jeanflop/post_ocr_correction2 huggingface dataset:
to the sedimentary rock filling. The beds are mainly of fluvial origin, and clayey beds predominate. Depression D 1 (figs. 2 and 3) shows a nearly flat bottom (80 x 100 m). It is surrounded by convex-concave slopes cut by cols, the deepest one dominating the depression floor by 1.7 m. The pedological cover (fig. 4) is thicker at the top, red (2.5 YR), clayey-sandy and oxisol-type. Under the soil a 30 cm-thick transition appears over white claystone with violet centimetric volumes. Lateral variations are gradual, the soil colour becoming light yellowish-brown (10 YR) downhill. Towards the footslope, a grey 30 cm-thick horizon, richer in organic matter than the surrounding volumes, appears within a strong brown (7.5 YR) volume. The grey-brown horizon becomes thicker and darker downwards where black, peat-like volumes appear. Inside this darker horizon thin black peat is found downslope. The lateral extension of this peat is only 10 m wide on the present transect. Downslope the peat finishes abruptly, leaving little black volumes less and less numerous that disappear completely after 4 m. Sony depression, in contrast to D 1, is permanently flooded and peat is found to cover the bottom (fig. 5). The continuity of the organic volumes indicates a primary peat horizon. Formerly located uphill in well-drained environment the peat mineralized when the depression grew downward. The relict volume indicates the disappearance of the peat horizon downhill. Through piezometric studies it was found that depression D 1 is submitted to alternate well- and ill-draining conditions according to the pluvial regime. By comparison with Sony depression, it seems to indicate that the disappearance of peat in the centre of D 1 results from alternance of well- and ill-draining conditions. Radiometric data of peat and its degrading horizons shows that they are ancient, even where current conditions would be wet enough for new peat formation. The paleopeat developed between ± 17,000 and ± 12,000 years BP so it may be considered a chronological point of reference to evaluate the depression deepening rate, from the peat's age and the difference in altitude between the relict top of the
organic volumes indicates a primary peat horizon. Formerly located uphill in well-drained environment the peat mineralized when the depression grew downward. The relict volume indicates the disappearance of the peat horizon downhill. Through piezometric studies it was found that depression D 1 is submitted to alternate well- and ill-draining conditions according to the pluvial regime. By comparison with Sony depression, it seems to indicate that the disappearance of peat in the centre of D 1 results from alternance of well- and ill-draining conditions. Radiometric data of peat and its degrading horizons shows that they are ancient, even where current conditions would be wet enough for new peat formation. The paleopeat developed between ± 17,000 and ± 12,000 years BP so it may be considered a chronological point of reference to evaluate the depression deepening rate, from the peat's age and the difference in altitude between the relict top of the peat and the bottom of the depression's (fig. 6). This rate is highly variable: for D1, the calculated mean rate is 0.23 mm/year while in Sony it is about half that. I. INTRODUCTION. — Les modèles sur roches sédimentaires de la partie centrale du bassin de Taubaté, situé dans l'État de São Paulo, Brésil (fig. 1), sont parsemés de nombreuses dépressions fermées (Ruellan, 1943; Ab'Saber et al., 1958; Coltrinari, 1975), dont les bassins versants peuvent couvrir jusqu'à 50% de la surface d'un interfluve. Par ailleurs, de nombreuses têtes de vallée présentent une morphologie de dépression quasi circulaire, mais drainées par un exutoire. Ce relief pseudo-karstique correspond à une exportation géochimique considérable, qui joue un rôle majeur dans la formation du modelé, et ceci est d'autant plus surprenant que le substratum est constitué de formations sédimentaires quartzo-kaoliniques. A travers l'étude détaillée de deux de ces dépressions fermées, situées près de Caçapava, nous nous proposons d'évaluer la vitesse de l'érosion géochimique interne responsable de leur formation. Les autres problèmes soulevés par ce modelé (origine des dépressions ainsi que leur ouverture) seront envisagés par ailleurs. Le Bassin de Taubaté, où se situent les dépressions étudiées, appartient au graben du Paraiba dont l'origine est
