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Stratigraphie des dépôts sur la plate-forme continentale des Guyanes depuis 50000 ans BP : phyllites authigènes et minéraux argileux, archives du climat

Stratigraphy of epicontinental deposits on the Guianas platform since 50000 BP: authigenic phyllites and clay minerals, evidence of climate records
Michel Pujos
p. 1-48

Résumés

Les sédiments du plateau des Guyanes témoignent de phénomènes climatiques extrêmes : 1/ climats interglaciaires équatoriaux chauds et humides du Pléistocène (depuis 50000 ans BP) et du Postglaciaire qui entraînent une période de biostasie sur le continent et 2/ climats plus secs entre 30000 et 20000 ans BP au cours desquels se développe une période de rhexistasie, écho du Dernier Maximum Glaciaire (DMG).
Ces bouleversements climatiques majeurs affectent notre planète et en particulier les Guyanes et le débouché de l'Amazone, marqués par le niveau variable des océans : submersion et exondation rythment l'histoire régionale. Lors du DMG, l'Amazone emprunte le canyon sous marin orienté nord qui prolonge sur la plate-forme le cours du fleuve. Les eaux, déviées vers le nord-ouest par les courants côtiers, longent la plate-forme des Guyanes désormais exondée, couverte de vallées fluviales, milieux deltaïques, lagunes, mangroves. Une barrière récifale, discontinue au droit des estuaires, borde le littoral dans des eaux chaudes et claires. Lors de la transgression de la fin du Pléistocène et durant l'Holocène inférieur, les eaux turbides de l'Amazone envahissent progressivement la plate-forme provoquant l'agonie des récifs. La transgression s'achève à l'Holocène supérieur.
Les dépôts amazoniens couvrent désormais la partie interne du plateau des Guyanes affichant leur originalité, personnalisés par la présence de verdines (argiles phylliteuses), typique authigenèse régionale, et par la spécificité des cortèges argileux en milieu océanique, écho lointain de El Niño, qui demeure un signal climatique majeur affectant l'Amérique du Sud septentrionale et le golfe du Mexique.

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Texte intégral

Introduction

1Sur toute l'Amérique du Sud septentrionale, de l'embouchure de l'Amazone à Panama, l'influence des apports solides en provenance des grands fleuves est un fait reconnu : l'Amazone, les fleuves guyanais et l'Orénoque, en Atlantique, le Magdalena, le Sinu et l'Atrato, en Caraïbe, déversent sur la plateforme continentale adjacente d'importants apports solides dont les argiles constituent l'essentiel de la fraction fine. Chacune de ces régions océaniques porte l'empreinte spécifique de ces grands fleuves. Il en résulte une sédimentation épicontinentale généralisée de vases et sables actuels et reliques. Depuis le Quaternaire terminal, le glacio-eustatisme et le climat y jouent un rôle privilégié que l'analyse des différents faciès sédimentaires et la détermination des modalités de mise en place des dépôts mettent en évidence. On connaît désormais les modalités de cette histoire régionale depuis la fin du Pléistocène (M. PUJOS et A. PASCUAL, 2015). La recherche de modèles régionaux nous conduit aujourd'hui à prendre pour exemple les Guyanes. Sur cette plate-forme, la sédimentation est conditionnée par l'influence conjuguée 1/ de la morphologie et des agents hydrodynamiques et climatiques sur les dépôts de matériel terrigène et 2/ du glacio-eustatisme. Les résultats présentés, souvent inédits, concernent les traits fondamentaux de la sédimentogenèse de cette plate-forme depuis 50000 ans BP, période limitée dans le temps faute de moyens technologiques plus appropriés.

Chapitre I - Position du problème à l'échelle des Guyanes, de la frontière du Venezuela à l'Oyapock

2De l'Amazone au delta de l'Orénoque (Brésil, Guyane française, Surinam, Guyana, Venezuela), sur une marge réputée stable située en bordure d'un socle pénéplané, s'est accumulée une masse considérable de matériaux (Fig. 1).

Figure 1 - Distribution des sédiments de surface de l'Amazone à l'Orénoque.

Figure 1 - Distribution des sédiments de surface de l'Amazone à l'Orénoque.

Sources : D.J.G. NOTA (1958), T.H. VAN ANDEL (1967), L.A. BARRETTO et al. (1975), C.A. NITTROUER et al. (1986), M. PUJOS et al. (1996) et M. PUJOS (données inédites). Au nord-ouest, les bandes verticales signalent une association de différents matériaux.

I - Morphologie de la plate-forme et sédimentologie des dépôts de surface

3L'exemple de la Guyane française est significatif de cet ensemble régional : trois domaines morpho-sédimentaires se succèdent de la côte vers le large, séparés par autant de discontinuités. Le premier (-20/-30 m) met en évidence la limite entre vases côtières et sables terrigènes/organogènes du large ; le second (-40/-50 m) est marqué par de fortes teneurs en ilménite (oxyde FeTiO2), minéral détritique issu des cuirasses latéritiques, concentré par vannage en zone intertidale ; le troisième, proche de l'accore, est jalonné par les vestiges de la barrière récifale contemporaine du Dernier Maximum Glaciaire (DMG) : chicots, débris récifaux, oolithes, beach-rocks. D'importants processus d'authigenèse de grains verts (glauconie, verdine) se développent (G. ODIN, 1985 ; M. PUJOS et G. ODIN, 1986 ; G. ODIN G. et al., 1988 ; M. PUJOS et A. PASCUAL, 2015).

4Les sédiments de surface ont été amplement cartographiés en Guyane française (P. BOUYSSE et al., 1977 ; M. PUJOS et G. ODIN, 1986 ; SHOM, 1998, 2015 ; E. PALVADEAU, 1999) (Fig. 2).

Figure 2 - Faciès granulométriques de surface : exemple de la Guyane française.

Figure 2 - Faciès granulométriques de surface : exemple de la Guyane française.

Sources : P. BOUYSSE et al. (1977), D. JEANTET (1982) O. RENIE (1983), M. PUJOS et G. ODIN (1986).

5Nombreuses sont également les recherches menées dans la région : au Brésil septentrional (L.A. BARRETTO et al., 1975) ; au Guyana et au Surinam (D.J.G. NOTA, 1958 ; DHL, 1962 ; NEDECO, 1968 ; D. EISMA et H.W. VAN DER MAREL, 1971 ; J.T. WELLS et J.M. COLEMAN,1981 ; J. STUIP, 1982 ; J.M. RINE et R.N. GINSBURG, 1985) ; au large de l'Orénoque (T.H. VAN ANDEL, 1967)…

II - Moyens techniques de prélèvement mis en oeuvre

6Le carottier lourd Kullenberg et son carottier pilote ont été couramment utilisés. Au cours des campagnes hauturières, côtières et fluviales (1976 à 2002), d'autres engins de prélèvement ont été mis en œuvre, en fonction de la spécificité des programme de recherche, de l'environnement local, de la nature du fond, des moyens nautiques et techniques disponibles : cône Berthois, benne Shipek, benne Ekman, benne à cylindre, carottier d'interface, carottier Usnel…

7Quel est le degré de fiabilité de ces engins pour récupérer, dans les meilleures conditions de préservation, l'intégralité de la colonne sédimentaire et en particulier les dépôts de surface ?

8Par expérience, le carottier d'interface offre les meilleures garanties de prélèvement des premiers centimètres/décimètres du fond marin. En revanche, la technique du carottier Kullenberg (impact violent lors du contact avec le substrat, action de pistonnage lors du déclenchement) exclut d'ordinaire le prélèvement des dépôts meubles de surface et la bonne conservation des premières strates. Le carottier pilote pallie parfois cet inconvénient. Ainsi un couplage de différentes techniques est-il constamment nécessaire pour restituer au mieux la vision réelle du substrat. C'est ce à quoi nous nous sommes toujours évertués.

