• Contenu principal
  • Menu
OpenEdition Books
  • Accueil
  • Catalogue de 15551 livres
  • Éditeurs
  • Auteurs
  • Facebook
  • X
  • Partager
    • Facebook

    • X

    • Accueil
    • Catalogue de 15551 livres
    • Éditeurs
    • Auteurs
  • Ressources numériques en sciences humaines et sociales

    • OpenEdition
  • Nos plateformes

    • OpenEdition Books
    • OpenEdition Journals
    • Hypothèses
    • Calenda
  • Bibliothèques

    • OpenEdition Freemium
  • Suivez-nous

  • Lettre d’information
OpenEdition Search

Redirection vers OpenEdition Search.

À quel endroit ?
  • Presses Universitaires de Bordeaux
  • ›
  • À la croisée des sciences
  • ›
  • Karsts et évolutions climatiques
  • ›
  • Karsts des atolls et karsts tropicaux
  • ›
  • Naissance géologique d’un karst lithific...
  • Presses Universitaires de Bordeaux
  • Presses Universitaires de Bordeaux
    Presses Universitaires de Bordeaux
    Informations sur la couverture
    Table des matières
    Liens vers le livre
    Informations sur la couverture
    Table des matières
    Formats de lecture

    Plan

    Plan détaillé Texte intégral INTRODUCTION I. LE MODELEPLATE-FORME CARBONATEE : LE GRAND BANC DE BAHAMA II. LE MODELE ATOLL : ARCHIPEL DES TUAMOTU (POLYNESIE FRANCAISE) III. LES CONSEQUENCES GEOLOGIQUES ET GEOMORPHOLOGIQUES CONCLUSIONS : LA NAISSANCE GEOLOGIQUE D’UN KARST PAR L’ACTION CONJUGUEE DU COUPLE LITHIFICATION-DISSOLUTION Bibliographie Auteur

    Karsts et évolutions climatiques

    Ce livre est recensé par

    • Joël Humbert, Revue géographique de l’Est, mis en ligne le 7 août 2013. URL : https://journals.openedition.org/rge/4255 ; DOI : https://doi.org/10.4000/rge.4255
    Précédent Suivant
    Table des matières

    Naissance géologique d’un karst lithification-dissolution des sédiments marins de 125 ka à l’actuel et ses conséquences

    Grand Banc de Bahama et Tuamotu

    Françoise G. Bourrouilh-Le-Jan

    p. 77-103

    Résumés

    La morphologie karstique apparaît très tôt, dès la sédimentogenèse pour les sédiments marins très peu profonds. Des exemples sont étudiés dans le domaine sub-, inter-et supratidal de la plate-forme du Grand Banc de Bahama (Atlantique) et des atolls des Tuamotu (Pacifique). Cette karstogenèse très précoce est favorisée par la minéralogie des sédiments marins peu profonds actuels : l’aragonite, facilement dissoute dans un fluide différent de l’eau de mer. L’apparition du modelé karstique se fait par l’action conjointe de phénomènes de cimentation et de dissolution biochimiques. Localisées dans le plan horizontal du niveau de la mer, cimentation et dissolution évoluent dans un plan vertical avec la courbe eustatique du niveau de la mer, et aboutissent à une lithification préférentielle des pourtours des plates-formes et des couronnes des atolls tandis que des dépressions se creusent dans leur zone centrale.

    Karst morphology appears very early even through sedimentogenesis. Examples from the sub-, inter-and supratidal modern to 125 ka old sediments are given from the Bahamas and from Tuamotuan atolls, with mineralogical and hydrological analysis. Karstification is favoured by aragonite, the modern mineralogy of marine shallow water carbonate sediments. Lithification by aragonite cements appears as a rim around carbonate deposits and dissolution and non-cementation start on modern supratidal deposits (Andros micrite or atoll coral-rudite) and give central depression. This couple : lithificationdissolution is localized at sea level and accompanies fluctuations of sea level along eustatic curve.

    Entrées d’index

    Mots-clés : aragonite, atoll, grès de plage, dissolution, karst

    Keywords : Aragonite, atoll, Tuamotu, beach rock, dissolution, karst

    Index géographique : Bahamas, îles Tuamotu

    Texte intégral Bibliographie BIBLIOGRAPHIE Auteur

    Texte intégral

    INTRODUCTION

    1L’étude sédimentologique et diagénétique de modèles carbonatés actuels : le Grand Banc de Bahama (Atlantique) et les formations coralliennes actuelles des atolls des Tuamotu (Pacifique) montrent que la morphologie karstique apparaît très précocement pendant la sédimentogenèse et qu’elle est la conséquence de la présence et du fonctionnement du couple lithification-dissolution, eux-même strictement dépendants de la lentille d’eau douce (ou lentille de DUPUIT-GHYBEN-HERZBERG) pour une île carbonatée ; cette karstification est donc dépendante de l’ensemble des paramètres climatologiques des zones étudiées, c’est-à-dire tropical humide et sous régime cyclonique.

    2Les minéraux en présence sont l’aragonite, la calcite peu magnésienne, la calcite très magnésienne et la dolomite calcique. L’aragonite, CaCO3 orthorhombique, est généralement considérée comme provenant du démantellement des organismes de la biocénose récifale et subrécifale et particulièrement des thalles des Dasycladacées actuelles (Penicillus, Halimeda, Ripocephalus, etc...). On peut considérer les aiguilles d’aragonite (de 1 sur 0,1 mm) des boues accumulées dans ces milieux carbonatés peu profonds, comme étant des “nanobioclastes”.

    3La calcite magnésienne provient essentiellement des tests de Foraminifères ou des thalles de Rhodophycées calcaires. Elle est aussi liée à la présence des Cyanobactéries dans la zone des mangroves carbonatées et/ou des plaines et replats d’estran. La calcite peu magnésienne est essentiellement diagénétique et dérive, soit de la calcite très magnésienne par perte très précoce de Mg, soit de la dissolution de l’aragonite et de la reprécipitation en eau douce des ions CO3--et Ca++. La dolomite est ici essentiellement diagénétique, en zone supratidale (Bahama, seulement).

    4Le couple lithification-dissolution agit donc sur un sédiment en cours de dépôt qui est ici formé essentiellement d’aragonite (90 à 99 %) et très faiblement de calcite magnésienne puisque dans les 2 exemples choisis, le sédiment dérive de la biocénose corallienne qui élabore essentiellement de l’aragonite par ses coraux Héxacoralliaires, ses Halimeda (Algues vertes), ses Mollusques aragonitiques.

    5Les conditions de précipitation de ces différents minéraux dans les modèles actuels, sont fonction du fluide environnant les sédiments et donc des conditions climatologiques (températures, pluviométrie, vents, etc...). L’étude du couple lithification-dissolution qui constitue une partie de l’étude de la diagenèse dans les modèles sédimentologiques actuels, nécessite donc des analyses minéralogiques (rayons X) et des analyses hydrologiques. Dans la mesure du possible, le sédiment et son eau environnante ont été prélevés et analysés. Ainsi, dans le domaine sub-à intertidale, la diagenèse aragonitique apparaît très tôt sous forme de précipitation directe du minéral à partir de l’eau de mer, provoquant la lithification du sédiment, soit bioclastique récifal (Tuamotu), soit micritique (Bahama).

    6D’autre part, la dilution de l’eau de mer par les eaux météoriques (mangrove de Bahama, atoll de Clipperton, lagune des motu des Tuamotu) provoque, au contraire, sa dissolution. Nous verrons que ces deux phénomènes, dissolution et lithification, sont liés et qu’ils induisent des conséquences sédimentologiques et géomorphologiques importantes avec l’apparition et la naissance du modelé karstique.

    I. LE MODELEPLATE-FORME CARBONATEE : LE GRAND BANC DE BAHAMA

    A. Les lithifications

    7Dans chaque cas, nous nous sommes efforcés de mettre en parallèle l’étude pétrographique et l’étude hydrologique. Remarquons toutefois que dans le cas de l’archipel des Bahamas, la mer du Grand Banc de Bahama montre un chimisme particulier : chlorinité plus forte que pour une eau de mer “classique” 20,920 g/l à 21,806 g/l contre 19,35 g/l qui s’accompagne d’un excès de magnésium et de calcium et d’une perte en sodium et strontium.

    1) Lithification des micrites en zone supratidale

    8Cet exemple de lithification se situe au niveau de la plaine d’estran de l’Ouest d’Andros, Bahama (fig. 1). Rappelons brièvement que la plaine d’estran agit comme un véritable filtre sédimentologique lors des évènements sédimentaires de haute énergie (ouragan et cyclone), et que les grandes zones suivantes y ont été reconnues (fig. 1) :

    • le Grand Banc de Bahama, zone moyenne et sud, qui constitue l’usine à carbonates ou “zone de fabrication des carbonates” ;

    • le talus subtidal, fait d’une micrite en suspension et situé tout le long de la côte SW de l’île Andros, qui constitue la zone de stockage de boue, bien visible par analyse des photographies prises à partir de satellite.

    Image 100000000000027D0000036B53F7F809.jpg

    Figure 1 :
    Le Grand Banc de Bahama et les zones étudiées.
    Mission ELF-R.E. - Université P. et M. Curie.
    1 et 2 : Plaine d’estran de l’Ouest d’Andros, mangrove à Avicenia et Rhizophor
    3 : Région de Fresh Creek, Pléistocène de 125 ka
    4 et 5 : Oolithes actuelles en formation :
    4 : îles des Joulter ;
    5 : île de Beacon.
    6 : "Beach-rocks" submergés de Bimini.

    9La bande cotière SSW, sur 4 à 5 km de largeur, constitue la zone d’accumulation supratidale de cette boue stockée en zone subtidale et de nombreux exemples de colmatages d’estuaires sont visibles. La côte NNW est, par contre, la zone d’évacuation de la crue cyclonique (nombreux chenaux et nombreux estuaires). Cette géométrie sédimentologique est pertubée par le chimisme des nappes d’eaux, amorçant une dissolution précoce de l’aragonite et par l’action mécanique des courants marins du Grand Banc qui attaque les dépôts anciens de la zone NNW ; ces derniers ne sont pas réalimentés par les ouragans puisqu’ils sont sous-le-vent de leur trajectoire (BOUR-ROUILH-LE JAN, 1978, 1981, 1990).

    10Le sens général de l’accrétion sédimentaire carbonatée est donc SSE, tandis que destruction et remaniement se produisent au NNW, laissant des zones témoins comme Billy Island et William’s Island (fig. 2). Ce sens général d’évolution vers le SSE se note dans la plaine d’estran elle-même.

    Image 10000000000002650000021DE58479F5.jpg

    Figure 2 : Répartition schématique des carbonates magnésiens (dolomite calcique et calcite très magnésienne) et de la lithification aragonitique dans les zones profondes des carottes situées dans les zones hautes de la plaine d’estran (localisation : cf. fig. 1). 1 et 2 : Dolomite calcique à pourcentage faible (1 : mesurée, 2 : probable). 3 et 4 : Dolomite calcique à % fort (3 : mesurée, 4 : probable). 5 et 6 : Calcite très magnésienne %> 10 % (5 : mesurée, 6 : probable). 7 : Répartition schématique de la lithification par précipitation in situ de ciment aragonitique dans les zones profondes des carottes situées sur les zones hautes (traînées cycloniques) et en bordure de la mer du Grand Banc de Bahama. Les nappes d'eau n'ont pas été dessinées pour ne pas nuire à la compréhension.

