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Bilan hydrologique et biosédimentaire de la lagune du Maryût (delta du Nil, Egypte) entre 8 000 et 3 200 ans cal. B.P.

Maryut lagoon (Nile Delta, Egypt) hydrological and biosedimentary budget from 8000 to 3200 years cal. B.P.
Clément Flaux, Christophe Morhange, Nick Marriner et Jean-Marie Rouchy
p. 261-278

Résumés

La lagune du Maryût se situe sur la marge nord-occidentale du delta du Nil, dans la région d’Alexandrie, en Egypte. Son évolution a été mise en évidence sur la base d’analyses biosédimentologiques. A partir de ~8 000 ans cal. B.P., la lagune se met en place en relation avec la transgression marine holocène. Cette lagune fut alors rapidement confinée en arrière de cordons littoraux, dans un contexte de progradation du delta. Un premier biofaciès indique des conditions de confinement jusqu’à ~4 800 ans cal. B.P., puis un second biofaciès témoigne d’une ouverture aux influences marines jusqu’à ~3 200 ans cal. B.P. Le passage de ce milieu lagunaire confiné à un environnement plus ouvert aux influences marines s’effectue vers ~4800 ans cal. B.P., lorsque les débits du Nil diminuent de manière importante dans un contexte d’aridification du climat. En comparaison avec le modèle stratigraphique de remblaiement des milieux littoraux à l’Holocène, qui décrit la continentalisation des environnements de dépôts en un point donné, la lagune du Maryût présente une évolution géomorphologique originale, qui conduit à l’ouverture du milieu lagunaire entre ~4 800 et ~3 200 ans cal. B.P. Pour cette période, nous observons l’alternance des deux biofaciès avec une périodicité très rapide, d’ordre pluri-décennale. Cette phase d’instabilité environnementale paraît être corrélée à une variabilité accrue des débits du Nil. Notre étude permet donc de préciser la chronologie et la spécificité hydrosédimentaire de la marge nord occidentale du delta.

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Notes de la rédaction

Article soumis le 15 juin 2010, accepté le 13 décembre 2010

Texte intégral

Introduction

1Les lagunes deltaïques sont des environnements littoraux à l’interface entre les dynamiques marines et continentales, qui évoluent et enregistrent la variété des processus littoraux fonctionnant à différentes échelles spatiales et temporelles (Bidet et al., 1982 ; Bird 1994). Dans le delta du Nil, D.J. Stanley et A.G. Warne (1993) ont mis en évidence quatre principales phases d’évolution de la ceinture lagunaire du delta. Ils identifient tout d’abord une plaine d’accrétion deltaïque entre 35 000 et 12 000 ans B.P. (non calibré), qui va être transgressée entre 12 000 et 8 000 ans B.P., période caractérisée par des vitesses de remontée rapides du niveau marin. Avec la décélération de la montée du niveau de la mer, des lobes deltaïques se forment aux embouchures du Nil, à partir desquels prennent appui de puissants cordons littoraux qui isolent ainsi de vastes plans d’eaux lagunaires. Ces auteurs datent la progradation de ces formations littorales entre 8 000 et 4 000 ans B.P., période caractérisée par un delta à dominance fluviatile. La phase suivante jusqu’à l’actuel correspond à l’évolution du littoral vers une forme de delta dominé par la houle. Ainsi, D.J. Stanley et A.G. Warne (1993) ont mis en évidence les principaux forçages de l’évolution du littoral : la montée relative du niveau marin, la subsidence et les variations spatiales et temporelles des débits hydrosédimentaires.

2Au sein de ce schéma global, notre étude se focalise sur la dynamique géomorphologique de la marge nord-occidentale du delta du Nil entre 8 000 et 3 200 ans cal. B.P., avant l’intense occupation humaine dont la zone fera l’objet. Elle permet d’identifier les modifications des écosystèmes lagunaires qui paraissent principalement corrélées, dans un contexte de décélération importante de la montée du niveau marin, à la dynamique hydrologique du Nil. La réponse du Maryût aux variations du Nil laisse entrevoir la possibilité d’exploiter l’enregistrement biosédimentaire comme un nouveau proxy des débits du Nil. Cependant le milieu lagunaire constitue une zone d’interface qui répond également à la dynamique météo-marine littorale et nos conclusions restent limitées à l’estimation qualitative de la part relative des influences marines et nilotiques qui ont contrôlé l’évolution environnementale de la marge lagunaire occidentale du delta. De plus, les processus de subsidence qui ont affecté le littoral dans la zone d’étude (Stanley et Toscano, 2009) doivent également être pris en compte et relativisent une interprétation purement climatique des changements environnementaux identifiés dans cette étude.