de São Paulo, Brésil (fig. 1), sont parsemés de nombreuses dépressions fermées (Ruellan, 1943; Ab'Saber et al., 1958; Coltrinari, 1975), dont les bassins versants peuvent couvrir jusqu'à 50% de la surface d'un interfluve. Par ailleurs, de nombreuses têtes de vallée présentent une morphologie de dépression quasi circulaire, mais drainées par un exutoire. Ce relief pseudo-karstique correspond à une exportation géochimique considérable, qui joue un rôle majeur dans la formation du modelé, et ceci est d'autant plus surprenant que le substratum est constitué de formations sédimentaires quartzo-kaoliniques. A travers l'étude détaillée de deux de ces dépressions fermées, situées près de Caçapava, nous nous proposons d'évaluer la vitesse de l'érosion géochimique interne responsable de leur formation. Les autres problèmes soulevés par ce modelé (origine des dépressions ainsi que leur ouverture) seront envisagés par ailleurs. Le Bassin de Taubaté, où se situent les dépressions étudiées, appartient au graben du Paraiba dont l'origine est liée à l'évolution du système de rifts continentaux qui bordent le bassin de Santos (Almeida, 1976). Les formations sédimentaires qui comblent ce graben appartiennent au Tertiaire et au début du Quaternaire. La formation la plus récente (Formation Pindamonhangaba), qui constitue le substrat des dépressions étudiées, est constituée d'un complexe fluviatile où dominent les sédiments quartzo-kaoliniques fins (argilites), intercalés avec des niveaux plus grossiers (sables, niveaux de galets). L'activité tectonique fut intense durant tout le Tertiaire et a diminué au cours du Quaternaire (Riccomini, 1989; Suguio et al., 1986). Le climat est de type tropical humide avec une pluviosité moyenne annuelle variant de 1 000 à 1 500 mm. Les températures moyennes mensuelles varient de 25 à 30° pour les maximums et de 5 à 10° pour les minimums. n. STRUCTURE DES DÉPRESSIONS FERMÉES. A. La dépression D 1. La dépression D 1 (fig. 2 et 3), située à une altitude approximative de 600 m, présente un fond presque plat, de forme légèrement allongée (80 x 100 m). Elle est bordée de versants convexo-concaves, dont la pente maximale atteint 16%. Ces versants sont séparés par des cols d'importance inégale, le plus marqué, C1, dominant le fond de la dépression de 1,70
où dominent les sédiments quartzo-kaoliniques fins (argilites), intercalés avec des niveaux plus grossiers (sables, niveaux de galets). L'activité tectonique fut intense durant tout le Tertiaire et a diminué au cours du Quaternaire (Riccomini, 1989; Suguio et al., 1986). Le climat est de type tropical humide avec une pluviosité moyenne annuelle variant de 1 000 à 1 500 mm. Les températures moyennes mensuelles varient de 25 à 30° pour les maximums et de 5 à 10° pour les minimums. n. STRUCTURE DES DÉPRESSIONS FERMÉES. A. La dépression D 1. La dépression D 1 (fig. 2 et 3), située à une altitude approximative de 600 m, présente un fond presque plat, de forme légèrement allongée (80 x 100 m). Elle est bordée de versants convexo-concaves, dont la pente maximale atteint 16%. Ces versants sont séparés par des cols d'importance inégale, le plus marqué, C1, dominant le fond de la dépression de 1,70 m. La couverture pédologique (fig. 4) est épaisse à l'amont, rouge, de type latosolique, argilo-sableuse, microagrégée. Elle passe à sa base, avec une transition de 30 cm, à une argilite blanche à volumes centimétriques violets qui présente de rares niveaux sableux. Sous cette argilite bicolore et en haut de pente, on