    11La mise en place des sédiments de la plaine d’estran de l’Ouest de l’île Andros se fait donc par accrétion latérale et par l’intermédiaire de l’appareil sédimentologique suivant : estuaire de marée, chenal de marée, bassin de marée, avec édification de banc médian de chenal ou d’estuaire. Des remaniements intraformationnels proviennent de la côte NW, en voie d’érosion, et des apports exceptionnels par les grandes marées et les ouragans.

    12Ces sédiments, une fois déposés, sont alors soumis à un régime hydrologique alternatifs avec des ingressions marines (aussitôt diluées), avec la création de nouveaux chenaux de marée, ou par la réactivation d’anciens chenaux à partir de la zone côtière NW actuellement en voie d’érosion. A ces invasions marines, fait suite un colmatage sédimentaire qui ferme les bassins de marée, modifie leur niveau hydrostatique qui se met en équilibre avec la nappe phréatique et les fait évoluer en lacs alcalins hypersodés, ce qui provoque la transformation du bassin de marée mésohalin en lac hypersodé oligohalin.

    13-Précipitation de l’aragonite (fig. 2) : Une campagne de carottage (plus d’une centaine) a été effectuée dans la plaine d’estran. L’observation systématique de plaques minces, doublée d’analyses diffractométriques et géochimiques montre la précipitation de l’aragonite (in situ dans le sédiment), mais à plusieurs dizaines de cm de profondeur et à la périphérie de la plaine d’estran dans les zones hautes de bordures en contact avec la mer de plate-forme du Grand Banc.

    14De plus, au cours de ces évolutions, une diagenèse précoce intervient à la périphérie des nappes libres dans la zone de battement de la nappe phréatique, sans doute par évaporation capillaire. Cette diagenèse précoce, est en rapport avec la présence de lacs alcalins et surtout de nappes d’eau mésohalines à oligohalines, et se traduit par l’apparition de dolomite et l’absence de gypse et de son cortège de minéraux, contrairement au modèle des “Tidal Flats” ou plaine d’estran de la côte des Pirates du Golfe Persique. La plaine d’estran elle-même est donc caractérisée par une zonation minéralogique s’effectuant autour des différentes nappes d’eau et autour des tramées cycloniques (fig. 2).

    Image 10000000000002790000013E5373EF73.jpg

    Figure 3 : Dans l’archipel des Exuma, au SE de la Nouvelle Providence, vue en plan du delta oolithique de Beacon Cay, avec la localisation des stations de prélèvement.
    (Localisation : cf. fig. 1). (Mission Elf-Aquitaine/Université P. et M. Curie).

    15-Précipitation biogénique de la calcite magnésienne : La calcite magnésienne est liée à la présence de stromatolithes (en coussinets bombés du côté des nappes salées ou en voile ou biscuit d’eau autour des étangs hyperalcalins). De plus, ces zones stromatolithiques sont liées du point de vue géochimique à la présence d’ions tels que Pb... Enfin, s’observe en zone de mangrove sèche, la formation de pisolithes à calcite magnésienne.

    2) Lithification des sables oolithiques en zone subtidale

    16Les travaux sédimentologiques récents sur les dépôts oolithiques bahamiens sont nombreux : LOREAU (1970), HINE & NEUMANN (1977), HINE (1977), HARRIS (1977, 1978), CROS (1979), SIMONE (1981), HINE (1983), HARRIS (1983). Ces dépôts se situent classiquement à la périphérie de la plate-forme carbonatée. L’étude de deux exemples (delta oolithique de Beacon Cay et zone des Joulter’s Cay) montre qu’ils sont affectés très précocement par une cimentation aragonitique. La périphérie de la plate-forme carbonatée se lithifie donc petit à petit et au fur et à mesure des variations eustatiques du niveau de la mer.

    Image 10000000000001BF0000024966AFA845.jpg

    Figure 4 :
    Variations des salinités et teneurs en ions Cl-,
    Mg++, Ca++, Na+, K+, SO4--,Sr++, PO4--, le long de la transverse d’un dépôt oolithique (Beacon Cay).
    (Stations de prélèvements : cf. fig. 3).

    Image 1000000000000245000001AA264993FF.jpg

    Figure 5/A :
    Les Iles Joulter
    (au N d’Andros). Localisation des échantillons et courbes isohalines (chiffres en italique).

    Image 10000000000002410000017DC9D84F09.jpg

    Figure 5/B :
    Variation des coefficients de concentration-dilution selon la coupe A-B. Projection orthogonale des stations de prélèvements sur la zone des Joulter’s Cays - Echelle arithmétique.

    17Les dépôts oolithiques de Beacon Cay se trouvent sous 2 m d’eau et sur la face concave du delta qui est courbe, le talus oolithique est limité par deux chenaux de marée de 10 m de profondeur : le chenal principal de Beacon Cay emprunté par les bateaux et un chenal adjacent beaucoup plus petit correspondant aux passes océaniques situées entre Bluff Cay, Highburn Cay et d’autres îlots (fig. 3).

    18La chute brutale du Sr++ et du Ca++ dans l’eau de mer, au niveau des stations 3 et 4 (fig. 4), correspond exactement à la localisation des accumulations oolithiques. Cette chute semble montrer que le Sr++ est prélevé directement à partir de la mer et qu’il se trouve piégé dans l’aragonite des oolithes. L’étude pétrographique des dépôts oolithiques de Beacon Cay a montré (BOURROUILH-LE JAN, 1977) qu’en plus de l’oolithisation, se produisait une cimentation aragonitique subtidale, sous forme d’un fin feutrage de cristaux aragonitiques palissadiques, dont la présence et l’orientation étaient guidées par le subtrat sur lequel ils prenaient naissance.

    19De même, en bordure de la Langue de l’Océan, et situées au nord de l’île d’Andros, les Joulter’s Cays constituent une zone de très hauts-fonds entièrement découverts par les grandes marées, comme l’indiquent les cartes hydrographiques (fig. 5). C’est un secteur à sédimentation oolithique avec une zone oolithisante dans les éventails et cordons oolithiques en bordure de la Langue de l’Océan et en arrière une zone de piégeage oolithique. Ces deux zones sont séparées par une étroite bande récifale profonde du rebord vertical du Grand Banc de Bahama. Cette zone à sédimentation oolithique a été étudiée par HARRIS (1977), CROS (1979) et HINE (1983). Les chenaux larges et à sédiments meubles oolithiques se ramifient puis se perdent à la surface de la prairie à Thalassia. Entre les cordons et les deltas oolithiques émergent quelques îles, oolithiques elles aussi, enserrant des lagunes sursalées. La mangrove est peu développée. La marée est semi-diurne, c’est-à-dire deux marées hautes et deux marées basses par chaque période de marée (24 h et 50 mn). Sur le pourtour du haut-fond des Joulter’s Cays existent de grandes dunes hydrauliques migrantes.

    Appareil sédimentologique

    Estuaire et chenal de marée

    Déversoir intérieur = Bassin de marée

    Localisation

    géographique

    Wide Opening chenal adventif

    Turner Sound

    Phénomènes observés

    Dilution simple d'eau de mer

    Ca++↗, Sr++↗,
    Mg
    ++↘, K+↘, Na+↘, SO4--↗↘

    Interprétation diagénétique

    (Confinement des faunes et des flores)

    Dissolution de l'aragonite,
    Diagenèse précoce sur les pourtours de la nappe : dolomitisation et précipitation de calcite magnésienne

    Figure 6 :
    Comportement des ions et diagenèse en fonction de la position des échantillons dans l’appareil sédimentaire de la mangrove carbonatée de la paline d’estran de l’W d’Andros, Grand Banc de Bahama.

    20L’étude des coefficients de concentration-dilution (fig. 5 B) montre que l’eau de mer qui recouvre le Grand Banc de Bahama à la latitude et longitude du haut-fond des Joulter’s Cays, présente une concentration en Ca++, HCO3--, SO4--. L’eau séjournant sur le haut-fond des Joulter’s Cays est appauvrie en Ca++, HCO3-et SO4--. Des précipitations d’aragonite se produisent sous forme d’un engraissement des oolithes quiescentes, piégées sur les banquettes à Thalassia, mais aussi par précipitation de CaCO3 sous forme d’aiguilles d’aragonite entre les grains, amorçant une lithification précoce.

    21En zone subtidale et intertidale, on constate donc une lithification sous-marine qui se traduit par l’apparition d’un ciment aragonitique dans la micrite ou dans les plaquettes de 5 à 6 cm de long et de large et 3 à 4 mm d’épaisseur. Le ciment interparticulaire est constitué d’aiguilles d’aragonite qui se disposent radiairement autour des particules aragonitiques. Cette cimentation se traduit par la chute en Sr++ observée dans l’eau. Par contre, les particules de calcite magnésienne (Foraminifères), ne présentent pas, dans les tous premiers stades de la cimentation, de ciment d’aragonite, montrant ainsi l’interaction existant entre le substrat cristallin et le ciment en fonction d’un milieu donné.

    3) Lithification des sables bioclastiques en zone intertidale : les beach-rocks de Bimini

    22La cimentation des grès de plage ou “beach-rock” est étudiée depuis et par GINSBURG (1953). D’après cet auteur, la cimentation des grès de plage à Dry Tortugas, au sud de la Floride, se fait par l’aragonite qui précipite à partir de l’eau de mer retenue par capillarité lors de la marée descendante. Ce phénomène se situe donc à marée basse et se trouve contrôlé, ainsi que sa localisation, par la température, le drainage de la plage et la permanence ou non de cette plage.

    Image 1000000000000383000003D480617FB5.jpg

    Figure 7 : Morphologie karstique jeune : 1 et 2 sur des dépôts actuels à subactuels : 1. Estuaire fossile, plaine d’estran de l’W d’Andros entre l'estuaire du Pélican et Wide Opening, vue en direction du SE. (photo G. LUCAS). Nappes d’eau douce attaquant par dissolution les dépôts subactuels aragonitiques. 2. Zone au N de Wide Opening, nappes d’eau attaquant les lignes des traînées cycloniques (“hummocks”). 3, 4 et 5 sur des dépôts du Pléistocène supérieur : 3. Chicots karstiques émergeant de la mangrove, côte E d’Andros. 4. Vue aérienne (alt. 50 à 100 m) de la surface supérieure en nids d’abeilles du Pléistocène supérieur de Fresh Creek. 5. Vue aérienne du karst jeune sur roche jeune (Pléistocène supérieur) ennoyé par la fin de la transgression holocène, île de la Nouvelle Providence.

    23Au NW des îles Bimini (fig. 1), sur le rebord plongeant du Grand Banc de Bahama, ont été découverts entre 5 et 6 m de profondeur, en 1970 par REBIKOFF, des alignements de blocs grossièrement parallélépipédiques. Cet auteur en attribuait l’origine à une activité humaine. L’étude en fut confiée à la fois à des géologues et à des archéologues, et deux carottes prélevées par REBIKOFF (1972) furent envoyées à M. le Professeur G. LUCAS pour études, par J. GIFFORD, ainsi que divers autres échantillons.

    24Ces blocs constituent des alignements de beach-rocks du Pléistocène supérieur (BALL, 1980), actuellement submergés par la fin de la dernière transgression. Certains de ces beachrocks, pour les datations les plus anciennes, dérivent de ceintures sableuses de formation subtidale dont les âges C14 sont les suivants (BALL, 1980) : 27 000 BP et 29 000 BP. Les faciès sont des packstones à bioclastes nombreux et variés (Lamellibranches, Echinodernes, Foraminifères, Alcyonnaires et intraclastes de croûte calcitique). Les Echinodernes montrent déjà l’accroissement syntaxial et, d’après les analyses, cette cimentation par accroissement syntaxial est faite par de la calcite peu magnésienne. Une seule génération de ciment existe dans la partie supérieure de la carotte.

