Géologie de Mayaguana, SE de l'archipel des Bahamas

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Thesis

Reference

Géologie de Mayaguana, SE de l'archipel des Bahamas

GODEFROID, Fabienne

Abstract

Seven formations of Miocene to Holocene age were identified on Mayaguana (SE Bahamas), four of which are new. The four oldest stratigraphic units occur along the north coast and form a succession

GODEFROID, Fabienne. Géologie de Mayaguana, SE de l'archipel des Bahamas. Thèse de doctorat : Univ. Genève, 2011, no. Sc. 4399

URN : urn:nbn:ch:unige-202959

DOI : 10.13097/archive-ouverte/unige:20295

Available at:

http://archive-ouverte.unige.ch/unige:20295

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UNIVERSITE DE GENEVE FACULTE DES SCIENCES Section des Sciences de la Terre et de l’environnement Dr. Elias Samankassou Département de géologie et paléontologie

Géologie de Mayaguana, SE de l’archipel des Bahamas

THESE

présentée à la Faculté des sciences de l’Université de Genève pour obtenir le grade de Docteur ès sciences, mention Sciences de la Terre

par

Fabienne GODEFROID de

l’Ile de la Réunion (France)

Thèse N°4399

GENEVE

Atelier d'impression ReproMail

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Godefroid, F.:

Terre & Environnement, vol. 108, xxv + 230 pp. (2012)

ISBN 978-2-940472-08-6

Section des sciences de la Terre et de l'environnement, Université de Genève, 13 rue des Maraîchers, CH-1205 Genève, Suisse Géologie de Mayaguana, SE de l'archipel des Bahamas.

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Préface

Cette thèse a été réalisée dans le cadre de deux projets du Fond National Suisse de la Recherche Scientifique (n° 200020-113356: "Sea-level and climate events during the past 500'000 years: the record from fossil reefs, coastal deposits and paleosols from the southeastern Bahamas", et n° 200020-124608/1: "Sea-level and climate events during the past 5 million years: the record from fossil reefs, coastal deposits and dolostones from Mayaguana and Little Inagua Islands, SE Bahamas") rédigés et obtenus par le Professeur Pascal Kindler pour les périodes 2007-2009 et 2009-2011. Pour des raisons d'éthique, il a été jugé préférable que le Professeur Kindler ne fasse pas partie du jury chargé d’évaluer ce travail. C’est pourquoi le Dr. Elias Samankassou, connaisseur du sujet, a été désigné comme directeur officiel de ce travail et président du jury.

Preface

This PhD thesis was accomplished in the framework of two projects supported by the Swiss National Science Foundation (n° 200020-113356: "Sea-level and climate events during the past 500'000 years: the record from fossil reefs, coastal deposits and paleosols from the southeastern Bahamas", and n° 200020-124608/1: "Sea-level and climate events during the past 5 million years: the record from fossil reefs, coastal deposits and dolostones from Mayaguana and Little Inagua Islands, SE Bahamas") that were written by and granted to Professor Pascal Kindler for the periods 2007-2009 and 2009-2011. For ethical reasons, it was decided that Professor Kindler should not be part of the committee in charge of evaluating this work. Therefore, Dr. Elias Samankassou, who was familiar with the subject, was designated as the official main adviser of this work and President of the evaluating committee.

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Résumé étendu de la recherche

éologiquement, l’archipel des Bahamas est connu pour ses nombreuses plates-formes carbonatées qui, depuis le Cénozoïque, ont enregistré les variations glacio-eustatiques.

Leur étude réalisée principalement sur les plates-formes de la partie nord de l’archipel a fourni une multitude de renseignements concernant la géologie de surface et de subsurface à une échelle régionale mais a aussi contribué à reconstituer les variations du niveau marin et de comprendre la dynamique des calottes polaires à une échelle globale. L’étude des récifs fossiles, des dépôts côtiers et des paléosols apportent des informations directes sur l’évolution du climat et les fluctuations du niveau marin. Leur étude à l’affleurement vient compléter les nombreux travaux déjà réalisés sur les carottes de glace et les sédiments marins profonds.

Ce travail s’est essentiellement focalisé sur l’île de Mayaguana qui se situe dans la partie sud- est des Bahamas, région peu étudiée jusqu'à présent. Cette île qui offre la possibilité de compléter les nombreuses données de surface et de subsurface déjà acquises sur d’autres îles comme Eleuthera, San Salvador, New Providence et sur le Grand Banc des Bahamas, se trouve à proximité du Grand Escarpement Bahamien et à environ 250 km de la zone de subduction entre les plaques nord-américaine et caribéenne. Mayaguana est une plate-forme (53x12 km) présentant les mêmes contours bathymétriques que Crooked et Acklins mais est séparée des plates-formes d’Inagua et des Caicos par le profond Passage des Caicos à l’est et au sud. Cette plate-forme présente une couverture sédimentaire carbonatée mésozoïque et cénozoïque de 4 km d’épaisseur qui surmonte de la croûte continentale étirée ou encore un ancien système de point chaud. Tectoniquement, la région de Mayaguana comprend une faille sénestre active d’extension SW-NE, la Cauto Fault, qui suit le Passage des Caicos et la Sunniland Fracture Zone laquelle représente une ancienne faille liée à l’ouverture de l’Atlantique Nord au Jurassique. Les premières recherches géologiques faites à Mayaguana reposent sur l’examen des récifs coralliens fossiles exposés sur le pourtour de l’île et sur l’étude en carotte de roches dolomitiques d’âge Miocène. Du fait que ces dernières sont présentes à très faible profondeur, il a été proposé que la plate-forme de Mayaguana subside plus lentement que les plates-formes de la partie nord de l’archipel des Bahamas.

Les méthodes utilisées pour cette recherche englobent principalement la cartographie de l’île, le lever de coupes sédimentologiques et la recherche paléontologique (coraux et foraminifères). Plus de 500 échantillons ont été récoltés pour des études pétrographiques et géochronologiques. Ces dernières incluent des datations basées sur la racémisation des acides aminés et les analyses des isotopes du strontium réalisées sur roche totale. Des datations U/Th et ¹⁴C ont également été réalisées respectivement sur des fragments de coraux et des croûtes laminées.

Sept unités lithostratigraphiques dont quatre inconnues jusqu’à présent dans l’enregistrement stratigraphique bahamien, ont été identifiées sur l’île de Mayaguana. Brièvement décrites ci- dessous, ces unités comprennent des carbonates péritidaux formés durant les phases de haut niveau marin des périodes interglaciaires. Elles sont séparées par des niveaux karstiques ou des paléosols qui se sont formés principalement pendant les phases de bas niveau marin des périodes glaciaires.

Formation de Mayaguana : exposée sur la côte nord à l’extrême ouest du promontoire de Little Bay, cette formation affleure entre le niveau marin et +1 m. Elle est caractérisée par des calcaires bioclastiques, fortement lithifiés, riches en Miogypsinidae (Miogypsina globulina,

G

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M. intermedia et Miolepidocyclina burdigalensis). Ces microfaunes à grands foraminifères benthiques sont inféodées à un environnement péri-récifal de moyenne profondeur (max. 6 m). Les datations géochronologiques obtenues à partir du strontium (moyenne = 0.708546 ± 0.000001) indiquent le Miocène inférieur. L’association microfaunistique corrobore ce résultat et précise un âge du Burdigalien.

Formation de Little Bay : affleurant sur la côte nord à Little Bay entre le niveau marin et +1.5 m, cette unité représente des dolomies microsucrosiques laminées dont le microfaciès d’origine n’a pas été préservé. Les structures sédimentaires suggèrent un environnement de dépôt tidal de haute énergie. Les isotopes du strontium indiquent un rapport moyen de 0.708988 ± 0.000025 soit un âge indiquant le Miocène supérieur (5.59-6.81 Ma). Aucun fossile marqueur ne permet de confirmer cet âge.