III - Archives sédimentaires

9Les carottages Kullenberg ont été réalisés, sur les Guyanes, lors des campagnes hauturières Guyante 1 et 2 (M. PUJOS, 1977 ; M. PUJOS et al., 1977 ; M. PUJOS, 1991) (Tab. I, Fig. 3). Huit d'entre eux, datés au 14C, ont rendu possible une première expertise de la stratigraphie et de la paléogéographie de la fin du Pléistocène à nos jours (M. PUJOS et A. PASCUAL, 2015). En voici l'essentiel :

10- Pléistocène (44500 - 33000 ans BP)
Le rivage se trouve vers -50/-60 m. Des vases se déposent dans un environnement littoral d'intense activité dynamique (stade isotopique 3).

11- Dernier Maximum Glaciaire (33000 - 20000/18000 ans BP)
Le rivage est proche de -100 m.
La clarté des eaux marines et une température propice facilitent la croissance des récifs dont les vestiges sont aujourd'hui reconnus en bordure de l'accore.
Une période de rhexistasie gagne l'arrière pays, marquée par une prépondérance à l'ablation et au transport dans un milieu peu arboré. Les eaux courantes, seul agent du climat constamment actif, facilitent le rapide transit à l'océan des apports terrigènes nés de l'érosion des versants. Les aires potentielles de dépôt reçoivent un matériel détritique diversement façonné et classé : en Guyane française, ces apports fluviaux, souvent grossiers et à minéraux lourds spécifiques de chaque bassin versant, couvrent la plate-forme exondée, aujourd'hui matérialisés par les paléo-lits de l'Oyapock et par les complexes Approuague/Mahury et Maroni/Mana (M. PUJOS et al., 1990).

12- Pléistocène terminal (20000/18000 - 10000 ans BP)
Le rivage passe de -100 à -40/-50 m.
Les eaux marines envahissent la plate-forme externe (A.L. BLOOM, 1977). Les dépôts sédimentaires y sont rares. La croissance des récifs, insuffisante au vu de la rapide montée des eaux, et l'apparition concomitante des premiers apports turbides de l'Amazone provoquent leur extinction ; ils survivent localement jusqu'à 14000 ans BP. Les dépôts remaniés sont communs dans un environnement fortement énergétique (20000/18000 - 12000 ans BP).

13Le niveau marin est temporairement stabilisé durant le Postglaciaire. Des vasières s'installent (12000 - 10000 ans BP).

14- Holocène inférieur (10000 - 5000 ans BP)
Le rivage évolue de -40/-50 m à l'actuel.
La transgression est achevée en harmonie avec le recul des appareils deltaïques. Le climat est plus humide lorsque les eaux turbides amazoniennes envahissent la plate-forme, supplantant les apports locaux désormais minoritaires.

15- Holocène supérieur (5000 - 0 ans BP)
Le rivage est au niveau actuel.
L'épilogue de la transgression est marquée, vers 3000 ans BP, par une éphémère élévation du niveau marin a +3 m.
Une période de biostasie s'installe sur le continent avec renaissance du couvert forestier, active pédogenèse et faible ablation. Le climat tropical/équatorial provoque le remblaiement alluvial et l'édification du prodelta de l'Amazone, immense prisme sédimentaire qui s'étend jusqu'en mer caraïbe (M. PUJOS et al., 1989). Dans le même temps, se développent des systèmes lagunaires (5000 - 1500 ans BP), des vasières et cordons sableux (4500 - 500 ans BP), des bancs de vase côtiers qui migrent de façon cyclique vers le nord-ouest sur le pro delta, de l'embouchure de l'Amazone à la Caraïbe, séparés les uns des autres par des secteurs en érosion (M.J. YAYER, 1948 ; J.M. RINE et R.N. GAINSBURG, 1985 ; J.M. FROIDEFOND et al., 1988). Cette cyclicité entre périodes d'envasement et d'érosion est significative du littoral des Guyanes (Photos 1 et 2).

Tableau I - Liste des carottages (positionnement sur la figure 3).

Tableau I - Liste des carottages (positionnement sur la figure 3).

Figure 3 - Situation des carottages.

Figure 3 - Situation des carottages.

Fond de carte : carte SHOM du golfe de Paria au Cap d'Orange (SHOM, 1871).

Photos 1 - Banc de vase au large de la Guyane française. [clichés : M. PUJOS et J.M. FROIDEFOND ‒ in M. PUJOS et A. PASCUAL, 2014] 

Photos 1 - Banc de vase au large de la Guyane française. [clichés : M. PUJOS et J.M. FROIDEFOND ‒ in M. PUJOS et A. PASCUAL, 2014] 

Un banc de vase croise au large des côtes de la Guyane française, protégeant le littoral de l'action des houles et des alizés. La partie interne du banc envahit la plage sableuse. Le trait de côte est localement stabilisé avec l'extension de la mangrove.

Photos 2 - Forte érosion du littoral dans la zone des inter-bancs (Guyane française). [clichés : M. PUJOS et J.M. FROIDEFOND ‒ in M. PUJOS et A. PASCUAL, 2014]

Photos 2 - Forte érosion du littoral dans la zone des inter-bancs (Guyane française). [clichés : M. PUJOS et J.M. FROIDEFOND ‒ in M. PUJOS et A. PASCUAL, 2014]

Entre deux bancs, un inter-banc. Le littoral, soumis aux houles du large et à l'action des alizés, est momentanément sans protection, en proie à l'érosion.

Chapitre II - Stratigraphie régionale

16Les données géologiques sont issues de 53 sites de carottage dont 41 inédits (voir Fig. 3 et Tab. I). De nombreux atouts ont avantageusement facilité les corrélations : 1/ dense couverture géographique des forages sur un substrat globalement homogène, 2/ datations 14C, 3/ choix raisonné des sites, toujours guidé par une approche globale (bathymétrie, sismique Khz, photographie sous-marine, prélèvements d'eau, mesure des températures et des salinités, prélèvements de surface), 4/ fiabilité des analyses, toutes comparables, réalisées pour la plupart sur les mêmes appareils régulièrement étalonnés, par le Département de Géologie et Océanographie de Bordeaux I, pour les analyses sédimentologiques et géochimiques (C. LATOUCHE et N. MAILLET, 1979 ; M. PUJOS et al.,1989), le Département de Géologie dynamique de l'Université Pierre et Marie Curie à Paris, pour les grains verts (G. ODIN, 1985 ; G. ODIN et al., 1988), le Beta Analytic Laboratory à Miami et le Laboratoire des Faibles radioactivités à Gif-sur-Yvette, pour les datations 14C.

I - Profils longitudinaux

1 ) Bord du talus continental

17Onze carottages sont répartis sur l'accore entre -76 et -95 m, de l'Ouest du Guyana (Ks 09) à l'Oyapock (Ks 110) (Fig. 4, Tab. I). Les colonnes sédimentaires de neuf d'entre elles sont étudiées (Ks 9, Ks 17, Ks 19, Ks 24, Ks 7624, Ks 104, Ks 7629, Ks 109, Ks 110).

Figure 4 - Faciès granulométriques de surface : exemple de la Guyane française

Figure 4 - Faciès granulométriques de surface : exemple de la Guyane française

Voir la légende sur la figure 5. Les nombres indiquent les numéros Ks.

18Les vestiges de la barrière récifale développée durant le DMG sont souvent présents à la base des carottages. Ceux qui butent sur le récif et/ou les beach-rocks, montrent souvent de fortes marques d'érosion et de remaniements.

19Les carottes Ks 29 (p = 0 m), au large du Maroni, et Ks 41 (p = 0,20 m), au large de Kourou, heurtent le récif sans pénétration conséquente.

20Cette barrière est discontinue à l'emplacement des embouchures des paléo-vallées des fleuves Approuague et Oyapock (Ks 104 et Ks 7629) (M. PUJOS et al., 1990).

