cadre géographique

Figure 1: Situation géographique de l’archipel des Bahamas mettant en évidence les deux types de plate-forme.

En jaune, les trois principales formes interdigitées par de profonds chenaux et, en vert, les petites plates-formes isolées typiques de la région SE.

L’archipel des Bahamas (Fig. 1) représente actuellement un haut lieu pour l’étude des sédiments carbonatés actuels et cénozoïques. Il est situé au sud-ouest de l’Atlantique Nord, à l’ouest des côtes de la Floride et au nord de l’île de Cuba. Cet archipel est constitué d’un ensemble de milliers d’îles et de cays qui s’étendent selon une direction nord-ouest/sud-est sur une distance de 1’000 km entre Little Bahama Bank et Great Inagua. Il se prolonge sur 500 km plus au sud-est et englobe également les îles des Turks et Caicos qui forment une entité politique distincte ainsi que les bancs submergés de Silver et de Navidad. En fait, toutes ces îles représentent uniquement la partie émergée d’un ensemble de bancs ou de plates-formes carbonatées. Ces dernières, alignées le long de la marge continentale nord-américaine et en bordure du grand escarpement bahamien, sont le résultat d’une accumulation de sédiments carbonatés marins qui ont formé au fil du temps d’immenses topographies sous-marines. Elles sont actuellement séparées les unes des autres par de longs et profonds détroits océaniques pouvant atteindre plus de 3’000 mètres de profondeur. Sur la base de la morphologie des différents bancs carbonatés, l’archipel des Bahamas peut être subdivisé en deux grandes régions bien distinctes :

1- la région du nord-ouest est dominée par deux grandes et vastes plates-formes appelées Great

chenaux marins dont ceux de Northwest Providence, Northeast Providence et la Tongue of the Ocean (TOTO). Ces chenaux forment à eux trois le Great Bahama Canyon qui constitue le plus grand système de canyons au monde (Andrews et al., 1970). Les surfaces émergées, ou îles, ne représentent qu’une infime partie de la surface totale de ces grandes plates-formes.

2- la région du sud-est est principalement dominée par une série de plates-formes plus petites qui s’étendent géographiquement depuis le canal de Crooked Island jusqu’au banc de Navidad au nord-ouest de Puerto Rico. Dans cette région, les îles sont presque aussi étendues que les bancs carbonatés eux-mêmes. Cette particularité résulte probablement soit de la position naturellement plus élevée, ou d’une subsidence moindre, de ces petites plates-formes par rapport à celles du nord, soit à des collapses dûs à des forces tectoniques liées à la proximité de la limite avec la plaque Caraïbe (Mullins et Hine, 1989). Cette partie sud-est des Bahamas est séparée de Cuba et d’Hispaniola par le canal d’Old Bahama qui représente topographiquement une extension de la faille de Puerto Rico.

2. situation climatique actuelle

L’archipel des Bahamas se situe dans la zone subtropicale et connait donc des conditions tempérées à chaudes en hiver et tropicales en été. L’extension latitudinale de l’archipel et sa position à cheval sur le tropique du Cancer produit une hétérogénéité du climat entre le nord et le sud entraînant des variations significatives des températures et des précipitations sur chacune des îles.

Figure 2: Cadre climatique simplifié de la région caribéenne montrant les masses d’air et les principaux courants océaniques affectant l’archipel des Bahamas (d’après Sealey, 2006).

Les îles situées au nord connaissent généralement des températures plus fraîches et des précipitations plus abondantes que leurs voisines du sud. Plusieurs facteurs importants, notamment les interactions entre l’océan et l’atmosphère (Fig. 2), jouent un rôle dans la distribution et les effets du climat à travers l’archipel tout entier. Ces facteurs comprennent principalement la latitude, la température des eaux de surface, les courants océaniques comme le Gulf Stream et le courant des Antilles, les vents dominants tels que les Alizés, la proximité du continent nord américain par l’apport de masses d’air froid, l’activité des ouragans et aussi la migration saisonnière des systèmes de hautes et de basses pressions. D’autres facteurs de moindre importance tels que le relief et la surface des terres peuvent également influencer sur la quantité des précipitations. De manière générale, tous ces paramètres contrôlent directement la production carbonatée sur ces différentes plates-formes.

3. cadre géologique

Les Bahamas ont depuis longtemps fasciné les géologues. Un historique récent et détaillé ainsi que de nombreuses références sont donnés dans Westphal et al. (2010). Etant une des plus grandes régions à production carbonatée actuelle, cet archipel a reçu l’attention d’un grand nombre de sédimentologues. L’intérêt géologique porté à cet archipel est double.