Formation de Timber Bay : observable à plusieurs endroit sur la côte nord (Little Bay, Curtis Hills et Timber Bay) entre le niveau marin et +3 m, cette formation est caractérisée par des dolomies massives bioclastiques. Elle se distingue des deux premières formations par une abondance de coraux et d’encroûtements algaires. De nature récifale, elle a été datée du Pliocène moyen (2.12-4.09 Ma) par les isotopes du strontium (valeur moyenne de 0.709067 ± 0.000011).

Formation de Misery Point : exposée sur la côte nord à Misery Point entre le niveau marin et +12 m, elle se compose de trois séquences bathydécroissantes superposées (trois membres) et séparées par des paléosols de type terra-rossa. Cette formation qui s’étend sur 1 km est composée par des calcaires bioclastiques altérés qui caractérisent des environnements de dépôt récifaux, péri-récifaux et intertidaux. Les données isotopiques du strontium indiquent des rapports compris entre 0.709126 ± 0.000008 et 0.709138 ± 0.000015 soit le Pléistocène inférieur (entre 1.00 et 1.19 Ma).

Formation de Owl’s Hole : formée par des calcaires bioclastiques, péloïdaux et oolitiques, cette formation caractérise des environnements de dépôts récifaux à éoliens. Exposée entre 0 et +25 m, elle se situe au nord (Curtis Hills, Cactus Hill et Misery Point), à l’est (Booby Cay) et au centre de l’île (Abraham’s Bay Hill). La moyenne des rapports isotopiques du strontium obtenue indique 0.709155 ± 0.000009 correspondant au Pléistocène moyen (SIM 9 à SIM 13).

Un échantillon issu de la dune d’Abraham’s Bay Hill a fourni un rapport alloisoleucine/isoleucine (ou A/I) de 0.637 ± 0.029 indiquant une appartenance avec l’aminozone G/H soit un âge similaire du Pléistocène moyen (SIM 9 ou 11). Les faciès péri- récifaux de Booby Cay ont fourni un rapport moyen A/I de 0.739 ± 0.020 et deux âges U/Th de 416 ± 30 et 510 ± 54 ka suggérant une corrélation avec les stades 11 ou 15.

Formation de Grotto Beach : constituée par des dépôts récifaux à éoliens, cette formation se divise en trois membres. (1) Le Membre de French Bay : il correspond à la première phase de dépôt du début du SIM 5e. Il est constitué par des calcaires oolitiques à oobioclastiques formant de petites séquences bathydécroissantes (subtidal à éolien). Ce membre comprend également la majorité des grands cordons éoliens (jusqu’à +30 m) des côtes nord et sud. (2) Le Membre de Cockburn Town : il caractérise les différentes phases de croissance corallienne apparue sur la plate-forme au cours du SIM 5e et englobe également les dépôts péri-récifaux ainsi que les matrices récifales. Il comprend des dépôts oobioclastiques à bioclastiques (matrice) et la majorité des constructions coralliennes d’extension kilométrique qui s’observent sur tout le pourtour de l’île. Les datations U/Th ont fourni des âges compris entre 117 et 130 ka. Ces âges sont similaires à ceux qui ont été obtenus sur d’autres récifs

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bahamiens (Great Inagua et San Salvador) et peuvent être corrélés au SIM 5e. (3) Le Membre de Big Cove : il correspond à la dernière phase de dépôt de la fin du SIM 5e. Il est caractérisé par des calcarénites bioclastiques à oobioclastiques et forme des dépôts régressifs (subtidal à éolien) qui recouvrent la majorité des constructions coralliennes du Membre de Cockburn Town. Les datations A/I réalisées à la fois dans les sédiments du Mb. de French Bay, les matrices récifales du Mb. de Cockburn Town et le Mb. de Big Cove ont fourni des rapports compris entre 0.301 et 0.472 suggérant respectivement une corrélation avec le SIM 5a (aminozone C) et le SIM 5e (aminozone E1/E2).

Formation de Whale Point : présente uniquement sur le côté NW de la plate-forme (Booby Rocks), cette formation expose des calcaires bioclastiques friables sur une épaisseur maximale de 10 m. Elle caractérise un environnement exclusivement éolien qui se marque par de grandes stratifications obliques pentées vers l’île principale et se prolongeant sous le niveau marin actuel. Les rapports A/I de 0.516 et de 0.486 indiquent respectivement le SIM 7 et 5e. Cependant, sa position sur la plate-forme, sa relation avec les dépôts plus anciens, sa pétrographie et son degré d’altération suggèrent plus vraisemblablement une corrélation avec le SIM 5a.

Formation de Rice Bay : exposée en position côtière (NWP, Flamingo Bay, No Name Ridge) entre le niveau marin et +2.5 m, cette formation est formée par des dépôts intertidaux (stratifications planes-parallèles et fenestrae) et supratidaux (foresets pentés vers la terre) constitués par des calcaires oolitiques et bioclastiques peu indurés. Ces dépôts sont séparés de la Formation de Grotto Beach par un paléosol ou par une calcrète mais ne sont jamais recouverts. Ils sont constitués par des grainstones peu lithifiés dans lesquels la minéralogie des grains est toujours préservée. Les allochems sont liés entre eux par des ciments ménisques en calcite faiblement magnésienne (LMC). Certains échantillons prélevés à +2 m au dessus du niveau marin actuel présentent des allochems entourés par un ciment isopaque. Les datations

14C et A/I (0.100 ± 0.001) indiquent le SIM 1 soit un âge holocène compris entre 2800 et 1000 ans BP.

Les quatre unités lithostratigraphiques les plus vieilles (Mayaguana, Little Bay, Timber Bay et Misery Point) affleurent exclusivement sur la côte nord de l’île de Mayaguana. Au niveau du promontoire de Little Bay, ces quatre unités forment une succession verticale de moins de 12 m d’épaisseur correspondant à un intervalle de temps d’environ 17 Ma et traduisant un taux d’accumulation de l’ordre de 0.6 m/Ma. La limite Plio-Pléistocène également représentée par la limite dolomie/calcaire est observable en surface à +3 m sur la côte nord alors qu’au sud, elle n’apparait qu’à des profondeurs comprises entre 10 et 6 m. Les formations plus jeunes (Owl’s Hole, Grotto Beach, Whale Point et Rice Bay) se répartissent sur toute la surface de l’île.

La détermination du niveau marin relatif (NMR) durant ces diverses phases de dépôts peut être effectuée à partir de (1) l’observation sédimentologique d’indicateurs de la profondeur et (2) de l’élévation de ces indicateurs par rapport au niveau marin actuel. Exemple : la Formation de Little Bay est constituée par des dépôts tidaux qui s’élèvent à +1.5 m au dessus du niveau marin actuel. Actuellement et habituellement, de tels dépôts sont exposés à l’atmosphère à marée basse. Un NMR proche de l’actuel pendant la formation de cette unité peut alors être envisagé. Suivant cette même approche, des NMRs peuvent être déduits pour les autres formations : <+10 m pour la Formation de Mayaguana durant le Burdigalien (profondeur déduite de l’assemblage des foraminifères); à +3 m pour la Formation de Timber Bay durant le Pliocène moyen (élévation donnée par la présence d’un platier récifal); à +5,

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>+8, et +9 m durant le Pléistocène inférieur (élévations estimées par la présence superposée de faciès distincts de récif, de lagon et de plage); à +2.5, +7 et +20 m durant le Pléistocène moyen (élévations données respectivement par des faciès de plage et récifaux et par la position d’une grotte phréatique perchée); à >+5 m durant le SIM 5e (récifs du Membre de Cockburn Town); à +2 m durant l’Holocène moyen à tardif (élévation obtenue à partir des faciès de plage à fenestrae et à cimentation marine phréatique). Ces dépôts marins d’âge compris entre le Miocène inférieur et l’Holocène affleurent à une élévation similaire et ont été déposés ou formés sur la plate-forme à un NMR comparable (entre -2 et +10 m). Ces observations sont surprenantes si l’on considère les différences d’élévation du niveau marin estimées entre le Cénozoïque tardif et le Quaternaire.