21Les dépôts du Pléistocène terminal couvrent ceux du DMG (Ks 9, Ks 17, Ks 19, Ks 24, Ks 7624) ; ils sont parfois absents (Ks 109 et Ks 110). Entre DMG et Pléistocène terminal, il y a continuité sédimentaire (Ks 19, Ks 24, Ks 7624) ou contact érosif (Ks 9, Ks 17).

22La cartographie des carbonates et des oolithes met en lumière l'étalement des sédiments lors du Pléistocène terminal et témoigne de l'emplacement de cette barrière récifale (M. PUJOS et G. ODIN, 1986). Les sables, en partie grossiers et carbonatés, contiennent des débris récifaux, beach-rocks, oolithes, algues calcaires…

23Au toit de cinq coupes, les sables fins à authigenèse de grains verts, en majorité des verdines, sont d'âge Holocène inférieur, en continuité sédimentaire avec les dépôts du Pléistocène terminal (Ks 24, Ks 7624), en discontinuité et contact érosif sur les dépôts du DMG (Ks 41, Ks 109, Ks 110).

24Quatre carottes sont situées en haut de la pente continentale. Au large du Surinam, les datations au 14C sur les coraux de la Ks 18 (p = 200 m) sont d'âge Pléistocène (DMG : 25310, 28320, 23780 ans BP). En Guyane française (Ks 32, p = 150 m et Ks 111, p = 200 m), des sables à verdines et/ou des beach-rocks, de fins lits silteux glissés de la plate-forme s'intercalent dans les dépôts vaseux de la pente (Ks 38, p = 150 m).

2 ) Plate-forme externe

25Dix colonnes sédimentaires sont décrites de l'ouest du Guyana (Ks 13) à l'Oyapock (Ks 108), entre -50 et -70 m.

26Les dépôts de la Ks 39 ont été datés de l'Holocène inférieur (9100 ans BP) et de l'Holocène supérieur (4450 ans BP).

27L'Holocène inférieur est caractérisé par les sables fins à verdines et des débris coquilliers. Des beach-rocks remaniés au large de l'Oyapock confirment que cette région orientale – nous l'avons vu sur l'accore – est le siège d'une hydrodynamique locale plus intense, responsable d'importants remaniements.

28L'Holocène supérieur est homogène avec des sables fins, rarement silteux, à verdines. Les sables moyens, à granulométrie plus grossière, particularisent toujours la région de l'Oyapock.

29La limite entre les dépôts de l'Holocène inférieur et de l'Holocène supérieur peut être bien définie (Ks 33, Ks 39, Ks 7626, Ks 107, Ks 108) ou graduelle (Ks 13, Ks 30, Ks 42, Ks 89, Ks 103). En l'état actuel de nos connaissances, il est donc parfois difficile de préciser sa position.

3 ) Plate-forme centrale

30Dix carottages sont étudiés entre -40 et -52 m, de l'ouest du Guyana (Ks 08) à l'Oyapock (Ks 106).

31Les vases beiges du Pléistocène sont reconnues à la base des colonnes sédimentaires (48000 - 35000 ans BP, stade isotopique 3). Elles sont en contact érosif et discontinuité sédimentaire avec celles de l'Holocène inférieur, dans les Ks 23 (9100 ans BP), Ks 7622, Ks 105, Ks 106, et de l'Holocène supérieur sus-jacent (3500 - 3000 ans BP, Ks 105). Un paléo-rivage (-40/-50 m) est marqué par les dépôts d'ilménite (M. PUJOS et G. ODIN, 1986).

32Les sédiments holocènes (sables fins à très fins, silts et vases à verdines et débris coquilliers) caractérisent la majorité des dépôts.

33Les sables holocènes caractérisent la majorité des dépôts.

34L'Holocène inférieur (Ks 20, Ks 23, Ks 101, Ks 102), plus rarement l'Holocène supérieur (jusqu'à 1800 ans BP, Ks 105), contiennent des éléments indurés de vases beiges remaniées du Pléistocène (Photo 3).

Photo 3 - Vases beiges du Pléistocène (45000-38000 ans BP) remaniées dans les vases grises de l'Holocène supérieur (3000-1860 ans BP) à la base de la carotte Ks 105. [cliché : Michel PUJOS]

Photo 3 - Vases beiges du Pléistocène (45000-38000 ans BP) remaniées dans les vases grises de l'Holocène supérieur (3000-1860 ans BP) à la base de la carotte Ks 105. [cliché : Michel PUJOS]

35L'absence de dépôts de l'Holocène inférieur dans l'Ouest du Guyana (Ks 8) et, à l'est, dans la région de l'Oyapock (Ks 105, Ks 106), pose problème : serait-elle réelle (et alors pourquoi ?), technique, ou consécutive à une trop faible pénétration du carottier ?

36La limite Holocène inférieur/Holocène supérieur est proche de 5000 ans BP (M. PUJOS et A. PASCUAL, 2015). Elle reste cependant approximative dans la Ks 23 (de 6500 à 2900 ans BP) par insuffisance de datations et/ou du fait de remaniements importants.

37La limite entre l'Holocène inférieur et l'Holocène supérieur est bien définie en Ks 101, approximative en Ks 23, graduelle en Ks 7622 et érosive en Ks 102.

38L'Holocène supérieur est présent dans la quasi-totalité des carottes. Les dépôts y sont le plus souvent uniformes et continus, mais en contact érosif vers 1800 ans BP au large de l'Oyapock (Ks 105, Ks 106) avec débris remaniés du Pléistocène et matière organique dans sa partie basale (de 3000 à 1800 ans BP).

4 ) Plate-forme interne

39Dix huit carottes sont étudiées entre -15 et -34 m.

40Les vases et les sables, souvent hétérogènes, localement à verdines, sont d'âge Holocène supérieur, en référence aux trois carottes datées au 14C (Ks 15, Ks 31 bis, Ks 40).

41La partie basale de six des carottes est probablement d'âge Holocène inférieur, en contact graduel avec les dépôts qui les surmontent (Ks 14, Ks 16, Ks 37, Ks 40, Ks 44, Ks 62).

42Nombreux sont les témoignages d'importants remaniements à la base de l'Holocène supérieur (5000 ans ? - 3500/3000 ans BP) :

  • les dépôts vaso-sableux recèlent des éléments de vases beiges pléistocènes du stade isotopique 3 (Ks 31 bis, Ks 34, Ks 21, Ks 62) et des débris récifaux/algues calcaires (Ks 27, Ks 40), ultimes témoignages à la côte de la destruction de la barrière récifale du DMG.

  • la matière organique, souvent présente sous forme de tourbes, est issue d'un littoral en érosion.

43Un contact érosif sépare ces dépôts de leurs homologues sus-jacents vers 3500/3000 ans BP (Ks 31 bis, Ks 34, Ks 37). La sédimentation est continue dans les autres coupes.

44La carotte Ks 15 est singulière : dans sa partie basale, savanes marécageuses, mangroves et marais sont séparés de l'océan par un cordon sableux analogue aux chêniers de Louisiane. Cet environnement réducteur, à déficit d'oxygène, se termine par un lit tourbeux (3900 ans BP). Vers 1800 ans BP, un contact érosif est le prélude au démantèlement du cordon littoral qui permet aux eaux marines d'envahir l'espace lagunaire (1500 ans BP) (M. PUJOS et A. PASCUAL, 2015).

II - Profil archétype transversal

45Les successions sédimentaires de huit carottes datées au 14C exemplifient au mieux la stratigraphie des dépôts de la plate-forme des Guyanes depuis 50000 ans BP (Fig. 5).

Figure 5 - Profil archétype transversal sur le plateau des Guyanes : sédiments et stratigraphie.

Figure 5 - Profil archétype transversal sur le plateau des Guyanes : sédiments et stratigraphie.