Premièrement, tous les milieux de dépôts carbonatés actuels depuis les environnements marins profonds à peu profonds aux environnements terrestres y sont représentés et, deuxièmement, ils trouvent leur équivalent dans l’enregistrement fossile sur les îles. Les études sédimentologiques se sont essentiellement focalisées sur le Great Bahama Bank, non seulement en raison de sa proximité avec les côtes américaines, mais surtout parce qu’il offre une multitude d’environnements de dépôts aussi divers que variés (e.g. Purdy, 1963; Reijmer et al., 2009). A l’inverse, la partie sud-est de cet archipel n’a reçu que très peu d’attention en raison de l’isolement des îles et de leur faible accessibilité (Cant, 1977). Actuellement, peu de travaux concernant cette partie isolée font état de leur géologie. La majorité des études géologiques s’est particulièrement concentrée sur les processus dépositionnels de surface, les sédiments holocènes et leur distribution en fonction de la morphologie des plates-formes. Une place importante a aussi été réservée à la cartographie des différentes zones de dépôts sur de nombreuses îles (e.g. Andros; Bourrouilh-Le Jan, 2007), mais aussi sur les grandes communautés macro- et microbenthiques actuelles en relation avec les environnements récifaux et lagunaires (Neumann et Macintyre, 1985). Toutes ces connaissances qui relatent essentiellement des dépôts subactuels à actuels sont d’une importance capitale pour l’étude des sédiments plus anciens (sédiments pré-holocènes jusqu’aux sédiments miocènes). Cependant, les modèles sédimentologiques, tectoniques, stratigraphiques et les données paléontologiques développés à partir de l’étude des plates-formes nord-ouest (Great Bahama Bank) à nord (San Salvador) des Bahamas ne peuvent être que partiellement appliqués à la partie sud-est.

3.1. origine des plates-formes carbonatées

L’origine exacte des plates-formes bahamiennes demeure toujours une énigme. De nombreuses recherches ont été entreprises afin de déterminer la nature et l’épaisseur exactes du socle (continental ou océanique), l’âge et l’origine des profonds chenaux marins qui interdigitent et séparent les plates-formes carbonatées. Parmi toutes les hypothèses émises depuis ces dernières décennies nous retiendrons ici celle de Meyerhoff et Hatten (1974) confirmée plus tard par les travaux de Mullins et Lynts (1977). Ces auteurs proposent que le socle est originellement constitué de croûte continentale d’âge pré-triassique, d’épaisseur comprise entre 20 et 30 km, qui aurait été intensément intrudée par des matériaux volcaniques durant l’ouverture de l’Océan Atlantique (Fig. 3). Pendant cette grande phase de rifting, une série de horsts et de grabens fut initiée et responsable de la formation des chenaux marins profonds dans lesquels se sont déposés des sédiments siliciclastiques dès la fin du Trias. A partir du Jurassique et en fonction des conditions marines, une dizaine de kilomètres de sédiments se sont accumulés à la fois sur les bancs (horsts) et dans les chenaux (grabens). Ces derniers sont caractérisés par des sédiments évaporitiques, argileux et carbonatés pélagiques tandis que les bancs ne sont constitués que par des sédiments carbonatés relativement peu profonds.

Figure 3: Profil géologique du Grand Banc des Bahamas montrant la structure de la plate-forme obtenue à partir de forages et de données géophysiques (sismiques et gravimétriques), modifié de Mullins et Lynts (1977).

Plus récemment, Eberli et Ginsburg (1987; 1989) ont interprété une série de lignes sismiques dans la portion nord-ouest du Grand Banc des Bahamas et montrent que celui-ci a connu une segmentation en trois plates-formes plus petites séparées par des chenaux profonds entre le Crétacé tardif et le Cénozoïque. Cette segmentation, due à l’orogénèse cubaine, a laissé place à une intense sédimentation carbonatée entrainant par la suite une fusion des plates-formes par comblement des chenaux (Fig. 4).

Figure 4: Profil sismique réalisé sur le Grand Banc des Bahamas montrant la fusion des bancs de Bimini et d’Andros (d’après Eberli et Ginsburg, 1987).