Les points de discussion suivants sont basés sur les données décrites ci-dessus :

Production carbonatée à Mayaguana : Les épaisseurs cumulées des Formations de Mayaguana à Misery Point indiquent que le taux d’accumulation sédimentaire sur la plate- forme de Mayaguana (0.6 m/Ma) a été beaucoup plus faible que les taux calculés pour des plates-formes de même âge (11 à 26 m/Ma). Cette particularité s’explique par le fait que Mayaguana subside très lentement, limitant ainsi son accommodation, et par sa position probablement élevée permettant le dépôt de carbonates uniquement durant les plus hauts niveaux marins. Pendant les périodes de hauts niveaux marins modérés et de bas niveaux, le sommet de la plate-forme était émergé et sujet à une intense karstification et pédogénèse. Ces deux caractéristiques (faible subsidence et position élevée) pourraient être liées à la transpression entre les Bahamas et Hispaniola, ou encore à la position de Mayaguana dans une courbure du système de la faille de Cauto qui aurait maintenu cette plate-forme dans une position plus élevée que les plates-formes voisines.

Basculement tectonique ou topographie héritée : La distribution particulière des vieilles unités (Miocène au Pléistocène inférieur) uniquement sur la côte nord, les différences d’élévation de la limite Plio-Pléistocène entre le nord et le sud et la relation géométrique entre les vieilles et les jeunes formations (Pléistocène moyen à Holocène) peuvent s’expliquer de deux manières : (1) l’île de Mayaguana a subi un basculement tectonique vers le sud ou (2) la plate-forme de Mayaguana présentait une ancienne topographie anté-burdigalienne avec des aires à la fois peu profondes au nord et plus profondes au sud. Le basculement de Mayaguana pourrait s’expliquer par la répétition d’activités coséismiques le long de la faille de Cauto (faille qui parcourt le Passage des Caicos) ou par la réactivation d’anciennes failles importantes comme la Sunniland Fracture Zone qui borde la marge nord de la plate-forme.

L’héritage d’une ancienne topographie préexistante pourrait être dû à des niveaux énergétiques beaucoup plus élevés sur la marge nord de la plate-forme. Pour répondre à ces deux problèmes (tectonique vs topographie), il faudrait analyser des échantillons de roche issus de carottes provenant de la partie sud de l’île et de comparer leur lithologie avec ceux exposés sur la côte nord.

Histoire du niveau marin durant le Pléistocène supérieur (SIM 5e) et l’Holocène : L’abondance des dépôts côtiers et récifaux datés du Pléistocène supérieur et de l’Holocène de l’île de Mayaguana a fourni de nombreuses données nouvelles et originales concernant les variations du niveau marin durant ces périodes. Les précédentes reconstitutions du niveau marin au SIM 5e suggéraient la présence de deux cycles eustatiques (deux hauts niveaux marins plus hauts que l’actuel) séparés par une phase de bas niveau marin à environ 123 ka suivis d’une chute brutale du niveau marin à la fin de l’interglaciaire vers 117 ka. A Mayaguana, aucune trace de régression intra-SIM 5e n’a été identifiée. Au contraire, l’étude

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des associations coralliennes suggère un approfondissement bien marqué de l’environnement récifal aux alentours de 123 ka démontrant ainsi la présence d’un seul cycle eustatique. De plus, l’étude des sédiments du Membre de Big Cove indique une phase de progradation sédimentaire à la fin du SIM 5e soit une baisse progressive et non brutale du niveau marin.

Contrairement à d’autres régions du monde, l’enregistrement stratigraphique holocène aux Bahamas n’avait jusqu’à maintenant pas fourni de données convaincantes concernant l’existence d’un haut niveau marin plus haut que l’actuel durant cette période. L’observation de ciments phréatiques présents à +2 m dans des dépôts de plage vieux de 2000 ans (NW de Mayaguana) représente une évidence certaine que le niveau de la mer a pu atteindre cette altitude à cette période.

En conclusion, Mayaguana représente l’unique île de l’archipel des Bahamas qui comprend quatre unités stratigraphiques antérieures au Pléistocène moyen. Ces dernières, qui incluent notamment des dolomies pliocènes et miocènes et des calcaires à miogypsines du Burdigalien, pré-datent de 18 Ma la Formation d’Owl’s Hole du Pléistocène moyen, plus vieille formation initialement connue aux Bahamas. L’histoire de la subsidence de cette plate-forme est radicalement différente de celle des autres plates-formes bahamiennes où les premières roches néogènes n’apparaissent qu’à des profondeurs comprises entre dix et plusieurs centaines de mètres. L’aggradation verticale limitée de la plate-forme de Mayaguana depuis le Miocène inférieur et l’absence de dépôts pélagiques dans l’enregistrement stratigraphique suggèrent que cette plate-forme est restée plus ou moins stable depuis plus de 20 Ma impliquant que les niveaux marins néogènes n’ont jamais excédé la cote actuelle de plus de 10 m.

Alternativement, en raison du contexte tectonique de cette région de l’archipel, Mayaguana devait représenter une plate-forme bien plus élevée que les autres plates-formes n’enregistrant que les plus hautes phases transgressives du Néogène. Une campagne de forage actuellement en cours sur l’île de Mayaguana permettra de comprendre l’asymétrie observée dans la répartition des unités lithostratigraphiques. Un basculement tectonique de la plate-forme ou l’héritage d’une ancienne topographie pourra être mis en évidence. Last but not least, l’enregistrement complet et très bien préservé des séries sédimentaires du dernier et du présent interglaciaire fournissent des informations nouvelles et originales qui viennent compléter voire même contredire les précédentes reconstitutions du niveau marin pour ces deux périodes.

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Extended abstract

he Bahamas archipelago is well known because its carbonate platforms have registered glacio-eustatic changes since the Cenozoic. The study of the northern Bahamian platforms (Great and Little Bahama Banks) has produced numerous data concerning the surface and subsurface geology at a regional scale. At a global scale, these studies led to reconstruct the sea-level history and to understand the dynamics of the polar ice-sheets.

Indeed, detailed investigations of the fossil reefs, coastal deposits, and paleosols exposed on these islands bring direct information on past climate changes and sea-level fluctuations. By contrast, the southeastern Bahamian islands have up to now not been investigated in details and this work is one of the first attempts to bridge this gap.

We focused our study on the island of Mayaguana. Located near the NW-SE trending Bahama Escarpment, but about 250 km away from the zone of important earthquake activity and major interplate motion of the NCPBZ, the Mayaguana bank (53x12 km) rises within the same 2000 m depth contour as the Acklins-Crooked platform to the W, but is separated from the Inagua and Caicos banks to the SE by the deep Caicos Passage. The bank consists of a 4 km-thick cover of Mesozoic and Cenozoic carbonates underlain by stretched continental crust, or by a hot-spot track. The main tectonic features in the area include the NE extension of the seismically active, sinistral Cauto Fault, which runs through the Caicos Passage, and the N60°W trending Sunniland (or Bahamas) fracture zone, a long-lived feature related to Jurassic rifting. The only previous geological investigations of Mayaguana were focused on the fossil reefs broadly exposed along the coast and on dolomitic rocks of Miocene age found in several drill cores. Because these rocks occur at shallower depths (~10 m) than on neighbouring platforms, it was proposed that Mayaguana has subsided at a slower rate than other Bahamian banks.

Methods applied in the present study embrace geological mapping, sedimentological logging and paleontological investigations (corals, foraminifers). Over 500 samples were collected for petrographic and geochronological studies. The latter include amino-acid racemization and Sr-isotope analyses of bulk-rock samples, as well as U-series dating of fragments collected from in-situ corals and ¹⁴C dating of whole-rock samples and laminar crusts.

Seven lithostratigraphic units, briefly described below, were identified on Mayaguana, four of which are new additions to the stratigraphic record of the Bahamas islands. They mostly comprise peritidal carbonates that formed during episodes of platform flooding, separated by karstic surfaces and paleosols corresponding to exposure intervals.

The Mayaguana Formation: This unit forms one small exposure at the western end of a km- sized rocky headland near Little Bay, a small embayment on the north coast of Mayaguana, at elevations between sea level and up to +1 m. It consists of fine-grained, hard limestone containing a rich assemblage of larger benthic foraminifers including Miogypsina globulina

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environment. This limestone yielded ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr ratios averaging at 0.708546 ± 0.00001, resulting in an early Miocene age (18.4-18.7 Ma), which corroborates the biostratigraphic age (Burdigalian) obtained from the foraminiferal asssemblage.