1 ) Accore et haut de pente (réf. 14C : Ks 19)

46Les récifs du DMG sont affleurants/sub-affleurants. Ils sont surmontés par les dépôts du Pléistocène terminal issus en majorité du démantèlement de la barrière récifale et de détritiques à authigenèses de grains verts de l'Holocène inférieur.

47Les discontinuités sédimentaires locales sont l'empreinte des paléo-vallées reconnues sur la plate-forme exondée.

48L'absence de dépôt au Pléistocène terminal dans la région orientale de l'Oyapock témoigne d'un milieu plus fortement énergétique, notamment marqué par un contact érosif entre les dépôts du DMG et de l'Holocène inférieur.

49Postérieurs au DMG, subsistent les témoignages de dépôts glissés de l'accore vers le haut de pente.

2 ) Plate-forme externe (réf. 14C : Ks 39)

50Les détritiques de l'Holocène inférieur et supérieur, riches en verdines, sont homogènes. La spécificité de la région orientale se confirme, toujours marquée par un environnement plus énergétique.

3 ) Plate-forme centrale (réf. 14C : Ks 102, Ks 23, Ks 105)

51Les détritiques sablo/vaseux à verdines constituent l'essentiel des dépôts. Les sédiments littoraux du Pléistocène (DMG, stade isotopique 3), qui forment l'assise des carottes, peuvent être remaniés dans les couches holocènes.

52La région de l'Oyapock (Ks 105) confirme son originalité : le milieu est plus dynamique, marqué par : 1/ la présence constante de matière organique issue de remaniements côtiers dans la partie basale de la coupe (de 3500/3000 à 1800 ans BP) et 2/ l'existence d'un contact érosif associé à un dépôt sableux décimétrique qui conclue cette période agitée (1800/1500 ans BP).

4 ) Plate-forme interne (réf. 14C : Ks 40, Ks 31 bis, Ks 15)

53Les sables et les vases, parfois riches en verdines, sont pour la plupart d'âge Holocène supérieur. La partie basale des coupes contient occasionnellement des éléments remaniés du DMG mais aussi des détritiques et de la matière organique issus de l'érosion côtière (de 5000 à 3500/3000 ans BP). Les dépôts sommitaux sont homogènes et, comme nous le verrons, significatifs du flux turbide amazonien.

Chapitre III - Les verdines guyanaises

54Les phyllites de la plate-forme guyanaise témoignent, sous forme de grains verts, de l'activité géochimique élevée du fer en milieu intertropical, chaud et humide, bien drainé (J. DEMANGEOT, 1976). Elles sont généralement associées aux eaux peu profondes et saumâtres, au débouché des fleuves qui transportent les éléments favorables à leur formation.

I - Les grains verts de la plate-forme continentale

55Le plateau continental des Guyanes recèle deux types de grains verts : glauconie et verdine ; cette dernière, spécificité régionale, est omniprésente (Fig. 6) ; seule l'étude diffractométrique les distingue (G. ODIN, 1985 ; M. PUJOS et G. ODIN, 1986 ; G. ODIN et al., 1988).

Figure 6 - Répartition des grains verts sur le plateau continental de la Guyane française : glauconies, verdines et supports de formation.

Figure 6 - Répartition des grains verts sur le plateau continental de la Guyane française : glauconies, verdines et supports de formation.

1/ verdines. 2/ glauconies. 3/ grains très oxydés. C : pelotes fécales (coprolites). I : remplissages de tests de Foraminifères. M : grains plus ou moins chloritisés sur paillettes de biotite.
Sources : M. PUJOS et G. ODIN (1986), G. ODIN et al.(1988).

56La glauconie, reconnue entre -100 et -150 m se développe en milieu océanique à l'abri de l'influence de l'oxygène atmosphérique. Localement oxydée, elle témoigne d'une période d'émersion, responsable de son altération, lors de la dernière régression. Depuis 18000 ans BP cette glauconie altérée n'a pas été enfouie : le taux de sédimentation est donc resté nul au large de la vasière actuelle. La majeure partie de ce minéral se trouve dans les classes granulométriques supérieures à 200 µm, presque uniquement composées de grains verts. Les substrats de verdissement encore reconnaissables sont des remplissages de Foraminifères. Depuis cette époque, l'environnement régional est défavorable à la glauconitisation.

57La verdine est présente sur les Guyanes en une bande parallèle à la côte, de l'embouchure de l'Amazone à l'Orénoque (-20 à -100/-150 m). Le lien fleuve/prodelta - verdine est d'autant plus crédible que les facteurs géochimiques favorables qui déterminent sa formation sont essentiellement attribués aux produits de l'érosion (sables fins, très fins et vases) issus des bassins versants de la cordillère puis charriés par les fleuves andins puis l'Amazone vers l'Atlantique et la Caraïbe (M. PUJOS et al., 1989). L'abondance de ces apports sur le prodelta est patente, sans commune mesure avec celle des fleuves guyanais dont les sources sont proches de faibles reliefs (inférieurs à 850 m) de l'arrière pays (massif central, montagne Inini-Camopi et monts Tumuc Humac). Ces apports amazoniens qui envahissent la plate-forme des Guyanes lors des transgressions (M. PUJOS et G. ODIN, 1986 ; M. PUJOS et al., 1989 ; M. PUJOS et A. PASCUAL, 2015) ont été à l'origine de la genèse de verdines. Reliques mais en place aux approches de l'accore, elles sont plus récentes à la côte. C'est la fraction comprise entre 100 et 160 µm qui recèle la plus grande quantité de ce type de grains verts.

58Des études réalisées en Europe, en Afrique et en Amérique tropicale, situent la première période de genèse des grains verts vers 30000 ans BP (A.L. BLOOM, 1977).

59Ainsi, du large vers la côte, se manifeste une évolution chronologique d'un tapis de verdines au cours de la dernière transgression. Avec l'arrivée des eaux turbides amazoniennes, toujours à de faibles profondeurs, les débris carbonatés favorisent son développement.

60Étrangement, le processus d'authigenèse de verdines, par faible profondeur et en eau dépourvue de suspensions, est également compatible avec la proximité des récifs. La Nouvelle Calédonie constitue de nos jours un modèle comparable aux conditions environnementales qui régnaient au large des Guyanes vers la fin du DMG (M. PUJOS et G. ODIN, 1986 ; G. ODIN et al., 1988).

61Du Guyana à l'Oyapock, des verdines sont souvent présentes dans les dépôts holocènes (inférieur et /ou supérieur) et sur des substrats de sables très fins à fins (Tab. II).

Tableau II - Dépôts holocènes à verdines indifférenciées.

Tableau II - Dépôts holocènes à verdines indifférenciées.

Barre oblique = passage graduel. Guy. fr. : Guyane française.
Des verdines indifférenciées sont également présentes dans les sables fins de deux carottages de la pente continentale au large du Maroni (Ks 32, profondeur = 150 m) et de l'Oyapock (Ks 111, profondeur = 192 m). Ces sables proviennent de glissements depuis la plate-forme adjacente.

II - Étude spécifique des verdines

62Deux types de grains se distinguent en fonction de la couleur : les uns, vert pastel à vert foncé, ont subi une faible évolution, essentiellement dans les dépôts de l'Holocène inférieur, moins favorables à une authigenèse ; les autres, noirs à cassure verte, sont issus d'une authigenèse argileuse plus poussée (M. CHAGNAUD, 1984 ; M. PUJOS et G. ODIN, 1986 ; G. ODIN et al., 1988 ; M. PUJOS et A. PASCUAL, 2015).

63La différenciation de ces grains, effectuée sur six carottes dans les dépôts de l'Holocène inférieur/supérieur (Ks 101, Ks 102, Ks 39) et de l'Holocène supérieur (Ks 40, Ks 105, Ks 106) (voir Fig. 4), a donné les résultats suivants (Fig. 7) :

  • Ks 40 : de la base à 0,8 m, les verdines vert pastel sont dominantes sur le tamis 63 µm et minoritaires sur le tamis 100 µm. Elles sont d'âge Holocène inférieur/Holocène supérieur jusqu'à 2100 ans BP. De 0,8 m au sommet, les grains noirs à cassure verte, de plus petite taille, présents essentiellement sur le tamis 63 µm, sont plus récents.

