimentaires semblent reposer sur une ancienne surface d’aplanissement, actuellement en voie d’exhumation.

Fig. 59. — Cuesta sédimentaire au NW de Vista Geral
Les conglomérats affleurent sur une assez grande surface en avant de l’escarpement de grès. Profils exécutés au niveau d’Abney.

252Du sommet, la partie orientale de la Serra Sapa présente les mêmes formes de relief que celles de la zone occidentale, ce qui confirmerait l’existence d’un ancien aplanissement disséqué par les rivières.

253L’épaisseur des couches augmente d’une façon générale du SW vers le NE, et toutes les cuestas visibles ont un pendage dirigé vers le Nord. Le synclinal du Quinô se prolonge donc assez loin vers l’Est.

III. La rive gauche du Cotingo

254L’analyse qui en a été faite est très brève, et nous allons simplement donner les faits principaux concernant d’une part le morro Lilas, d’autre part la région du Ailã.

A. Morro Lilás

  • 26 Bibliographie no 37.

255La couverture sédimentaire orientale est visible de loin, puisque nous avons pu en dessiner les premiers contours depuis la zone de l’Esteves, sur la rive gauche du Cotingo. Les premiers témoins se dressent au-dessus d’une région ondulée, de formes régulières, qui s’étend jusqu’au Cotingo. Les couches du Morro Lilás sont plissées, ce qui peut faire songer aux schistes d’une série plus ancienne26 et, légèrement plus à l’Ouest, un bloc basculé prend l’allure de hogback (figures nos 60 et 61).

256Sur le terrain, les conglomérats apparaissent posés sur des trachytes très décomposés, mais injectés de filons de quartz. Au pied du Morro, affleurent des diorites coupées par des diaclases N 67° W, qui ont un pendage de 25° vers le Nord. Elles sont assez altérées, avec des trous de dissolution.

257Les conglomérats sont rosés et extrêmement durs. Ils deviennent de plus en plus fins, vers le haut, et ont un pendage de 10° environ vers le Nord. Une surface d’érosion les tranche, fossilisée par une croûte pisolitique ou « canga frisée ».

258Le sommet est formé par des grès qui, sur le versant Ouest, sont fracturés dans une direction N 42° W avec un pendage des fractures de 50° vers le Nord-Est. Une faille paraît responsable de l’abrupt des versants N et NE, ainsi que d’une partie du cours de l’igarapé Paiuá.

259Dans l’ensemble, le relief descend doucement vers le Nord, du côté de la Guyane anglaise (figure no 62), dessinant un synclinal.

B. La région du rio Ailã

260Les faits suivants qui nous paraissent les plus importants ont été relevés dans la zone qui s’étend sur la rive gauche du Ailã, près de la frontière de la Guyane anglaise (photographie no 40) :

2611° Des filons de dolérite affleurent dans le cours inférieur du Ailã, provoquant parfois des cascades.

2622° La rivière transporte des galets de grès, mais aussi de matériel pelitique.

2633° Les jaspes affleurent dans le rio Canã, près de la frontière. Les chemins sont jonchés de leurs débris, aussi bien vers Orindu que sur la montée de la Serra do Cipó et celle de la Cordillière du Canã. Des trous s’y forment, suivant les plans de stratification ; ils peuvent traduire une consolidation inégale du ciment siliceux.

2644° Certaines des surfaces (l’aplanissement sont fossilisées par des croûtes ferralitiques.

  • 27 Annexe no 3.

265Près de la Maloca Ruchana Paulo, d’autre part, une croûte manganifère forme des reliefs caractéristiques sur les rives du Ailã27.

2665° Les roches sont très fracturées et les cours des rivières paraissent être fréquemment soumis à des influences structurales.

2676° Des kératophyres affleurent dans la Serra do Cipó et dans la Cordillière du Canã, coupés de filons de dolérite. La couverture sédimentaire (photographie no 41) comprend des conglomérats, des grès et des jaspes.

2687° Au Nord de Socó, quelques reliefs tabulaires apparaissent dans la Serra Maturuca.

269Cependant, toute la zone septentrionale paraît être formée de vastes paliers superposés sur lesquels se dressent des hogbacks. De grandes dépressions les séparent.

2708° La zone est dénudée dans l’ensemble, bien que certains versants soient couverts par la forêt.

Fig. 60. — Dessin exécuté depuis la région du Rio Esteves.
Contact du massif volcanique et des premiers témoins sédimentaires, sur la rive gauche du Cotingo
En arrière de la première crête, la vallée du Cotingo est encaissée dans le substratum. Au milieu d’une zone ondulée, se dressent les premiers témoins de placage de conglomérats et de grès, qui ont subi des dislocations. Vers N 80° E, le Morro Lilás montre des couches plissées. Une grande brèche due aux affluents du Maú et du Cotingo le sépare d’un hogback sédimentaire.