The Little Bay Formation: Exposed at both ends of the Little Bay headland, at elevations between sea level and up to +1.5 m, this unit consists of fine-grained, hard dolostone, displaying multidirectional cross-bedding and ripple laminations. Petrographic analysis reveals a dense microsucrosic dolomite, preserving no evidence for any primary rock fabric.

Sedimentary structures suggest that this unit was deposited in a high-energy tidal environment. Sr-isotope analyses gave an average ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr ratio of 0.708988 ± 0.000025, indicating a late Miocene age (5.59-6.81 Ma).

The Timber Bay Formation: This unit crops out at several locations along the north coast of Mayaguana at elevations between sea level and up to +3 m. It consists of hard, partly dolomitized, coral/algal boundstone and rudstone, with a bioclastic grainstone matrix.

Allochems were mimically replaced by cryptocrystalline dolomite, whereas coarser dolomite precipitated in intra- and intergranular pores. The occurrence of coral/algal build-ups and its overall poorly stratified nature relate to a shallow and energetic reefal setting. The average

87Sr/⁸⁶Sr ratio of collected samples is 0.709067 ± 0.000011 corresponding to a middle Pliocene age (2.12-4.09 Ma).

The Misery Point Formation: This unit is best exposed on a 1 km long, up to 15 m high, rocky shore segment, the Misery Point cliff, but also occurs at four other locations along the northern coast of the island. It includes three vertically stacked shallowing-up sequences corresponding to lithostratigraphic units of lower rank (members) and consisting of pervasively weathered carbonates, separated and capped by paleosols. Sedimentary structures and faunal content suggest these sequences were deposited by marine processes in reefal, peri-reefal and beach settings, respectively. ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr ratios measured on these carbonates give a range between 0.709126 ± 0.00008 and 0.709138 ± 0.00015 corresponding to an early Pleistocene age (~1.00 and 1.19 Ma).

The Owl’s Hole Formation: It consists of bioclastic/peloidal/oolitic grainstone, rudstone, and framestone deposited in eolian, beach, and peri-reefal settings, respectively. It is exposed up to elevations of 25 m and occurs along the north coast (Curtis Hills, Cactus Hill, Misery Point), the eastern part of the platform (Booby Cay) and the center of the island (Abraham's Bay Hill). ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr values average at 0.709155 ± 0.000009 corresponding to the middle Pleistocene (0.34-0.88 Ma). One sample from Abraham’s Bay Hill gave one single alloisoleucine/isoleucine (or A/I) ratio of 0.637 ± 0.029. This value is assigned to aminozone G/H and also supports a middle Pleistocene age, possibly MIS 9 or 11. The peri-reefal facies at Booby Cay provided an average A/I ratio of 0.739 + 0.020 and two poorly reliable U-Th dates (416 + 30 and 510 + 54 ka) suggesting a correlation with MIS 11 to MIS 15.

The Grotto Beach Formation: It is by far the most extensive stratigraphic unit found on Mayaguana. It comprises three members: a coral boundstone terrace of +1 to +3 m elevation

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that is exposed along most of the island’s shorelines (Cockburn Town Mb.); extensive lowlands (up to +3 m) in the interior of the island (Big Cove Mb.), mostly consisting of grainstone to floatstone with Halimeda, mollusk and coral fragments; and oolitic ridges extending for several km and reaching up to +30 m apsl (French Bay Mb.). The ridges are characterized by high-angle cross-beds except for their basal part, where low-angle cross- beds, fenestral porosity, and bioturbations occur. The coral boundstone is interpreted as a fossil bank-barrier reef, exceeding in size coeval build-ups described from other Bahamian islands. The bioclastic floatstone from the island’s interior was deposited in lagoonal to beach settings behind and above the reef. The oolitic ridges record an older shallowing-upward succession of facies from subtidal to eolian, the latter one being most extensively represented.

U-Th ages measured from the coral terrace range between ~117 and 130 ka. These ages are similar to those gathered from other Bahamian fossil reefs and can be correlated with MIS 5e.

A/I ratios obtained from the reef matrix, the lowlands and the oolitic ridges vary between

~0.301 and 0.472. These values span aminozones C, E1 and E2, suggesting a correlation with MIS 5a (aminozone C) and 5e (E1/E2), respectively.

The Whale Point Formation: It is only found in the NE corner of the Mayaguana bank where it forms hectometre-sized islets (Booby Rocks). About 10 m thick, this formation comprises friable bioclastic grainstone marked by large, landward-dipping, eolian crossbeds. Obtained A/I ratios range between 0.516 and 0.486 indicating a MIS 7 or an early MIS 5e age.

However, its location on the platform, its relationship with other stratigraphic units, its petrography, and its low-grade diagenetic alteration, all suggest a correlation of the Whale Point Formation with MIS 5a.

The Rice Bay Formation: It is represented by low-elevation ridges at several coastal locations. These ridges overlie the paleosol and/or the calcrete capping the Grotto Beach Fm., but are not covered by similar features themselves. They consist of friable, mostly bioclastic grainstone, in which original grain mineralogy is always preserved. Constituent particles are usually bound by low-Mg calcite meniscus cement, but bladed rim cement also occurs in some samples collected at about +2 m apsl. High-angle foresets, with a landward dip, and low-angle, fenestrae-rich cross-beds occurring near sea level, characterize these ridges.

Sedimentary structures indicate that formation was deposited in a beach-dune environment.

This unit yielded one single whole-rock A/I ratio of 0.100+0.001 corresponding to the middle to late Holocene which is corroborated by several ¹⁴C dates ranging between 2'800 and 1'000 years BP.

The four oldest stratigraphic units (Mayaguana, Little Bay, Timber Bay and Misery Point Formations) occur exclusively along the north coast of Mayaguana. In the Little Bay area, they form a vertical succession less than 12 m thick, spanning a time interval of ca. 17 Ma, which translates to an accumulation rate of 0.6 m/Ma. The Plio-Pleistocene boundary, represented by the uppermost limestone-dolostone boundary, was observed at ca. +3 m apsl on the north coast exposures, but at depths between 6 and 10 m below sea level in cores drilled at more southerly locations. The youngest units (Owl’s Hole, Grotto Beach, and Rice

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Relative sea level (rsl) during deposition of the described units can be estimated from (1) the occurrence of sedimentological indicators of paleo-depth, the precision of which varies between 1 and 5 m, and (2) the elevation of these features apsl. For instance, the Little Bay Formation consists of shoal sediments located up to +1.5 m apsl. Given that such deposits are usually exposed to the atmosphere at low tide, rsl during the formation of this unit (late Miocene) must have been close to the present level. According to the same approach, the following rsl elevations can be estimated: <+10 m during the early Miocene (depth inferred from the foraminiferal assemblage of the Mayaguana Formation); +3 m during the middle Pliocene (reef flat of the Timber Bay Formation); +5 m, >+8 m, and +9 m during the early Pleistocene (distinctive reefal, lagoonal, and beach facies of the Misery Point Formation); >+3 m during MIS 5e (reefs of the Cockburn Town Member); and possibly +2 m during the Holocene (beach beds cemented by a phreatic cement at NW Point). Interestingly, these marine deposits of various ages (Miocene to Holocene) occur at about the same elevation, and were all deposited at a similar rsl (between +1 to +10 m apsl), which is surprising considering the difference in elevation between Mio-Pliocene and Quaternary sea-level stands. Indeed, global and regional charts, oxygen isotope-curves and some field evidence clearly suggest that sea level was higher than present during those time intervals because of significantly smaller continental ice volumes.

The following points of discussion can addressed on the basis of the aforementioned data.