  • Ks 105 : les verdines noires à cassure verte sont observées uniquement dans les dépôts récents de l'Holocène supérieur (antérieur à 1860 ans BP).

  • Ks 106 : les verdines vert pastel de l'Holocène supérieur occupent la partie basale de la coupe. Les grains noirs sont situés au sommet, dans la partie la plus récente de l'Holocène supérieur.

  • Ks 101 : de la base à 1,9 m, les verdines de l'Holocène inférieur sont en majorité vert pastel. À la fin de cet épisode, il y a mélange entre grains verts et noirs (1,9-1 m), puis dominance de ces derniers (1-0,35 m). Au sommet de la coupe, dans l'Holocène supérieur, seuls subsistent les grains noirs.

  • Ks 102 : les grains vert pastel sont rencontrés dans l'Holocène inférieur (base de la coupe à 0,35 m) ; les grains noirs dans l'Holocène supérieur (0,35 m /toit de la coupe).

  • Ks 39 : proche géographiquement de la Ks 101, elle lui est en tout point comparable. De la base à 2 m, les verdines de l'Holocène inférieur sont de couleur vert pastel. À la fin de cet épisode, intervient le mélange entre grains verts et noirs avec dominance progressive de ces derniers (2/0,5 m). Au sommet de la coupe, dans l'Holocène supérieur, seuls subsistent les grains noirs.

Figure 7 - Évolution des verdines dans leur contexte sédimentaire et stratigraphique.

Figure 7 - Évolution des verdines dans leur contexte sédimentaire et stratigraphique.

Voir la légende sur la figure 5.

64Les grains vert pastel peu évolués sont inféodés à l'Holocène inférieur (4450 ans BP, Ks 39) des plate-formes externe et centrale dans des carottes situées entre -49 et -57 m (Ks 101, Ks 102 et Ks 39) et à l'Holocène supérieur (jusqu'à 2130/1860 ans BP) des plate-formes centrale et interne entre -27 et -42 m (Ks 40, Ks 106).

65Les grains noirs issus d'une authigenèse plus aboutie sont soit limités à la partie sommitale de l'Holocène supérieur (depuis 2130/1860 ans BP, Ks 105) soit décrits dans l'Holocène supérieur sensu lato.

66La limite entre grains verts et noirs est graduelle (Ks 39, Ks 101), bien définie (2130 BP, Ks 40), ou en contact érosif (5000 ans BP ? Ks 102) (Fig. 7).

67La transgression qui se poursuit au cours de l'Holocène inférieur, provoque le lent et progressif envahissement des rejets turbides amazoniens sur la plate-forme centrale (M. PUJOS et A. PASCUAL, 2015). La présence toujours croissante de paillettes de biotite, en l'absence d'autre substrat favorable (les carbonates se raréfient), constitue le support privilégié pour l'authigenèse de verdines (M. PUJOS et G. ODIN, 1986 ; G. ODIN et al., 1988). Dans ces dépôts, elle offre conjointement les deux pôles de couleur, ce qui est exceptionnel.

68Au début de l'Holocène supérieur, vers 5000 ans BP, la transgression s'achève et le prisme amazonien est en place. Les grains noirs se substituent aux grains de couleur vert pastel. Si le support initial des grains noirs est souvent méconnaissable, on distingue parfois des micas verdis, des remplissages de tests de microfaune, débris d'échinodermes, quartz verdis… Vers 1800 ans BP, l'authigenèse de verdines est ralentie, momentanément arrivée à son terme (G. ODIN, communication orale).

Chapitre IV - El Niño sur les guyanes : contribution à la paléoclimatologie de l'Holocène en Amérique du Sud septentrionale

I - Genèse et développement

69"El Niño oscillation australe" (ENOA) résulte de l'instabilité climatique globale et temporelle du couple océan - atmosphère dans la région Pacifique. Les vents d'ouest se renforcent dans le Pacifique occidental précédant un affaiblissement des alizés associé à une hausse de la pression de surface à l'ouest (Darwin). Il s'illustre par la migration saisonnière de la Zone Intertropicale de Convergence (ZIC) et par l'accroissement fort et rapide de la température de l'océan dans la partie orientale de l'océan Pacifique Sud.

70En mer, pendant les premiers stades d'El Niño, les alizés s'affaiblissent affectant l'upwelling côtier qui disparaît momentanément sur une grande partie du littoral sud-américain : de nombreux paramètres environnementaux, en particulier la biologie marine et l'exploitation des ressources, en sont affectés (M. LEROUX, 1996 ; B. VOITURIEZ et G. JACQUES, 1999).

71À terre, son impact est prépondérant sur toute la région septentrionale de l'Amérique du Sud (J.A. MARENGO, 2005 ; J. RONCHAIL et R. GALLAIRE, 2006 ; E.K. VISY et K.H. COOK, 2007 ; A. LARAQUE et al., 2007 ; B. BOOKHAGEN et R. STRECKER, 2010) : de fortes sécheresses et des déficits pluviométriques régionaux touchent une grande partie des Andes orientales et du bassin amazonien occidental, alors que de fortes pluies gagnent la façade Pacifique (S. ROME GASPALDY et J. RONCHAIL, 1998 ; J. RONCHAIL, 1998). Une sédimentation épisodique frappe les plaines inondables (R. AALTO et al., 2003).

72L'ENOA historique de 1982 et la sécheresse régionale qui en résultent affectent fortement le régime des fleuves du bassin amazonien et en particulier celui de l'Amazone : les mesures effectuées à Obidos montrent une baisse concomitante de la pluviosité (-25 %), de la décharge liquide (-20 %) et surtout de l'érosion mécanique (-55 %) (Y. TARDY et al., 1993). Les conséquences de cette sécheresse impactent le flux particulaire à l'océan et particulièrement le plateau des Guyanes (M. PUJOS et al., 1996 ; M. PUJOS et A. PASCUAL, 2015).

II - Les évidences de paléo El Niño

73Des paléo El Niño sont signalés au cours de l'Holocène. On dispose désormais d'un lot d'archives dans de nombreuses régions de l'Amérique du Sud (Brésil, Équateur, Chili, Venezuela, Argentine, Pérou) mais aussi en Australie, en Papouasie…

74Quelques exemples attestent de leur réalité depuis 7000 ans BP :

  • Sur la côte brésilienne, l'ENOA entraîne une inversion régionale des courants côtiers et de la dérive littorale, induisant une orientation spécifique des corps sableux. Des cordons fossiles (vieux de 7000 ans pour les plus anciens) présentent la même orientation que ceux observés aujourd'hui lors de l'ENOA. Pour L. MARTIN et al. (1992, 1995), l'existence d'un phénomène climatique analogue à l'ENOA actuel est réel, mais de plus longue durée unitaire (10 à 100 ans). Ces résultats sont corroborés par N.A. MORNER (1992).

  • Des analyses spectrales sur des successions de lamelles dans les dépôts clastiques de la lagune Pallcacocha (Équateur) depuis 15000 ans BP valident l'existence et la récurrence d'El Niño depuis 7500 ans BP (D.T. RODBELL et al., 1999 ; C.M. MOY et al., 2002). La présence d'un tel phénomène probablement centennal est patente au cours de l'Holocène supérieur (M.K. GAGAN, 2009) (Fig. 8).

