APPROCHE GEOMORPHOLOGIQUE DU BASSIN DU RIO PERUAÇU ET IMPLICATIONS GEOARCHEOLOGIQUES Joël Rodet1, Maria Jacqueline Rodet2, Luc Willems3, André Pouclet4

1 UMR 6143 CNRS, Morfodinamica Continental e Costeira, Laboratorio de Geologia da Universidade de

Rouen, bât. IRESE A, 76821 Mont Saint Aignan, França, <joel.rodet@univ-rouen.fr> 2 Doutora em arqueologia, bolsista CNPq, Programa de Pós-graduação de Antropologia UFMG, Setor de

Arqueologia MHN/UFMG, Belo Horizonte, Minas Gerais, Brasil, <jacqueline.rodet@gmail.com> 3 Doutor em geomorphologia, Département de Géologie de l’Université de Liège, Sart-Tilman, 4000 Liège,

Bélgica, <lucwillems65@versateladsl.be> 4 ISTO, Université de Orléans, 45000 Orléans la Source, França <andre.pouclet@tele2.fr>. Vu du ciel, le bassin du rio Peruaçu présente un aspect relativement homogène. A une zone ramassée autour de ses sources, succède un axe d'évacuation réduit à un couloir autour du cours d'eau jusqu'à son débouché dans la vallée du São Francisco. Cependant l'examen des photographies aériennes révèle des informations qui compliquent fortement ce schéma un peu trop simple. Ainsi, l'entrée dans le compartiment du canyon montre la déviation vers le nord-est d'un axe NW-SE de l'écoulement du drainage principal, laissant visible dans la topographie un vallon rectiligne utilisé aujourd'hui par la piste. Depuis 1998, nous avons engagé une approche pluridisciplinaire de l’évolution géomorphologique du bassin du rio Peruaçu, toujours en cours à l'heure actuelle, dans le but d’en saisir l’agencement et les implications géoarchéologiques [M.J. Rodet et J. Rodet, 2004], selon trois échelles spatiales : le site, le compartiment et le bassin [M.J. Rodet et al., 2002]. L'essentiel des résultats est intégrée dans une thèse [M.J. Rodet, 2006]. Après une redéfinition du bassin en quatre compartiments géomorphologiques, l'évolution de son karst sous couverture sera approchée en regroupant les données géomorphologiques acquises, permettant de dégager cinq phases fondamentales avant de proposer un modèle théorique. Enfin seront abordées les conséquences de cette évolution sur la répartition spatiale des matières premières lithiques potentiellement utilisables par les groupes préhistoriques, contribuant ainsi à la compréhension de l'espace et de son usage avant l'arrivée des européens. 1- Définition du bassin D’un point de vue hydrodynamique, un cours d’eau se divise en trois secteurs, chacun ayant une fonction spécifique : - le cours supérieur s’étend sur l’ensemble amont où la rivière érode les sols et le substrat

géologique. - le cours moyen concerne la partie intermédiaire, dont la dimension dépend directement du

régime et du profil longitudinal du cours d'eau concerné, et dont la fonction essentielle consiste dans le transport, vers l’aval, de la charge érodée.

- enfin, le cours inférieur se limite à la zone de dépôt et de sédimentation de la charge solide du cours d’eau.

Si, pour le Rio Peruaçu, cette dernière fonction est clairement assurée par le cours d’eau dans sa traversée de la plaine alluviale du São Francisco, jusqu’à la confluence, la traversée de la partie fortement karstifiée des formations carbonatées n’est pas assimilable à la zone de transport de la charge solide. Bien évidemment, cette division subit des variations - saisonnières notamment - aux limites, en fonction du régime hydrologique du cours d’eau

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mais aussi des accidents topographiques qui viennent modifier le profil longitudinal théorique du cours d’eau. Quant au cours supérieur, ce n’est pas dans les veredas que la dynamique autorise une érosion notable. Il faut donc redéfinir l’amont autrement que par l'hydrodynamique.

Figure 1 - le bassin du rio Peruaçu avec ses quatre compartiments géomorphologiques. 1- compartiment de la haute vallée ; 2- zone de transition ; 3- compartiment du canyon ; 4- compartiment de la plaine alluviale. Les limites des compartiments sont approximatives.

Pour définir le bassin (fig. 1), nous l’avons parcouru, y recherchant les relations entre formes et substrat, débouchant sur l’identification d'unités géomorphologiques ou compartiments. La définition des compartiments géomorphologiques est repensée à partir de critères objectifs, à savoir l’occurrence du substrat rocheux et ses conséquences sur le paysage ou le relief (fig. 2). Cette approche permet de proposer non pas 3 compartiments comme il est classiquement admis pour le Peruaçu [Piló, 1989, 1997 ; J. Rodet et M.J. Rodet, 2001 ; IBAMA, 2005], mais 4 compartiments ainsi définis [J. Rodet et al., 2003a, 2004a, 2005 ; M.J. Rodet, 2006] : - compartiment de la haute vallée ou cimeira : c’est la zone amont du bassin, entièrement développée dans les formations détrito-sédimentaires crétacées de la couverture Urucuia. Aucune prospection directe ou indirecte réalisée n’a permis d’identifier une roche solide affleurante, à l’exception d’un minuscule affleurement de grès près de la casa do Sr. Sirieco (GPS lmk 186 547352e/8335397n). C’est le domaine des sables, faiblement émoussés, qui résultent de l’altération superficielle des grès, et montrent un faible transport, essentiellement éolien. Le relief est de type planalto subhorizontal, avec de très légères ondulations, dont les parties basses autorisent le recoupement de l’aquifère superficiel gréseux systématiquement souligné par le développement de veredas à l’équilibre fragile. Le socle granitique a été trouvé à 125 m de profondeur à la fazenda Buritis (puits d'eau). Un autre puits, foré à la fazenda-sede do Parque Estadual das Veredas do Peruaçu, est descendu jusqu’à 68 m de profondeur sans atteindre ni le socle ni la nappe phréatique.