Carbonate production on Mayaguana: Derived from the combined thickness of the Mayaguana to the Misery Point Formations, the sediment accumulation rate on the Mayaguana bank for the corresponding period (early Miocene to early Pleistocene) is much lower (0.6 m/Ma) than estimates calculated for carbonate platform tops of similar age (11 to 26 m/Ma). This particularity is best explained by a very slow subsidence that limited accommodation, and by the probable high elevation of the Mayaguana platform that permitted bank top flooding and associated carbonate deposition only during the highest sea-level stands of this time interval. During moderate sea-level highstands and lowstands, the bank top was emergent and subjected to karstification and pedogenesis. These two attributes (slow subsidence and raised position) could be linked to the ongoing transpression between the Bahamas and Hispaniola, or to the location of Mayaguana on a restraining bend of the Cauto fault system, that would have maintained the bank at a higher elevation than neighbouring platforms.

Tectonic tilting or antecedent bank topography: The peculiar distribution of "old" (Miocene to lower Pleistocene) stratigraphic units along the north coast, the changing elevation of the Plio-Pleistocene boundary, and the geometrical relationship between "old" and "young"

(middle Pleistocene to Holocene) formations can be explained in two ways : (1) the island has been tilted towards the South, or (2) the Mayaguana bank was not flat-topped during the Neogene, but comprised a shallow area in the North and a deeper zone in the South. The tilting of the Mayaguana bank could have originated from repeated coseismic episodes along the Cauto fault system, the NE extension of which runs through the Caicos Passage, or from fault reactivation and upward propagation in the Sunniland fracture zone, that borders the

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northern edge of the Mayaguana platform. Alternatively, it may have been a response to lithospheric plate bending caused by the oblique underthrusting of the Bahamas beneath the Caribbean plate. Antecedent topography could be related to higher energy levels along the northern margin of the bank. The resolution of this dilemma (i.e. tectonics vs. topography) will have to wait until samples from Miocene to lower Pleistocene units can be retrieved from the subsurface in the southern part of Mayaguana and compared to the lithologies exposed along the north coast.

Sea-level history during the late Pleistocene (MIS 5e) and the Holocene: The extensive exposures of coastal and reefal deposits dating from the late Pleistocene and the Holocene on Mayaguana provide new and original data about the sea-level fluctuations during these time periods. Most previous reconstructions of MIS 5e sea level comprise two highstands, exceeding modern ordnance datum by a few meters, separated by a lowstand phase about 123 ka ago, and followed by a rapid drop of sea level at the end of MIS 5e, about 117 ka ago. No trace of such a lowstand episode was identified on Mayaguana. In contrast, the coral assemblages exposed in the reefal terraces indicate a marked deepening of the sea at about that time. Moreover, the broad seaward progradation of the Big Cove Mb. (late MIS 5e) suggests a slow regression after the mid-MIS 5e sea-level maximum. Contrary to most regions worldwide, the Holocene stratigraphic record from the Bahamas islands has, up to now, not yielded indications of a higher than present sea level during this time interval.

However, the occurrence of phreatic cements at about +2 m in 2’000 years-old beach sediments at North West Point (NW Mayaguana) represent a solid piece of evidence that sea level might indeed have been higher at that time.

In conclusion, Mayaguana is unique among Bahamian islands in that it comprises four stratigraphic units predating the middle Pleistocene, including Pliocene and upper Miocene dolostone, and foraminiferal limestone from the early Miocene. The subsidence history of this bank is thus radically different from that of other Bahamian platforms where Neogene rocks occur at depths of 10’s to 100’s of meters. This limited vertical aggradation of the Mayaguana bank since the early Miocene and the lack of pelagic deposits in the stratigraphic record suggest that the platform may have remained more or less stable for the past 20 Ma, implying that Neogene sea levels never exceeded modern datum by more than 10 m. Alternatively, due to its tectonic setting, it could have stood higher than other banks and would have been only flooded by the most important Neogene transgressions. Further drilling will resolve whether the asymmetry in the distribution of the ancient lithostratigraphic units is due to tectonic tilting or antecedent topography. Last but not least, the pristine and complete sediment successions from both this and the previous interglacial periods provide new and original data that complement, albeit contradict, earlier sea-level reconstructions for these time periods.

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Remerciements

Pour commencer, je souhaiterais remercier Pascal Kindler de m’avoir proposé ce sujet passionnant et qui, durant toutes ces années de thèse, m’a fait partager ses connaissances, son expérience des Bahamas et découvrir des endroits magnifiques à travers le monde.

Je remercie les membres du jury Elias Samankassou, André Strasser, Jörn Geister, Gilbert Camoin et Andrea Moscariello d’avoir accepté de lire et de corriger mon manuscrit de thèse.

J’adresse encore des remerciements supplémentaires à Elias Samankassou pour son aide sur le terrain, et à Jörn Geister pour m’avoir appris à déterminer et reconnaître les coraux fossiles et actuels des Caraïbes.

Je tiens à remercier tout particulièrement Roland Wernli pour m’avoir transmis le goût prononcé de la micropaléontologie, des champignons, et pour son soutien.

J’adresse également mes sincères remerciements à Claude-Alain Hasler pour avoir partagé le terrain avec moi et pour ses nombreuses discussions critiques.

Et bien sur, ce travail de recherche n’aurait jamais pu se faire sans l’aide de nombreuses personnes comme :

• François Gischig et Pierrot Desjacques pour la confection des nombreuses lames minces,

• Jacqueline Fellman pour son aide administrative,

• Karl Ramseyer pour les analyses en cathodoluminescence,

• Rossana Martini et André Piuz pour les analyses au MEB,

• Olivier Kaufman pour son aide précieuse lors de mes nombreuses pannes informatiques,

• Harold Wanless et Jeff Dravis pour m’avoir permis de participer à leur workshop sur les carbonates sur la plate-forme des Caicos,

• John Mylroie, Jim Carew et Al Curran pour les nombreuses discussions concernant le double 5e et sa « wave-cut surface »,

• Tom Rothfus et sa femme, Erin, pour nous avoir chaleureusement accueilli au Gerace Center à San Salvador,

• Les gens de Mayaguana, Tim, Shorty et Tica pour leur soutien logistique et leur accueil,

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J’adresserai également des remerciements plus personnels aux personnes qui ont beaucoup compté pour moi depuis le début de mes années universitaires jusqu’à la fin de cette aventure,

• Les diplômants, Jenn, Sabine, Romain, Aymeric, Sylvia, Chloé, Elme pour leur soutien avant et après la soutenance, … sans oublier la préparation de l’apéro au labo 301,

• Tous les doctorants avec qui j’ai passé des moments inoubliables sur le terrain lors des fameux camps de 3^e cycle et de la CUSO,

• mon collègue de bureau Seyedabolfalz Hosseini, dit Hoss, à traquer le foram au microscope,

• François, Pierrot, Fred et Jean-Marie pour tous les bons moments passés dans leur labo et au café d’en face,

• Antoine Régnier et Sylvia Alpou pour avoir accepté de garder tous mes animaux lors de mes missions de terrain,

• Patrick Frouin, mon ancien prof. de la Réunion et responsable pédagogique Erasmus pour son soutien depuis le début et pour son amitié,

• La Tata pour son soutien moral,

• Mes parents, qui, malgré la distance, m’ont toujours soutenue et m’ont permise de poursuivre mes études en Suisse.

Pour finir, je tiens à remercier le Fond National Suisse de la Recherche Scientifique pour tous les subsides accordés (n° de projet 200020-113356 et 200020-124608/1) pour les déplacements sur le terrain et pour les différentes analyses.

…et sans oublier bien sur mes compagnons à quatre pattes pour leur gentillesse et leur amour.