Parmi les autres hypothèses avancées pour expliquer la configuration actuelle des plates-formes, on peut citer celle d’Austin et Schlager (1987). Ces auteurs proposent l’effet d’une intense érosion d’une seule et gigantesque plate-forme carbonatée qui aurait abouti à la configuration actuelle d’une série de plus petites plates-formes séparées par d’importants

chenaux marins. Hooke et Schlager (1980) proposent également un modèle basé sur des taux différentiels de sédimentation entre le sommet des bancs et les chenaux. Cette différence de sédimentation se serait accentuée lors de grandes phases de production carbonatée. Sheridan et al. (1988) mentionnent une action tectonique qui, par le biais de failles et de basculements de blocs entre le Crétacé et le Tertiaire, aurait conduit à un alignement NW-SE de ces plates-formes. Malgré toutes ces théories, aucune n’a vraiment fait l’unanimité et l’origine de ces bancs demeure encore très incertaine.

3.2. cadre tectonique

L’histoire tectonique de cette région a été très agitée durant le Crétacé et tout le Cénozoïque.

Les mouvements tectoniques engendrés par l’ouverture de l’océan Atlantique Nord et les répercussions sur la naissance et la configuration actuelle de l’archipel des Bahamas restent encore très discutés. Les mouvements convergents et simultanés des plaques nord américaine et caribéenne ont été responsables de la formation tardive de l’arc antillais, de l’orogénèse cubaine et de la naissance du golfe du Mexique. Ils ont aussi abouti à la mise en place de la grande plate-forme bahamienne lors de la rotation de la plaque caribéenne (Malfait et Dinkelman, 1972; Mullins et Lynts, 1977). Il semble également admis que l’archipel des Bahamas repose à la fois sur de la croûte étirée continentale pour la partie NW et océanique pour la partie SE (Pindell et Kennan, 2009) (Fig. 5). La présence du grand escarpement bahamien représenterait donc la transition entre les deux types de croûte.

Figure 5: Situation tectonique des Bahamas (d'après James, 2009). La zone bleue foncée représente la croûte océanique étirée.

Actuellement, au niveau de la zone de convergence des deux plaques lithosphériques américaine et caribéenne, un grand nombre de failles essentiellement transformantes (Fig. 5) agissent et sont responsables de séismes parfois meurtriers dans la région des Antilles (e.g.

Haïti, 2010). L’activité tectonique, qui était à son paroxysme jusqu’à la fin du Tertiaire et qui aurait affecté l’archipel des Bahamas, est maintenant considérée comme étant faible (Uchupi et al., 1971; Mullins et Lynts, 1977; Carew et Mylroie, 1995a). Néanmoins, ceci est surtout vrai pour la partie ouest de l’archipel car le sud-est, situé en rebord sud de la plaque nord-américaine, reste soumis aux mouvements convergents des plaques caraïbe et nord-américaine (Masaferro et al., 1999). Il apparaît que la réactivation de certaines failles (e.g. faille de Napa) durant le Quaternaire a affecté les îles de Mayaguana et d’Inagua (Kindler et al., 2010; 2011).

En revanche, en dehors de toute activité tectonique, l’archipel subit une subsidence isostasique à raison de 1 à 2 m / 100’000 ans (Mullins et Lynts, 1977; Carew et Mylroie, 1995a) qui est

essentiellement liée à la charge sédimentaire. Ce taux de subsidence varie légèrement entre le nord et le sud puisqu’il dépend de la taille de la plate-forme et de l’épaisseur des sédiments qui s’y sont accumulés.

3.3. cadre stratigraphique

3.3.1. historique : bref résumé

La stratigraphie quaternaire des îles bahamiennes a longtemps été un sujet d’intenses controverses et a subi d’innombrables réactualisations. Etablir la stratigraphie de l’ensemble de l’archipel bahamien a représenté un véritable défi au cours de ces dernières décennies. La difficulté d’établir une stratigraphie généraliste et applicable à l’ensemble de ces nombreuses îles réside dans le fait que chacune d’elle a enregistré sa propre histoire géologique. Plusieurs reconstitutions stratigraphiques se sont succédées (Fig. 6) mais aucune d’elles n’a vraiment fait l’unanimité. De nombreux travaux, dont les plus importants seront succinctement énumérés ci-dessous, ont été réalisés essentiellement sur les îles de San Salvador et de New Providence et ont permis de dresser un premier inventaire des différentes unités lithostratigraphiques présentes. Avec le temps et les améliorations à la fois logistiques et techniques, de plus en plus d’îles ont fait l’objet d’études détaillées et comparatives faisant ainsi évoluer les connaissances géologiques des Bahamas.

Avant 1980, Newell et Rigby (1957) et Bathurst (1975) considèrent que les Bahamas sont constituées principalement par des calcaires oolitiques formés pendant le dernier interglaciaire.

Après 1980, cette stratigraphie relativement simpliste a été révisée et largement complétée.