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figure 2 - carte géologique du bassin du rio Peruaçu [Pouclet, 2003].

- zone de transition : la zone de transition est ainsi définie car elle accompagne le passage des sables d’altération des formations Urucuia de couverture, aux calcaires karstifiés du Bambui. Ce compartiment est celui qui offre la plus grande diversité de faciès du substrat rocheux puisqu’on y observe les formations Urucuia avec leurs altérations, les calcaires karstifiés

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(Fazenda J. Alves) mais aussi silicifiés (sitio Olha Aqui) du Grupo Bambui, et les formations granitiques du socle (Arraial do Onça), grâce à une fenêtre géologique favorisée par les rejeux tectoniques. La zone de transition se distingue clairement du compartiment des cimeiras par l’affleurement de roches solides et variées, et du compartiment du canyon par sa succession de formes liées directement aux qualités du substrat et l’absence des formes majestueuses du canyon (fig. 2). - compartiment du canion : en aval de la zone de transition, on pénètre dans le domaine calcaire karstifié, très spectaculaire du canyon, lequel a donné son nom au bassin (Peruaçu = Grand chemin étroit). Il s’agit essentiellement des formations calcaires du Bambui, largement dégagées de leur couverture gréseuse de l’Urucuia. Outre le fameux canyon de 17 km, entrecoupé six fois par des grottes-tunnels imposantes, on y note le développement de nombreuses cavités souterraines, de formes résiduelles superficielles de type tourelles (tours et hums), lapiaz, dolines, gouffres, abris sous roche et autres poljés. Les cours d’eau épigés sont rares et les nombreuses ravines pentues ne fonctionnent que pendant les pluies. - compartiment de la plaine alluviale dans la vallée du rio São Francisco : la vallée du São Francisco est un ensemble complexe puisqu’elle représente à la fois l’axe de drainage sud-nord du Brésil oriental et le bassin de réception de la charge hydro-détritique du bassin du Peruaçu. Il s’agit d’un vaste graben [Lopes, 1981], large de plus de 20 km, où se mélangent les dynamiques contrastées du grand fleuve et les apports de l’affluent, dans un ensemble calcaire fortement karstifié. On y retrouve donc, très mélangés, les formes karstiques et les dépôts sédimentaires de diverses origines. 2- Evolution du bassin La partie amont n'offre aucun relief dans une grande unicité géologique et donc il y est délicat d'identifier des témoins d'une évolution géomorphologique qui semble bien uniforme. Il faut examiner les autres compartiments, et plus particulièrement celui du canyon, en raison du rôle de musée que joue tout système karstique [J. Rodet, 2002]. un modèle d’évolution d'un karst sous couverture Nous avons dégagé un modèle d’évolution du compartiment du canyon, en trois grandes phases complexes [J.Rodet et al., 2003a-b, 2004a-b, 2005], dont certains épisodes peuvent chevaucher le précédant ou le suivant. Chronologiquement, on observe : a- Un réseau karstique original, dense et anastomosé, avec confluences et des diffluences [Auler et al., 2005], faiblement à moyennement hiérarchisé (plusieurs collecteurs). Les témoins de cette première grande phase de karstification sont nombreux (voir le numéro de référence sur la fig. 3) : - en aval, entre Terra Brava et Fabião I : la Lapa do Rezar (1) et la doline (2) qui limite, par effondrement de la voûte, son exploration plus en amont; la Lapa dos Bichos (3), elle-aussi limitée en amont par un effondrement; l'ensemble du Janelão (5), du moins la partie supérieure de la méga-galerie, y compris la diffluence du Minotauro [Chabert et al., 2003], la Dolina dos Macacos (en réalité le canyon d'effondrement d'un ancien collecteur du Peruaçu - 6), le porche supérieur d'entrée du Janelão (7), et les différents développements souterrains accompagnant les "dolinas" qui s'ouvrent sur le Janelão [Moura, 2001]. Le plancher de ces différents développements, sensiblement sur le même niveau, indique globalement l'altitude du drainage original.

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700

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Rio PeruaçuSILU

TERRABRAVA

LIASA

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Figura 3 - Compartimento do canion do rio Peruaçu: sítios chamados no texto e elementos da morfologia cárstica

escala 1:50.000

(adaptado deL. B. Piló, 1989; A. Isnardis, 2004 modificado por J. Rodet, 2007)

N0 0.5 1 kml l l

44o 14o

25 km

BAHIA

MONTALVÂNIA

JANUÁRIA

Cochá

Rio

PeruaçuRio

Fran

cisco

São

Rio

Carinhanha

Rio

BELO HORIZONTE

MINASGERAIS

250 km

ITACARAMBI

VALE DOSSONHOS

23

26

9

16

19

JUDAS

6

7

5

- Dans la dépression de Terra Brava (8) qui n'était pas encore ouverte, ce même niveau de drainage est illustré par les cavités reliques du Falso Janelão (9), do Indio (10), do Suspiro (11), Bonita (12) [Rubbioli, 1999c], Pimpo (13), Boquete (14), Desenhos (15), etc. - Au niveau des Lapas dos Troncos (16) et Cascudos (17) [Rubbioli, 1999b] qui n'existaient pas encore, un canyon suspendu illustre ce primo-niveau de drainage. - Plus en amont, les Arcos do André (18) [Rubbioli, 1999b] et do Vento (19), signalent ce paléo-niveau par le développement de drains résiduels, paléo-niveau qu'on retrouve dans la Lapa do Brejal (20) [Rubbioli, 1999a]. En amont de cette grande cavité, des deux côtés de la zone d'inondation actuelle d'entrée dans le canyon, on relève en rive gauche la Lapa do Carlúcio (21), et en rive droite, les Lapas do Caboclo (22), dos Morcegos (23), dos Ossos (24) et do Cavalho (25), pour ne citer que les plus importantes. - Dans les vallées annexes, beaucoup moins bien étudiées, le grand abri du Malhador (26) est assurément une cavité relique de cette phase. Plusieurs cavités du Vale dos Sonhos (27) doivent aussi appartenir à cette phase, que nous avons baptisé "Janelão I" [J. Rodet et al., 2003a, 2003b]. Notons que la plus grande partie de ce labyrinthe initial, et plus particulièrement en amont dans le compartiment de transition, a été gommée par l'érosion et se présente sous la forme de rentrants dans les falaises, de conduits suspendus, de vallons et de dépressions envahis par la végétation. Seuls les drains majeurs contribuent aujourd'hui à un vague réseau hydrographique non fonctionnel. b- Un comblement généralisé du réseau souterrain a pour conséquence un ennoiement des zones dépressives, et la mise en place des poljés (Terra Brava -fig. 4, entrée du canyon). Nous avons baptisé cette phase "Terra Brava".