Contexte géomorphologique

3Le littoral du delta du Nil est constitué d’une ceinture lagunaire dont les bassins se situent en retrait de cordons littoraux sableux et sont séparés par les deux branches actuelles de Rosette et de Damiette. Cependant, le Maryût, à la marge nord-occidentale du delta (fig. 1), présente une configuration particulière. Cette zone est caractérisée par la présence d’anciennes rides sableuses littorales consolidées, datées du Pléistocène récent (El Asmar et Wood, 2000), qui sont allongées parallèlement au trait de côte actuel. Ainsi, le bassin du Maryût se trouve confiné en arrière de la ride II et son extension vers le sud-ouest est contrainte par la ride III. La limite sud-est du bassin est une large zone de transition avec la plaine deltaïque du Nil proprement dite. D’après l’étude de cartes remontant jusqu’au XVIe siècle, I. Awad (2009) montre que le Maryût a pu s’étendre à plus de 60 km au sud-est d’Alexandrie (fig. 1). Vers l’est, le bassin est limité par le canal de Mahmoudeya qui le sépare de la lagune d’Aboukir. La fondation du canal remonterait au IVe siècle avant notre ère (Hairy et Sennoune, 2006). Avant cette date, les deux dépressions du Maryût et d’Aboukir formaient une seule et même unité hydrologique, potentiellement connectée à la mer (fig. 1). Ces bassins sont alimentés par la branche la plus occidentale du Nil, aujourd’hui la branche de Rosette, qui a coexisté puis remplacé la branche Canopique, située plus à l’ouest (Chen et al., 1992 ; fig. 1).

Fig. 1 – Croquis des unités géomorphologiques de la marge NW du delta du Nil (Egypte) et position des carottages étudiés.
Fig. 1 – Geomorphological map of the northwest Nile Delta in late Holocene time. Position of the cores is also shown.

Fig. 1 – Croquis des unités géomorphologiques de la marge NW du delta du Nil (Egypte) et position des carottages étudiés.Fig. 1 – Geomorphological map of the northwest Nile Delta in late Holocene time. Position of the cores is also shown.

1 : rides littorales gréseuses pléistocènes ; 2 : plaine deltaïque NW du Nil ; 3 : désert occidental d’Egypte ; 4 : cordon littoral sableux ; 5 : bassins lagunaires actuels ; 6 : extension des bassins lagunaires pendant l’Antiquité (Warne et Stanley, 1993) ; 7 : principaux canaux actuels ; 8 : voies d’eau Antiques (De Cosson, 1935) ; 9 : défluviation de la branche Canopique entre 4 000 et 3 000 B.P. (Chen et al., 1992) ; 10 : carottage ; 11 : sections ; 12 : carottage (Goodfriend et Stanley, 1996).
1: Pleistocene sandstone coastal ridges; 2: NW Nile deltaic plain; 3: Egypt western desert; 4: sandy coastal barrier; 5: current lagoon basins; 6: extension of lagoon basin during Antiquity (Warne and Stanley, 1993); 7: main current canals; 8: ancient canals or branchs (De Cosson, 1935); 9: lateral migration of the Canopic branch between 4,000 and 3,000 B.P. (Chen et al., 1992); 10: core; 11: stratigraphic sections; 12: core (Goodfriend and Stanley, 1996).