    25La lithification très précoce de ces grès de plage actuellement submergés, montre donc que le pourtour émergé de la plate-forme du Grand Banc de Bahama s’est consolidé au fur et à mesure des variations eustatiques du niveau de la mer, ici la remontée eustatique holocène.

    B. Les dissolutions

    26Les phénomènes de dissolution de carbonates sont très fréquents dans les environnements carbonatés actuels et affectent non seulement les sédiments actuels en voie de dépôt, mais aussi la calcarénite pléistocène agée de 125 ka.

    1) Dissolution actuelle de l’aragonite actuelle dans les estuaires de la plaine d’estran de l’ouest d’Andros (fig. 6 et 7)

    27Une étude précédente (BOURROUILH-LE JAN, 1980) a montré que dans la plaine d’estran de l’ouest d’Andros, les nappes d’eau de la mangrove en communication avec la mer ne se présentent pas comme issues d’une simple dilution d’eau de mer. L’enrichissement en ions Ca++ montre au contraire la dissolution très précoce de l’aragonite, matérialisée par les tâches rondes des étangs oligohalins de la plaine d’estran (fig. 7-1 et 7-2). Les conclusions sont résumées sur la figure 6 qui met en parallèle les évènements diagénétiques et hydrologiques avec l’appareil sédimentaire de la mangrove carbonatée de l’ouest d’Andros.

    2) Dissolution actuelle de l’aragonite pléistocène : les estuaires de Fresh Creek et les “Trous bleus” (“Blue Holes”)

    28Tous les auteurs s’accordent à reconnaître les traces d’une érosion à la surface des Bancs de Bahama. AGASSIZ, le premier, décrit un aven submergé (1894) qu’il sonde à 61,2 m, situé sur la plate-forme recouverte par 3 et 4 brasses d’eau. Puis VAUGHAN (1914) sonde un deuxième aven sous-marin et trouve 57,6 m. DORAN (1955) trouve 59,4 m pour un aven situé sur l’île d’Acklin. Le karst bahamien a été très rapidement décrit par NEWELL et RIGBY (1957), puis par MONTY (1967). L’Association britannique de spéléologie y a effectué plusieurs expéditions (1981, 1982) (PALMER & al., 1984), ainsi qu’en 1985 (Operation Raleigh Expedition).

    29La côte E de l’île Andros est bordée, du nord au sud de l’île, par une ligne continue de petits îlots de faciès oolithique ou récifal, d’âge 125 ka (BROECKER & THURBER, 1965) alternant avec des récifs coralliens ; îlots et récifs ménagent un étroit lagon peu profond, entre eux et la côte, plus ou moins peuplé de récifs en tache. La surface de la calcarénite a été étudiée (1974, 1976, 1977). Le karst bahamien présente deux formes topographiques : des Trous bleus (“Blue Holes”), comme ceux connus à l’extérieur de l’île (BENJAMIN, 1970), circulaires (ϕ 60 à 100 m) et profonds, et de nombreuses cuvettes karstiques visibles à faible altitude, peu profondes et de quelques mètres de diamètre, qui donnent un aspect alvéolé caractéristique à la surface topographique (fig. 7-4). L’attaque de la calcarénite se situe, pour sa partie visible, dans un plan horizontal ; elle est d’origine biochimique (fig. 7-3).

    30Il existe aussi une topographie karstique submergée, faite des mêmes éléments que la morphologie aérienne, et submergée par la fin de la transgression holocène (fig. 7-5). Le modelé karstique actuel, en fonction des différents mouvements eustatiques quaternaires, a débuté, pour la calcarénite de surface il y a 125 ka d’après les datations isotopiques (BROECKER & THURBER, 1965), et a pu comporter différentes étapes qu’il est difficile de mettre en évidence dans la topographie.

    31Les “Blue Holes” de ce karst jeune et peu évolué, formés autant par dissolution que par effondrement de la voûte supérieure de cavernes karstiques, peuvent s’interpréter, en l’absence de cours d’eau réel, comme le drain nécessaire à la plate-forme d’Andros lors d’abaissements du niveau marin. En termes de morphologie karstique, il est possible de rattacher les “Blue Holes” des Cénotes du Yucatan, c’est-à-dire des avens. L’eau des “Blue Holes” insulaires a une salinité voisine de celle de l’eau du Creek voisin (17,5 g/l), contrairement aux vasques karstiques, à salinité très faible (0,7 g/l ou 3,8 g/l), qui sont peuplées de stromatolithes et de Charophytes (BOURROUILH-LE JAN, 1974 a) (Fig. 15, photos 4 à 8).

    32FARR et PALMER (1984) distinguent les “Blue Holes” de l’intérieur des terres de ceux à ouverture océanique ou “Trous bouillants”. Ils rapportent les premiers aux cénotes mexicains, ce qui n’est pas tout à fait exact quant au niveau de l’eau douce dans l’un et l’autre cas puisque les uns sont noyés (“Blue Holes” Bahamiens) et les autres presque totalement ou presque émergés (cénotes). Sur 120 sites explorés (terrestres), quatre Blue Holes dépassent la profondeur de 100 m, avec un maximum à 110 m. Ils sont tous remplis d’eau et contiennent des stalactites en profondeur. Certains présentent des réseaux de cavités horizontales tandis que les Blue Holes à ouverture marine communiquent presque tous avec plusieurs réseaux horizontaux sur des distances considérables (1,5 km). Ils sont, de plus, parcourus par de violents courants alternatifs de marée.

    33SMART (1984) montre que chaque “Blue Hole” terrestre fonctionne comme un lac méromictique, de très faible surface et de grande profondeur, dont la chimie et la biologie sont complexes. L’épaisseur de la lentille phréatique serait de 30 m et elle s’amenuiserait en direction des estuaires et de la côte.

    34Les “Blue Holes” du Sud d’Andros et les galeries qui en dépendent montrent un contrôle structural très net (PALMER, 1984). Leur alignement est parallèle à l’escarpement existant entre la plate-forme du Grand Banc de Bahama et la Langue de l’Océan, diverticule de l’Océan Atlantique séparant les Bancs. Pour PALMER et WILLIAMS (1984), la dissolution interviendrait à la limite de la lentille phréatique et de l’eau salée sous-jacente. Elle serait facilitée par le bouchon de matière organique en suspension et en décomposition situé à l’interface des 2 nappes et très riche en sulfures (même observation faite à Clipperton). Toutefois, BLACK et al. (1984) ont montré qu’il y avait aussi une dissolution active à la surface supérieure de la lentille phréatique. Des expériences sont actuellement menées pour évaluer la dissolution du carbonate à l’air libre qui varie de 0,18 à 0,79 mg/cm2/an selon l’exposition. Dans la partie supérieure des “Blue Holes” terrestres, cette dissolution serait de 0,01 mg/cm2/an en moyenne (SMART et WHITAKER, 1991).

    II. LE MODELE ATOLL : ARCHIPEL DES TUAMOTU (POLYNESIE FRANCAISE)

    35Par leur morphologie, les atolls s’opposent au modèle précédent de la plate-forme. Leurs dimensions sont en effet plus réduites : de quelques km seulement de diamètre, jusqu’à 80 à 90 km maximum de long, et ils se caractérisent par la présence exclusive de la biocénose corallienne entre 0 et 60 m de profondeur à leur périphérie ou à l’intérieur du lagon, fabriquant là encore un sédiment à 90 % aragonitique. Les mêmes phénomènes de lithification et de dissolution s’observent au niveau de la couronne de l'atoll et sont peut-être amplifiés par un climat tropical moins humide que celui de l’archipel du Grand Banc de Bahama. Rappelons les différents éléments de la morphologie atollienne (fig. 8) avec l’atoll de Rangiroa.

    36La couronne récifale, plus ou moins émergée et comprenant “motu” (émergé) et “hoa” (submergé à marée haute), enserre un lagon de 10 à 40 ou 60 m de profondeur. La couronne s’interrompt au niveau de passes profondes (“ava”). Les “motu”, issu du vocabulaire polynésien, désignent des îles sableuses et peuvent se trouver sur la couronne récifale où, alors, elles alternent de façon régulière avec les “hoa”. Ce terme désigne aussi les îles du lagon. Les “motu” sont en général exploités en cocoteraies ; sinon le climax est la forêt à Pandanus. Les “motu” sont généralement soulignés vers l’océan par des grès de plage qui en suivent les contours (fig. 8). Les “hoa”, terme polynésien, désignent une zone de la couronne d’un atoll, de largeur très variable de quelques mètres à plusieurs kilomètres et permettent le passage de l’eau à marée haute de l’océan vers le lagon, mais ne permettent pas le passage d’un bateau. “Motu” et “hoa” semblent être le résultat géomorphologique de la sédimentation de haute énergie (BOURROUILH-LE JAN et TALANDIER, 1985).

    Image 10000000000003700000021530689994.jpg

    Figure 8 : Schéma et infrastructure de l’atoll de Rangiroa (Tuamotu du NW, Polynésie française). (In BOURROUILH-LE JAN 1990, modifié).

    37Les “feo” sont des pitons karstiques carbonatés (dolomite) de quelques mètres jusqu’à plusieurs dizaines de mètres de hauteur profondément altérés par l’érosion météorique aérienne (pitons karstiques d'âge miocène). Ils peuvent se situer sur la couronne corallienne d’un atoll comme sur une île haute carbonatée.

    38Les effets de la diagenèse précoce sont multiples et sont la conséquence directe de la position de la couronne récifale (inter-à supratidale), de la position géographique des atolls sur le trajet des perturbations météorologiques (cyclones et ouragans), de la position en latitude provoquant une pluviométrie plus ou moins importante) et enfin de leur position géologique sur la plaque Pacifique sur le trajet des tsunamis.

    A. Beach-rocks de Rangiroa et leur eau d’imprégnation (atoll des Tuamotu du NW, Pacifique)

    39Les beachrocks en Polynésie française sont en formation à 60 cm de profondeur dans les plages (observations faites en 1974, en période inter-cyclonique). Le passage récent des cyclones de 1983 a perturbé le processus qui est en train de se reconstituer. La cimentation des beach-rocks est en étroite relation avec le chimisme de l’eau environnant le sédiment. A Rangiroa, les analyses d’eau ont donné les résultats suivants : chlorinité : 18,8 g/l, salinité théorique : S = 0,03 + 1,805 [Cl] = 33,9 g/l, salinité par addition : 35,16 g/l. Cette disparité entre ces deux derniers chiffres indique que les ions ne sont plus dans les mêmes rapports que dans l’eau de mer. En effet, le calcul des coefficients ioniques de concentration-dilution montre que l’eau d’imbibition des plages de Rangiroa en 1974 était enrichie en ion Ca++, mais aussi très appauvrie en HCO3- par rapport à l’eau de mer océanique environnante, tandis que K+, Na+ et SO4--étaient en légère diminution.

    Image 100000000000035B0000015556C6F29C.jpg
    Image 10000000000001AA000000E152534124.jpg

    Figure 9 : Lithification et cyclones : A : Recul du “motu” Avatoru (Rangiroa) vers le S après le passage des cyclones de 1983, provoquant la mise à nu de la sole du “motu”, ou dalle corallienne, dont la lithification s'accentue alors. B : Position stratigraphique de la dalle corallienne recouvrant les coraux mi-holocènes à Mataïva. Cette formation est petit à petit mise à nu par les cyclones, ce qui provoque sa lithification sous les effets combinés de réchauffement solaire, l’imbibition d’eau marine, la circulation pluviale et l’évaporation de l’eau douce de la nappe phréatique.