Figura 4 - le poljé de Terra Brava vu depuis le Falso Janelão - on observe une aire centrale plane où est le

bâtiment, et un second niveau plan à droite, et à l'arrière-plan au fond (cl. J. Rodet). Les témoins de l’ennoiement sont nombreux : il s'agit en général de dépôts terrigènes rouges noyant les concrétions (Lapa Bonita), associés à des ébauches de cheminée d'équilibre (Lapa do Boquete, cavités de la Dolina da Onça (28) [Moura, 2001], etc. Les témoins du comblement sont nombreux : paléo-remplissages lithifiés dans la Lapa dos Bichos (fig.5 e 6), dans la Lapa do Janelão (notamment la Galeria do Minotauro), dans l'Abrigo do Malhador, dans la Lapa dos Desenhos, etc.

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Figure 5 - Grand rideau de calcite dans la Lapa dos Bichos, laissant apparaître la structure interne du dépôt : il manque le remplissage terrigène contre lequel la calcite s'appuyait (cl. I. Mascarenhas). Figure 6 - paléo-remplissage lithifié dans la Lapa dos Bichos, témoignant du comblement de la galerie (cl. I. Mascarenhas). Figure 7 - chenal de voûte dans la Lapa dos Sonhos, témoin d'une phase de comblement général de la caverne (cl. I. Mascarenhas) Les témoins de l’ouverture de la dépression de Terra Brava sont variés : plus de 10 m de sédimentation lacustre fine, à chenaux de divagation, en aval de la Lapa dos Troncos, incision altitudinale basale des petites falaises de rive gauche, associée à un dépôt de terrasse alluviale, entre Troncos et Terra Brava, hum résiduel de Antônio Cardoso noyé dans les dépôts lacustres de Terra Brava (voçoroca do Terra Brava), surfaces planes supérieure et inférieure de Terra Brava, paléo-terrasse de sables et galets sous le seuil de l'entrée supérieure du Janelão, etc. Enfin, on peut envisager que ce comblement généralisé, responsable d'une remontée du niveau de base, soit aussi responsable de l'établissement de chenaux de voûte (fig. 7) et/ou de

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drains supérieurs comme en montrent certaines cavités autour de la lagoa du Silu, à l'image de la Lapa do Carlúcio. c- Un fluvio-karst : installé sur un nouveau niveau de base plus de 50 m plus bas. Nous avons baptisé cette phase "Janelão II". Cet abaissement important et rapide a pour conséquence : - la suspension des conduits, - le débourrage partiel des drains, - le creusement d'un nouveau canyon entre Fabião I et les résurgences de la Lapa do Janelão, - des mécanismes d'adaptation, par descente des drainages, vers le nouveau niveau de base, avec soutirages et affouillement. L’évolution morphoclastique du canyon est responsable d’effets-barrages qui génèrent des phases ponctuelles et temporaires d’ennoiement jusqu’à l’Actuel, mais dont l’inscription géomorphologique reste ténue en raison de la brièveté des épisodes. C’est le cas des ennoiements entre l’Arco do André et la Lapa do Brejal, soulignés par l’existence de troncs végétaux flottés [Rubbioli, 1999a, p. 37] et étudiés par Piló (comm. pers.), ou dans la Lapa do Carlúcio (Mascarenhas, mestrando en cours-UFLA). - une accélération du flux qui calibre le drain principal et transforme le canyon en un axe de circulation privilégié, débouchant sur un régime fluvio-karstique. Les témoins de la descente du niveau de base sont nombreux sur le cours du rio Peruaçu. - En aval, où la dénivellation peut dépasser 50 m, on observe la suspension des paléo-mégadrains des Lapas du Rezar, et de Bichos, mais aussi de la plate-forme en rive gauche (4), qui fait face à Bichos, tout comme le mécanisme de capture de la vallée du Abrigo do Malhador (26) par le défilé de l’ancienne grotte du Boqueirão (29). - Dans la Lapa do Janelão, notons la situation surprenante des sorties latérales vers le canyon à la rectitude interrogative en aval de Bichos, par des porches bas alors que la galerie, très nettement plus haute, se termine brusquement sur un vaste effondrement-comblement. Toutes les dolines connectées au méga-drain sont suspendues à plusieurs dizaines de mètres au-dessus du lit actuel, y compris la Dolina dos Macacos qui, en réalité, est un canyon. N'oublions ni le grand conduit partiellement comblé du Minotauro qui ressemble plus à une diffluence qu’à un affluent, ni les paléo-comblements suspendus le long des parois du collecteur. En amont, l’accès à la grotte peut se faire par une entrée supérieure, distincte du conduit de perte actif aux dimensions réduites face au gigantisme du drain immédiatement en aval [J. Rodet et al., 2005]. - A la périphérie de la vaste dépression de Terra Brava, superbe exemple de poljé tropical, l’ensemble Lapas Bonita – Suspiro – Indio développe un mécanisme de suspension (au dessus de la dépression de Terra Brava) et de soutirage particulièrement explicite. - Plus en amont, les Lapas de Troncos et Cascudos offrent une section réduite, alors qu’elles se développent sous un canyon suspendu. - En amont des paléo-drains suspendus du Arco do André, le double Arco do Vento présente un étagement sur 4 niveaux de drainages karstiques, soulignant une descente conséquente et séquentielle du niveau de base. - Enfin à l’entrée du canyon, autour de la grande zone d’inondation du Silu, juste en amont de la Lapa do Brejal, les exemples d’adaptation à un niveau de base 20 à 30 m plus bas ne manquent pas autour de la Lapa do Carlucio en rive gauche ou autour des Lapas dos Ossos-Abelinhas en rive droite. - Même dans le Vale dos Sonhos, affluent du Peruaçu, la dénivellation dans le passage étroit - dédoublé par une cavité haute et étroite à plusieurs niveaux de drainage et chenal de voûte spectaculaire - est de 22 m entre l'émergence et la plate forme basale (2 km en amont de la confluence). Cette dénivellation est soulignée par de nombreux barrages temporaires dans une importante accumulation de travertins biochimiques.