Fig. 61. — Le même morro Lilás, vu de la piste de Socó
Une surface d’aplanissement tranche les couches sédimentaires (dessin d’après photographie).

Fig. 62. — Dessin d’après une photographie tirée du Mono Lilas vers la Guyane anglaise montrant la succession des cuestas

Photo. 40. — Aplanissement des couches sédimentaires dans la région du rio Ailã
La rivière dessine des méandres dans une vallée relativement large, presque calibrée ; la forêt apparaît sporadiquement (cliché L. Salgado).

Photo. 41. — Serra do Cipó
L’apparition des couches sédimentaires ainsi que leur pendage est nettement visible. Dans le lointain, à droite, une crête ondulée (cliché L. Salgago).

C. Conclusions

271La succession des reliefs sédimentaires paraît donc être continue, comme en Guyane anglaise.

  • 28 Bibliographie no 37.

272Les grands traits du paysage restent les mêmes que dans le reste de la région, mais des différences apparaissent dans les faciès granulométriques des roches sédimentaires, ainsi que dans leur succession. Une étude approfondie des jaspes, dont la présence est également signalée dans les travaux sur la Guyane anglaise et le Venezuela, serait sans doute intéressante28. En lame mince en effet, des spicules de spongiaire sont visibles, qui dénotent sans doute une phase de sédimentation marine de particules fines (photographie no 42).

Conclusions générales

273Toute la partie méridionale du massif montagneux est donc constituée par un grand épanchement de roches volcaniques : kératophyres, porphyres quartzifères, tufs, plus rarement des trachytes. Mais les intrusions granitiques sont fréquentes, et nous sommes loin, notamment pour les zones occidentales et orientales, de les avoir toutes localisées. Il serait intéressant de les rechercher car leur décomposition donne un sol plus riche que celui des kératophyres.

  • 29 Annexe no 3, échantillon no G3-25.

274Il est probable que des témoins de la série Rio Branco restent dans la zone la plus méridionale. Les affleurements de quartzites notés au NW de Normandia sont à mettre en rapport avec les galets de quartzites et peut-être de pelite trouvés dans le Viruaquim et l’Urucuri. A l’Ouest, aucun affleurement n’a été signalé dans le massif lui-même, mais au pied de la Serra do Branco, c’est à dire la même latitude que les massifs orientaux, un fragment d’itabirite a été trouvé29.

Photo. 42. — Photographie d’une lame mince dans un jaspe rouge (Lumière naturelle X 405) (cliché Pavloff)
Dans une pâte très fine, se détachent les spicules de spongiaires.

***

  • 30 Bibliographie no 14.

275La couverture sédimentaire est certainement très complexe, et l’origine des sédiments que nous avons étudiés est difficile à déterminer. Les analyses de M. Cailleux30 confirment l’origine continentale du Roraimã, hypothèse émise par M. Octavio Barbosa, et soulignent la différence entre cette formation et celle du Suapi, tout au moins en ce qui concerne les roches de la Serra Arai. L’étude de celles-ci n’interdit pas l’idée de dépôt marin côtier, comme l’a proposé M. Barbosa, mais ne le confirme pas de façon certaine. Les grains de quartz n’ont rien de particulièrement typique, sauf négativement, puisqu’ils ue sont, dans l’ensemble, pas éolisés. De plus, deux stades très différents dans la sédimentation apparaissent dans les grains non-usés des conglomérats et les émoussés des grès fins.

276D’autre part, les particularités relevées dans le placage sédimentaire de l’Est, qui peut être rattaché à la série Orinduik de la Guyane anglaise, mériterait une étude plus attentive, notamment en ce qui concerne les jaspes.

***

277Quels sont les grands faits de l’histoire géologique qui peuvent cependant se détacher de cette étude :

278A l’Ouest, et particulièrement marquées dans la zone du Baru et du Maricó, l’apparition de crêtes de roches volcaniques concentriques ovalisées et la schistosité des kératophyres font penser qu’après l’éruption sans doute sous-marine, les roches furent déformées pendant leur consolidation. Le plissement est peut-être contemporain de celui de la série du Rio Branco attribué à l’Algonkien.

279Des mouvements tectoniques ont ensuite fracturé ce massif, montrant trois directions principales : NE-SW ou NNE-SSW, NW-SE et E-W. Cette dernière serait postérieure aux deux autres, ou aurait rejoué car elle influence également la couverture sédimentaire.