4A.G. Warne et D.J. Stanley (1993) ont identifié les grandes phases de l’évolution de la marge nord-occidentale du delta du Nil. Entre 11 000 et 8 000 ans B.P. (non calibré), la région est une vaste plaine côtière deltaïque émergée en arrière d’un cordon littoral fossile consolidé (ride II), périodiquement inondée par le Nil. Vers 8 000 ans B.P. apparaissent des dépôts infralittoraux dans la partie orientale de la lagune d’Aboukir, associés à la transgression marine holocène. Celle-ci n’affecterait le Maryût qu’à partir de 6 000 ans B.P. A.G. Warne et D.J. Stanley (1993) identifient dans le bassin du Maryût trois environnements contemporains : 1) l’extrémité du bras occidental de l’actuel Maryût correspond à un milieu de type sebkha, qui passe latéralement à 2) une lagune à influence d’eaux douces tandis que la partie la plus orientale, au-delà de l’actuel canal d’Alexandrie, serait 3) une lagune plus ouverte aux influences marines. Ainsi, le cordon fossile (ride II) contraint la connexion entre le Maryût et la mer jusqu’à la hauteur de l’actuelle baie d’Aboukir.

5Ces environnements attestent d’intrants nilotiques alimentés par la branche Canopique (fig. 1), active pendant toute la période étudiée. A une échelle temporelle plus fine, le bilan hydrologique du Maryût dépend de la variabilité des débits du Nil. Le vaste bassin-versant du fleuve recouvre des conditions hydrologiques variées, depuis le climat équatorial de la région des grands lacs africains (source du Nil Blanc), tropical des hautes terres d’Ethiopie (Nil Bleu) jusqu’aux régions hyperarides du nord Soudan et de l’Egypte (Woodward et al., 2007). Le régime du Nil est saisonnier, avec une différence de hauteur d’eau de 6 m en moyenne entre l’étiage et la crue, telle que mesurée au Nilomètre du Caire depuis le VIIe siècle de notre ère (Popper, 1951). Sur la base de cet enregistrement pratiquement continu, des travaux récents montreraient le fonctionnement cyclique des débits du Nil, à plusieurs échelles de temps superposées, décennales et centennales (Kondrashov et al., 2007).

6L’embouchure de la branche Canopique aurait migré vers l’ouest entre 4000 et 3000 ans B.P. (fig. 1 ; Chen et al., 1992). Son débit liquide commencerait à se réduire vers 1500 ans cal. B.P. (Toussoun, 1922 ; Bernand, 1970). Le lobe deltaïque de la branche Canopique se trouve actuellement entre 6 m et 8 m de profondeur sous le niveau de la mer, en réponse à des processus de subsidence initiés au moins depuis le VIIIe siècle de notre ère (Stanley et al., 2004a). L’origine de son affaissement est attribuée à l’activité néotectonique de failles de croissance, ainsi qu’à des processus de compaction et de déformation sédimentaire (Stanley et al., 2001 ; Saïd, 2002 ; Stanley et al., 2004b ; Stanley, 2005). Les structures portuaires antiques d’Alexandrie se trouvent également entre 5 m et 6,5 m sous le niveau actuel de la mer (Goddio, 1998 ; Goiran et al., 2005). Leur affaissement serait dû à la compaction et à la déformation du substrat sédimentaire non consolidé et saturé d’eau, sous le poids des structures archéologiques et sous l’action d’une probable activité sismique (Stanley et al., 2006). Au sein du bassin du Maryut, aucun affaissement n’a été mis en évidence jusqu’à présent, mais les processus de subsidence, caractérisés au niveau du trait de côte à Alexandrie et dans la baie d’Aboukir (Stanley et Toscano, 2009), suggèrent une possible mobilité verticale du bassin qui doit être prise en compte dans l’interprétation des données.

7En résumé, la dynamique environnementale holocène de la marge nord-occidentale du delta du Nil apparaît pour l’essentiel résulter de la combinaison de la montée relative du niveau marin et de la dynamique hydrosédimentaire de la branche Canopique.