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Figure 8 - barrages biochimiques dans le ruisseau du Vale dos Sonhos (cl. R. Tobias Jr)

Aujourd’hui, on ne peut plus parler d’un système karstique du Peruaçu mais de plusieurs, indépendants. L’axe principal, illustré par le canyon, est un fluvio-karst [Piló, 1997] dont les rapports physico-chimiques à l’encaissant sont subtiles. Rappelons qu'un fluvio-karst illustre une dynamique hydrologique et non pas une morphologie, karst classique et fluvio-karst pouvant offrir des formes comparables. Les apports latéraux sont essentiellement les ravines, et les émergences actives, notamment en amont du canyon, sont si discrètes qu’aucune publication ne les décrit [Piló, 1997]. Par contre, à l’image du Vale dos Sonhos, notons que le drainage karstique actuel profite à des écoulements épigés ou à des émergences qui ne convergent pas vers le canyon : sources du pied de la Serra do Cardoso das Minas vers la plaine du São Francisco, Lapa Olhos d’Água [Auler et al., 2001], etc.. La signature chimique du rio Peruaçu est différente de celle du Vale dos Sonhos, et on ne retrouve pas le long du premier, les constructions travertineuses (fig. 8), parfois fort puissantes (plusieurs mètres d’épaisseur), responsables du profil longitudinal en paliers sub-horizontaux du second. Les stades de l’évolution des compartiments karstifiés

Figure 9.1 - évolution géomorphologique de la région karstifiée/ geomorphologic evolution of the karstic

area : 1 : phase anté-karst, 1 : pre-karst period. Un modèle d'évolution du karst du compartiment du canyon du Rio Peruaçu [Piló et Kohler, 1991] suggère que la rivière Peruaçu a formé une énorme grotte de plusieurs kilomètres d'extension dans le grand massif calcaire. Les effondrements des parois et des toits des

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conduits pendant le Pléistocène moyen à supérieur, ont contribué à la formation du relief karstique, dont le phénomène majeur est son canyon (endo et exokarst). L'évolution régionale a provoqué le recul des parois résiduelles, l'abandon voire l'ouverture des conduits jusqu'alors utilisés par l'eau. 5 phases majeures ont été identifiées dans la mise en place du relief karstique du bassin (fig. 9.1 à 9.5), depuis la période anté-karst jusqu’à la phase de rajeunissement du réseau souterrain [J. Rodet et M.J. Rodet, 2001].

Figure 9.2 - évolution géomorphologique de la région karstifiée /geomorphologic evolution of the karstic

area : 2 : phase initiale du karst, 2 : initial karst period. Pour J.Rodet et M.J.Rodet, [2001], le cours d’eau s’écoulait sur le compartiment carbonaté, protégé par les formations de couverture imperméables et rejoignait la dépression sanfranciscaine (fig. 9.1 – phase anté-karst), jusqu’à la mise à jour du substrat calcaire, dans la partie amont du compartiment, par jeu de failles et érosion (fig. 9.2 – phase initiale du karst).

Figure 9.3 - évolution géomorphologique de la région karstifiée /geomorphologic evolution of the karstic

area : 3 : phase juvénile du karst, 3 : juvenile karst period. Les eaux se sont alors engouffrées et ont formé un grand réseau souterrain qui rejoignait la plaine alluviale, en concentrant sur son parcours, un certain nombre d’affluents issus de pertes dans les formations de couverture, lesquelles, peu à peu, étaient entraînées dans le drainage karstique puissant (fig. 9.3 – phase juvénile du karst). Pour Piló [1997 : 29] "Durant cette période (Plio-Pléistocène) on peut déjà admettre un endokarst bien développé, tout comme la possibilité des premiers effondrements dans le drain principal, dégageant les segments du fluviokarst".

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Figure 9.4 - évolution géomorphologique de la région karstifiée /geomorphologic evolution of the karstic

area : 4 : phase mature du karst, 4: mature karst period. L’effondrement du toit des conduits, comme par exemple dans la Dolina dos Macacos, génère par effet de barrage, le comblement des drains souterrains, et est responsable de phases d’ennoiement superficielles permettant le développement du poljé de Terra Brava (fig. 9.4 – phase mature du karst). "Durant le Pléistocène moyen à supérieur, les effondrements se sont intensifiés, entraînant l'élargissement des dolines du corridor principal, le recul parallèle des parois tout comme la production de cônes d'éboulis et de dépôts de talus généralisés. Malgré l'évolution spéléogénétique typiquement vadose de l'endokarst, on peut envisager une participation de processus paragénétiques, conditionnés par les grands effondrements et le barrage en résultant dans différents secteurs du cours souterrain " [Piló, 1997]. Ces effets de barrage sont responsables de la mise en place de chenaux de voûte au toit de certains conduits (Lapa do Brejal, Lapa do Vale dos Sonhos, etc.), voire de dédoublement de conduits sommitaux (Lapa do Carlúcio).