    40Ces chiffres traduisent la complexité des phénomènes diagénétiques qui semblent impliquer conjointement la dissolution et la reprécipitation de l’aragonite (dissolution de l’aragonite des bioclastes d’origine corallienne et précipitation d’un ciment aragonitique).

    B. Lithification et cyclones

    41L’observation géologique des atolls après le passage des cyclones de 1983, a montré qu’à côté de modifications topographiques (arasement des plages, réactivation de “hoa” dits “hoa d’ouragans” [BOURROUILH-LE JAN et al., 1985], construction de levées sédimentaires), de transport de matériels sédimentaires (blocs, sables, boues et matériaux organiques végétaux), de modifications de la carte sédimentologique intercyclonique, de modifications géologiques, etc..., on observait aussi un recul des “motu”.

    42Ce recul des motu a été évalué selon les atolls entre 4 et 30 m horizontalement au cours de la seule année 1983 (fig. 9). Un rapide calcul montre que 25 périodes cycloniques sont alors nécessaires pour faire reculer le “motu” de 100 m, distance existant dans certains atolls entre le rebord du platier et le début du “motu”, à Mataïva par exemple. Le précédent cyclone est de 1906, soit un écart de 76 ans entre 2 passages de cyclones à Mataïva (fig. 9-B).

    43On peut donc schématiquement dire que depuis 2 000 ans (76 ans x 25 = soit 1970 ans), les motu de la partie sud de la couronne de Mataïva, reculent petit à petit en direction du lagon, dégageant leur embase formée par une accumulation grossière de coraux qui se lithifie très rapidement sous les effets des agents atmosphériques (échauffement solaire, imbibition d’eau marine, circulation pluviale et évaporation de l’eau douce de la nappe phréatique). Ce recul que nous datons de 2 000 ans, correspond avec les datations C14 obtenues (BOURROUILH-LE JAN, 1990), et corrobore le début de la baisse du niveau de la mer en direction du niveau actuel.

    C. Dissolution actuelle des couronnes atolliennes

    44La dissolution précoce des sédiments coralliens a été observée de façon précise à Tikehau, mais existe aussi sur les autres atolls. La coupe transversale de la couronne récifale de Tikehau au niveau du motu Teavatia ou du motu Matiti (NW de l’atoll) fait apparaître en lieu et place d’une île sableuse couverte de cocotiers (motu) une vaste dépression.Celle-ci est quelquefois occupée par une mare d’eau saumâtre (fig. 10) où pullulent les Cyanobactéries de teinte orange. Ces Cyanobactéries appartiennent au groupe des Oscillatoria (DEFARGE, 1983, DEFARGE et TRICHET 1984, 1985). La lagune est en équilibre hydrostatique avec le niveau de la mer et avec la nappe phréatique du motu (lentille de DUPUIT-GHYBEN-HERZBERG).

    45Ces Cyanobactéries oranges recouvrent une boue noire où seuls sont visibles des Foraminifères Soritidés, traduisant un phénomène de diagenèse très précoce avec dissolution de l’aragonite et préservation de la calcite, mais sans doute déjà départ de Mg++ (fig. 11).

    46De plus, la zone du motu située à l’intérieur du beach-rock se trouve actuellement excavée par les phénomènes hydrodynamiques de haute énergie, ce qui traduit bien son absence ou sa faible cohésion, donc sa faible cimentation actuelle. Par tempête et cyclone ou autres phénomènes (tsunamis), se produit dans cette zone de la couronne récifale la convergence de très fortes houles qui nettoient la surface supérieure de la couronne récifale des matériaux meubles qui la recouvrent (motu). Ne subsiste alors que le beach-rock formant un relief en demi-couronne entre 1 et 1,50 m au-dessus de l’eau de la lagune occupant la place du motu (fig. 11). Cette eau douce, par son chimisme, a tendance à garder le matériel corallien meuble : par dissolution précoce de l’aragonite, par une absence de précipitation d’aragonite donc une non-cimentation dans les motu eux-mêmes.

    Image 100000000000035C0000011E874BD55C.jpg

    Figure 10 : Diagenèse précoce par dissolution des matériaux coralliens aragonitiques en lieu et place d’un ancien “motu” à Tikehau (Tuamotu du NW, Polynésie française).

    Image 1000000000000299000000DF0A455F90.jpg

    Figure 11 : Détail de la figure 10, le “copara” ou biscuit d’eau accumulation de Cyanobac-téries et de Chlorophycées, formant un tapis stromatolithique, qui pullulent dans les lagunes des couronnes des atolls.

    D. Dissolution et biodégradation actuelle de tous les carbonates : le lac méromictique du presqu’atoll de Clipperton

    47L’hydrologie du lagon de Clipperton est remarquable par les caractères suivants (NIAUSSAT et al., 1970, NIAUSSAT, 1978, BOURROUILH-LE JAN et al., 1985) : salinité de 4 g/l en surface, 6 g/l à 12 m de profondeur, 33 g/l au-delà, teneurs élevées en O2, devenant très rapidement faibles ou nulles en profondeur, concentrations élevées en hydrogène sulfureux, atteignant des teneurs toxiques supérieures à 70 ml/l au-delà de 15 m de profondeur, pH élevé des eaux en surface mais qui diminue rapidement en fonction de la profondeur pour devenir acide, à partir et au-delà de 15 m.

    48Toutefois, le caractère confiné de ce lac méromictique ne peut expliquer à lui seul la présence de certains ions en son sein. Par contre, l’ensemble des caractères physico-chimiques du lagon clos est sans doute responsable de la diagenèse, à la fois carbonatée et phosphatée : dissolution de l’aragonite, néogenèse d’apatite, néogenèse de carbonates doubles (magnésite et kutnahorite).

    49Déjà notée par SACHET (1962), une succession de gradins cerne le lagon qui est lui-même, par endroit, dominé par une légère dénivellation de 0,80 m à 1 m. De plus, le long de la côte lagonaire, en de nombreux endroits, des blocs, issus de la couronne émergée, sont basculés dans l’eau du lagon. Une dissolution énergique affecte la calcirudite de la couronne calcaire de l’atoll. Cette dissolution s’observe à trois échelles différentes :

    • A l’échelle de l'île : L’observation stéréoscopique des photographies aériennes (prises en 1935 à partir d’un hydravion embarqué sur le croiseur Jeanne d’Arc), montre que les côtes lagonaires sont en recul. Sur le terrain, ce recul se manifeste par une falaise de 0,40 à 1 m ou plus, et enfin par des blocs qui, sapés au niveau de la surface du lagon, basculent dans l’eau.

    • A l'échelle de l'échantillon : Déjà vu par OBERMÜLLER (1959), la calcirudite de la couronne présente des blocs coralliens complètement dissous et dont il ne reste que le moule phosphaté.

    • Au microscope électronique : Les coquilles qui parsèment le fond du lagon sont décolorées et sont devenues de plus extrêmement friables avec disparition partielle de certaines zones. Une étude au microscope électronique a montré la présence de microcavités aux dessins contournés, que l’on peut attribuer à des organismes cariants microscopiques (algues, bactéries, champignons) (fig. 12). Les microorganismes cariants désagrègent la coquille, en particulier les couches nacrées, dont les micro-plaquettes disparaissent et les baguettes aragonitiques des couches des coquilles sont fragmentées (BOURROUILH-LE JAN et al., 1985).

    50En conclusion, l’aragonite disparaît du sédiment par des voies chimiques et biologiques par la dissolution de l’aragonite des bioclastes et par le “grignotage” biologique de l’aragonite avec formation de microcavités, microtubulures, se traduisant par une grande friabilité des bioclastes et une perte de couleur. Rappelons que cette dissolution de l’aragonite s’accompagne de la néogenèse de carbonates doubles (magnésite, kutnahorite, [(CO3)2 Ca Mn/Mg], dolomite ( ?) et d’apatite).

    Image 1000000000000388000004CEF48AF47A.jpg

    Figure 12 (ci-contre) : Dissolution et dégradation biologique par les micro-organismes (bactéries, Cyanobactéries, champignons, etc...) des coquilles de mollusques holocènes (datées) situées au fond du lac méromictique de Clipperton (Pacifique E). 1 à 4 : Dissociation progressive des couches prismatiques supérieures et de la couche nacrée inférieure d’une valve de Lithophaga hanckocki, aboutissant aux stades finaux respectifs 5 et 6. Profondeur entre 5 et 10 m (cf. BOURROUILH-LE JAN et al. 1985). (Electronographies du Laboratoire de Géologie de Muséum National d’Histoire Naturelle de Paris).

    III. LES CONSEQUENCES GEOLOGIQUES ET GEOMORPHOLOGIQUES

    51Dans le domaine inter-et supratidal actuel, lithifications et dissolutions de l’aragonite ont des conséquences géomorphologiques avec naissance du karst et de son modelé, et des conséquences sédimentologiques avec l’apparition d’une sédimentation carbonatée détritique.

    A. Morphologie karstique actuelle

    1) Altération actuelle des dépôts actuels de la mangrove (Plaine d’estran de l’ouest d’Andros)

    52Par suite de leur position à plusieurs km de la côte, l’absence d’apports marins, ou du moins très faibles et exceptionnels par les ouragans, et la forte pluviosité qui règne sur Andros provoquent la présence de nappes d’eau douce stagnantes qui attaquent les dépôts carbonatés sur lesquels elles reposent (fig. 7-1), ou les dépôts subfossiles comme les hummocks, comme nous l’avons précédemment mis en évidence (1978 a, b, c, 1979 a, 1980, 1981 a, 1982). La photo 2 de la fig. 7 montre bien le recoupement existant entre une traînée cyclonique (hummock) au centre de la photo et la nappe d’eau qui dissout ces dépôts holocènes. On constate donc fréquemment le recoupement cartographique existant entre une traînée cyclonique et la nappe d’eau qui dissout ces dépôts. La conséquence au niveau de la plaine d’estran est une augmentation des surfaces d’eau au fur et à mesure que l’on s’éloigne de la côte, en direction du NE.

    2) Altération actuelle des dépôts de 125 ka

    53Rappelons les caractères du karst d’Andros, karst jeune, voisin de celui de la côte E de la Floride. Il est situé au niveau de la mer : + 1, + 2, + 5m, dans une région à forte pluviosité provoquant la stagnation de l’eau et l’absence d’infiltration ; il n’y a pas de poljé ; et il existe une croûte superficielle calcitique brune, plus dure, qui résiste à l’action dissolvante de l’eau douce du fait de sa minéralogie calcitique, (seul le Pléistocène sous-jacent est attaqué). Bien que cette croûte soit appelée dans la littérature “caliche”, nous avons montré (1977 a) que son origine était palustre à lacustre.

    Image 1000000000000290000002479948FD96.jpg

    Figure 13 : Position des avens ou “Blue Holes” d'Andros sur la plate-forme carbonatée du Grand Banc de Bahama, en fonction de la nappe phréatique, de ses variations en relation avec le niveau fluctuant de la mer.
    A : La nappe phréatique est en équilibre hydrostatique avec le niveau marin de 14 000 BP (échelle verticale exagérée).
    B : La nappe phréatique a suivi la remontée eustatique holocène du niveau de la mer et se trouve à nouveau en équilibre hydrostatique avec ce nouveau niveau (l’actuel), ennoyant en la morphologie karstique précédente et créant ainsi les “Blue Holes" terrestres et marins.

    Image 100000000000036E0000018DCE0960C4.jpg

    Figure 14 : Coupe synthétique de Maré (Ile haute carbonatée, Archipel des Loyauté) montrant les différentes morphologies karstiques, émergées ou submergées, affectant des dépôts (du Miocène moyen au Pliocène supérieur et Pléistocène supérieur), l’emboîtement des surfaces karstiques et les lithifications et dissolutions successives en fonction des variations eustatiques du niveau de la mer (courbes de VAIL et al. 1977 et HAQ et al. 1987).