Méthodologie

8L’essentiel de notre analyse repose sur l’interprétation des assemblages macro- et micro-faunistiques fossiles (thanatocoenose), par analogie avec les assemblages actuels qui ont constitué un référentiel biologique. A cette fin, nous avons prélevé des échantillons de surface dans neuf environnements littoraux différenciés (fig. 2 et fig. 3). Sept carottages et quatre coupes stratigraphiques ont été réalisées dans la partie la plus déprimée du bassin du Maryût (entre 3 m et 4 m sous le niveau de la mer) ainsi que dans la lagune d’Aboukir (fig. 1). La position et l’altitude des carottages ont été mesurées au GPS différentiel, avec une marge d’erreur altitudinale de 5 cm. L’altitude de référence correspond au niveau moyen de la mer à Alexandrie, mesuré par un marégraphe en 1906. Pour chaque échantillon, nous avons mesuré la granulométrie et identifié la composition faunistique et minéralogique des sables.

9La chronologie des environnements de dépôts a été établie grâce à 27 datations radiocarbone (tab. 1). Vingt-trois coquilles de Cerastoderma glaucum, en très bon état de conservation et dont les valves étaient en connexion, et trois échantillons de matières organiques ont été sélectionnés. L’activité en 14C des échantillons a été mesurée au Laboratoire de Mesure du Carbone 14 du CEA Saclay à Gif-sur-Yvette. Le bassin du Maryût se situe à l’interface entre la Méditerranée et la plaine d’inondation du Nil et les âges radiocarbone peuvent donc être affectés par l’âge réservoir des eaux marines (370 ± 40 ans sur le littoral d’Alexandrie ; Goiran, 2001) et l’effet de vieillissement des eaux calcaires continentales. Nous avons mesuré à deux reprises l’activité 14C d’une coquille de Cerastoderma glaucum et de matières organiques peu décomposées, prélevées à la même profondeur (tab. 2). Les différences d’âge obtenues pour ces deux niveaux sont respectivement de 60 ans et 55 ans et pourraient être expliquées uniquement par la marge d’incertitude des mesures. Les coquilles datées apparaissent un peu plus vieilles que la matière organique dans le carottage M10 et un peu plus récentes dans le carottage M8. La différence d’âge ne peut donc pas être attribuée à un effet réservoir et elle reste très inférieure à l’âge réservoir moyen établi pour la Méditerranée entre 390 ± 85 B.P. et 440 ± 40 ans (Siani et al. 2001). Sur cette base, nous n’avons pas attribué d’effet réservoir à la calibration des âges radiocarbone. G.A. Goodfriend et D.J. Stanley (1996) ont mesuré l’âge radiocarbone d’une coquille de Corbicula sp. prélevée vivante avant 1927 et en ont déduit un âge réservoir de 610 ± 60 ans. Cependant, à partir de 1892, l’hydrologie du Maryût a été considérablement modifiée. Le bassin, alors pratiquement asséché, a été reconnecté au Nil et son niveau maintenu artificiellement à 2,8 m sous le niveau de la mer pour la bonification des terrains agricoles (ALAMIM project, 2007). Pour la période étudiée (8 000-3 000 ans B.P.), nous ne mesurons pas de différence significative entre l’activité 14C du carbone atmosphérique et du carbone dissous.

Fig. 2 – Croquis des unités hydrogéomorphologiques et de l’occupation du sol actuelles.
Fig. 2 – Present hydrogeomorphological and land features.

Fig. 2 – Croquis des unités hydrogéomorphologiques et de l’occupation du sol actuelles. Fig. 2 – Present hydrogeomorphological and land features.

Position des échantillons de sédiments de surface. 1 : rides littorales pléistocènes ; 2 : cordon littoral sableux ; 3 : plaine deltaïque NW du Nil ; 4 : désert occidental d’Egypte ; 5 : marges désertiques irriguées ; 6 : bassins en eau ; 7 : bassin peu profond à phragmites ; 8 : fermes piscicoles ; 9 : salines du Mexx ; 10 : sebkhas ; 11 : principaux canaux ; 12 : agriculture ; 13 : agriculture sur marge désertique par irrigation ; 14 : zone urbanisée/industrielle ; 15 : cette étude ; 16 : Bernasconi et Stanley (1993).
Position of surface sediment samples in the study area is also shown. 1: Pleistocene coastal ridges; 2: sandy coastal barrier; 3: NW Nile deltaic plain; 4: Egypt western desert; 5: irrigated desertic margin; 6: main basin; 7: shallow water basin with phragmites; 8: fishponds; 9: el Mexx saltmarsh; 10: sebkhas; 11: main canals; 12: agriculture; 13: irrigated agriculture upon desertic margin; 14: urban/industrial area; 15: this study; 16: Bernasconi and Stanley (1993).