  • Dans la baie de Mejillones (nord Chili), la fréquente arythmie observée dans la teneur en silice biogène (diatomées) des dépôts s'avère un bon marqueur des variations climatiques et océaniques liées à l'ENOA. À terre, l'apparition de debris flows liée à des pluies intenses constitue un autre témoignage qui permet, à l'appui d'une échelle chronostratigraphique à haute résolution, de valider la présence de paléo El Niño (G. VARGAS et al., 2000 ; G. VARGAS, 2002).

  • Une preuve indirecte de la variabilité de l'ENOA au cours de l'Holocène est basée sur les concentrations en titanium (bassin de Cariaco, site ODP 1002), dont l'évolution est contemporaine du déplacement de la ZIC. Vers 3800 ans BP, sa migration vers le sud serait la cause du renforcement d'El Niño (G.H. HAUG et al., 2001).

  • Sur les plaines de l'Argentine, un climat subtropical subhumide règne entre 1400 et 300 ans BP, période pendant laquelle se développent de fréquents El Niño (M. IRIONDO et O. GARCIA, 1993 ; M. IRIONDO, 1995).

  • La variation des teneurs en pollens dans le Nord de l'Australie correspondrait à un début de forte activité El Niño vers 4000 ans BP (J. SHULMEISTER et B.G. LEES, 1995).

  • Les valeurs 18O/16O mesurées sur les coraux du Pacifique central (îles Christmas) montrent que la variation de la température de surface (SST) est associée aux fortes pluies qui accompagnent les épisodes El Niño de 2500 à 1700 ans BP (C.D. WOODROFFE et al., 2003).

Figure 8 - Nombre de phénomènes El Niño par intervalle de 100 ans.

Figure 8 - Nombre de phénomènes El Niño par intervalle de 100 ans.

Le décompte est basé sur l'analyse des lamelles de dépôts clastiques dans la lagune Pallcacocha (Équateur). La ligne horizontale indique le nombre minimal d'évènements requis pour produire la variance "ENSO band". Sources : d'après C.M. MOY et al. (2002), in M.K. GAGAN (2009).

75À l'évidence, d'étroites relations existent, durant l'Holocène, entre atmosphère, océan, anomalies de température et El Niño.

III - Impact d'El Niño sur la plate-forme des Guyanes

1 ) L'Amazonie et les Guyanes aujourd'hui

76L'Amazone apporte à l'océan un volume d'eau de plus de 6.1012 m3 an et son débit liquide est supérieur saisonnièrement à 2,5.105 m3/s. Les flux de matériel particulaire et dissous y sont respectivement de 1,1.109 et de 3.108 t/an (R. MEADE et al., 1976, 1985). Le système dispersif amazonien, dont une part significative est déviée vers le nord-ouest (1,5.108 t/an sont transportées en suspension et 108 t/an se déplacent sous la forme de bancs de vase), envahit la plate forme des Guyanes puis pénètre en Caraïbe sous l'action conjuguée des houles d'alizés et du courant des Guyanes (J.M. FROIDEFOND et al., 1988 ; M. PUJOS et al., 1989 ; M. PUJOS et J.M. FROIDEFOND, 1995).

77La charge solide du fleuve est majoritairement d'origine andine (J.L. GUYOT, 1992 ; J.L. GUYOT et al., 1998, 2007 ; M. PARRA et M. PUJOS, 1998), alors que l'érosion des sols sous forêt dans le bassin amazonien est modérée, du fait de la dense couverture végétale qui exclut toute érosion pluviale importante.

78Les minéraux argileux sont un des constituants majeurs du matériel particulaire véhiculé par les fleuves sud-américains. Quatre espèces minérales en composent l'essentiel (O. JAVELAUD, 1987 ; M. PUJOS et O. JAVELAUD, 1991 ; M. PUJOS et al., 1996). Illites et chlorites du domaine andin sont les produits de l'érosion mécanique des roches plutoniques et métamorphiques de la cordillère. Les roches basiques privilégient la formation de chlorites (ferromagnésiennes) au détriment des illites (potassiques). Ces dernières semblent mieux représentées dans les assemblages dérivés des provinces pétrographiques acides (M. PARRA, et al., 1986 ; V. GANDAIS, 1987). Kaolinites et smectites des régions à faible relief, sous climat tropical chaud et humide, sont issues respectivement d'une hydrolyse météoritique intense des cuirasses latéritiques et de néoformations dans les plaines mal drainées du littoral. La relative rareté des smectites dans les fleuves et les bassins versants suggère plutôt une formation par authigenèse (Fig. 9).

Figure 9 - Nature, origine et distribution schématique du matériel argileux : exemple de la Caraïbe occidentale (d'après M. PUJOS et O. JAVELAUD, 1991).

Figure 9 - Nature, origine et distribution schématique du matériel argileux : exemple de la Caraïbe occidentale (d'après M. PUJOS et O. JAVELAUD, 1991).

C.C.P. : contre-courant de Panama. C : chlorites. I : illites. K : kaolinites. Sm : smectites.

79Le cortège argileux des suspensions prélevées à l'embouchure de l'Amazone est stable avec 50 % d'illites/chlorites et 50 % de smectites/kaolinites. Sur la plate-forme continentale des Guyanes, la région côtière de Cayenne montre une progression du couple smectites/kaolinites (Sm + K = 53,5 %), plus significative sur la partie externe de la vasière, avec la proximité d'apports côtiers.

2 ) Paléo El Niño holocènes

80Au large des Guyanes le cortège des minéraux argileux varie temporellement dans les apports amazoniens. À la base de l'Holocène supérieur (de 5000 à 1800/1500 ans BP), le couple smectites/kaolinites reste cardinal (M. PUJOS et al., 1996 ; M. PUJOS et A. PASCUAL, 2015).

81Quatre carottes de la plate-forme interne de la Guyane française rendent ces résultats plus précis et crédibles. Deux cortèges argileux sont dissociés à la base de l'Holocène supérieur, reconnu grâce à des datations au 14C : 1860/1800 ans BP dans la région de l'Oyapock (Ks 105 et 106), 2200 ans BP au large de la Sinnamary (Ks 40) et 3000 ans BP au large du complexe Maroni/Mana (Ks 34). Kaolinites et smectites sont cardinales dans le cortège basal (67 à 72 %), en fort recul dans le cortège supérieur (48 à 60 %) (Fig. 10).

Figure 10 - Paléo El Niño dans l'Holocène supérieur de la Guyane française.

Figure 10 - Paléo El Niño dans l'Holocène supérieur de la Guyane française.

Voir la légende de la figure 5. A : minéraux argileux Sm + K (en %). N : probables paléo El Niño. Stratigraphie en ans BP.

82En Guyane française, les valeurs moyennes de la somme smectites + kaolinites atteignent 46 % dans les suspensions, 50 % dans la pellicule superficielle de vase et 55-56 % dans le dépôt de surface et sur le premier mètre carotté sur les parties interne et externe du banc de vase. Les smectites augmentent dans la partie externe de la vasière (39 %, contre 25% à la côte ; Sm + K = 68 %), tandis que les chlorites diminuent (7,5 %, contre 12-17 % à la côte ; I + Cl = 32 %) (M. PUJOS et al., 1989).

83Les suspensions des fleuves guyanais sont riches en kaolinites (95 %) ; les marais côtiers en smectites (50 % + 29 % de kaolinites et 12 % d'illites).

84L'érosion côtière ne justifie pas de tels écarts dans les cortèges argileux du prisme sédimentaire amazonien au vu de la pérenne hégémonie des apports turbides du grand fleuve sur la plate-forme des Guyanes (D. EISMA et H.W. VAN DER MAREL, 1971 ; J.M. JOUANNEAU et M. PUJOS, 1988). Dans la partie basale de l'Holocène supérieur, à l'instar de l'épisode El Niño de 1982 (cf. genèse El Niño, Y. TARDY et al., 1993), la faible pluviosité et la forte réduction de l'érosion mécanique qui affectent essentiellement les roches de la cordillère orientale en période ENOA provoquent une baisse concomitante des apports andins solides et dissous à l'océan et dans le prodelta, en particulier des illites et des chlorites (M. PUJOS et A. PASCUAL, 2015).