Figure 9.5 - évolution géomorphologique de la région karstifiée /geomorphologic evolution of the karstic

area : 5 : phase rajeunie du karst: 5 : rejuvenated karst period. Puis une capture souterraine de ce secteur par abaissement du niveau de base sanfranciscain et l’érosion régressive induite dans l’aval du rio Peruaçu, permet la vidange du réseau et le retour d’une incision érosive efficace (paléo-terrasses du Peruaçu). Les formations de couverture continuent de fluer dans l’endokarst par les effondrements qui ponctuent les gros drains, à l’origine du creusement d’un grand nombre de ravines et voçorocas qui contribuent au démantèlement de la couverture et par leurs incisions dans le substrat carbonaté (fig. 9.5 – phase de rajeunissement du karst), à l’évolution ruiniforme de l’exokarst (pitons et tourelles, hums, …). Dans les cavités anciennes, on observe des mécanismes de descente vers le

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nouveau niveau de base, sous forme de soutirage (Lapa Bonita et Lapa do Suspiro), ou creusement de fuites (Lapa dos Bichos, Lapa do Carlúcio, Lapa dos Ossos, etc.). un modèle théorique d'évolution du canyon Le modèle théorique de l'évolution du karst dans le bassin du Peruaçu [J. Rodet et al., 2003, 2004a, 2004b ] peut être présenté selon trois étapes principales (fig. 10). 1 Janelão I : ancien niveau de base, identifié dans la partie supérieure du conduit principal de la Lapa do Janelão (fig. 11), associé à la galerie du Minotauro, à la Lapa dos Bichos et à la Lapa do Rezar. Il semble qu'une première Lapa dos Troncos était traversée par le rio Peruaçu, avant d'être transformée en canyon. L'actuelle Lapa dos Troncos a été ouverte pendant la troisième étape de l'évolution (Janelão II).

Figure 10 - modèle théorique de l'évolution du secteur du canyon [J. Rodet et al., 2005]. 2 - Terra Brava : le barrage du drainage par plusieurs effondrements (spatialement et temporellement) du toit des cavernes, ou des parois du canyon, entre la galerie principale du Janelão et la confluence avec la vallée principale (São Francisco), donnant notamment les grands gouffres de la Dolina dos Macacos, est responsable du comblement de toutes les cavernes liées au drainage du rio depuis le Rezar jusqu'au Brejal. C'est la période de l'ouverture polyphasée du polje de Terra Brava, et du creusement du chenal de voûte au toit de la Lapa do Brejal. L'altitude de ce chenal de voûte est équivalente à celle des témoins d'ennoiement dans le Arco do André (Piló, comm. pers.). 3 - Janelão II : abaissement important du niveau de base (plus de 50 m), creusant la partie inférieure de la gorge (plate forme résiduelle), détruisant la liaison entre Bichos et Rezar. L'érosion régressive de la rivière ouvre la partie inférieure de la galerie du Janelão (fig. 11), évacuant les éléments de l'effondrement et les remplissages, et dégageant un pont résiduel dans l'amont de la grande caverne. Autour du poljé de Terra Brava, les Lapas comme Bonita, Suspiro et Indio sont définitivement déconnectées, et restent suspendues au-dessus de la dépression avec des effets de soutirage de leurs remplissages terrigènes. En amont, les Lapas dos Troncos et de Cascudos sont ouvertes et leur canyon latéral se fossilise. La Lapa do Brejal se creuse de nouveau vers le bas, suspendant une partie de son remplissage au-dessus de la galerie de base. Le profil longitudinal de la rivière est entrecoupé par plusieurs zones de rapides, montrant que cette troisième étape se poursuit aujourd'hui.

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Pour contrôler cette proposition d'évolution, il sealtitudinaux afin de s'assurer de la synchronie des f Quelle est l'origine de cet abaissement conséquensemble à écarter car 200 km plus au nord (aval),Bitencourt et Rodet [2001, 2002] notent un apprcanyon du Morro Furado (Serra do Ramalho), légHors ce canyon alimente lui aussi le rio São Franciorigine régionale, à l'échelle du bassin du São FraBahia). Les structuralistes brésiliens ont identifiCénozoïque qui pourraient être à l'origine de cette activité tectonique infra-plaque est actuelle commemagnitude 3.5 sur l'échelle de Richter enregistré à avons vécu dans la Lapa do Carlúcio le 24 mai 2localisé sur le territoire de Januária, à quelques kitremblements de terre peuvent favoriser l'effondrem 3- Conséquences sur l’évolution et la répartitionLa compréhension de l’évolution géomorphologiqspatiale des gîtes de matière première potentiellem[J. Rodet et M.J. Rodet, 2001]. Typologie des gîtes de matière première A l’exception de la Haute Vallée, chaque comgéologique, a pu fournir à l'industrie lithique, des nous faut aussi considérer les ressources héritées,joue un rôle de piège pour la matière première. En

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Figure 11 - La galerie double du Janelão,avec jusqu'à 100 m de hauteur. La ligne noiredélimite la partie sommitale témoin de laphase Janelão I, et la partie basale témoin dela phase Janelão II (cl. J. Rodet).

ra nécessaire de mesurer certains niveaux ormes.

t du niveau de base ? Une origine locale dans l'état de Bahia, Bitencourt [1998] et ofondissement du niveau de base dans le èrement moindre, de l'ordre de 40 à 50 m. sco. Il semble donc logique d'envisager une ncisco, dans sa partie médio-aval (état de é plusieurs phases tectoniques durant le modification radicale [Lopes, 1981]. Cette nous l'a rappelé le tremblement de terre de Brasília [França e Barros, 2007], que nous 007, vers 12.30 h, et dont l'épicentre a été lomètres de notre point d'observation. Ces ent du toit des méga-conduits souterrains.