    54On constate que la profondeur des “Blue Holes” ou avens augmente quand on se rapproche du bord de la plate-forme ; le fond des avens actuels correspond en effet au niveau de la nappe phréatique qui présente une surface bombée se raccordant sur les côtés au niveau de la mer. Les “Blue Holes” les plus profonds sont donc ceux situés sur les bords de la plate-forme, en rapport avec les variations récentes du niveau de la mer (fig 13).

    3) Altération des dépôts pliocènes à miocènes

    55Sur les plates-formes carbonatées Pacifique, les mêmes observations peuvent être faites. A Ouvéa, existent dans la plate-forme de 125 ka, trois avens dont un très profond, de plus de 50 m et en communication par des conduits karstiques avec la mer (salinité élevée) ; à Lifou et à Maré, la nappe phréatique est accessible au fond de quelques avens (KOCH, 1958 b, THOMAS et CHERRIER, 1988) (fig. 14).

    B. Conséquences sédimentologiques

    56Le travail érosif actuel à Andros, du fait du peu d’altitude des formations indurées, n’est pas un travail vertical, mais horizontal, avec attaque progressive à l’horizontal des plaques de Pléistocène jusqu’à leur complète disparition et effacement : ceci est bien visible dans les zones basses au centre d’Andros (fig. 7 : photo 3 ; fig.15 : photos 1 à 4 ; fig. 16 et 17). Les zones élevées allongées correspondent à d’anciennes dunes hydrauliques d’âge 125 ka, et sont recouvertes d’une végétation dense tropicale où le karst est encore visible, mais noyé dans une formation pédologique. Les zones plus basses sont couvertes d’une sorte de savane où l’attaque du calcaire est active ; quelques-unes sont recouvertes d’une mince pellicule d’eau douce peuplée de Cyanobactéries et de Charophytes (fig. 15 : photos 4 à 8).

    Image 100000000000037E000004C7A0859009.jpg

    Figure 15 (ci-contre) : Conséquences de la karstogenèse : Sédimentation carbonatée détritique et sédimentation carbonatée stromatolithique. Exemple de remaniement karstique de dépôt de 125 ka dans la sédimentation actuelle.
    1) Aspect de la rivière de Fresh Creek à 5 km de son embouchure. Morphologie karstique jeune, du calcaire du Pléistocène supérieur aérien et submergé.
    2) Attaque bio-chimique à l'horizontale et élaboration de lithoclastes pléistocènes.
    3) Zone de dépôts des lithoclastes pléistocène en aval (station 50).
    4) Sédimentation lacustre à Cyanobactéries (biscuits d’eau).
    5, 6, 7 et 8 : Sédimentation carbonatée stromatolithique à calcite très magnésienne dans les vasques karstiques du calcaire pléistocène supérieur (125 ka).
    5) Vasque asséché, sédiments à surface supérieure couverte de Cyanobactéries (Stromatolithes) et à aspect bombé.
    6) Vasque remplie d’eau, avec rhizophores de palétuviers.
    7) Détails des sédiments, fente de dessication et bioturbations par terriers.
    8) Entre 2 coussinets stromatolithiques, des Characées.

    1) Sédimentation carbonatée détritique actuelle

    57L’analyse sédimentologique de ces différentes zones fait apparaître la présence de sédiments calcitiques et non aragonitiques, contrairement à la côte W d’Andros, sédiments constitués de cristaux de calcite peu magnésiens dans les Creek lui-même, provenant du remaniement des dépôts pléistocènes et sédiments de calcite très magnésienne, liée à la présence des stromatolithes dans les vasques subaériennes (fig. 15 : photos 5 à 8 et fig. 16 et 17).

    58A la station 50, l’érosion karstique actuelle dans cette zone donne naissance à des rognons jaunâtres ou lithoclastes provenant de la dissociation de la croûte jaune supérieure appelée “caliche”. Or, ces rognons jaunâtres peuvent être retrouvés en aval du Creek formant une levée de plage actuelle (fig. 15 : photo 3). Le transport est de quelques km. Le matériel grossier est ainsi re-sédimenté et il en est de même du matériel fin, correspondant aux centimètres ou décimètres de vase de calcite peu magnésienne, sur des fonds de 0,50 à 1 m, dans les bras multiples du Creek.

    59Les résultats quantitatifs sont reportés sur les figures 16 et 17. Il a été porté, en plus, pour comparaison, les résultats quantitatifs d’une carotte provenant d’un environnement marin, donc tout à fait différent (Middle Bight, station 36 bis). Les conclusions pour la nappe d’eau en communication avec la mer (Fresh heck) sont les suivantes :

    • diminution d’E en W de l’aragonite d’origine marine, jusqu’à sa disparition totale (fig. 16-B) ;

    • le pourcentage d’aragonite est faible, par comparaison à un environnement essentiellement marin (Middle Bight, salinité 34,4 g/l) ;

    • en passant de l’environnement marin à lagunaire, on constate l’augmentation de la calcite magnésienne puis sa diminution jusqu’à disparition totale ;

    • la présence de quartz (2 %) à la station 50 (fig. 16-B), lié à la présence d’algues diatomées siliceuses ;

    • le fait majeur est l’accroissement constant (jusqu’à 99 %) de la calcite peu ou pas magnésienne.

    60Enfin, l’étude au microscope électronique montre une micrite hétérogène faite de grains de calcite aux contours arrondis, ni automorphes, ni xénomorphes mais érodés et à la granulométrie variable de 15 à 0,1 µm (fig. 17), indiquant bien le remaniement subi par la calcite pléistocène. Donc en l’absence d’apports marins importants, la karstogenèse précoce actuelle sur des dépôts de 125 ka, provoque, en plus de l’altération karstique, une sédimentation calcaire purement détritique, et au détriment du Pléistocène supérieur.

    2) Sédimentation carbonatée biogénique dans les vasques karstiques : croûtes actuelles non dolomitiques, à calcite très magnésienne

    61La surface du karst pléistocène présente de nombreuses petites cavités de quelques mètres de diamètre bien visibles en photographies aériennes à basse altitude (fig. 7 : photo 4 ; fig. 15 : photos 5 à 8). Ces vasques sont des creux morphologiques circulaires de quelques décimètres de profondeur à plusieurs mètres selon l’altitude atteinte par le Pléistocène.

    Image 1000000000000384000004186D6444DC.jpg

    Figure 16 : Conséquence de la kastogenèse précoce sur les dépôts de 125 ka : sédimentation carbonatée détritique actuelle, à calcite peu magnésienne de la côte E d'Andros, Bahamas. Carte : localisation de l’échantillonnage. Tableau : Minéralogie des sédiments de la côte E d’Andros.

    62Les vasques karstiques, selon leur situation par rapport à la nappe d’eau permanente, sont plus ou moins occupées elles-mêmes par une nappe d’eau, dont la salinité varie. Mais dans la zone et à la saison où nous avons opéré (novembre), ces vasques étaient sèches et la surface supérieure du sédiment qui les remplissait, était occupé par une croûte indurée, soit superficielle, soit gisant sous un coussinet stromatolithique désséché. En conséquence, certaines de ces croûtes peuvent être sèches et compactes, d’autres au contraire sont imbibées d’eau et molles. De plus, elles présentent un aspect polygonal, dû à la présence de fentes verticales de dessication, indiquant une alternance entre des phases d’imbibition d’eau et des phases d’émersion et de dessication (fig. 15-5 à 8).

    63La minéralogie de ces formations (moyenne des analyses) est de 96 à 100 % de calcite très magnésienne dont le pourcentage modulé molaire varie de 7 à 13 % de Mg. Les 3 % d’aragonite correspondent, dans un échantillon, à des lits fins de sédiments piégés à la surface de l’”algal mat”, sans doute lors d’un apport exceptionnel de sédiments marins par un évènement de haute énergie. Dans ces croûtes, les sections de tubes stromatolithiques sont bien visibles en microscopie photonique et en microscopie électronique, ainsi que des rhomboèdres de calcite très magnésienne.

    64En conclusion, sur les quelques vasques que nous avons étudiées, les sédiments qui s’y forment et s’y déposent sont essentiellement stromatolithiques et composés de calcite très magnésienne sans aucune trace ni de dolomite, ni d’aragonite (sauf cas exceptionnel).

    CONCLUSIONS : LA NAISSANCE GEOLOGIQUE D’UN KARST PAR L’ACTION CONJUGUEE DU COUPLE LITHIFICATION-DISSOLUTION

    65(1) Lithification aragonitique : La lithification aragonitique débute par la précipitation de ce minéral dans l’environnement marin subtidal à intertidal. Ce travail montre que l’aragonite précipite actuellement dans des milieux subtidaux de haute énergie, sous forme par exemple de ciment aragonitique inter-oolithique (Beacon Cay, Bahamas), en cristaux palissadiques guidés par le substrat aragonitique de l’oolithe sur lequel ils germent. Ce substrat aragonitique est lui-même d’origine bioclastique. Au niveau des corps oolithiques, on observe une chute brutale de Sr++ et Ca++ contenus dans l’eau de mer qui peut s’expliquer par la formation d’aragonite à partir de l’eau de mer sous le contrôle des paramètres physico-chimiques.

    66En zone intertidale supérieure (Joulter’s Cay, Bahamas), l’eau de mer bahamienne qui présente une forte concentration en Ca++, HCO3-, SO4--, est très appauvrie sur le haut fond des Joulter’s Cay. L’aragonite se forme alors en engraissement des oolithes quiescentes, et en ciment intergranulaire provoquant la lithification précoce (CROS, 1979). Il existe bien une interaction entre le substrat cristallin et sa nature, et le ciment granulaire et intergranulaire qui peut se former. Ceci entraîne des variations ioniques de l’eau de mer par précipitation in situ d’aragonite.

    67En régime intertidal, la cimentation des “beach-rocks” est liée au chimisme de l’eau intergranulaire avec un phénomène conjoint de dissolution de l’aragonite des bioclastes aragonitiques et de précipitation de ciment aragonitique. En régime supratidal supérieur, la lithification est accélérée dans les “motu” (Pacifique) par exondation cyclonique des embases de “motu”, formés de rudites coralliennes (ce qui correspond à la “dalle corallienne” des anciens auteurs), et, plus généralement en zone d’estran (Andros, Atlantique) l’existence de régimes hydrologiques alternatifs avec formation de bassins de marée mésohalins évoluant en lacs alcalins hypersodés oligohalins. A côté d’une diagenèse précoce dolomitique, avec absence du cortège évaporitique salin (gypse, halite...), se produit une diagenèse aragonitique par précipitation de ciment dans la zone de mélange avec l'eau de mer et des bassins de marée-lacs hypersodés, c’est-à-dire dans la zone d’échanges méso-halin-oligohalin-eau douce. Lorsque ces zones d’échanges sont aussi stromatolithique, il y a précipitation biogénique de calcite magnésienne (stromatolithes).

    68(2) Dissolution et dégradation biologique des carbonates : Dans le presqu’atoll de Clipperton (Pacifique E), la disparition de l’aragonite est d’origine chimique et biologique (bactéries, levures etc...), par organismes cariants. Elle s’accompagne de la néogenèse de carbonates doubles : magnésite, kutnahorite, dolomite et d’apatite. Dans d’autres modèles, elle se produit aussi bien sur de l’aragonite actuelle (plaine d’estran d’Andros) que sur de l’aragonite pléistocène (Fresh Creek, Andros) ou des couronnes atolliennes (Tuamotu, Pacifique). La dissolution peut même atteindre tous les carbonates dans la phase de lac méromictique de Clipperton.