280Une grande phase d’érosion a provoqué la formation de surfaces d’aplanissement dont les roches sédimentaires ont recouvert une partie. Elles ont été elles-mêmes aplanies et, de plus, fracturées. Deux séries de mouvements tectoniques apparaissent, l’une provoquant la formation des veines de quartz et de liions de dolérite, l’autre fracturant ces filons. Le synclinal du Quinô prouve l’influence du plissement des grès.

281Des mouvements de blocs faillés ont affecté le massif volcanique et provoqué la formation d’un grand fossé tectonique qui est la zone plane actuelle.

282Les épigénies observées dans ce massif donnent à penser que la couverture sédimentaire s’étendait beaucoup plus loin vers le Sud. Une grande phase d’érosion aurait donc décapé une partie de la couverture sédimentaire, dégageant les anciennes surfaces d’aplanissement, visibles dans le nivellement de certains sommets, mais faillées et dénivelées.

283L’ampleur des reprises d’érosion est beaucoup plus considérable dans toute cette zone qu’elle ne l’est au pied du massif. La présence presque constante de deux niveaux de replats au moins montre une double variation du niveau de base, ainsi que l’alternance de périodes humides permettant aux rivières de charrier un matériel abondant et de climats plus secs pendant lesquels elles le déposaient. Ce sont ces traces paléoclimatiques en particulier que nous allons rechercher dans la zone plane.

Annexes

Annexe no1. Quelques analyses de lames minces (Effectuées par M. Evaristo SCORZA)

Photo. 43. N° G2-6. — Près de Bem Querer (Serra do Marari et Serra do Patagé). (Lumière naturelle, X 26)

Photo. 43. N° G2-6. — Près de Bem Querer (Serra do Marari et Serra do Patagé). (Lumière naturelle, X 26)

(Cliché Pavloff)

Kératophyre.

Roche dure à texture porphyrique.

Constitution minéralogique : albite, anorthoclase, quartz, biotite généralement chloritisée, ilménite, leucoxène, séricite, quelques apatites, épidote.

Les phénocristaux sont souvent fracturés.

Le phénomène de séricitisation des feldspaths est très accentué, quelques cristaux sont presque complètement transformés en séricite. Le quartz seul se rencontre dans la pâte, et sa grande quantité rapproche la roche des quartz-kératophyres. Cependant, on ne trouve pas de phénocristaux de quartz, de sorte qu’on ne peut donner cette dénomination à la roche. Une partie du quartz est probablement d’origine secondaire et s’est formée durant la phase finale de la consolidation du magma.

Photo. 44. N° G2-7. — Près du Cotingo, entre Bem Querer et São Luiz (dépression montagnarde du Cotingo). (Lumière naturelle, X 85).

Photo. 44. N° G2-7. — Près du Cotingo, entre Bem Querer et São Luiz (dépression montagnarde du Cotingo). (Lumière naturelle, X 85).

(Cliché Pavloff)

Roche dure, compacte, verte, aspect massif de silex.

Constitution minéralogique : albite, séricite, chlorite, épidote, quartz et leucoxène. L’orientation des cristaux est très nette.

Il est probable qu’il s’agit d’un tuf métamorphisé.

N° G2-29. — Cotingo Près de Sào Luiz (dépression montagnarde du Cotingo).

Granite cataclastique.

Roche dure.

Texture cataclastique.

Constitution minéralogique : orthoclase à microperthite, plagioclase acide, quartz, biotite, séricite et oxyde de fer.

Quelques cristaux sont courbés ou fracturés. Le quartz montre une extinction roulante très forte. Les imbrications entre les cristaux de feldspath et de quartz sont fréquentes. La roche a donc été soumise à des forces différentielles intenses.

N° G2-21. — Nord de Céu Aberto (le Tiporém et ses affluents).

Kératophyre.

Roche dure, compacte, à texture fluidale déformée.

Constitution minéralogique : albite, anorthoclase, quartz, séricite, ilménite et leucoxène.

Les phénocristaux d’albite et d’anorthoclase sont souvent fracturés, et les petits cristaux de quartz de la pâte montrent une extinction roulante prononcée.

Ces faits sont caractéristiques d’une roche déformée.

N° G2-25. — Nord de Céu Aberto (le Tiporém et ses affluents).

Syénite aplitique, cataclastique.

Roche dure mais partiellement brisée et altérée.

Texture cataclastique.

Constitution minéralogique : albite, quelques quartz, biotite, séricite et oxyde de fer.

La roche a été déformée par une pression tangentielle, comme le dénotent l’extinction roulante du quartz et la fracturation de quelques cristaux de feldspath.