des gîtes de matière première. ue du bassin permet de saisir la répartition ent utilisable par les groupes préhistoriques

partiment, en fonction de son substrat ressources directes de matière première. Il liées à l'évolution géomorphologique qui fait, l'application de la géomorphologie à

l'archéologie a guidé notre travail de prospection, et nous a permis de créer une typologie des gîtes de matière première potentiellement exploités par les groupes préhistoriques. Des éléments très divers du paysage, tels que dolines, vieilles terrasses, ravines, anciens remplissages de grotte, résidus des anciennes couvertures, sont des gîtes potentiels de matière première en position secondaire, proche ou éloignée, souvent les plus faciles à exploiter par les groupes préhistoriques. a- les ressources directes Granitoïde du socle archéen (UTM 23L 0536627 /8322646) Différents granitoïdes ont été échantillonnés dans la haute vallée de la rivière Borrachudo. Même s'il ne fait pas partie du bassin, le secteur est très proche des sources du Peruaçu et les gîtes ont pu être exploités par les occupants de la région. Il s'agit d'une granodiorite prédominante et d'une diorite quartzique qui constituent différentes parties des corps plutoniques. La granodiorite montre une texture grenue à grains moyens. Ces roches ont été exploitées et en partie utilisées pour réaliser l’industrie polie, présente dans les vestiges de dernières occupations du bassin. Les profils d’altération présentent tous les horizons pédologiques typiques d’un climat tropical. Sous le sol sensu stricto développé sur la surface néogène, apparaît un horizon ferralitique cuirassé de 50 à 80 cm d’épaisseur, correspondant à la zone d’accumulation. Cette cuirasse recouvre les niveaux d’allotérites anciennes qui comprennent, successivement, une couche d’argiles tachetées en oxydes et hydroxydes de fer, une couche métrique d’argiles blanches composées essentiellement de kaolinite, et une couche d’arénites renfermant des blocs de granites. Les différentes argiles sont exploitées artisanalement, dans le panneau granitique du moyen-Peruaçu (Zona de Transição), pour la fabrication de briques et de poteries [Pouclet, 2003]. C’est le cas, par exemple, de la communauté du Candeal, dont les villageois se dédient à la poterie. Calcaires Bambuí La formation du groupe Bambuí (NP2sl de la carte géologique) est constitué essentiellement de calcaires stromatolithiques en bancs massifs intercalés de petits niveaux de cherts (dans le sens anglo-saxon, roche sédimentaire et accident siliceux plus ou moins stratifié d'origine chimique ou biochimique). Dans le secteur du Peruaçu, la partie supérieure de la séquence carbonatée devient franchement chimique en évoluant vers des bancs compacts de dolomie siliceuse, épais de 10 à 30 cm et intercalés de quelques petits lits de phtanite noire dont l’épaisseur est de 5 à 10 cm. Comme c'est le cas dans le secteur proche du site de Judas (compartiment du canyon), la phtanite noire se fractionne très facilement, ce qui limite son aptitude à la taille. Plus au nord, la formation carbonatée (NP2sl) est surmontée par la formation argilo-silteuse (NP2sh).

Figure 12 - calcaire stromatolithique, provenant du site Olha Aqui (cl. H. David).

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Nous avons analysé les calcaires stromatolithiques, notamment en raison de la présence de ségrégations siliceuses ou silexites se retrouvant en abondance dans les terrasses et les niveaux pédologiques [Pouclet, 2003]. A proximité du lieu-dit Arraial do Onça (zone de transition), le site archéologique Olha Aqui présente des blocs siliceux de dimension décimétrique avec un aspect "lité" (fig. 12) ; il s'agit de dépôts stromatolithiques [M.J. Rodet, 2006] : - les calcaires stromatolithiques sont constitués de séquences plurimétriques de bancs à stromatolithes laminaires ou en dômes décimétriques très surbaissés, alternant avec des bancs inframétriques de calcaires micritiques non structurés. S'y intercalent quelques niveaux centimétriques de microbrèches à éléments infracentimétriques sub-anguleux de calcaire silicifié et des lits centimétriques de calcaire silicifié ou de chert. Au toit de ces lits, on note la présence de figures de sédimentation avec des petites rides de plage. L’ensemble suggère une sédimentation de faible profondeur à intertidale. La silicification est d’origine synsédimentaire : dépôt chimique (ou biochimique) des cherts, mais également diagénétique avec développement de lentilles planaires de silexites de teinte brun-jaune [Pouclet, 2003]. Le terme silexite est utilisé pour définir les accidents siliceux résultant d'une silicification diagénétique ou secondaire. Ce type de roche est usuellement dénommé silex par les archéologues brésiliens. - l’analyse chimique des calcaires stromatolithiques indique le caractère dolomitique de la formation, avec une proportion dolomite/calcite pouvant atteindre 20%. La teneur en silice du calcaire est faible, moins de 1%. Les bancs de calcaires micritiques sont uniquement calciques. - la couverture pédologique des calcaires est conditionnée par les processus de dissolution karstique qui déterminent la morphologie du plateau du Peruaçu (compartiment du canyon). La surface du plateau est fortement accidentée de blocs ravinés, cavités diverses, canyons, avens et dolines de toutes dimensions. Le bord du plateau montre une morphologie ruiniforme guidée par la stratification horizontale des lamines avec les alternances de petits lits de chert et par la fracturation sub-verticale des grands décrochements et des diaclases. Les sols se développent essentiellement dans les vallées encaissées et dans les dolines. On les observe sur les flancs de la vallée du Peruaçu, à l’est de Terra Brava et dans la grande doline da Onça. Sur une surface irrégulière s’accumulent des argiles de décalcification emballant des blocs anguleux de calcaire le plus souvent siliceux et de chert. Ce niveau fait office de lithomarge, d’épaisseur pluridécimétrique très variable. Il est recouvert par un empilement d’argiles grises bariolées enrobant des blocs sub-anguleux, parfois décimétriques, de silexites calcédonieuses ocre-rouge et de silexites mates brunes. Cet horizon de type B2 est d’épaisseur métrique à plurimétrique dans les poches des dolines. Il est recouvert directement par le sol végétal, ou par un niveau remanié à éléments détritiques de cailloux et de grains quartzeux. Il n’a pas été observé de niveaux ferralitiques sur le plateau. Cependant, sur la bordure occidentale, dans le secteur du site de Olha Aqui (zone de transition), le niveau argilo-détritique à blocs de silexites et de cherts est surmonté par un horizon ferralitique A2 faiblement induré, d’épaisseur métrique. La silicification est peu développée dans ce niveau A2 ; elle est disséminée dans le niveau argileux sous-jacent [Pouclet, 2003]. Ces secteurs ont été très importants comme gîte de matière première pour les populations préhistoriques qui ont fréquenté le bassin. Les pseudo-galets ou "poupées de silex" Chiavegatto [in M.J. Rodet, 2006, p. 51-52] a étudié les accumulations siliceuses en forme de galets, observées de façon aléatoire et relativement rare dans l'ensemble des calcaires Bambuí du bassin du Peruaçu. Ces rognons avec un cortex clair et fin et d'une granulométrie fine et