passe, à partir de 8,5 m à une argilite verte à volumes violets, qui diminuent vers le bas et disparaissent en 1 à 2 m. On a vérifié sur des coupes de route que cette argilite verte, à morphologie de gley, fait partie de la formation Pindamonhangaba et n'est pas liée à la pédogenèse actuelle. Au centre de la dépression, l'argilite verte est atteinte dès 1,5 m de profondeur. Les variations latérales (fig. 4) sont celles des couvertures latosoliques, avec disparition vers l'aval des teintes rouges qui passent progressivement à une couleur brun clair (10 YR), en même temps qu'apparaissent des taches brun-rouge puis rouges, la texture restant argilo-sableuse. Vers le quart inférieur de pente, on rencontre, à 1,4 m de profondeur, au sein d'un ensemble brun vif (7,5 YR), bien drainé, un horizon grisâtre, plus riche en matière organique que ses encadrants, épais d'une trentaine de centimètres, devenant
on passe, à partir de 8,5 m à une argilite verte à volumes violets, qui diminuent vers le bas et disparaissent en 1 à 2 m. On a vérifié sur des coupes de route que cette argilite verte, à morphologie de gley, fait partie de la formation Pindamonhangaba et n'est pas liée à la pédogenèse actuelle. Au centre de la dépression, l'argilite verte est atteinte dès 1,5 m de profondeur. Les variations latérales (fig. 4) sont celles des couvertures latosoliques, avec disparition vers l'aval des teintes rouges qui passent progressivement à une couleur brun clair (10 YR), en même temps qu'apparaissent des taches brun-rouge puis rouges, la texture restant argilo-sableuse. Vers le quart inférieur de pente, on rencontre, à 1,4 m de profondeur, au sein d'un ensemble brun vif (7,5 YR), bien drainé, un horizon grisâtre, plus riche en matière organique que ses encadrants, épais d'une trentaine de centimètres, devenant de plus en plus foncé et s'épaississant vers l'aval, en même temps qu'apparaissent des volumes noirs d'aspect tourbeux. Environ 6 m plus à l'aval, apparaît, au milieu de cet horizon sombre, une tourbe fine noire. L'extension latérale de cette tourbe n'est que d'une dizaine de mètres sur le transect considéré. En effet, elle s'achève abruptement en tant qu'horizon continu, en direction du centre de la dépression. Elle persiste, sous forme de volumes isolés, de moins en moins noirs et nombreux, sur environ 4 m, pour disparaître complètement ensuite. B. La dépression Sony. — La dépression Sony diffère de la précédente par le fait qu'elle est submergée par l'eau de façon permanente. Les versants sont convexo-concaves, leur pente maximum est de 10%. La couverture pédologique (fig. 5) est analogue à celle de la dépression D1 ; elle est toutefois plus épaisse et moins rouge. À l'aval du versant, apparaît vers 1,5 m de profondeur, comme en D1, un horizon plus sombre et plus organique, devenant progressivement plus foncé vers l'aval où il passe à une tourbe fine. Cette tourbe affleure une quinzaine de mètres avant le fond de la dépression. À la différence de D1, cette tourbe existe, avec une épaisseur
En effet, elle s'achève abruptement en tant qu'horizon continu, en direction du centre de la dépression. Elle persiste, sous forme de volumes isolés, de moins en moins noirs et nombreux, sur environ 4 m, pour disparaître complètement ensuite. B. La dépression Sony. — La dépression Sony diffère de la précédente par le fait qu'elle est submergée par l'eau de façon permanente. Les versants sont convexo-concaves, leur pente maximum est de 10%. La couverture pédologique (fig. 5) est analogue à celle de la dépression D1 ; elle est toutefois plus épaisse et moins rouge. À l'aval du versant, apparaît vers 1,5 m de profondeur, comme en D1, un horizon plus sombre et plus organique, devenant progressivement plus foncé vers l'aval où il passe à une tourbe fine. Cette tourbe affleure une quinzaine de mètres avant le fond de la dépression. À la différence de D1, cette tourbe existe, avec une épaisseur inférieure à 1 m, jusqu'au centre de la dépression, sous une lame d'eau atteignant une cinquantaine