N° G2-20. — Céu Aberto (le Tiporém et ses affluents).

Granitoporphyre graphique cataclastique.

Roche dure.

Texture micropegmatitique.

Constitution minéralogique : orthoclase à microperthite, quartz plagioclase acide chloritisé, inter-accroissements micropegmatitiques, séricite, biotite, ilménite et leucoxène.

Toute la roche montre des effets de cataclase.

Photo. 45. N° G2-23. — Nord de Céu Aberto (le Tiporém et ses affluents). (Lumière naturelle, ± × 80).

(Cliché Pavloff)

Porphyrite.

Roche dure à texture porphyrique.

J. A. 039326. 11

Constitution minéralogique : plagioclase (40 % de An), biotite chlorite, épidote, apatite, ilménite et leucoxène. L’épidote et la chlorite résultent probablement de l’altération de la hornblende.

La pâte est très fine, de sorte que le contraste qu’elle forme avec les phénocristaux de plagioclase altéré est très grand. Il s’agit d’une roche effusive de la famille des Diorites.

No G2-84. — Zone du Baru et du Maricó.

Kératophyre.

Roche dure, laminée.

Texture fluidale déformée.

Constitution minéralogique : albite, quartz, biotite chloritisée, séricite, calcite, oxyde de fer, leucoxène et apatite.

Certains cristaux sont étirés, d’autres fendillés et la séricite forme de longues bandes.

La roche brute se casse sous forme de lames.

No G2-82. — Zone du Baru et du Maricó.

Kératophyre felsitique.

Roche compacte à texture fluidale. Grain très fin.

Constitution minéralogique : feldspath alcalin, quartz, biotite, séricite, oxyde de fer. La quantité de séricite est très grande.

Le grain de la roche est extrêmement fin de sorte que la roche paraît être le résultat d’une dévitrification d’un verre kératophyrique, suivie d’une séricitisation.

No G2-76. — Cours moyen du Maricó et de l’igarapé das Lages.

Kératophyre.

Roche dure à texture fluidale déformée.

Constitution minéralogique : albite, anorthoclase, quartz, séricite, chlorite, ilménite et leucoxène.

La séricite et la chlorite sous forme de bandes, et les quartz en cordons, sont fréquents. Quelques cristaux de feldspath sont tronqués.

No G2-44. — Le massif montagneux du « Boqueirão » de l’Estrêla à Fortaleza.

Kératophyre.

Roche dure à texture porphyrique.

Constitution minéralogique : albite, microperthite, un peu de quartz, biotite chloritisée, épidote, séricite, ilménite, leucoxène, calcite et apatite.

No G2-52. — « Maloca » do Esteves.

Granitoporphyre graphique.

Roche dure à texture graphique.

Constitution minéralogique : albite, quartz, orthoclase sous forme d’inter-accroissements micropegmatitiques, biotite chloritisée, épidote, oxyde de fer, titanite et apatite.

Les inter-accroissements de quartz et de feldspath alcalin sont abondants. Le quartz se présente aussi en phénocristaux à contours bien définis.

Photo. 46. — No G1-20. Igarapé Esteves. (Lumière naturelle, X 32).

Photo. 46. — No G1-20. Igarapé Esteves. (Lumière naturelle, X 32).

(cliché Pavlov)

Kératophyre.

Roche dure à texture fluidale.

Constitution minéralogique : albite, biotite généralement chloritisée, épi dote, séricite, apatite, titanite, quelques quartz, oxyde de fer.

Quelques phénocristaux d’albite sont fracturés.

CONCLUSIONS

Les roches qui dominent dans la région sont les kératophyres à texture porphyrique, avec tendance fluidale. Ils montrent fréquemment des traces de cassures et de laminages.

En plus des feldspaths qui apparaissent à la fois dans la pâte et sous forme de phénocristaux, on rencontre des minéraux tels que la chlorite, l’épidote et la séricite, qui sont probablement d’origine hydrothermale et résultent d’une altération chimique de la roche par des fluides aqueux résiduels venant du magma lui-même (autométamorphisme ou autometasomatose) durant la phase finale de consolidation du magma.

Il est également probable qu’une partie du quartz que l’on voit dans la pâte a été formée suivant le même processus, il serait donc d’origine secondaire.

Cependant, comme certains kératophyres donnent l’impression d’avoir une texture déformée, il est possible que les actions dynamiques qui ont agi sur eux aient contribué aussi à la formation des minéraux dont nous venons de parler. Les marques de déformation sont les bandes de séricite, les cordons de quartz, les bandes irrégulières de chlorite, d’épidote, le leucoxène, etc., les cristaux de feldspath tronqués. Tous ces faits paraissent être de caractère protoclastique.