Beach et Ginsburg (1980) attribuent l’ensemble des roches pléistocènes et holocènes aux calcaires lucayens et les roches anté-pléistocènes aux calcaires pré-lucayens. Ces deux principales formations se caractérisent respectivement par des calcaires inorganiques stratifiés et organiques non stratifiés. Ces auteurs remarquent également que la limite inférieure des calcaires lucayens coïncide avec la disparition du corail branchu Stylophora affinis au Pliocène supérieur. Une limite temporelle entre 2.8 et 3.2 Ma a été obtenue pour cet événement par des méthodes magnétostratigraphiques (McNeill et al., 2001). Cette nomenclature est encore utilisée notamment pour les descriptions lithostratigraphiques de sub-surface.

Titus (1980; 1983) a été le premier auteur à développer une stratigraphie plus précise de San Salvador en distinguant les unités pléistocènes et holocènes. Il identifia alors deux sous-unités pour les calcaires pléistocènes, les calcaires de Grotto Beach et ceux de Grahams Harbor. Les sédiments holocènes et actuels étaient rassemblés sous le terme de « sables récents ». C’est en 1984 que l’importance des paléosols fut démontrée pour discriminer les différentes unités carbonatées. Garrett et Gould (1984) reconnurent ainsi plusieurs phases dépositionnelles séparées par des paléosols sur l’île de New Providence.

Carew et Mylroie (1985) proposent une stratigraphie plus complète et plus précise basée sur leurs observations à San Salvador. Ils décrivent de nouvelles unités lithostratigraphiques et définissent la Formation d’Owl’s Hole pour caractériser les roches pré-Sangamoniennes (SIM 7, 9 et 11). Le dernier interglaciaire (SIM 5), ou Sangamonien, est représenté par la Formation de Grotto Beach (terme repris et modifié de Titus, 1980). Cette dernière comprend trois membres: le Membre de French Bay et le Membre de Cockburn Town, tous deux représentants le sous-stade 5e, et le Membre de Dixon Hill symbolisant par défaut le sous-stade 5a. Ce dernier très controversé sera brièvement discuté ultérieurement.

Figure 6: Résumé des principales stratigraphies des Bahamas et corrélation avec l’île de Mayaguana.

L’Holocène est représenté par la Formation de Rice Bay qui comprend deux membres, le Membre de North Point et le Membre de Hanna Bay.

La stratigraphie proposée par Carew et Mylroie (1985) a été révisée par Hearty et Kindler (1993a) sur San Salvador et étendue à d’autres îles (Hearty et Kindler, 1993b; Kindler et Hearty, 1995; 1996; 1997). Ces auteurs reconnaissent au total neuf unités lithostratigraphiques allant du Pléistocène moyen (stade 13) à l’Holocène supérieur (stade 1) (voir tableau stratigraphique; Fig. 6). Plus récemment, une nouvelle stratigraphie, cette fois-ci basée sur des analyses de racémisation d’acides aminés, a permis de corréler les unités lithostratigraphiques décrites ci-dessus à des aminozones (Hearty et Kaufman, 2000; 2009).

3.3.2. stratigraphies utilisées dans ce travail

Actuellement, deux schémas stratigraphiques sont utilisés pour décrire les différentes roches affleurantes sur les îles bahamiennes :

1- la stratigraphie de Carew et Mylroie (1995b; 1997) définie sur San Salvador et réalisée à partir d’observations lithologiques et sédimentologiques.

2- la stratigraphie de Kindler et Hearty (1997) et de Hearty et Kaufman (2000) réalisée sur plusieurs îles (Abaco, Cat, Eleuthera, Exumas, San Salvador, New Providence). Elle a été fondée sur la base d’observations lithologiques, sédimentologiques, pétrographiques et à partir de données géochronologiques obtenues essentiellement par la méthode de la racémisation des acides aminés. Cette dernière plus complète et plus précise, permet une bonne discrimination des différentes unités rencontrées entre le stade 13 et l’Holocène.

Cependant, aucune des stratigraphies décrites ci-dessus ne sera totalement adoptée dans le cadre de ce travail en raison de la découverte de nombreuses autres formations plus anciennes sur l’île de Mayaguana. Ces nouvelles découvertes engendrent dès lors une réactualisation complète des stratigraphies mentionnées ci-dessus. Néanmoins, la dénomination de certaines unités lithostratigraphiques communes aux autres îles sera reprise de ces auteurs.