    69Les conséquences en sont une augmentation de l’altération des carbonates, l’apparition de drains verticaux d’équilibrage de nappes et d’effondrement par dissolution différentielle de l’aragonite au cours de leur évolution donnant des “Blue Holes”, cénotes, avens des plateaux carbonatés intertropicaux. Enfin, cette étude montre qu’en domaine de plate-forme ou d’île carbonatée océanique, il existe généralement une dissymétrie dans la sédimentation actuelle carbonatée et une dyssimétrie dissolution-lithification dans la diagenèse aragonitique. Cette diagenèse différentielle est liée aux zones de contact de fluides, et entraîne une érosion différentielle de type annulaire.

    70(3) Dissymétrie dans la sédimentation actuelle carbonatée : Nous venons, en effet, de mettre en évidence une dissymétrie dans la sédimentation actuelle d’estran de l'île Andros, dissymétrie due à une absence d’apport sédimentaire marin aragonitique sur la côte E d’Andros. L’ensemble des phénomènes sédimentologiques, hydrologique et minéralogiques est schématisé par la figure 18 avec les oppositions suivantes :

    • apports marins importants contre apports marins faibles ou nuls ;

    • lithification contre dissolution ;

    • aragonite d’origine biogénique marine contre calcite détritique peu magnésienne d’origine diagénétique, subaérienne (pléistocène de 125 ka) et par contre calcite très magnésienne, actuelle d’origine stromatolithique.

    71(3) Dissolution/lithification :

    72- Au niveau de la couronne récifale d’un atoll (fig. 19) : La diagenèse précoce au niveau de la couronne récifale des atolls des Tuamotu du NW intervient à plusieurs endroits, mais aussi sous plusieurs formes :

    1. Lithification précoce au niveau des beach rocks successifs accompagnant la courbe eustatique holocène positive puis négative.

    2. Lithification précoce au niveau de la dalle du platier dont le matériel conglomératique se lithifie au fur et à mesure de son décapage par des évènements sédimentaires de très haute énergie (cyclones ou tsunamis).

    3. Dissolution dans le corps sédimentaire du “motu” (traînée cyclonique) par l’installation d'une lentille d’eau douce.

    73Ces processus sédimentologiques et diagénétiques sont tous contemporains les uns des autres. Ils agissent depuis 6000 ans sur les couronnes récifales et sont la conséquence directe de l’émersion progressive de ces couronnes récifales.

    74- Au niveau d’une plate-forme carbonatée (fig. 18) : Si l’on replace ces processus de dissolution et de lithification à l’échelle de la plate-forme du Grand Banc de Bahama, on constate donc pour des dépôts se situant autour du niveau 0 de la mer, que les processus de lithification, c’est-à-dire d’induration du sédiment, se situent sur le pourtour de la plate-forme et à la limite mer/terre ou eau de mer/eau continentale, mais tout en restant dans le domaine hydrologique marin. Cette lithification a suivi la montée holocène du niveau de la mer (beach-rock submergé-5 m de Bimini, beach-rocks actuels des plages des atolls actuels). Par contre, le centre des plates-formes est soumis très précocement à des phénomènes de dissolution.

    Image 100000000000038B000004CF4D744BC3.jpg

    Figure 17 (ci-contre) : Conséquence de la karstogenèse précoce (photos MEB). 1 à 5 : Nanofaciès de la sédimentation carbonatée détritique à calcite peu magnésienne de la côte E d’Andros, Bahamas (au détriment des dépôts de 125 ka). Comparaison avec un sédiment actuel marin aragonitique de Middle Bight (6). Electronographie du Muséum National d'Histoire Naturelle de Paris
    1) Carotte 58201 : Station 46. - 5cm. Vue d’ensemble du sédiment (401, x 530).
    2) Carotte 58199 : Station 43, - 4 cm. Nombreuses tubules (Cyanobactéries). Absence d’aiguilles d’aragonite (407, x 500).
    3) Carotte 58202 : Station 49. - 2 cm. Détails du sédiment. Nanograins usés, ni automorphes, ni xénomorphes. Calcite peu magnésienne détritique issue du remaniement du Pléistocène supérieur (412, x 2 000).
    4) Carotte 58202 : Station 49. - 2 cm. Idem 3. Nanofaciès de la sédimentation carbonatée détritique. Quelques débris organiques et nanograins usés de calcite peu magnésienne.
    5) Carotte 58201 : Station 50. - 24 cm. Nanofaciès carbonaté détritique (417, x 10 000).
    6) Carotte 58372 : Station 36. - 5 cm. Aiguilles d’aragonite en cours de dépôts dans le Middle Bight.

    Image 1000000000000293000002F482DB0124.jpg

    Figure 18 :
    Karstogenèse sur une plate-forme carbonatée actuelle
     : Premières étapes de la karstification sur une plate-forme carbonatée (ex. d'Andros, Grand Banc de Bahama). Schéma-tisation des phénomènes sédimentaires et diagénétiques non dolomitiques sur Andros. Couple dissolution/lithification au niveau d’une plate-forme carbonatée.
    A, en plan.
    B, en coupe. On observe des lithifications aragonitiques sur les bords de la plate-forme (subtidale et supratidale) et des dissolutions au centre des dépôts supratidaux holocènes et du Pléistocène (125 ka) émergé. Ces phénomènes de karstification précoces s'accompagnent d’une sédimentation carbonatée détritique et d'une sédimentation carbonatée biogène à calcite magnésienne.

    75Le résultat final est donc une lithification précoce sur les pourtours des plates-formes au contact eau douce/eau salée et une dissolution au centre des plates-formes émergeantes (fig. 18). Ces deux phénomènes de diagenèse précoce se situent dans le plan du niveau de la mer. Si ce dernier varie sous les effets combinés de l’eustatisme ou de la tectonique, lithification et dissolution accompagnent les variations de niveau de la mer dans ces changements d’altitude : il y a progressivement lithification du poutour des plates-formes ou des atolls. Lithification et dissolution accompagnent donc la courbe de variation eustatique et/ou technique du niveau de la mer.

    76• Remerciements : Ce travail a été réalisé dans le cadre de la Jeune Equipe CIBAMAR. Ces études ont fait l'objet de l’aide et du financement de différents organismes et fondations que nous tenons à remercier ici, en particulier la Société Nationale Elf-Aquitaine (Production), la Fondation Singer-Polignac, la Fondation Cousteau, le Muséum National d’Histoire Naturelle de Paris et l'Ecole Pratique des Hautes Etudes.

    77• Techniques d’études : Les analyses minéralogiques ont été faites par diffractométrie de rayons X (Laboratoire S.N.E.A.(P) de Boussens).

    Image 100000000000036C000003697B65BD76.jpg

    Figure 19 : Karstogenèse dans un atoll actuel, couple dissolution/lithification au niveau de la couronne d'un atoll.
    A : Coupe de la couronne atollienne portant un “motu” (île sableuse), accumulation de matériaux sédimentaires grossiers très peu consolidés, issue de phénomènes hydrodynamiques de haute énergie.
    B : Coupe de la couronne atollienne où une lagune à “copara" (biscuits d’eau) occupe remplacement d'un “motu”, mais se trouve toujours cernée par les “beach-rocks” mi-holocènes.

    Bibliographie

    Des DOI sont automatiquement ajoutés aux références bibliographiques par Bilbo, l’outil d’annotation bibliographique d’OpenEdition. Ces références bibliographiques peuvent être téléchargées dans les formats APA, Chicago et MLA.

    Format

    • APA
    • Chicago
    • MLA
    LaFleur, R. (2020). Groundwater as a Geomorphic Agent (R. LaFleur, Ed.; 1–). Routledge. https://doi.org/10.4324/9781003028833
    Bourrouilh, F. (1977). Les particules du pleistocene bahamien et de sa croute: Sedimentologie et diagenese. In Sedimentary Geology (Vols. 17, Issue 3-4, pp. 247-284). Elsevier BV. https://doi.org/10.1016/0037-0738(77)90048-3
    Peryt, T. M. (Ed.). (1983). Coated Grains (1–). Springer Berlin Heidelberg. https://doi.org/10.1007/978-3-642-68869-0
    LE BLANC, R. J., & BREEDING, J. G. (Eds.). (1957). Regional Aspects of Carbonate Deposition (1–). SEPM (Society for Sedimentary Geology). https://doi.org/10.2110/pec.57.05
    Laporle, L. F. (Ed.). (1974). Reefs in Time and Space (1–). SEPM (Society for Sedimentary Geology). https://doi.org/10.2110/pec.74.18
    Rebikoff, D. (1972). Precision underwater photomosaic techniques for archaeological mapping Interim experiment on the Bimini “Cyclopean” complex. In International Journal of Nautical Archaeology (Vol. 1, Issue 1, pp. 184-186). Informa UK Limited. https://doi.org/10.1111/j.1095-9270.1972.tb00696.x
    LaFleur, R.G. Groundwater As a Geomorphic Agent. Edited by R.G. LaFleur. []. Routledge, 2020. https://doi.org/10.4324/9781003028833.
    Bourrouilh, Françoise. “Les particules du pleistocene bahamien et de sa croute: Sedimentologie et diagenese”. Sedimentary Geology. Elsevier BV, April 1977. https://doi.org/10.1016/0037-0738(77)90048-3.
    Peryt, Tadeusz M., ed. Coated Grains. []. Springer Berlin Heidelberg, 1983. https://doi.org/10.1007/978-3-642-68869-0.
    LE BLANC, RUFUS J., and JULIA G. BREEDING, eds. “Regional Aspects of Carbonate Deposition”. []. SEPM (Society for Sedimentary Geology), 1957. https://doi.org/10.2110/pec.57.05.
    Laporle, Léo F., ed. “Reefs in Time and Space”. []. SEPM (Society for Sedimentary Geology), 1974. https://doi.org/10.2110/pec.74.18.
    Rebikoff, Dimitri. “Precision Underwater Photomosaic Techniques for Archaeological Mapping Interim Experiment on the Bimini ‘Cyclopean’ Complex”. International Journal of Nautical Archaeology. Informa UK Limited, March 1972. https://doi.org/10.1111/j.1095-9270.1972.tb00696.x.
    LaFleur, R.G. Groundwater As a Geomorphic Agent. [], Edited by R.G. LaFleur, Routledge, 2020. Crossref, https://doi.org/10.4324/9781003028833.
    Bourrouilh, Françoise. “Les particules du pleistocene bahamien et de sa croute: Sedimentologie et diagenese”. Sedimentary Geology, vol. 17, no. 3-4, Elsevier BV, Apr. 1977, pp. 247-84. Crossref, https://doi.org/10.1016/0037-0738(77)90048-3.
    Peryt, Tadeusz M., editor. Coated Grains. [], Springer Berlin Heidelberg, 1983. Crossref, https://doi.org/10.1007/978-3-642-68869-0.
    LE BLANC, RUFUS J., and JULIA G. BREEDING, editors. Regional Aspects of Carbonate Deposition. [], SEPM (Society for Sedimentary Geology), 1957. Crossref, https://doi.org/10.2110/pec.57.05.
    Laporle, Léo F., editor. Reefs in Time and Space. [], SEPM (Society for Sedimentary Geology), 1974. Crossref, https://doi.org/10.2110/pec.74.18.
    Rebikoff, Dimitri. “Precision Underwater Photomosaic Techniques for Archaeological Mapping Interim Experiment on the Bimini ‘Cyclopean’ Complex”. International Journal of Nautical Archaeology, vol. 1, no. 1, Informa UK Limited, Mar. 1972, pp. 184-6. Crossref, https://doi.org/10.1111/j.1095-9270.1972.tb00696.x.