Il est possible, par conséquent, que l’activité ignée responsable de la formation des kératophyres ait été contemporaine d’un processus orogénétique.

La quantité de quartz, parfois importante, rencontrée dans quelques kératophyres, nous conduirait à les dénommer quartz-kératophyres, car leur composition chimique doit correspondre à celle de ces roches. Comme cependant il ne s’est pas formé de phénocristaux de quartz, et comme, en outre, le quartz doit être en partie secondaire, nous avons préféré maintenir la dénomination de kératophyres pour l’étude pétrographique.

Annexe no 2. Pourcentages des particules des sédiments supérieures à 0,060 mm

Annexe no 3. Analyses chimiques de sédiments

Annexe no 3 (suite). Pourcentages de silice quartzeuse dans les croules et les concrétions

Serra Arai près de la marque 7

G4-45

Concrétions

0,1 %

Serra Pauai-Irang

G2-65

Croûte

0,2 %

Affluent d l’Igarapé Esteves

GD-2

Croûte

20,5 %

Déterminations faites par le laboratoire d’analyses de minéraux et de roches du Muséum national d’Histoire naturelle, à Paris

Serra do Banco

G3-25

Oxyde de fer
Traces de MnO

Région du Ailâ

W54-9

Oxyde de Mn avec Co
Silicate Al
Eau

Annexe no 4. Pourcentages des minéraux lourds dans les sédiments

Notes

1 Annexe no 3.

2 Annexe no 2.

3 Annexe no 1, échantillon no G2-6.

4 Annexe no 2.

5 Annexe no 1, échantillons nos G2-7 et G2-29.

6 Cette rivière n’a aucun rapport avec l’igarapé Baru de la zone occidentale.

7 Annexe no 1, échantillons nos G2-21, G2-25 et G2-3.

8 Annexe no 1, échantillon no G2-76.

9 Bibliographie no 57.

10 Figure no 39, carte hors texte no 2.

11 Le mot cluse n’est évidemment la traduction exacte du mot « boqueirão » que dans un relief plissé, avec une vallée étroite coupant les plis, mais, faute d’un meilleur équivalant en français, nous employons ce terme pour rappeler qu’il s’agit d’un passage étroit et court.