(17)

TABLE DES MATIERES

Préface ... iii

Résumé étendu de la recherche... iv

Extended abstract... ix

Remerciements ... xiv

PREMIERE PARTIE : INTRODUCTION GENERALE A. Introduction générale des Bahamas ... 1

1. cadre géographique: nord-ouest versus sud-est... 1

2. situation climatique actuelle... 2

3. cadre géologique ... 3

3.1. origine des plates-formes carbonatées... 3

3.2. cadre tectonique... 5

3.3. cadre stratigraphique ... 6

3.3.1. historique : bref résumé ... 6

3.3.2. stratigraphies utilisées dans ce travail... 8

4. modèle de dépôt ... 8

4.1. sédimentation carbonatée et glacio-eustatisme ... 9

4.2. signification des paléosols... 10

4.3. phases dépositionelles durant un cycle eustatique... 11

5. environnements actuels ... 11

6. constructions récifales ... 13

6.1. définitions ... 13

6.2. paramètres physiques... 14

6.2.1. lumière ... 14

6.2.2. énergie des vagues ... 15

6.2.3. bathymétrie ... 15

6.2.4. température ... 15

6.2.5. apport de sédiments ... 15

6.2.6. nutriments ... 15

6.3. organismes constructeurs de récif ... 16

6.4. types de constructions récifales ... 17

6.5. zonations récifales ... 19

6.5.1. zonation morphologique ... 20

6.5.2. zonation faunistique... 22

6.6. agents destructeurs de récifs et production sédimentaire ... 24

6.7. fluctuations du niveau marin et stratégies de croissance des coraux... 25

B. Présentation de Mayaguana ... 26

1. cadre géographique ... 26

2. situation climatique actuelle... 27

3. morphologies générales de l’île et dépôts fossiles ... 27

3.1. morphologie externe : du rebord de la plate-forme à la côte... 28

3.2. morphologie intérieure : de la côte au centre de l’île ... 28

3.2.1. reliefs côtiers... 28

3.2.2. reliefs intérieurs ... 29

3.2.3. reliefs négatifs ou zones de dépression... 29

(18)

4. environnements actuels ... 29

4.1. environnement récifal ... 29

4.2. zones d’accumulation intertidales et supratidales ... 30

5. cadre géologique ... 32

C. Méthodes ... 33

LE TERRAIN... 33

1. difficultés... 33

2. lever de coupe... 33

2.1. étude et positionnement des affleurements avec coordonnées géographiques... 34

2.2. méthodologie ... 34

2.3. transects ... 35

2.4. échantillonnage... 35

3. détermination des paléo-niveaux marins... 36

4. cartographie ... 38

5. études macropaléontologiques ... 39

LE LABORATOIRE... 40

6. techniques microscopiques... 40

6.1. lames minces ... 40

6.2. "peels" non colorés ... 41

6.3. colorations ... 41

7. analyse pétrographique... 41

7.1. en lumière transmise... 41

7.2. en cathodoluminescence ... 42

7.2.1. principes... 42

7.2.2. préparations des sections ... 43

7.2.3. traitements des données ... 43

7.2.4. apport de la CL ... 43

7.3. au MEB... 43

7.3.1. principe ... 44

7.3.2. préparation des échantillons ... 44

7.3.3. apport du MEB ... 44

8. DRX ou Diffractométrie à Rayons X ... 44

8.1. principe ... 44

8.2. champs d’utilisation... 44

8.3. manipulations ... 45

9. méthodes géochronologiques ... 45

9.1. aminostratigraphie et racémisation des acides aminés (AAR) ... 45

9.1.1. rappel et principe ... 45

9.1.2. limites de la méthode ... 47

9.1.3. manipulation et préparation des échantillons ... 47

9.1.3.1. échantillonnage ... 47

9.1.3.2. préparation en laboratoire ... 47

9.1.3.3. manipulation ... 48

9.1.3.4. analyses en laboratoire... 48

9.2. uranium/thorium (U/Th) ... 48

9.2.2. échantillonnage ... 50

(19)

9.3. isotopes du strontium... 51

9.3.3. cas particuliers des roches dolomitiques... 52

9.3.4. utilisation des données... 53

9.4. carbone 14 ... 54

DEUXIEME PARTIE : RESULTATS A. Présentation de la carte géologique ... 57

B. Formation de Rice Bay... 59

1. Membre de North Point... 59

2. Membre de Hanna Bay... 59

2.1. présentation de la coupe type de North West Point... 59

2.1.1. origine du nom... 59

2.1.2. caractéristiques lithologiques et sédimentologiques... 60

2.1.3. géochronologie ... 62

2.1.4. interprétations milieux de dépôts... 62

2.2. variations latérales ... 62

2.2.1. coupe de Flamingo Bay ... 62

2.2.2. rides de Flamingo Bay ... 63

2.2.3. coupe du Baycaner Beach... 64

2.3. cas particulier du Membre de Hanna Bay : coupe de No Name Ridge ... 64

2.3.2. morphologie générale ... 65

2.3.5. interprétations ... 66

C. Formation de Whale Point... 67

1. présentation de la coupe type de Booby Rocks... 67

1.1. origine du nom... 67

1.2. morphologie générale ... 67

1.3. caractéristiques lithologiques et sédimentologiques ... 67

1.4. géochronologie ... 68

1.5. interprétations ... 69

D. Formation de Grotto Beach... 73

1. Membre de French Bay ... 73

1.1. morphologie générale du Membre de French Bay ... 73

1.2. présentation de la coupe type de Hurricane Shelter Quarry ... 73

1.3.1. coupe de Water Works ... 76

1.3.2. coupe de Low Point Hill ... 77

(20)

1.3.3. coupe de Flamingo Hill ... 77

2. Membre de Cockburn Town ... 78

2.1. morphologie générale du Membre de Cockburn Town... 78

2.2. présentation de la coupe type de Betsy Bay Nord ... 78

2.3.1. terrasses récifales de la côte nord ... 85

2.3.1.1. terrasse de Curtis Hills ... 85

2.3.1.2. terrasse de Misery Point... 86

2.3.1.2.1. description du récif frangeant ... 86

2.3.1.2.2. description des terrasses latérales ... 88

2.3.2. terrasses récifales de la côte ouest ... 89

2.3.2.1. terrasse de la région de North West Point... 89

2.3.2.1.1. NWP 1... 89

2.3.2.1.2. NWP 2... 91

2.3.2.2. terrasse de la région de Betsy Bay ... 92

2.3.2.2.1. BBT 1 ... 93

2.3.2.2.2. BBT 2 ... 95

2.3.2.2.3. BBT 3 ... 96

2.3.2.2.4. BBT 4 ... 96

2.3.2.3. terrasse de la région de Devil’s Point ... 98

2.3.3. terrasse de la côte sud ... 102

2.3.3.1. Russell’s Bay ... 102

2.3.3.2. Guano Point et Horse Point Bay ... 104

2.3.4. coupes de la Mayaguana Company Quarry ... 105

2.4. synthèse générale pour le Membre de Cockburn Town à Mayaguana... 108

3. Membre de Big Cove ... 111

3.2. présentation de la coupe type de Big Cove ... 111

E. Formation de Owl’s Hole ... 114

1. présentation de la coupe d’Abraham’s Bay... 114

2. présentation de la coupe de Curtis Hills... 117

3. présentation de la coupe de Booby Cay ... 117

(21)

4. variations latérales et problèmes ... 121

4.1. cas problématique du cordon éolien de Booby Rocks... 121

4.2. dune sommitale de Misery Point ... 121

5. séquence de dépôts et interprétations eustatiques au Pléistocène moyen ... 122

F. Formation de Misery Point ... 123

1. morphologie générale de la Formation de Misery Point ... 123

2. présentation de la coupe type de Misery Point... 123

2.4. interprétations sédimentologiques et pétrographiques ... 129

2.5. interprétations géochronologiques... 129

2.6. interprétations séquentielles ... 131

3. variations latérales... 132

3.1. terrasse de Cactus Hill ... 133

3.2. terrasse de Curtis Hills... 134

3.3. Little Bay ... 137

G. Formations dolomitiques et calcaires anté-quaternaires... 139

H. Formation de Timber Bay ... 141

1. morphologie générale de la Formation de Timber Bay... 141

2. présentation de la coupe type de la Formation de Timber Bay ... 141

2.3. résultats XRD et isotopiques ... 144

3. variations latérales... 146

3.1. Timber Bay... 146

3.2. Curtis Hills... 149

4. conclusions ... 150

I. Formation de Little Bay ... 152

1. morphologie générale de la Formation de Little Bay... 152

2. présentation de la coupe type de la Formation de Little Bay ... 152

2.3. résultat XRD et isotopiques... 157

J. Formation de Mayaguana ... 160

1. morphologie générale de la Formation de Mayaguana ... 160

2. présentation de la coupe type de la Formation de Mayaguana ... 160

2.2. caractéristiques lithologiques sédimentologiques et micropaléontologiques... 160