de centimètres, que l'on a observée à diverses périodes de l'année. III. ÉVOLUTION DE LA TOURBE ET DES DÉPRESSIONS. — La continuité du volume organique dans chacune des deux dépressions nous indique tout d'abord qu'il s'agit d'une même formation, tourbeuse à l'origine. Par analogie avec les tourbes de bas-fond, on peut admettre qu'elle était initialement sensiblement horizontale. Cette tourbe monte au sein de la couverture du versant et disparaît progressivement par minéralisation. Dans la dépression D1, elle disparaît également vers l'aval, en laissant des îlots reliques. On a pu constater par l'étude piézométrique que cette dépression présente un drainage latéral interne relativement rapide à travers le col C1, si bien qu'y alternent des conditions de submersion par l'eau et de sécheresse au gré des séquences pluviales. Dans la dépression Sony (fig. 5), qui reste en eau de façon permanente, la tourbe persiste dans toute la zone inondée. Dans ces conditions, on peut penser que la disparition de la tourbe au centre de D 1 est due aux alternances d'engorgement et de bon drainage. Il est possible, à partir de l'état actuel, de reconstituer l'évolution
qu'il s'agit d'une même formation, tourbeuse à l'origine. Par analogie avec les tourbes de bas-fond, on peut admettre qu'elle était initialement sensiblement horizontale. Cette tourbe monte au sein de la couverture du versant et disparaît progressivement par minéralisation. Dans la dépression D1, elle disparaît également vers l'aval, en laissant des îlots reliques. On a pu constater par l'étude piézométrique que cette dépression présente un drainage latéral interne relativement rapide à travers le col C1, si bien qu'y alternent des conditions de submersion par l'eau et de sécheresse au gré des séquences pluviales. Dans la dépression Sony (fig. 5), qui reste en eau de façon permanente, la tourbe persiste dans toute la zone inondée. Dans ces conditions, on peut penser que la disparition de la tourbe au centre de D 1 est due aux alternances d'engorgement et de bon drainage. Il est possible, à partir de l'état actuel, de reconstituer l'évolution probable de ces dépressions depuis la mise en place de la tourbe. Cette reconstitution a été faite pour la dépression D 1 (fig. 6). Au stade I, la dépression était plus étendue qu'actuellement; elle occupait la base des versants actuels au moins jusqu'au niveau de la bordure amont des horizons organiques reliques (fig. 3). Cette limite est minimale, car la séquence de dégradation de la tourbe étant très progressive, elle a probablement eu une extension plus importante dont la trace a disparu. Ceci est d'ailleurs attesté par l'irrégularité de la cote de la limite amont des horizons reliques (fig. 3), qui implique une vitesse de disparition variable de la tourbe, si l'on admet que la limite de la tourbe fonctionnelle coïncidait sensiblement avec une isohypse. Cette disparition a même été totale sur la moitié ouest de la dépression. Puis la dépression continue de s'enfoncer en rétrécissant (stades II à IV). La périphérie de la tourbe s'infléchit alors, occupant la base du versant. Le dernier, dont le niveau de base s'abaisse, subit un colluvionnement qui recouvre la tourbe. La rupture de pente de la tourbe enfouie dans le versant correspond à une diminution de la vitesse d'enfoncement de la dépression. Cette
organiques reliques (fig. 3). Cette limite est minimale, car la séquence de dégradation de la tourbe étant très progressive, elle a probablement eu une extension plus importante dont la trace a disparu. Ceci est d'ailleurs attesté par l'irrégularité de la cote de la limite amont des horizons reliques (fig. 3), qui implique une vitesse de disparition variable de la tourbe, si l'on admet que la limite de la tourbe fonctionnelle coïncidait sensiblement avec une isohypse. Cette disparition a même été totale sur la moitié ouest de la dépression. Puis la dépression continue de s'enfoncer en rétrécissant (stades II à IV). La périphérie de la tourbe s'infléchit alors, occupant