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homogène, très aptes à la taille, ont été sûrement utilisés comme supports de l'industrie lithique. Plusieurs pièces archéologiques de dimension petite à moyenne, taillées dans un silex avec ces caractéristiques, ont été retrouvées dans les fouilles des sites du compartiment du canyon. Cependant, faute d'analyses pétrographiques et chimiques approfondies, il nous est impossible d'identifier les gîtes exacts de provenance. Néanmoins, il nous paraît tout à fait plausible que ces pseudo-galets soient une source de supports d'une industrie de petite dimension. Ces formations siliceuses, communes dans les roches carbonatées du Brésil, sont appelées parfois "poupées de silex". Lambeaux résiduels de la couverture de grès, argilosiltites et argilites de l’Urucuia Le plateau du Peruaçu s’assimile à la surface structurale d’un banc plurimétrique de grès quartzeux. Ces formations sont observées au-dessus des calcaires, sur et en bordure sud du plateau du Haut-Peruaçu, à l’ouest, dans la vallée du Cochá, et dans le compartiment du canyon (Judas, notamment). Il s’agit d’une alternance de bancs de grès quartzeux fin à grossier, parfois conglomératiques et de lits d’argilosiltites et d’argilites à laminites.

Figure 13 - coupe géologique interprétative de la basse vallée du Peruaçu [A. Pouclet, 2003] : 1 - Néoprotérozoïque (calcaire Bambuí), dont la surface a été karstifiée, donnant des dépressions qui piègent les sédiments et la matière première (2), 3 - le pré-Crétacé supérieur constitue la base de la grande phase de sédimentation Urucuia, 4 - dépôts Urucuia dont le sommet (5) subit au Néogène une pédogenèse responsable de la formation de silexites. Dans le site archéologique de Judas, les argilosiltites prédominent, et nous nous sommes intéressée à ses horizons pédologiques (S 15°07 930’- W 44°12 596’ – altitude 753m). Le substratum rocheux affleure largement à la base de la colline, dans des ravines torrentielles. Ce sont des lits d’argilosiltites et d’argilites à laminites alternant avec des petits bancs de grès quartzeux très fins. La lithomarge est fortement silicifiée avec transformation des argilosiltites en silexites litées. Elle est surmontée d’une masse d’argile sableuse bourrée de blocs anguleux de silexites ocre-gris de taille centimétrique à décimétrique. Localement, des bancs de grès silicifié sont encore en place. La silicification s’amplifie dans la partie supérieure de l’horizon argilo-sableux par précipitation de quartz et de calcédoine brun-rouge dans et autour des blocs de silexites. Cette partie supérieure s’imprègne ensuite d’oxydes et hydroxydes de fer, hématite et goethite, avant de passer au niveau ferralitique. L’horizon ferralitique est peu induré et essentiellement constitué de couches de pisolithes de limonite dans une matrice

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d’argiles rubéfiées et de grains de quartz. Il comprend également des amas lités d’oxydes et hydroxydes de manganèse, d’épaisseur centimétrique. Le toit de cet ensemble d’altérites est formé par un petit niveau cuirassé au sommet de la colline. La figure 13 schématise la lithologie de la formation Urucuia déposée en discordance de ravinement sur les calcaires du Bambuí [Pouclet, 2003]. b- les ressources héritées Les "ressources héritées" sont les sources lithiques potentielles résultant de l'évolution géomorphologique et donc du déplacement des roches, jusqu'à un site de type "piège sédimentaire" de la matière première lithique. Nous avons défini comme source potentielle de matière première, les éléments géomorphologiques suivants [M.J. Rodet, 1999, 2006 ; J. Rodet e M.J. Rodet, 2001] : Terrasses du Rio Peruaçu En fonction de ses capacités dynamiques de drainage, le Rio Peruaçu a transporté d’importantes quantités de matériaux récoltés sur son parcours, notamment sous forme de galets (cascalheiras). L’évolution géomorphologique a permis l’installation de terrasses d’âges variés, plus ou moins suspendues au-dessus du cours actuel, qui, lui aussi, forme sa propre terrasse. Il s’agit d’une source importante de matériaux pouvant être utilisés comme matière première. A titre d'illustration, on trouve des blocs de silex de grain grossier à fin, des brèches silicifiées en gros blocs, ainsi que des galets de grès petits à moyens. Abris sous roche et pieds de falaise Soulignons que les abris représentent en réalité une grande variété génétique et donc potentiellement de matière première. Dans les abris, il y a i) les paléo-conduits recoupés par la topographie, ii) les anciennes rives concaves des ruisseaux temporaires des ravines, iii) et ceux qui résultent de l'activité éolienne (sous cavage). Ces trois types sont des pièges sédimentaires hérités ou actuels [M.J. Rodet, 2006]. Le pied des falaises karstiques, et en particulier les abris sous roche, sont des sites-pièges où s’accumulent les matériaux qui tombent du massif calcaire ou de sa couverture, ou qui sont apportés par les vallons d'entaille perpendiculaire qui drainent ces couvertures. De même, les crues des ruisseaux peuvent apporter des éléments potentiellement utilisables comme matière première. Parfois, ces dépôts sont anciens et plus ou moins cimentés. La variété minérale des dépôts dépend fondamentalement de la qualité minéralogique de la source. Vallons secondaires et ravines Les vallons secondaires et les ravines sont les entailles qui relient les surfaces résiduelles des plateaux calcaires à la plaine alluviale du São Francisco, à la vallée majeure du Rio Peruaçu. ou aux autres vallées importantes du massif, comme celle du Malhador ou le Vale dos Sonhos. Ce sont les axes superficiels préférentiels de drainage des plateaux et donc des zones de concentration des matériaux provenant de la couverture et de l'encaissant. Remplissages anciens de cavernes Les cavernes, et plus particulièrement les paléo-drains, ont connu des phases de comblement partiel, mais le plus souvent total, de leurs galeries. Ces remplissages ont subi des phases de lithification qui leur permettent de rester en relief, même lorsque l’érosion a détruit partiellement le paléo-drain. Ces remplissages contiennent donc de nombreux éléments minéraux dont certains ont été utilisés par les groupes préhistoriques. Ainsi, dans l'abri de Pimpo (rive gauche, en face de Boquete) le remplissage contient des rognons de silex à grains