85Cette baisse des teneurs en illites et chlorites enregistrée dans les dépôts du prodelta, est l'écho lointain et convaincant de l'existence, en milieu andin, de phénomènes comparables à El Niño dans la première partie de l'Holocène supérieur et de son impact sur la plate-forme des Guyanes (M. PUJOS et al., 1996 ; M. PUJOS et A. PASCUAL, 2015) (Fig. 11).

Figure 11 - Évolution des apports argileux amazoniens à l'océan : situation atmosphérique normale (haut) et épisode ENOA (bas).

Figure 11 - Évolution des apports argileux amazoniens à l'océan : situation atmosphérique normale (haut) et épisode ENOA (bas).

P : précipitations. Dt : décharge liquide. Eméc : érosion mécanique. Llanos : terres basses du bassin amazonien.
Sources : M. PUJOS et A. PASCUAL (2015), M. PUJOS (2016).

Discussion et conclusion

86L'impact du Dernier Maximum Glaciaire (DMG) est ressenti sur toute la partie septentrionale du continent Sud Américain ; une période de rhexistasie s'installe : la forêt recule sur le bassin amazonien et la région des Guyanes corrélativement à l'extension des savanes (C. CARATINI et al., 1975). Le manteau latéritique (sols rouges ferrugineux) et les roches sont désormais sous l'emprise de l'érosion.

87En mer, l'expansion mondiale des glaciers (période anaglaciaire) correspond sous les tropiques à une régression marine généralisée. Le plateau des Guyanes, désormais exondé, devient le réceptacle des produits détritiques charriés par les cours d'eau de l'arrière pays. Le paléo-rivage, aujourd'hui situé près de l'accore, est bordé par une barrière récifale discontinue au niveau des estuaires. La glauconie, témoignage de l'activité géochimique d'éléments ferrugineux en milieu intertropical, complète localement ces dépôts.

88Dès la fin du DMG, la transgression envahit progressivement le plateau des Guyanes ; elle est terminée à l'Holocène supérieur. Les eaux turbides de l'Amazone, déviées vers le nord-ouest par le courant des Guyanes et les alizés, couvrent désormais une grande partie de la plate-forme interne (M. PUJOS et J.M. FROIDEFOND, 1995).

89Une période de biostasie débute sur le continent, caractérisée par une stabilité climatique, un cycle d'altération géochimique intense des latérites et une dégradation mécanique limitée. Les cations les plus solubles, en particulier le fer, atteignent l'océan avec les eaux fluviales. Associés à la glauconie "fossile" du DMG, les oxydes de fer et la sidérite des milieux margino-littoraux, ainsi que les concentrations d'ilménite sur le paléo-rivage pléistocène (40000 ans BP), particularisent le plateau des Guyanes.

90Depuis la fin du Pléistocène, le climat en Amérique du Sud est de type tropical/équatorial (CLIMAP, 1976). Comme la chaleur (donc l'évaporation) est quasi constante toute l'année, la pluviosité reste le paramètre essentiel qui contrôle le régime des rivières et les apports à l'océan.

91Ainsi, depuis 1500 ans BP, le glacier Quelccaya (Andes péruviennes) montre des épaisseurs de glace variables en fonction de la succession d'épisodes secs et humides, tandis que la péninsule Santa Elena (Sud-Ouest de l'Équateur) subit des fluctuations climatiques liées à un système andin perturbé.

92L'originalité du modèle guyanais réside cependant dans la formation de verdines. Deux processus successifs d'authigenèse se succèdent au cours de l'Holocène. Du large vers la côte et de l'Holocène inférieur à l'Holocène supérieur, la spéciation des verdines de couleur vert pastel puis noires est concomitante de l'impact croissant des eaux limoneuses amazoniennes sur la plate-forme. Il existe un lien étroit entre les verdines et l'intensité des apports turbides amazoniens.

93Les minéraux argileux en suspension dans les eaux de l'Amazone, illites et chlorites, d'une part, kaolinites et smectites, d'autre part, se retrouvent occasionnellement dominants dans les suspensions et les dépôts sédimentaires du plateau des Guyanes. Ils constituent une archive climatique précieuse, marqueurs lointains et rationnels de l'impact de l'ENOA, au même titre que nombre de parangons précédemment évoqués. La dominance des kaolinites et smectites dans les dépôts de la base de l'Holocène supérieur (de 5000 à 1500 ans BP) marque probablement une période à fréquence optimale et récurrente d'un phénomène climatique comparable à l'actuel ENOA dont les effets sont enregistrés dans les sédiments, sans qu'une périodicité ait pu être établie pour son occurrence. Les minéraux argileux peuvent donc être raisonnablement reconnus comme marqueurs de ce phénomène climatique (voir Fig. 11).

94L'étude comparée de la couleur des verdines (voir Fig. 7) et de la présence de paléo El Niño (Ks 40) montre que le déclin périodique de ce phénomène est sensiblement synchrone de l'apparition des verdines noires (2130 ans BP). Les apports andins sont désormais majoritaires dans les suspensions et les dépôts du prisme terrigène amazonien.

95Cette antinomie verdines noires/paléo El Niño a été reconnue dans d'autres carottages, le plus souvent entre 1500 et 2000 ans BP, voire jusqu'à 3000 ans BP (voir Fig. 7 et 10).

96Quelques exemples suffisent à témoigner de l'impact d'El Niño du début de l'Holocène à l'Actuel :

97- Durant le Postglaciaire les données archéologiques illustrent l'occupation humaine des sols. L'édification de structures monumentales sur les côtes centrales et nord du Pérou (vers 5800 ans BP) correspond à l'épilogue d'une période d'hyperaridité à la fin de l'Holocène inférieur, en relation directe avec l'augmentation de l'activité El Niño (D.H. SANDWEISS et al., 2001, 2007).
Lors des sécheresses sur le littoral du Pacifique, la région est temporairement désertée ; au contraire les sécheresses andines (600-500 puis 1500-1000 ans BP) provoquent la migration des civilisations péruviennes et équatoriennes, qui trouvent leur essor en zone côtière humide (C. PAULSEN, 1976).
Tout porte à croire que ces populations amérindiennes ont su réagir à ce phénomène climatique récurrent.

98- De nos jours, au large du Venezuela et de la Colombie, El Niño est accompagné d'anomalies de température négatives (C.N. CAVIEDES et P.R. WAYLEN, 1998).
Dans le golfe du Mexique, 50 ans de l'activité cyclonique (1940-1989) montrent une sensible augmentation des tempêtes tropicales et des cyclones en période d'El Niño (conclusions personnelles : M. PUJOS, 1998).
En Guyane française, les pluviosités annuelles enregistrées à Saint-Georges, Kourou, Saint-Laurent, Maripasoula et Cayenne-ville montrent de forts déficits lors des El Niño de 1982-1983, 1986-1987, 1991-1992, évalués à -15 %, -16 % et -21 %. Le journal France Guyane du 12 novembre 1997 décrit un "fort déséquilibre climatique marqué par des minima pluviométriques accidentels liés à l'El Niño de 1996-1997". Le même jour la préfecture de Cayenne évoque de possibles restrictions en eau potable. Simultanément, de fortes pluies affectent les régions littorales désertiques de l'Équateur et du Nord Pérou, avec une explosion spectaculaire de la végétation sur les plages sableuses ! Le gouvernement péruvien, conscient du risque encouru, met régulièrement en garde les populations (INDC, non daté).
Fin 2015, un phénomène El Niño d'une ampleur exceptionnelle (comparable à celui de 1982-1983) aborde les côtes péruviennes ; il se termine en mai 2016. En août 2017, le désert d'Atacama, toujours soumis à une forte humidité, est un parterre de fleurs. Dans le même temps, la cyclogenèse est accentuée sur la Caraïbe et le golfe du Mexique : le cyclone Harvey dévaste le Texas et la Louisiane, la tempête tropicale Lidia affecte le Mexique, le 5 septembre Irma ravage les Antilles.