    Cette bibliographie a été enrichie de toutes les références bibliographiques automatiquement générées par Bilbo en utilisant Crossref.

    BIBLIOGRAPHIE

    AGASSIZ A. (1894) - A reconnaissance of the Bahama and of the elevated reefs of Cuba in the steam yacht “Wild Duck”, january to april 1893. Bull. Museum Comparative Zoology. Harvard College, vol. XXVI, no1, 203 p., 47 pl.

    10.4324/9781003028833 :

    BACK W., HANSHAW B. B and VAN DRIEL J.N. (1984) - Role of groundwater in shaping the eastern coastline of the Yucatan Peninsula, Mexico. In : groundwater as a Geomorphic Agent, Ed. R.G. La Fleur, Allen and Unwin, London, p. 282-293.

    BENJAMIN G.J. (1970) - Diving in the blue holes of the Bahama. Nat. Geogr. Mag., Vol. 138, No 3, p. 347-363.

    BOURROUILH-LE JAN F.G. (1974) - Données géomorphologiques sur la région de Fresh Creek, Ile Andros, Bahamas. Marine Geology, 16, p. 213-235.

    BOURROUILH-LE JAN F.G. (1976) - Sédimentologie et pétrographie sédimentaire du Pléistocène bahamien : région de Fresh Creek, Ile Andros, Bahamas. VIIe Conférence Géologique des Caraïbes. 30 juin - 7 juillet 1974. R. Causse (Ed.), Président de la VIIe Conférence Géologique des Caraïbes. Serv. de l’Ind. et des Mines Régions : Antilles, Guyane Française. Min. de l’Industrie et de la Recherche B.P. 448. 97159 Pointe-à-Pître. Guadeloupe, p. 285-292.

    10.1016/0037-0738(77)90048-3 :

    BOURROUILH-LE JAN F.G. (1977) - Les particules du Pléistocène bahamien et de sa croûte : sédimentologie et diagenèse. Sediment. Geol., 17, p. 247-284.

    BOURROUILH-LE JAN F.G. (1978a) - Rôle des ouragans et des cyclones tropicaux sur la sédimentation carbonatée : la plaine d’estran de l’Ouest d'Andros (Bahamas). Interférences de la climatologie, de l’hydrologie et de la diagenèse. C.R. Acad. Sci. Paris, Sér., D., 287, p. 907-910.

    BOURROUILH-LE JAN F.G. (1978b) - Hydrologie des nappes d’eau superficielles de l'île Andros, Bahamas. Rapport avec la diagenèse. 35 p., 27 figures et tableaux. Rapport interne Elf-R.E, mars 1978.

    BOURROUILH-LE JAN F.G. (1978c) - Bahamian tidal Flats hydrology, first results. NW Andros. Relationship with dolomitization. Sixth Meeting of Carbonate Sedimentologists, Abstract. Liverpool, 3-7 January 1978.

    BOURROUILH-LE JAN F.G. (1979) - Hurricanes and rainfalls. Key for dolomitization in the Tidal Flats of western Andros, Bahamas. SEPM-AAPG Convention (Houston, 3-6 april 1979). Bull. Amer. Assoc. Petroleum Geol., 63, 3, Abstract, p. 422-423.

    BOURROUILH-LE JAN F.G. (1980) - Hydrologie des nappes d’eau superficielles de l'île Andros, Bahamas. Dolomitisation et diagenèse de plaine d’estran en climat tropical humide. Bull. Cent. Rech. Explor-Prod. Elf-Aquitaine, Pau, 4, 2, p. 661-707.

    BOURROUILH-LE JAN F.G. (1981) - Hurricane supratidal mud bodies on the tidal flats of western Andros. Geol. Soc. Amer., Penrose Conference. “Controls of Carbonate platform Evolution”. Capri, 6-12 sept. 1981. Abstract.

    BOURROUILH-LE JAN F.G. (1982) - Géométrie et minéralogie des corps sédimentaires dans une mangrove carbonatée sous l’influence des ouragans, île Andros, Bahama. Mém. Soc. Géol. Fr., N.S., no 144, p. 77-92.

    BOURROUILH-LE JAN F.G. (1990) - Diagenèse des Carbonates de plates-formes, récifs et mangroves en Atlantique et Pacifique. Contrôle de la diagenèse par les variations thermo-glacio-eustatique d’émersion-submersion. Aragonite, calcite, dolomite. Thèse, Doctorat d'Etat, Université P.-et-M. Curie, Paris VI, 216 p. avec 2 documents annexes. Annexe 1 : Les plates-formes carbonatées du Centre et Sud Pacifique : Stratigraphie, Sédimentologie, Minéralogie et Géochimie. 273 p. Annexe 2 : Les carbonates de plate-forme de la mangrove d'Andros, Grand Banc de Bahama. 235 p. du texte, 4 Atlas.

    BOURROUILH-LE JAN F.G., CARSIN J.L., NIAUSSAT P.M. et THOMMERET Y. (1985) - Sédimentation phosphatée actuelle dans le lagon confiné de Clipperton, ENE Pacifique. Datations, sédimentologie et géochimie. Sci. géol, Mem. 77, p. 108-124, Strasbourg.

    BOURROUILH-LE JAN F.G. et TALANDIER J. (1985) - Sédimentation et fracturation de haute énergie en milieu récifal : Tsunamis, ouragans et cyclones et leurs effets sur la sédimentologie de la géomorphologie d’un atoll : motu et hoa, à Rangiroa, Tuamotu, SE Pacifique. Marine Geology, 67, p. 263-333.

    BOURROUILH-LE JAN F.G., TALANDIER J. et SALVAT B. (1985) - Early diagenesis from 6,000 years ago and the geomorphology of atoll rims in the Tuamotu. Proc. 5 Th Internat. Congress, Tahiti, 1985, vol. 3, p. 235-240.

    BROECKER W.S. and THURBER D.L. (1965) - Uranium series dating of corals and oolites from Bahamas and Florida Key limestones. Science, vol. 149, p. 55-57.

    CROS P.G. (1979) - Genèse d’oolithes et de grapestones, plate-forme des Bahama (Joulters Cays, Grand Banc). Bull. Centre Rech. Expl.-Prod. Elf-Aquitaine, 3, 1, p. 63-139.

    DEFARGE C. (1983) - Contribution à l’étude géochimique et pétrologique des formations protostromatolithiques de Polynésie. Application à la connaissance des mécanismes de la précipitation des carbonates de calcium au sein des matières organiques sédimentaires. Thèse de doctorat de spécialité, Université d’Orléans, 155 p.

    DEFARGE C. et TRICHET J. (1984) - Microstmcture de sédiments d’origine cyanobactérienne au sein desquels précipitent des carbonates de calcium. Application à la compréhansion des mécanismes de la biominéralisation. C. R. Acad. Sc. Paris, Série II, 299 (11), pp. 711-716.

    DEFARGE C et TRICHET J. (1985) - Premières données sur la biogéochimie des dépôts de copara de l’atoll de Rangiroa. Proc. 5th Intern. Coral Reef Congress, Tahiti, vol. 3, pp. 365-370.

    DORAN E. Jr. (1955) - Land forms of the southeast Bahama. Univ. Texas Pub. 5509, p. 1-38

    DUPUIT J. (1848-1863) - Etudes théoriques et pratiques sur le mouvement des eaux dans les canaux découverts et à travers les terrains perméables. Dunod, Paris.

    GHYBEN B.W. (1888-1889) - Nota in verband met de voorgenomen putboring Nabij Amsterdam. Tijdschrift van het Koninklijk Instituut van Ingénieurs, The Hague, p. 21.

    GINSBURG R.N. (1953) - Beach rock in South Florida. Journ. Sediment. Petrol., 39, p. 49-69.

    HAQ B.U., HARDENBOL J., VAIL P.R. (1987) - Chronology of Fluctiating Sea Levels Since the Triassic. Science, 235, p. 1156-1167.

    HARRIS P.M. (1977) - Sedimentology of the Joulters Cays ooid sand shoal, Great Bahamas Bank. Dissertation Ph. D. Thesis Coral Gables, Florida.

    HARRIS P.M. (1978) - Holocene marine-cemented sands, Joulter Ooid Shoal, Bahamas. Trans. Gulf Coast Assoc. Geol. Societies, 28, p. 175-183.

    10.1007/978-3-642-68869-0 :

    HARRS P.M. (1983) - The Joulters Ooids Shoal, great Bahamas Bank. In : Coated grains, Peryt T. Editor, Elsevier, p. 132-141

    HERZBERG B. (1901) - Die wasserversorgung einiger Nordseebäder. Jour. Gasbeleuchtung und wasserversorgung, jahrg 44, p. 815-819, 842-844. Munich 1901.

    HINE A.C. (1977) - Lily Bank, Bahama : history of an active oolite sand shoal. Journ. Sediment. Petrol., 47, 4, p. 1554-1581.

    HINE A.C. (1983) - Relect Sand Bodies and Bedforms of the Northern Bahama : Evidence of Extensive Early Holocene Sand Transport. In : Coated grains, Peryt T. ed., Elsevier, p. 116-131.

    HINE A.C. and NEUMANN A.C. (1977) - Shallow carbonate - Bank-Margin Growth and Structure, Little Bahamas Bank, Bahamas. Amer. Ass. Petrol. Geol., Bull, 61, 3, p. 376-406.

    KOCH P. (1958) - Hydrogéologie des îles Loyauté. Bull, géol. Nouvelle Calédonie, no 1, p. 135-185, Nouméa.

    LOREAU J.P. (1970) - Ultrastructure de la phase carbonatée des oolithes marines actuelles. C.R. Acad. Sc. Paris, Sér. D, 271, p. 816-819.

    MONTY Cl. L.V. (1967) - Distribution and structure of Recent Stromatolitic algal mats, Eastern Andros Island, Bahamas. Ann. Soc. Geologique de Belgique, t. 90, B. 3, B 55 à B 100.

    10.2110/pec.57.05 :

    NEWELL N.D. and RIGBY J.K. (1957) - Geological studies on the Great Bahamas Bank. In : “Regional Aspects of Carbonate Deposition”, R.J. Le Blanc and Breeding J.G., Ed., Soc. Econ. Pal. and Min., Spec. Publ. no. 5, p. 15-72.

    NIAUSSAT P.M. (1978) - Le lagon et l’atoll de Clipperton. Travaux et Mémoires de l'Académie des Sciences d’Outre-Mer. C.R.S.S.A.Paris, 189 p, 15, rue Lapérouse 75116 Paris, Ed.

    NIAUSSAT P., EHRHARDT J.-P., PIOZIN J.-F. (1970) - Etude hydrologique et hydrobiologique du lagon de Clipperton. Annales hydrographiques, Paris.

    OBERMULLER A.G. (1959) - Contribution à l’étude géologique et minérale de l’île de Clipperton en Polynésie Française. In : Recherches géologiques et minéralogiques en Polynésie Française, p. 47-60, Paris, Inspection des mines et de la Géologie.

    PALMER R.J. (1986) - Hydrology and Speleogenesis beneath Andros Island. Cave Science, trans. B.C.R.A., vol. 13, no 1, p. 7-12.

    PALMER R., FARR M., SMART C.C., GASLOYNE M., WILLIAMS D. (1984) - Bahama Blue Holes. Cave Science, Trans. B.C.R.A., vol. 11, no 1, 63 p.

    10.2110/pec.74.18 :

    PURDY E.G. (1974) - Reef configurations : cause and effects. In : Reefs in Time and space. Léo F. Laporte, Ed., S.E.P.M., Sp. Publ., no18, p. 9-76.