12 Annexe no 1, échantillon no G2-44.

13 Annexe no 1, échantillon no G2-52.

14 Annexe no 1, échantillon no G1-20.

15 Nous étudierons bientôt cette cuesta située sur la rive gauche du Cotingo.

16 Annexe no 3.

17 Annexe no 3.

18 Cours de M. Francis Ruellan, Rio de Janeiro, 1954.

19 Chiffre donné officiellement.

20 Annexe no 2.

21 Annexe no 2.

22 Bibliographie no 37.

23 Bibliographie no 14

24 Voir supra, p. 147.

25 Annexe no 3.

26 Bibliographie no 37.

27 Annexe no 3.

28 Bibliographie no 37.

29 Annexe no 3, échantillon no G3-25.

30 Bibliographie no 14.

List of illustrations

Caption Fig. 30. — Courbes granulométriques des échantillon-suivants, prélevés :G4-9, sur une terrasse du rio Miang.G4-16, à la surface, près de Favela (fraction sableuse).G4-61, à la surface, sur le pic Central (fraction sableuse).G4-66, à la surface, près de l’igarapé Baru (fraction sableuse).G4-24, dans un ruisseau, près du pic Central (fraction sableuse).
URL http://books.openedition.org/iheal/docannexe/image/7758/img-1.jpg
File image/jpeg, 232k
Caption Photo. 15. — Piste allant de la « Maloca do Taxi » à Bern QuererVue prise vers l’WSW. La vallée est large et rectiligne. Au premier plan, le sol est jonché de débris semi-roulés. Au loin et en contrebas, quelques palmiers « meritis » indiquent un sol humide.
URL http://books.openedition.org/iheal/docannexe/image/7758/img-2.jpg
File image/jpeg, 240k
Caption Photo. 16. — Région de la fazenda Bern QuererChicot » de kératophyre que la schistosité débite en lames.
URL http://books.openedition.org/iheal/docannexe/image/7758/img-3.jpg
File image/jpeg, 300k
Caption Photo. 17. — Sur la piste montant vers la fazenda Serra Verde. (Cliché L. Salgano).Des affleurements de kératophyre parsèment la croupe et les débris recouvrent le sol.
URL http://books.openedition.org/iheal/docannexe/image/7758/img-4.jpg
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Caption Photo. 18. — Les grands alignements montagneux des Serras do Marari et Sapord (vues stéréoscopiques)Les photographies ont été prises de la piste de la fazenda serra Verde vers le N 17° W. Le parallélisme des lignes de crêtes du premier plan, presque WE, marque profondément le paysage.Plusieurs d’entre elles sont nivelées, notamment à l’Ouest. Au second plan, une dépression semi-circulaire est entourée de montagnes basses. Au premier plan, un versant raviné a une forme concave.Noter les dômes volcaniques qui dominent les crêtes.
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Caption Photo 19. — Sur la piste de la fazenda Serra Verde. (Cliché L. Salgado). Petite rivière bordée de palmiers « meritis »
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Caption Photo. 20. — Dépression drainée par un sous-affluent du ParacáuLa rivière sape sa rive concave.
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Caption Fig. 31. — Courbe d’analyse thermique différentielle de l’échantillon G1-9 prélevé sur les berges d’une petite rivière (piste allant de la fazenda União à la fazenda Serra Verde)
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Caption Fig. 32. — Courbes granulométriques des échantillons prélevés sur les berges de petites rivières.G1-9, piste allant de la fazenda União à la fazenda Serra Verde.GD-4, piste allant de l’igarapé Arame à Vista Gera ! (affluent du Maricó).GD-6, Vista Geral.
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Caption Fig. 33. — Courbes granulométriques des fractions sableuses des échantillons suivants, prélevésGD-19, G2-90, G2-91, G2-88, à la surface, sur la piste allant de Taxi à Bern Querer.GD-14, GD-17, dans un affluent du rio Taxi-près de Bern Querer.
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Caption Photo. 21. — La dépression du Cotingovue de la piste qui vient de Quixadá (rive gauche). Noter l’ampleur de cette zone plane. Au premier plan, des « chicots » de kératophyre montrent la schistosité de la roche.
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Caption Photo. 22. — Terrasse de la rive droite du Cotingo,avant son enfoncement dans la gorge, entre les petits massifs de Patagé ou Memoria et de Morocai ou Sáo Paulo.
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Caption Photo. 23. — La traversée du rio Tiporém (Cliché L. Salgado).
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Caption Photo. 24. — Un méandre abandonné du Tiporém (Cliché L. Salgado).
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Caption Fig. 34. — Ancien niveau du lit majeur du rio Tiporém, recouvert de cailloux roulés et émoussés (profil levé au graphotachéomètre)
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Caption Fig. 35. — Schéma exécuté d’après un croquis de Mlle Aida Osthoff (Mme de Barros) montrant un réseau de failles presque perpendiculaires, au Nord de Céu Alberto.Des kératophyres forment le massif Sud, alors que les lignes de crête plus septentrionales sont composées de roches variées : kératophyre, granite, tuf, aplosyénite (syénite à structure aplitique), diorite.
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Caption Fig. 36. — Deux replats importants de la zone de Céu AbertoLe premier, recouvert de quartz semi-roulés, est tranché sans doute dans les granites. Le second coupe au contraire les kératophyres.La direction des diaclases est tracée en accord avec l’orientation de la coupe.Ces profils ont été levés à la règle à éclimètre.
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Caption Fig. 37. — Vallée du BaruNoter la dissymétrie accentuée des versants due à la présence de la faille. Sur le versant SE, des filons de quartz renforcent la dureté de la roche.Profil levé au niveau d’Abney.
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Caption Photo. 25. — Vues stéréoscopiques de la zone du Baru et du Tiporém (photographies no 8 et 9 du vol. 4019-13)La figure 38 a été dessinée d’après ces photographies.