4. modèle de dépôts

La sédimentation aux Bahamas est caractérisée par des sédiments carbonatés tropicaux peu profonds. Elle est contrôlée à l’échelle locale par l’espace d’accommodation (espace disponible entre le fond du bassin et le niveau marin pour l’accumulation de sédiments), par l’action biologique des organismes, la chimie des eaux. A une échelle régionale, la sédimentation est contrôlée par le climat mais aussi, à une échelle plus globale, par les fluctuations glacio-eustatiques. Au cours des temps géologiques, les interactions gravitationnelles entre la Terre et les planètes géantes (Jupiter et Saturne) du système solaire modifient cycliquement les paramètres orbitaux de notre planète (excentricité, inclinaison et précession des équinoxes), affectent la distribution d’insolation reçue à la surface de la Terre et modifient ainsi le climat (Imbrie et Imbrie, 1970). Les variations cycliques de ces paramètres orbitaux sont responsables des alternances entre les périodes glaciaires et interglaciaires et influencent les enregistrements sédimentaires marins et continentaux à travers le monde.

L’analyse du rapport des isotopes stables de l’oxygène dans les sédiments marins pélagiques renseigne également sur les variations saisonnières des températures des eaux océaniques et du degré d’englacement des continents. A l’image des paramètres orbitaux terrestres, ce rapport

évolue également de manière cyclique et rend parfaitement compte des alternances de périodes chaudes et froides qui ont marqué le Quaternaire. Il est donc possible d’établir une stratigraphie isotopique basée sur les variations du δ¹⁸O au cours du temps (Fig. 7). Ainsi, on parlera de SIM (Stade Isotopique Marin) pour l’attribution temporelle des différentes unités carbonatées. Les SIM impairs et pairs caractérisent respectivement les périodes interglaciaires et glaciaires.

Figure 7: Courbe isotopique de l’oxygène illustrant les alternances entre les périodes glaciaires et interglaciaires au cours des derniers 3.2 Ma. Noter le changement des durées des cycles entre le Pléistocène inférieur et le Pléistocène moyen. Le Pléistocène supérieur est compris entre les SIM 5 et 1 (courbe modifiée de Lisiecki et Raymo, 2005).

4.1. sédimentation carbonatée et glacio-eustatisme

Figure 8: Falaise de Glass Window, Eleuthera, illustrant les deux types d’unités stratigraphiques rencontrées aux Bahamas; le personnage à gauche de l'image mesure 1.75 m.

Actuellement, les îles bahamiennes consistent en une succession verticale et/ou à la juxtaposition d'unités carbonatées qui sont principalement représentées par des éolianites (Fig.

8). Ces dépôts éoliens fossiles sont séparés par des niveaux rougeâtres d’épaisseur variable interprétés comme des paléosols de type terra-rossa (Carew et Mylroie, 1991). Un principe fondamental de la géologie des Bahamas, reposant sur un modèle glacio-eustatique initialement développé d’après des observations faites aux Bermudes (Bretz, 1960; Vacher et

Rowe, 1997), veut que les dépôts carbonatés s’accumulent durant les hauts niveaux marins des périodes interglaciaires lorsque le sommet des plates-formes est immergé (Titus, 1983; Carew et Mylroie, 2001). Ces périodes chaudes sont propices à la formation de constructions récifales en rebord de plate-forme. Le développement de ces complexes récifaux et de grands hauts fonds oolitiques représentent les principaux produits de la production carbonatée sur les plates-formes et sont à l'origine de l’accumulation sédimentaire sur les côtes. Durant les glaciations, alors que le niveau marin se situe à plusieurs dizaines de mètres en dessous du niveau actuel (-120 m pour la dernière glaciation; Fairbanks, 1989; Bard et al., 1996), les plates-formes bahamiennes sont complètement émergées et soumises à l’érosion physique et chimique. Les îles occupent à ce moment-là la totalité de la surface des différentes plates-formes et présentent des faces côtières relativement abruptes (correspondant au rebord de la plate-forme). Pendant ces périodes de glaciation, l’érosion est le principal moteur de « modelage » du relief et l’altération chimique favorise ainsi la diagénèse des sédiments carbonatés.

4.2. signification des paléosols

Les paléosols des Bahamas ont été classés en plusieurs catégories (Boardman et al., 1995;

Nawratil-de-Bono, 2008) mais principalement deux d’entre eux sont les plus couramment observés : les paléosols terra-rossa et les protosols calcarénitiques (Carew et Mylroie, 1991).

Nawratil-de-Bono, 2008) mais principalement deux d’entre eux sont les plus couramment observés : les paléosols terra-rossa et les protosols calcarénitiques (Carew et Mylroie, 1991).