la base du versant. Le dernier, dont le niveau de base s'abaisse, subit un colluvionnement qui recouvre la tourbe. La rupture de pente de la tourbe enfouie dans le versant correspond à une diminution de la vitesse d'enfoncement de la dépression. Cette diminution est probablement liée à l'installation du drainage latéral à travers le col CI, ce qui a réduit d'autant le drainage vertical dans le bas-fond, agent de l'enfoncement de la dépression. Une autre hypothèse explicative serait d'admettre l'existence, dans le passé, d'une tourbière de pente, mais ceci aurait nécessité une sortie d'eau dans le versant, ce qui serait en contradiction avec la dynamique hydrique de la couverture latosolique. De plus, le fait que la relique de tourbe amont se trouve actuellement dans un horizon bien drainé, implique que la couverture pédologique soit descendue par suite d'un abaissement de son niveau de base, donc de la dépression. Les datations au 14C (Beta Analytic) effectuées, aussi bien sur la tourbe que sur ses horizons de dégradation, montrent que cette tourbe est inactuelle, même dans les cas où elle se maintient dans des conditions de submersion favorables à sa formation (dépression Sony). Sa mise en place se situe environ entre 12000 et 17000 ans BP. Les échantillons les plus pédogénisés (a et f, voir fig. 4) présentent des âges nettement plus jeunes, ce qui est probablement dû à des apports de carbone récent lors de la minéralisation microbienne. Ceci est particulièrement évident pour
sortie d'eau dans le versant, ce qui serait en contradiction avec la dynamique hydrique de la couverture latosolique. De plus, le fait que la relique de tourbe amont se trouve actuellement dans un horizon bien drainé, implique que la couverture pédologique soit descendue par suite d'un abaissement de son niveau de base, donc de la dépression. Les datations au 14C (Beta Analytic) effectuées, aussi bien sur la tourbe que sur ses horizons de dégradation, montrent que cette tourbe est inactuelle, même dans les cas où elle se maintient dans des conditions de submersion favorables à sa formation (dépression Sony). Sa mise en place se situe environ entre 12000 et 17000 ans BP. Les échantillons les plus pédogénisés (a et f, voir fig. 4) présentent des âges nettement plus jeunes, ce qui est probablement dû à des apports de carbone récent lors de la minéralisation microbienne. Ceci est particulièrement évident pour la datation « a » car, si la dépression, comme c'est probable, s'est enfoncée durant la période de formation de la tourbe, on devrait trouver les âges les plus anciens à l'amont. Cette paléotourbe constitue donc un repère chronologique permettant d'évaluer la vitesse moyenne d'enfoncement des dépressions. On peut en effet estimer cette vitesse à partir de la hauteur maximale des horizons reliques de tourbe au-dessus de la dépression et de l'âge maximal de la tourbe. Cette hauteur est de 3,9 m pour D 1 et de 1,5 m pour Sony, avec des âges maximaux respectifs de 16 850 ± 180 ans et de 12 710 ± 150 ans. Les vitesses moyennes d'enfoncement sont ainsi de 0,23 mm/an pour D1 et de 0,12 mm/an pour Sony. Il ne s'agit là que d'approximations car les tourbes, même les mieux conservées, ont subi des transformations pédogénétiques et leur âge apparent est sans doute inférieur à leur âge réel. D'autre part, la tourbe a eu une extension plus grande que celle de ses reliques actuelles et, de ce fait, les hauteurs d'enfoncement mesurées sont inférieures à la réalité. IV. CONCLUSION. Les collines de la partie centrale du bassin de Taubaté présentent de très