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Caption Photo. 26. — Diaclases parallèles N 47° W, sur une dalle de la rive gauche de l’igarapé das Lages
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Caption Fig. 38. — Restitution des photographies nos 7, 8 et 9 du vol 4019-13Les influences structurales se marquent dans le cours du moyen Baru et du moyen Tiporém (E-W), ainsi que dans le tracé d’une partie de l’igarapé Maricó et d’un de ses affluents (NE-SW). Entre les deux fractures ou failles qui l’influencent, le rio Tiporém s’encaisse dans une gorge. Cependant certaines rivières sont indifférentes à la structure, au moins dans une partie de leur cours.La disposition concentrique des crêtes est particulièrement frappante. Le pendage est centripète mais d’autres directions s’observent à la limite Ouest.
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Caption Fig. 39. — Profit levé au niveau d’Abney, dans la zone de l’igarapé das LagesLa dissymétrie des versants est visible, ainsi que l’influence des diaclases et de la schistosité (voir d’autre part, carte hors texte no 2).La direction des diaclases et de la schistosité est tracée en accord avec l’orientation de la coupe.
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Caption Fig. 40. — Crête levée au niveau d’Abney à l’Ouest du MaricóLa direction de la schistosité est tracée en accord avec l’orientation de la coupe. Noter la dissymétrie des versants, et les replats dont un est couvert de cailloux semi-roulés.
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Caption Photo. 27. — Vallée de l’EstrêlaLa rivière serpente dans une grande dépression à fond plat bordée à l’Ouest par un escarpement montagneux. Au fond, la dépression du Cotingo et les massifs qui se dressent sur sa rive gauche.
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Caption Photo. 28. — L’Estrêla, au moment d’effectuer le changement de direction qui le dirige vers le Cotingo. Sa vallée est beaucoup moins encaissée que celle de l’Esteves. Les versants sont convexes et souvent en partie couverts de bouquets arborés. Des blocs tapissent le lit de la rivière.
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Caption Fig. 41. — Profils Levés an niveau d’Abney.Versants N et NE d’une crête de la vallée du bas EstrêlaNoter la rupture de pente qui marque le changement de roche (voir également carte hors texte no 2).La direction des diaclases est tracée en accord avec l’orientation de la coupe.
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Caption Fig. 42. — Morro EstrêlaIl est situé sur la rive droite (le la rivière du même nom. Ce profil montre le creusement de la rivière à partir du niveau relatif de 100 mètres, avec une étape dans l’enfoncement à 60 mètres (coupe levée au graphotachéomètre).
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Caption Fig. 43. — Courbe granulométrique d’un échantillon prélevé sur les berges de l’igarapé Estrêla
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Caption Photo. 29. — Dépression alvéolaire sur la piste de FortalezaNoter dans cette dépression l’aspect tout à fait différent du sol et de la végétation herbacée.
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Caption Photo. 30. — La piste qui part de Fortaleza pour atteindre Vista GeralLe sol est couvert de blocs et de débris rocheux.Un piton rocheux, isolé, prend l’allure d’un fragment de cratère égueulé.
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Caption Fig. 44. — Courbe granulométrique d’un échantillon prélevé dans un affluent de l’igarapé Estrêla
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Caption Fig. 45. — Profils des versants Sud et Nord d’une gorge située au SW de la Maloca do EstevesNoter les deux replats à 5 mètres au-dessus du lit mineur. Les profils ont été levés au niveau d’Abney. La direction des diaclases est tracée en accord avec l’orientation de la coupe.
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Caption Photo. 31. — Vues stéréoscopiques de ία vallée de l’Esteves, dans sa partie encaisséeNoter le tracé rectiligne du cours de la rivière. Les photographies ont été prises de la rive droite dans le sens de l’écoulement des eaux.
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Caption Photo. 32. — L’EstevesIl descend jusqu’au Cotingo par une série de rapides et de cascades. La vallée, ici très encaissée, est taillée dans les kératophyres. Les versants ont localement une végétation luxuriante. Sur la rive droite (à droite de la photographie), une avancée rocheuse oblige la rivière à effectuer un coude.
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Caption Photo. 33. — Affleurement de basalte dans l’EstevesNoter la section des prismes de cristallisation et les cupules qui entament la surface de cette dalle.
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Caption Photo. 34. — La désagrégation des dolérites selon les réseaux de diaclasesElle forme de véritables parallélépipèdes. Noter d’autre part, le glissement de versant.
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Caption Fig. 46Le profil G2-6 (en haut) représente un col de flanc situé sur la piste de Fortaleza. Il montre la dissymétrie des versants, due à une faille.Le profil G2-7 permet de mesurer la plus grande des dépression alvéolaires que l’on rencontre sur cette piste. (Voir également la carte hors texte no 2.)Ces coupes ont été levées au niveau d’Abney. Les directions des diaclases et de la schistosité sont tracées en accord avec l’orientation du profil.
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Caption Fig. 47. — Profils transversaux de l’igarapé Esteves, levés à la boussole ChaixLa vallée, assez large à l’endroit de la première coupe, en amont des rapides, s’encaisse et se rétrécit en aval. La reprise d’érosion est nettement visible.Noter la dissymétrie de la vallée ainsi que la forte pente, qui, sur la rive droite, succède à un replat situé vers 75 mètres d’altitude relative.