    10.1111/j.1095-9270.1972.tb00696.x :

    REBIKOFF D. (1972) - Precision underwater photomosaic technique for archaeological mapping. Interim experiment on the Bimini “cyclopean” complex. Int. Journ. Naut. Archaeol. and Underwater Expl., vol. 1, pp. 184-186.

    SACHET M.-H. (1962) - Monographie physique et biologique de l’île de Clipperton. Ann. Inst. Océanogr., 40, 1, p. 1-107, 12 pl.

    SIMONE L. (1981) - Ooids : A Review. Earth-Science Reviews, 16, p. 319-355.

    SMART C.C. (1984) - The hydrology of the inland Blue Holes, Andros Island. Cave Science. Trans. B.C.R.A., vol. 11, no 1, p. 23-29.

    SMART P.L. and WHITAKER F.F. (1991) - Distribution of dissolution erosion rates in exposed carbonates : an example from the Bahama. Dolomieu Conference on Carbonate Platforms and Dolomitization, The Dolomites, Italy, 16-21 sept. 1991. Ed. Bosselini et al. Abst. p. 248.

    THOMAS (C.) et CHARRIE (J.C.) - 1988 - Spéléologie Canaque. Mém. inédit, Féd. Fr. Spéléologie, Lyon.

    VAIL P.R., MITCHUM R.M., Jr and THOMPSON III (1977) - Seismic stratigraphy and global changes of sea level, part 4, Global cycles of relative changes of sea level. Seismic stratigraphy-applications to hydrocarbon exploration. Amer. Ass. Petrol. Geol., Mem., 26, p. 83-98.

    VAUGHAN T.W. (1914) - Preliminary remarks on the geology of the Bahama with special reference to the origin of the Bahamasn and Floridan oolite. Carnegie Inst. Publ., 182, p. 47-54.

    Auteur

    • Françoise G. Bourrouilh-Le-Jan

      Laboratoire CIBAMAR, Cinématique de Bassins et Marges Bât. Géologie Recherche, Université de Bordeaux I, Av. des Facultés, 33405 Talence Cédex (Fr.)
      Chercheur associé à l’Antenne Muséum EPHE en Polynésie française, Centre d’Opunohu, Tahiti, Polynésie française

    Précédent Suivant
    Table des matières

    Cette publication numérique est issue d’un traitement automatique par reconnaissance optique de caractères.

    Le texte seul est utilisable sous licence Licence OpenEdition Books. Les autres éléments (illustrations, fichiers annexes importés) sont « Tous droits réservés », sauf mention contraire.

    Voir plus de livres
    Forêts d’hier et de demain

    Forêts d’hier et de demain

    50 ans de recherches en Aquitaine

    Michel Arbez, Jean-Michel Carnus et Antoine Kremer (dir.)

    2017

    Petite encyclopédie du Grand Sud de Madagascar

    Petite encyclopédie du Grand Sud de Madagascar

    Jean-Michel Lebigre

    2016

    Les impacts du changement climatique en Aquitaine

    Les impacts du changement climatique en Aquitaine

    Hervé Le Treut (dir.)

    2013

    Géomorphologie sous-marine et littorale

    Géomorphologie sous-marine et littorale

    Jean-Noël Salomon

    2008

    La mémoire des sols

    La mémoire des sols

    Simon Pomel

    2008

    Précis de Karstologie

    Précis de Karstologie

    Jean-Noël Salomon

    2006

    Les karsts des régions climatiques extrêmes

    Les karsts des régions climatiques extrêmes

    Marian Pulina et Jean-Noël Salomon

    2005

    Les tufs et travertins en Périgord-Quercy

    Les tufs et travertins en Périgord-Quercy

    Frédéric Hoffmann

    2005

    La gestion de l’érosion des côtes : l’exemple aquitain

    La gestion de l’érosion des côtes : l’exemple aquitain

    Christine Clus-Auby

    2003

    Danger pollutions !

    Danger pollutions !

    Jean-Noël Salomon

    2003

    La déforestation dans le monde tropical

    La déforestation dans le monde tropical

    Simon Pomel et Jean-Noël Salomon

    1998

    L’Homme face aux crues et aux inondations

    L’Homme face aux crues et aux inondations

    Jean-Noël Salomon

    1997

    Voir plus de livres
    1 / 12
    Forêts d’hier et de demain

    Forêts d’hier et de demain

    50 ans de recherches en Aquitaine

    Michel Arbez, Jean-Michel Carnus et Antoine Kremer (dir.)

    2017

    Petite encyclopédie du Grand Sud de Madagascar

    Petite encyclopédie du Grand Sud de Madagascar

    Jean-Michel Lebigre

    2016

    Les impacts du changement climatique en Aquitaine

    Les impacts du changement climatique en Aquitaine

    Hervé Le Treut (dir.)

    2013

    Géomorphologie sous-marine et littorale

    Géomorphologie sous-marine et littorale

    Jean-Noël Salomon

    2008

    La mémoire des sols

    La mémoire des sols

    Simon Pomel

    2008

    Précis de Karstologie

    Précis de Karstologie

    Jean-Noël Salomon

    2006

    Les karsts des régions climatiques extrêmes

    Les karsts des régions climatiques extrêmes

    Marian Pulina et Jean-Noël Salomon

    2005

    Les tufs et travertins en Périgord-Quercy

    Les tufs et travertins en Périgord-Quercy

    Frédéric Hoffmann

    2005

    La gestion de l’érosion des côtes : l’exemple aquitain

    La gestion de l’érosion des côtes : l’exemple aquitain

    Christine Clus-Auby

    2003

    Danger pollutions !

    Danger pollutions !

    Jean-Noël Salomon

    2003

    La déforestation dans le monde tropical

    La déforestation dans le monde tropical

    Simon Pomel et Jean-Noël Salomon

    1998

    L’Homme face aux crues et aux inondations

    L’Homme face aux crues et aux inondations

    Jean-Noël Salomon

    1997

    Voir plus de chapitres

    Les récifs coralliens

    Indicateurs de l’environnement et des paléoenvironnements

    Françoise G. Bourrouilh-Le-Jan

    Voir plus de chapitres

    Les récifs coralliens

    Indicateurs de l’environnement et des paléoenvironnements

    Françoise G. Bourrouilh-Le-Jan

    Accès ouvert

    Accès ouvert freemium

    ePub

    PDF

    PDF du chapitre

    Suggérer l’acquisition à votre bibliothèque

    Acheter

    Édition imprimée

    • amazon.fr
    • decitre.fr
    • mollat.com
    • leslibraires.fr
    • placedeslibraires.fr
    • lcdpu.fr

    Karsts et évolutions climatiques

    X Facebook Email

    Karsts et évolutions climatiques

    Ce livre est cité par

    • Goldberg, Paul. McPherron, Shannon J. P.. Dibble, Harold L.. Sandgathe, Dennis M.. (2018) Cave and Karst Systems of the World The Middle Paleolithic Site of Pech de l'Azé IV. DOI: 10.1007/978-3-319-57524-7_2
    • Maire, R.. Pomel, S.. (1994) Groundwater Ecology. DOI: 10.1016/B978-0-08-050762-0.50012-7
    • Ford, Derek. (2014) H2Karst Research in Limestone Hydrogeology. DOI: 10.1007/978-3-319-06139-9_1
    • (2013) Karst Hydrogeology and Geomorphology. DOI: 10.1002/9781118684986.refs
    • Salomon, Jean-Noël. (2006) Précis de Karstologie. DOI: 10.4000/books.pub.992
    • Battiau-Queney, Yvonne. (1997) Preservation of old palaeosurfaces in glaciated areas: examples from the French western Alps. Geological Society, London, Special Publications, 120. DOI: 10.1144/GSL.SP.1997.120.01.08
    • Quinif, Yves. (1999) Karst et évolution des rivières : le cas de l’Ardenne. Geodinamica Acta, 12. DOI: 10.1080/09853111.1999.11105349

    Karsts et évolutions climatiques

    Ce livre est diffusé en accès ouvert freemium. L’accès à la lecture en ligne est disponible. L’accès aux versions PDF et ePub est réservé aux bibliothèques l’ayant acquis. Vous pouvez vous connecter à votre bibliothèque à l’adresse suivante : https://freemium.openedition.org/oebooks

    Suggérer l’acquisition à votre bibliothèque

    Si vous avez des questions, vous pouvez nous écrire à access[at]openedition.org

    Karsts et évolutions climatiques

    Vérifiez si votre bibliothèque a déjà acquis ce livre : authentifiez-vous à OpenEdition Freemium for Books.

    Vous pouvez suggérer à votre bibliothèque d’acquérir un ou plusieurs livres publiés sur OpenEdition Books. N’hésitez pas à lui indiquer nos coordonnées : access[at]openedition.org

    Vous pouvez également nous indiquer, à l’aide du formulaire suivant, les coordonnées de votre bibliothèque afin que nous la contactions pour lui suggérer l’achat de ce livre. Les champs suivis de (*) sont obligatoires.

    Veuillez, s’il vous plaît, remplir tous les champs.

    La syntaxe de l’email est incorrecte.

    Référence numérique du chapitre

    Format

    Bourrouilh-Le-Jan, F. G. (1992). Naissance géologique d’un karst lithification-dissolution des sédiments marins de 125 ka à l’actuel et ses conséquences. In J.-N. Salomon & R. Maire (éds.), Karsts et évolutions climatiques (1‑). Presses Universitaires de Bordeaux. https://doi.org/10.4000/books.pub.10856
    Bourrouilh-Le-Jan, Françoise G. « Naissance géologique d’un karst lithification-dissolution des sédiments marins de 125 ka à l’actuel et ses conséquences ». In Karsts et évolutions climatiques, édité par Jean-Noël Salomon et Richard Maire. Pessac: Presses Universitaires de Bordeaux, 1992. https://doi.org/10.4000/books.pub.10856.
    Bourrouilh-Le-Jan, Françoise G. « Naissance géologique d’un karst lithification-dissolution des sédiments marins de 125 ka à l’actuel et ses conséquences ». Karsts et évolutions climatiques, édité par Jean-Noël Salomon et Richard Maire, Presses Universitaires de Bordeaux, 1992, https://doi.org/10.4000/books.pub.10856.

    Référence numérique du livre

    Format

    Salomon, J.-N., & Maire, R. (éds.). (1992). Karsts et évolutions climatiques (1‑). Presses Universitaires de Bordeaux. https://doi.org/10.4000/books.pub.10814
    Salomon, Jean-Noël, et Richard Maire, éd. Karsts et évolutions climatiques. Pessac: Presses Universitaires de Bordeaux, 1992. https://doi.org/10.4000/books.pub.10814.
    Salomon, Jean-Noël, et Richard Maire, éditeurs. Karsts et évolutions climatiques. Presses Universitaires de Bordeaux, 1992, https://doi.org/10.4000/books.pub.10814.
    Compatible avec Zotero Zotero

    1 / 3

    Presses Universitaires de Bordeaux

    Presses Universitaires de Bordeaux

    • Mentions légales
    • Plan du site
    • Se connecter

    Suivez-nous

    • Facebook
    • X
    • Flux RSS

    URL : http://www.pub-editions.fr

    Email : pub@u-bordeaux-montaigne.fr

    Adresse :

    Université Bordeaux Montaigne

    Domaine Universitaire

    Esplanade des Antilles

    33607

    Pessac cedex

    France

    OpenEdition
    • Candidater à OpenEdition Books
    • Connaître le programme OpenEdition Freemium
    • Commander des livres
    • S’abonner à la lettre d’OpenEdition
    • CGU d’OpenEdition Books
    • Accessibilité : partiellement conforme
    • Données personnelles
    • Gestion des cookies
    • Système de signalement