(22)

TROISIEME PARTIE : DISCUSSIONS ET CONCLUSIONS

A. Géologie et évolution de Mayaguana ... 168 1. introduction ... 168 2. résumé des différentes unités lithostratigraphiques ... 168 3. distribution, épaisseur et géométrie des différentes unités... 170 4. détermination du niveau marin relatif ... 171 5. variations du niveau marin au cours du Cénozoïque tardif ... 172 6. cadre tectonique... 175 7. dépôts marins néogènes : modèles eustatiques, sédimentologiques et tectoniques ... 176 8. évolution de la plate-forme de Mayaguana depuis le Burdigalien jusqu’au Pléistocène inférieur en termes de niveau marin relatif ... 179 B. Variations eustatiques au cours de la transgression flandrienne (Holocène) enseignement tiré des sédiments de la région de North West Point à Mayaguana... 183 1. introduction ... 183 2. dépôts holocènes à Mayaguana ... 184 C. Interprétations eustatiques et paléoenvironnementales au cours du dernier interglaciaire (SIM 5e) : les enseignements de Mayaguana ... 186 1. relations géomorphologiques et géochronologiques des terrasses récifales du Membre de Cockburn Town... 186 1.1. rappel des différents faciès ... 186 1.2. morphologie et âge des terrasses ... 187 1.3. corrélations des coupes en fonction de la morphologie et des assemblages faunistiques... 188 2. relations entre production oolitique et production récifale ... 191 3. variations eustatiques et implications climatiques ... 191 3.1. variations eustatiques et paléoenvironnementales à Mayaguana ... 192 3.2. variations de hautes fréquences : l'exemple de Misery Point ... 197 3.3. révisions des récifs de Devil’s Point (DPI, Great Inagua) et de Cockburn Town (CBT, San Salvador) ... 198 3.4. implications pour le climat du SIM 5e ... 204

D. Conclusions générales ... 205 BIBLIOGRAPHIE ... 207 PLANCHES

ANNEXES

(23)

Liste des figures :

Fig. 1 : situation géographique de l’archipel des Bahamas... 1 Fig. 2 : cadre climatique de l’archipel des Bahamas... 2 Fig. 3 : profil géologique du Grand Banc des Bahamas... 4 Fig. 4 : profil sismique du Grand Banc des Bahamas ... 4 Fig. 5 : situation tectonique des Bahamas ... 5 Fig. 6 : résumé des principales stratigraphies des Bahamas ... 7 Fig. 7 : courbe isotopique de l’oxygène ... 9 Fig. 8 : types d’unités stratigraphiques : l'exemple de Glass Window (Eleuthera)... 9 Fig. 9 : principaux environnements naturels des Bahamas ... 12 Fig. 10 : morphologies coralliennes en fonction des paramètres écologiques ... 14 Fig. 11 : polymorphisme écologique de Montastrea annularis... 17 Fig. 12 : vue aérienne d’un récif frangeant ... 18 Fig. 13 : vue aérienne d’un "bank-barrier reef", Flamingo Bay, Mayaguana ... 18 Fig. 14: vue aérienne de Booby Tongue ... 19 Fig. 15 : zonation morphologique d’un récif barrière ... 20 Fig. 16 : vue sous-marine d’une crête récifale ... 21 Fig. 17 : classification des récifs caribéens en fonction de l’énergie des vagues ... 23 Fig. 18 : processus impliqués dans la formation d’un récif ... 24 Fig. 19 : stratégies de croissance des coraux... 25 Fig. 20 : carte topographique de Mayaguana ... 27 Fig. 21 : vue d’une plage de haute énergie, Devil’s Point, Mayaguana... 30 Fig. 22 : vue d’une "haystack dune", Low Point, Mayaguana ... 31 Fig. 23 : vue d’une berme de tempête, sud de Great Inagua ... 31 Fig. 24 : illustration des différentes orientations au sein d’une terrasse récifale ... 35 Fig. 25 : morphologie d’une encoche d’érosion marine... 37 Fig. 26 : terrier de crabe, Mb. De Hanna Bay, San Salvador ... 37 Fig. 27: encroûtements de serpules, sea cave de Misery Point ... 38 Fig. 28 : accrétion latérale et croissance caténaire des dépôts côtiers... 39 Fig. 29 : moule en silicone de M. annularis... 40 Fig. 30 : photo d’un luminoscope utilisé en cathodoluminescence... 42 Fig. 31 : valeurs A/I des différentes unités lithostratigraphiques des Bahamas... 46 Fig. 32 : principales sources de strontium... 51 Fig. 33 : courbe de référence des variations du rapport isotopique du strontium ... 52 Fig. 34 : extrait des valeurs du rapport isotopique du strontium pour le Pliocène... 53 Fig. 35 : carte géologique de Mayaguana ... 58 Fig. 36 : coupe type de North West Point 1 ... 60 Fig. 37 : microfaciès de NWP 1 ... 61 Fig. 38 : affleurement de Flamingo Bay ... 63 Fig. 39 : vue aérienne de la région de Flamingo Bay... 64 Fig. 40 : coupe de Rocky Bay ... 65 Fig. 41 : coupe de Booby Rocks ... 68 Fig. 42 : évolution diagénétique d’un cordon dunaire ... 70 Fig. 43 : réseau racinaire fossile, Fm. de Whale Point, Eleuthera ... 71 Fig. 44 : coupe type de Hurricane Shelter Quarry... 74 Fig. 45 : microfaciès de Hurricane Shelter Quarry ... 75 Fig. 46 : coupe type de Betsy Bay Nord ... 79 Fig. 47 : microfaciès de BBN... 81 Fig. 48 : terriers d'Ophiomorpha, faciès 3 de BBN... 82

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Fig. 49 : terrasse de Curtis Hills et colonie de P. cf. palmata... 86 Fig. 50 : récif frangeant à la base de la falaise de Misery Point... 87 Fig. 51 : vue schématique de la terrasse de NWP 1 ... 90 Fig. 52 : cartographie des colonies coralliennes de NWP 1... 90 Fig. 53 : vue aérienne de la région de Betsy Bay ... 93 Fig. 54 : vue schématique de BBT 1 et BBT 2 ... 94 Fig. 55a : vue schématique des différentes coupes entre S1 et S9 à Devil’s Point ... 100 Fig. 55b : vue schématique des différentes coupes entre S10 et S17 à Devil’s Point... 101 Fig. 56 : reconstitution paléoenvironnementale de la région de Devil’s Point ... 102 Fig. 57 : sections latérales de la terrasse de Russell’s Bay ... 103 Fig. 58 : vue schématique de la terrasse de Abraham’s Bay... 105 Fig. 59 : vue aérienne de la Mayaguana Compagny Quarry ... 106 Fig. 60 : corrélation des coupes de la MCQ ... 107 Fig. 61 : coupe type de Big Cove ... 112 Fig. 62 : carte topographique et vue de l’affleurement de la dune d'Abraham’s Bay Hill... 114 Fig. 63 : transect, illustration et microfaciès d'Abraham’s Bay Hill ... 115 Fig. 64 : vue aérienne de Booby Cay ... 118 Fig. 65 : coupe type et illustrations de Booby Cay ... 119 Fig. 66 : détail de la coupe 1 de Booby Cay ... 120 Fig. 67 : coupe type de Misery Point et illustration de la falaise ... 124 Fig. 68 : corrélation des différentes coupes de Misery Point ... 132 Fig. 69 : vue générale de Cactus Hill ... 133 Fig. 70 : coupe schématique de Cactus Hill ... 134 Fig. 71 : vue générale de la coupe C2 de Cactus Hill ... 135 Fig. 72 : aperçu schématique des principales coupes à Curtis Hills ... 137 Fig. 73 : vue générale de l’affleurement de l’anse à Little Bay ... 138 Fig. 74 : vue aérienne et plan de la région de Little Bay... 139 Fig. 75 : coupe synthétique résumant les principales unités de Little Bay ... 140 Fig. 76 : microfaciès à algues rouges de la Fm. de Timber Bay ... 142 Fig. 77 : photos MEB représentant la dolomie mimétique de la Fm. de Timber Bay ... 143 Fig. 78 : évolution de la plate-forme de Mayaguana au Pliocène ... 147 Fig. 79 : vue générale de la terrasse de Timber Bay ... 148 Fig. 80 : illustration des faciès coralliens et algaires de Timber Bay... 148 Fig. 81 : vue générale du tombolo fossile à Curtis Hills ... 149 Fig. 82 : colonies branchues de Stylophora affinis ?? ... 150 Fig. 83 : photos d’affleurement et de détail de Little Bay ouest et est... 153 Fig. 84 : photo MEB de la dolomicrite de la Fm. de Little Bay... 155 Fig. 85 : photo de microfaciès en LP et en CL de la dolomie laminée ... 156 Fig. 86 : distribution relative de la dolomite précipitée et de remplacement ... 157 Fig. 87 : valeurs isotopiques de C et O pour les Fm. de Timber Bay et de Little Bay... 158 Fig. 88 : reconstitution paléoenvironnementale de Little Bay ... 159 Fig. 89 : illustration des différents contacts entre les Fm. de Mayaguana et de Little Bay ... 161 Fig. 90 : paramètres biométriques de détermination des miogypsines ... 163 Fig. 91 : section de Miogypsina globulina... 164 Fig. 92 : "onlap" des terrasses du Mb. de Cockburn Town... 171 Fig. 93 : courbe eustatique de Miller et al. (2005) ... 174 Fig. 94 : courbe eustatique de Haq et al. (1987) ... 174 Fig. 95 : carte tectonique de la région des Caraïbes et de la Floride... 175 Fig. 96 : reconstitution paléogéographique de Mayaguana au Burdigalien ... 180 Fig. 97 : reconstitution paléogéographique de Mayaguana au Messinien ... 180