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Caption Fig. 48. — Croupes de la région de l’EstevesLe profil du haut, levé au graphotachéomètre, montre la dissymétrie des versants d’une vaste croupe, flanqué d’un côté d’un replat, de l’autre d’un aplanissement. Le profil du bas, levé à la boussole Chaix, indique l’arrondi fréquent des formes.
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Caption Fig. 49. — Courbe granulométrique d’un échantillon prélevé dans l’igarapé Esteves
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Caption Fig. 50. — Courbes granulométriques des échantillons suivants, prélevés :G1-12, dans un affluent de l’Estrêla.G1-15 et G1-18, dans l’igarapé Esteves.G1-21, sur la rive gauche de l’igarapé Esteves.
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Caption Fig. 51. — Courbe d’analyse thermique différentielle d’un échantillon prélevé sur les berges d’un igarapé, près de Vista Geral
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Caption Photo. 35. — La surface d’aplanissement de Vista GeralElle est mamelonnée et des monts au sommet aplani la bordent au N et au NE.
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Caption Photo. 36. ·— La même surface prise vers le N 17° WNoter la planitude et les affleurements de kératophyre.
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Caption Fig. 52. — Courbes granulométriques des échantillons suivants, prélevés :GD-19 bis, dans l’igarapé Urucuri.GH-7, dans l’igarapé da Manga Brava.
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Caption Photo. 37. — Aspect du relief montagneux sur la rive gauche du Cotingo
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Caption Photo. 38 (lumière naturelle X 32). — Photographie de lame mince. Grès sériciteux de la Serra Arai (cliché Pavloff)La texture est litée et les grains sont en majorité non-usés avec quelques émoussés.
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Caption Fig. 53. Courbe granulométrique d’un échantillon de schiste prélevé dans la Serra Arai
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Caption Fig. 54. — Courbes granulométriques des échantillons de grès prélevés dans la Serra Arai, près de la Marque 7.
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Caption Fig. 55. — Courbes granulométriques des sédiments superficiels prélevés dans la Serra Arai
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Caption Fig. 56. — D’après un croquis de M. de BarrosEn haut, le profil des deux gradins selon la coupe A B du schéma d’en bas. Celui-ci montre le plan de la dissection des roches sédimentaires par la rivière.
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Caption Fig. 57. — Courbe granulométrique d’un échantillon prélevé sur la terrasse du Suapi
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Caption Photo. 39
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Caption Fig. 58. — Dessin de la photographie no 39, prise de Vista GeralLos longues crêtes aplanies du premier plan contrastent avec les cuestas sédimentaires.
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Caption Fig. 59. — Cuesta sédimentaire au NW de Vista GeralLes conglomérats affleurent sur une assez grande surface en avant de l’escarpement de grès. Profils exécutés au niveau d’Abney.
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Caption Fig. 60. — Dessin exécuté depuis la région du Rio Esteves.Contact du massif volcanique et des premiers témoins sédimentaires, sur la rive gauche du CotingoEn arrière de la première crête, la vallée du Cotingo est encaissée dans le substratum. Au milieu d’une zone ondulée, se dressent les premiers témoins de placage de conglomérats et de grès, qui ont subi des dislocations. Vers N 80° E, le Morro Lilás montre des couches plissées. Une grande brèche due aux affluents du Maú et du Cotingo le sépare d’un hogback sédimentaire.
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Caption Fig. 61. — Le même morro Lilás, vu de la piste de SocóUne surface d’aplanissement tranche les couches sédimentaires (dessin d’après photographie).
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Caption Fig. 62. — Dessin d’après une photographie tirée du Mono Lilas vers la Guyane anglaise montrant la succession des cuestas
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Caption Photo. 40. — Aplanissement des couches sédimentaires dans la région du rio AilãLa rivière dessine des méandres dans une vallée relativement large, presque calibrée ; la forêt apparaît sporadiquement (cliché L. Salgado).
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Caption Photo. 41. — Serra do CipóL’apparition des couches sédimentaires ainsi que leur pendage est nettement visible. Dans le lointain, à droite, une crête ondulée (cliché L. Salgago).
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Caption Photo. 42. — Photographie d’une lame mince dans un jaspe rouge (Lumière naturelle X 405) (cliché Pavloff)Dans une pâte très fine, se détachent les spicules de spongiaires.
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Title Photo. 43. N° G2-6. — Près de Bem Querer (Serra do Marari et Serra do Patagé). (Lumière naturelle, X 26)
Caption (Cliché Pavloff)
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Title Photo. 44. N° G2-7. — Près du Cotingo, entre Bem Querer et São Luiz (dépression montagnarde du Cotingo). (Lumière naturelle, X 85).
Caption (Cliché Pavloff)
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Caption (Cliché Pavloff)
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Title Photo. 46. — No G1-20. Igarapé Esteves. (Lumière naturelle, X 32).
Caption (cliché Pavlov)
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