effet estimer cette vitesse à partir de la hauteur maximale des horizons reliques de tourbe au-dessus de la dépression et de l'âge maximal de la tourbe. Cette hauteur est de 3,9 m pour D 1 et de 1,5 m pour Sony, avec des âges maximaux respectifs de 16 850 ± 180 ans et de 12 710 ± 150 ans. Les vitesses moyennes d'enfoncement sont ainsi de 0,23 mm/an pour D1 et de 0,12 mm/an pour Sony. Il ne s'agit là que d'approximations car les tourbes, même les mieux conservées, ont subi des transformations pédogénétiques et leur âge apparent est sans doute inférieur à leur âge réel. D'autre part, la tourbe a eu une extension plus grande que celle de ses reliques actuelles et, de ce fait, les hauteurs d'enfoncement mesurées sont inférieures à la réalité. IV. CONCLUSION. Les collines de la partie centrale du bassin de Taubaté présentent de très nombreuses dépressions fermées. Celles-ci se forment par exportation verticale de matière en solution. Elles constituent l'équivalent des dolines des régions calcaires. Elles permettent d'isoler la part de l'érosion géochimique interne de celle de l'érosion mécanique superficielle. Cette érosion géochimique apparaît ainsi très importante dans cette région, malgré la nature quartzo-kaolinique des roches-mères. Le travail en cours montre que la genèse de ces dépressions est liée à la tectonique et qu'elles se forment à l'intersection de failles. La présence, dans ces dépressions, de tourbes bien localisées dans le temps permet d'évaluer la vitesse d'enfoncement des dépressions depuis la mise en place de ces tourbes. Cette vitesse est très variable puisqu'elle va du simple au double dans les deux cas présentés. L'inventaire des dépressions à paléo-tourbe, ainsi que de leur vitesse d'enfoncement durant la phase post-tourbe, constitue un moyen exceptionnel d'étude de l'évolution géochimique d'un modelé, dont l'efficacité apparaît ici comparable à celle de l'évolution par érosion mécanique superficielle, et ceci dans le cadre d'un milieu géochimique a priori peu apte à un tel phénomène. Note remise le 7 décembre 1992, acceptée le 22 janvier 1993. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES A. N. AB'SABER et N. BERNADES, Vale do Paraiba, Serra Mantiqueira e arredores de
des roches-mères. Le travail en cours montre que la genèse de ces dépressions est liée à la tectonique et qu'elles se forment à l'intersection de failles. La présence, dans ces dépressions, de tourbes bien localisées dans le temps permet d'évaluer la vitesse d'enfoncement des dépressions depuis la mise en place de ces tourbes. Cette vitesse est très variable puisqu'elle va du simple au double dans les deux cas présentés. L'inventaire des dépressions à paléo-tourbe, ainsi que de leur vitesse d'enfoncement durant la phase post-tourbe, constitue un moyen exceptionnel d'étude de l'évolution géochimique d'un modelé, dont l'efficacité apparaît ici comparable à celle de l'évolution par érosion mécanique superficielle, et ceci dans le cadre d'un milieu géochimique a priori peu apte à un tel phénomène. Note remise le 7 décembre 1992, acceptée le 22 janvier 1993. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES A. N. AB'SABER et N. BERNADES, Vale do Paraiba, Serra Mantiqueira e arredores de São Paulo, Congr. Intern. de Geogr., Rio de Janeiro, 1958, Guia de excursions, n° 4. F. F. M. ALMEIDA, The systems of continental bordering of the Santos basin, Brasil, An. Acad. Bras. Ciênc. (suplemento), 48, 1976, p. 15-26. L. COLTRINARI, Contribuição à geomorfologia da região de Guaratinguetá-Aparecida, I. Geogr./USP, São Paulo, Série teses e monografias, 1975, 156 p. C. RICCOMINI, O rift Continental do Sudeste do Brasil, Tese de Doutorado, IG/USP, 1989, 256 p. F. RUELLAN, A região meridional de Minas Gerais e a evolução do Vale do Paraiba, Bol. Geogr., 1, (8), 1943, p. 95-102. K. SUGUIO et J. VESPUCCI, Tectonismo pós-depósicional na bacia de Taubaté, SP Congr. Bras. de Geol., 34, Goiânia, Resumo e breve comunicações, Goiânia, SBG, 1986, p. 139. H. F. F.: Pontificia Universidade Católica, PUC, São Paulo, Brasil; PUC São Paulo Rua Monte Alegre 984, Depto de Geografia, CEP 0514, São Paulo (SP), Brasil; R. B.: ORSTOM, Unité de Recherche 1 G, Analyse Structurale et Géochimie des Formations Supergênes; U.S.P., Instituto de Geociências, DGG, CP 20899, CEP 01498, São Paulo (SP) Brasil. It belongs to the group of recent species that presents a mobility which constitutes the genus Testudo in its new acceptance, within which