99Ces exemples accréditent le schéma déjà proposé sur les caprices de la météorologie dans l'Amérique du Sud septentrionale (M. PUJOS et A. PASCUAL, 2015) : sécheresse sur le littoral péruvien / pluviosité andine maximale en période normale ; intense pluviosité sur les déserts côtiers d'Atacama et du Pérou / faible pluviosité sur les Andes orientales en période El Niño (voir Fig. 11).

Remerciements : Les recherches synthétisées dans ce texte ont été réalisées grâce au soutien amical et à l'aide matérielle de nombreux partenaires. Je dois une belle reconnaissance aux organismes et institutions qui nous ont encouragés : Ministère des Affaires Étrangères, Commission CORDET programme national "environnement côtier, chantier Guyane", Bureau de Recherches Géologiques et Minières (BRGM), Centre National de la Recherche Scientifique (CNRS), Institut pour la Recherche et le Développement (ORSTOM/IRD), Direction Départementale de l'Équipement de Guyane (DDE), Institut Français pour la Recherche et l'Exploitation de la Mer (IFREMER), Centro de investigaciones Oceanograficas e Hidrograficas de Cartagena (CIOH, Colombie), Fundacion La Salle de Ciencias Naturales (Caracas, Venezuela), Museo Nacional de Historia Natural - Universidad Mayor San Marcos (Lima, Pérou), Louisiana State University (LSU, États Unis).
Je dédie cette publication à mes amis scientifiques français de métropole et d'outremer, étrangers, officiers et équipages des navires océanographiques qui ont partagé avec moi le plaisir de la découverte, ainsi qu'à tous ces autochtones anonymes qui nous ont guidés dans les régions souvent inhospitalières de l'arrière-pays.

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Bibliographie

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Table des illustrations

Titre Figure 1 - Distribution des sédiments de surface de l'Amazone à l'Orénoque.
Légende Sources : D.J.G. NOTA (1958), T.H. VAN ANDEL (1967), L.A. BARRETTO et al. (1975), C.A. NITTROUER et al. (1986), M. PUJOS et al. (1996) et M. PUJOS (données inédites). Au nord-ouest, les bandes verticales signalent une association de différents matériaux.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/6899/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 684k
Titre Figure 2 - Faciès granulométriques de surface : exemple de la Guyane française.
Légende Sources : P. BOUYSSE et al. (1977), D. JEANTET (1982) O. RENIE (1983), M. PUJOS et G. ODIN (1986).
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/6899/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 448k
Titre Tableau I - Liste des carottages (positionnement sur la figure 3).
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/6899/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 964k
Titre Figure 3 - Situation des carottages.
Légende Fond de carte : carte SHOM du golfe de Paria au Cap d'Orange (SHOM, 1871).
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/6899/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 564k
Titre Photos 1 - Banc de vase au large de la Guyane française. [clichés : M. PUJOS et J.M. FROIDEFOND ‒ in M. PUJOS et A. PASCUAL, 2014] 
Légende Un banc de vase croise au large des côtes de la Guyane française, protégeant le littoral de l'action des houles et des alizés. La partie interne du banc envahit la plage sableuse. Le trait de côte est localement stabilisé avec l'extension de la mangrove.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/6899/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 560k
Titre Photos 2 - Forte érosion du littoral dans la zone des inter-bancs (Guyane française). [clichés : M. PUJOS et J.M. FROIDEFOND ‒ in M. PUJOS et A. PASCUAL, 2014]
Légende Entre deux bancs, un inter-banc. Le littoral, soumis aux houles du large et à l'action des alizés, est momentanément sans protection, en proie à l'érosion.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/6899/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 496k
Titre Figure 4 - Faciès granulométriques de surface : exemple de la Guyane française
Légende Voir la légende sur la figure 5. Les nombres indiquent les numéros Ks.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/6899/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 1,0M
Titre Photo 3 - Vases beiges du Pléistocène (45000-38000 ans BP) remaniées dans les vases grises de l'Holocène supérieur (3000-1860 ans BP) à la base de la carotte Ks 105. [cliché : Michel PUJOS]
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/6899/img-8.jpg
Fichier image/jpeg, 708k
Titre Figure 5 - Profil archétype transversal sur le plateau des Guyanes : sédiments et stratigraphie.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/6899/img-9.jpg
Fichier image/jpeg, 948k
Titre Figure 6 - Répartition des grains verts sur le plateau continental de la Guyane française : glauconies, verdines et supports de formation.
Légende 1/ verdines. 2/ glauconies. 3/ grains très oxydés. C : pelotes fécales (coprolites). I : remplissages de tests de Foraminifères. M : grains plus ou moins chloritisés sur paillettes de biotite.Sources : M. PUJOS et G. ODIN (1986), G. ODIN et al.(1988).
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/6899/img-10.jpg
Fichier image/jpeg, 152k
Titre Tableau II - Dépôts holocènes à verdines indifférenciées.
Légende Barre oblique = passage graduel. Guy. fr. : Guyane française.Des verdines indifférenciées sont également présentes dans les sables fins de deux carottages de la pente continentale au large du Maroni (Ks 32, profondeur = 150 m) et de l'Oyapock (Ks 111, profondeur = 192 m). Ces sables proviennent de glissements depuis la plate-forme adjacente.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/6899/img-11.jpg
Fichier image/jpeg, 688k
Titre Figure 7 - Évolution des verdines dans leur contexte sédimentaire et stratigraphique.
Légende Voir la légende sur la figure 5.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/6899/img-12.jpg
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Titre Figure 8 - Nombre de phénomènes El Niño par intervalle de 100 ans.
Légende Le décompte est basé sur l'analyse des lamelles de dépôts clastiques dans la lagune Pallcacocha (Équateur). La ligne horizontale indique le nombre minimal d'évènements requis pour produire la variance "ENSO band". Sources : d'après C.M. MOY et al. (2002), in M.K. GAGAN (2009).
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/6899/img-13.jpg
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Titre Figure 9 - Nature, origine et distribution schématique du matériel argileux : exemple de la Caraïbe occidentale (d'après M. PUJOS et O. JAVELAUD, 1991).
Légende C.C.P. : contre-courant de Panama. C : chlorites. I : illites. K : kaolinites. Sm : smectites.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/6899/img-14.jpg
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Titre Figure 10 - Paléo El Niño dans l'Holocène supérieur de la Guyane française.
Légende Voir la légende de la figure 5. A : minéraux argileux Sm + K (en %). N : probables paléo El Niño. Stratigraphie en ans BP.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/6899/img-15.jpg
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Titre Figure 11 - Évolution des apports argileux amazoniens à l'océan : situation atmosphérique normale (haut) et épisode ENOA (bas).
Légende P : précipitations. Dt : décharge liquide. Eméc : érosion mécanique. Llanos : terres basses du bassin amazonien.Sources : M. PUJOS et A. PASCUAL (2015), M. PUJOS (2016).
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/6899/img-16.jpg
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Pour citer cet article

Référence papier

Michel Pujos, « Stratigraphie des dépôts sur la plate-forme continentale des Guyanes depuis 50000 ans BP : phyllites authigènes et minéraux argileux, archives du climat », Physio-Géo, Volume 13 | -1, 1-48.

Référence électronique

Michel Pujos, « Stratigraphie des dépôts sur la plate-forme continentale des Guyanes depuis 50000 ans BP : phyllites authigènes et minéraux argileux, archives du climat », Physio-Géo [En ligne], Volume 13 | 2019, mis en ligne le 05 janvier 2019, consulté le 21 janvier 2019. URL : http://journals.openedition.org/physio-geo/6899 ; DOI : 10.4000/physio-geo.6899

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