Fig. 3 – Assemblages faunistiques du macrobenthos, de l’ostracofaune (*) et des foraminifères (**) présents dans les environnements actuels de la marge nord occidentale du delta du Nil.
Fig. 3 – Modern Macrobenthos, ostracofauna (*) and foraminifera (**) assemblages in the north-western margin of the Nile Delta.

Fig. 3 – Assemblages faunistiques du macrobenthos, de l’ostracofaune (*) et des foraminifères (**) présents dans les environnements actuels de la marge nord occidentale du delta du Nil. Fig. 3 – Modern Macrobenthos, ostracofauna (*) and foraminifera (**) assemblages in the north-western margin of the Nile Delta.

Trois classes d’abondance relative des espèces sont représentées : quelques individus (cercle), plus de 10 individus (rond noir) et plus de 100 individus (gros rond noir), pour environ 100 g de sédiments tamisés. Huit environnements écologiques et géomorphologiques sont caractérisés : baie marine (1), estuaire (2), sebkha littorale (3), lagune sensu stricto (4), lagune à influence continentale (5), lagune à influence continentale et connexion à la mer (6), milieu d’eaux douces (7), et marécage (8).
Three categories of species relative abundance are represented: some individuals (circle), > 10 individuals (black dots), > 100 individuals (big black dots), for about 100 g of bulk sample. Eight ecological and geomorphological environments are characterised: marine bay (1), estuarine (2), littoral sebkha (3), lagoon sensu stricto (4), fluvial influenced lagoon (5), fluvial influenced lagoon connected to the sea (6), freshwater (7), and marshlands (8).

Tab. 1 – Ages radiocarbone et âges calibrés.
Tab. 1 – Radiocarbon dates and calibrated ages.

Tab. 1 – Ages radiocarbone et âges calibrés. Tab. 1 – Radiocarbon dates and calibrated ages.

La calibration a été réalisée au moyen du logiciel Calib 5.0 (Stuiver et Reimer, 1993 ; Stuiver et al., 2005) en utilisant le jeu de données de calibration INTCAL09 (Reimer et al., 2009).
Calibration was realised using Calib 5.0 software (Stuiver and Reimer, 1993; Stuiver et al., 2005), and INTCAL09 data set (Reimer et al., 2009).

Tab. 2 – Comparaison des âges radiocarbones d’échantillons de coquilles et de matières organiques d’un même niveau stratigraphique.
Table 2 – Comparison between radiocarbon ages of shell and organic matter in samples taken at the same stratigraphic level.

Tab. 2 – Comparaison des âges radiocarbones d’échantillons de coquilles et de matières organiques d’un même niveau stratigraphique.Table 2 – Comparison between radiocarbon ages of shell and organic matter in samples taken at the same stratigraphic level.

Résultats

Construction d’un référentiel biosédimentaire actuel

10Les environnements de dépôt sélectionnés permettent de proposer une lecture des assemblages faunistiques depuis un pôle marin jusqu’à un pôle d’eau douce (fig. 2). Le pôle marin correspond à la baie d’Aboukir et le pôle d’eau douce est représenté par le canal Mahmoudeya et le drain El-Umoum, alimentés par le Nil en amont des influences marines qui pénètrent dans la branche de Rosette. Les autres environnements sélectionnés sont des zones d’interface entre ces deux pôles, présentant un contexte hydrogéomorphologique particulier : la branche de Rosette à son embouchure et 10 km à l’amont de celle-ci, deux sebkhas littorales, la lagune d’Idkou et son chenal de connexion à la mer et enfin la lagune du Maryût dont nous avons analysé cinq prélèvements. Les assemblages faunistiques sont synthétisés dans la fig. 3. Les significations écologiques des assemblages faunistiques identifiés reposent sur l’abondante littérature portant sur les écosystèmes lagunaires méditerranéens, ainsi que sur la description hydrogéomorphologique des environnements échantillonnés. Entre les environnements strictement marins et nilotiques, nous identifions trois types d’environnements lagunaires dont les assemblages faunistiques varient selon l’existence d’une connexion à la mer et selon l’importance relative des apports d’eau douce : un assemblage lagunaire sensu stricto, un assemblage lagunaire à influence d’eau douce et un assemblage lagunaire avec une présence accessoire de faune marine.