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fins, moyens et gros. Non seulement on observe le trou dans le remplissage d'où ont été extraits les blocs, mais les blocs au sol présentent des négatifs d'enlèvements anthropiques. Terrasses fluvio-karstiques des galeries-tunnels Les méga-conduits, actuellement drainés, offrent des comblements partiels, d’âges variés, qui contiennent des éléments minéraux intéressants. Citons en particulier, des terrasses de gros galets issus du socle granitique, partiellement reprises par l’érosion actuelle, à l'entrée de la grotte de Janelão, sur la rive gauche. Surface karstifiée des plateaux La surface karstifiée des plateaux calcaires ou exokarst, offre une multitude de petits pièges (par exemple les cryptolapiés), qui conservent des éléments des couvertures, avec en particulier des éléments grossiers qui peuvent se révéler source de matériaux. Dolines et dépressions A l’intérieur de la surface karstifiée des plateaux, on observe des accidents de grande dimension, des dépressions et dolines, d’origine diverse. Ces accidents sont des pièges majeurs pour la couverture, que les groupes préhistoriques ont fréquentés. Par exemple, au fond de la doline da Onça (UTM 23L 0581396/832765), nous avons retrouvé des blocs de silex de plusieurs variétés, ainsi que de la croûte ferralitique. Ce secteur est bordé par la falaise calcaire et on observe plusieurs grandes cavités, dont les entrées ont été systématiquement utilisées durant la préhistoire (peintures, foyer, industrie lithique…)

Relations Matières premières lithiques/Groupes préhistoriques Dans un second temps, il faut essayer de comprendre le rapport milieu physique/groupes humains, c’est-à-dire comment ces derniers ont pu profiter des valeurs spécifiques des différents éléments géomorphologiques, particulièrement des gîtes de matières premières, pour développer leurs activités. Ces sites peuvent prendre, donc, valeur de marqueur territorial. Les groupes préhistoriques qui ont fréquenté le bassin du Peruaçu, ont utilisé toutes ces matières. Cependant leur choix a été quelquefois différent : tous n'ont pas privilégié les mêmes matières. Quelques uns ont préféré celles de granulométrie plus fine, d'autres celles de granulométrie moyenne, ou encore le quartz ou les roches tenaces. Néanmoins la grande majorité de ces roches a été utilisée de la même façon, à l'exception des roches tenaces qui ont été utilisées pour le polissage. Il en ressort que l'espace fréquenté par les groupes préhistoriques n'a pas toujours été le même, et surtout n'a pas toujours eu la même valeur. Les modifications de l'usage des matières premières lithiques pour la fabrication des outils sont accompagnées d'une modification dans l'usage des gîtes de matière première qui, de ce fait, prennent une valeur géographique spécifique, permettant de définir un espace d'usage reliant tous les sites d'exploitation, variable selon le temps. C'est la notion de marqueur territorial [M.J. Rodet, 2006]. Conclusion L'analyse géomorphologique du bassin permet d'affirmer qu'aujourd'hui, il n'y a plus un karst du Peruaçu, mais au moins deux. D'un côté, l'abaissement conséquent et brutal du niveau de base a permis l'établissement d'un fluvio-karst le long du collecteur du rio Peruaçu, dont le parcours épigé au fond du canyon, voire d'une vallée élargie, est désormais plus important que le cheminement souterrain, dans les célèbres galeries gigantesques. Par ailleurs, on observe une redistribution des drainages karstiques dans l'ensemble du massif calcaire, selon plusieurs

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sous-bassins aux limites mal établies, mais pour lesquels le rio Peruaçu n'est plus l'axe collecteur. Au moins deux ensembles se dégagent de l'ensemble, le Val dos Sonhos au sud, et plus au nord, la gruta Olhos d'Água. Mais, peut-être, le majeur apport de notre étude est la compréhension de l'évolution géomorphologique du bassin et en conséquence la répartition des gîtes de matière première lithique potentiellement utilisable par les groupes préhistoriques. Il en découle une meilleure approche de l'occupation de leur espace et de son usage. Remerciements A tous ceux qui nous ont favorisé l'accès aux informations et au terrain, en particulier l'IEF et son gérant du Parque Estadual das Veredas do Peruaçu (João Roberto), l'IBAMA et son antenne du Fabião I (Emerck Cipriano, Danilo, Flavio), et au Grupo Bambuí de Pesquisas Espeleologicas qui nous a fait découvrir le Peruaçu souterrain (Luís Beethoven Piló), sans oublier l'accueil et le soutien inconditionnel de l'amie Sueli de Aparecida do Nascimento. Orientation bibliographique Auler A.S., Piló L.B., Saadi A. - 2005. Ambientes cársticos. Quaternário do Brasil, Souza,

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