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Fig. 98 : reconstitution paléogéographique de Mayaguana au Pliocène ... 181 Fig. 99 : reconstitution paléogéographique de Mayaguana au Pléistocène inférieur... 182 Fig. 100 : courbe du niveau marin holocène ... 184 Fig. 101 : récif à A. palmata actuel (plate-forme des Caicos)... 186 Fig. 102 : âge des coraux (Mb. de Cockburn Town) versus altitudes... 188 Fig. 103 : corrélation des différentes coupes entre NWP et DP... 189 Fig. 104 : variations du niveau marin au SIM 5e à Mayaguana... 193 Fig. 105 : reconstitution de la plate-forme de Mayaguana durant la phase 1 ... 193 Fig. 106 : reconstitution de la plate-forme de Mayaguana durant la phase 2 ... 194 Fig. 107 : reconstitution de la plate-forme de Mayaguana durant les phases 3 et 4 ... 195 Fig. 108 : reconstitution de la plate-forme de Mayaguana durant la phase 5 ... 196 Fig. 109 : reconstitution de la plate-forme de Mayaguana durant les phases 6 et 7 ... 196 Fig. 110 : évolution d’un système récifal en fonction des différentes phases... 197 Fig. 111 : cycle de destruction et de régénération d’A. palmata... 198 Fig. 112 : courbe du niveau marin au SIM 5e (Neumann et Hearty, 1996) ... 198 Fig. 113 : racine ramifiée traversant le conglomérat corallien à DPI ... 200 Fig. 114 : illustration du récif de Devil’s Point (Inagua) ... 201 Fig. 115 : surface d’érosion du récif de Devil’s Point (Inagua) ... 201 Fig. 116 : schéma de la colonie de D. cylindrus à Devil’s Point (Inagua) ... 201 Fig. 117 : illustration de la colonie de D. cylindrus à Devil’s Point (Inagua)... 202 Fig. 118 : colonie de A. palmata encroûtée par des algues rouges à CBT ... 203

Liste des tableaux :

Tableau 1 : données U/Th et A/I de la coupe type de BBN ... 84 Tableau 2 : données U/Th et A/I pour Misery Point ... 88 Tableau 3 : données U/Th et A/I pour la région de NWP ... 92 Tableau 4 : données U/Th et A/I pour la région de Betsy Bay ... 97 Tableau 5 : données U/Th et A/I pour la région de Devil’s Point... 99 Tableau 6 : données U/Th et A/I pour la région de Russell’s Bay... 104 Tableau 7 : données U/Th et A/I pour la région d'Abraham’s Bay... 105 Tableau 8 : données U/Th et A/I pour la région de Big Cove... 113 Tableau 9 : données des isotopes du strontium pour la Fm. de Misery Point ... 128 Tableau 10 : profondeurs des limites plio-pléistocène et mio-pliocène... 170 Tableau 11 : estimation des NM eustatiques pendant le Néogène ... 178

Listes des planches :

Pl. 1 : détermination et illustrations des coraux Pl. 2 : détermination et illustrations des coraux Pl. 3 : détermination et illustrations des coraux Pl. 4 : détermination et illustrations des coraux Pl. 5 : détermination et illustrations des coraux Pl. 7 : détermination et illustrations des coraux Pl. 8 : Pocillopora cf. palmata

Pl. 9 : surfaces érosives et indices d’émersion dans l’enregistrement fossile Pl. 10 : structures sédimentaires et identification du milieu de dépôt

Pl. 11 : structures sédimentaires et identification du milieu de dépôt

Pl. 12 : Hurricane Shelter Quarry et Low Point Hill (Membre de French Bay) Pl. 13 : Membre de Cockburn Town, NWP 1

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Pl. 14 : Membre de Cockburn Town, NWP 2

Pl. 15 : Membre de Cockburn Town, coupe type de BBN Pl. 16 : Membre de Cockburn Town, coupe type de BBN Pl. 17 : Membre de Cockburn Town, coupe type de BBN Pl. 18 : Membre de Cockburn Town, BBT 1 et 2

Pl. 19 : Membre de Cockburn Town, BBT 3 Pl. 20 : Membre de Cockburn Town, BBT 4 Pl. 21 : Membre de Cockburn Town, Devil’s Point

Pl. 22 : Membre de Cockburn Town, Russell’s Bay et Guano Point Pl. 23 : Membre de Cockburn Town, Mayauana Compagny Quarry Pl. 24 : Membre de Big Cove

Pl. 25 : Formation de Misery Point Pl. 26 : Formation de Misery Point

Pl. 27a Formation de Timber Bay (coraux) Pl. 27b : Formation de Timber Bay (coraux) Pl. 28 : Formation de Timber Bay (dolomies) Pl. 29 : Formation de Timber Bay (dolomies) Pl. 30 : Formation de Timber Bay (dolomies) Pl. 31 : Formation de Timber Bay (dolomies) Pl. 32 : Formation de Mayaguana (Miogypsinidae) Pl. 33 : Formation de Mayaguana (Miogypsinidae) Pl. 34 : Formation de Mayaguana (Miogypsinidae) Pl. 35 : Formation de Mayaguana (autres foraminifères)

Liste des annexes

Annexe 1 : résultats des amino-acides Annexe 2 : résultats des U/Th

Annexe 3 : résultats de la XRD

Annexe 4 : résultats des isotopes du carbone et de l’oxygène Annexe 5 : datations C¹⁴

Annexe 6 : résultats du strontium

Annexe 7 : préparations des peels non colorés Annexe 8 : colorations à l’alizarine red-S Annexe 9 : coloration de Feigl

Annexe 10 : préparations des échantillons pour les AAR Annexe 11 : préparations des échantillons pour les U/Th

Annexe 12 : liste des échantillons récoltés et analyses effectuées

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A. Introduction générale des Bahamas

1. cadre géographique : nord-ouest versus sud-est

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

En jaune, les trois principales plates-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

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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.

Géologie de Mayaguana, SE de l&#039;archipel des Bahamas

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Reference

Géologie de Mayaguana, SE de l'archipel des Bahamas

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