Assemblage (1) lagunaire sensu stricto

11L’assemblage lagunaire sensu stricto est composé du bivalve Cerastoderma glaucum, du gastéropode Hydrobia sp, du foraminifère Ammonia beccarii et de l’ostracode Cyprideis torosa. Cette faune correspond à une association lagunaire euryhaline typique des environnements lagunaires méditerranéens (Petit, 1953 ; Pérès et Picard, 1964 ; Guelorget et Perthuisot, 1983 ; Barusseau et al., 1992 ; Casagranda et al., 2006 ; Lakhdar et al., 2006). Elles sont également rencontrées dans l’enregistrement fossile des bassins lacustres salés du Sahara occidental et des oasis de Siwa et du Fayoum en Egypte (Gasse et al., 1987 ; Plaziat 1991, 1993). Dans les enregistrements littoraux fossiles, cet assemblage est souvent présent lors de la mise en place de nouvelles conditions environnementales et les espèces sont qualifiées de pionnières, comme dans le cas des aménagements portuaires par exemple, qui confinent une ancienne baie (Marriner et Morhange, 2007). Cerastoderma glaucum est observé pour des concentrations de salinité comprises entre 3 ‰ et 90 ‰ (Rosso et Gaillard, 1982). Cette tolérance est particulièrement bien illustrée ici par Cyprideis torosa, que l’on retrouve également dans le pôle marin et dans le pôle d’eau douce, même si pour ce dernier, sa représentation se limiteà quelques individus pour environ 100 g de sédiments tamisés, tandis qu’il est très abondant voire pullule au sein des assemblages lagunaires (jusqu’à 10000 valves par gramme de sédiments dans la lagune d’Idkou). L’assemblage faunistique lagunaire sensu stricto (échantillons Se2, Ma1, Ma2, Ma3 et Ma4) rend compte d’un milieu saumâtre et hydrologiquement instable.

Assemblage (2) lagunaire à influence d’eau douce

12Trois échantillons du Maryût (Ma5, Ma6 et Ma7) et deux de la lagune d’Idkou (Id1, Maa1) présentent le même assemblage faunistique dominant, auquel s’ajoute l’apparition d’espèces caractéristiques d’eaux douces (Lymnaea sp, Bellamia sp, Corbicula fluminalis et Gyraulus sp) ou très faiblement saumâtres (Theodoxus niloticus/sp, Melanoides tuberculata). Un tel assemblage a été décrit par J.-C. Plaziat et W.R. Younis (2005) en Mésopotamie et dans les lagunes hyposalines du delta du Nil (Bernasconi et Stanley, 1994 ; ALAMIN project, 2007). Melanoïdes tuberculata est décrit dans les canaux d’irrigation à l’est du delta du Nil, notamment associé à Theodoxus niloticus (El-Kady et al., 2000) et dans les enregistrements fossiles de dépressions lacustres du Nil Blanc, associée à Lymnaea sp. (Williams et al., 2000). Il s’agit donc d’un assemblage mixte, qui associe une faune lagunaire sensu stricto à une faune d’eaux continentales, décrites dans cette étude dans les échantillons de surface du canal Mahmoudeya et du drain el-Umoum (fig. 2 et fig. 3). On note la diminution de Cerastoderma glaucum, dans un milieu faiblement saumâtre (< 4 ‰), dont les apports sont très largement dominés par les eaux du Nil. La lagune d’Idkou (Id1) et la passe El-Maadieh (Maa1) présentent cet assemblage mixte qui indique la prépondérance des eaux du Nil dans l’hydrologie lagunaire.

Assemblage (3) lagunaire et faune marine accessoire

13Un troisième assemblage présente la particularité d’associer des espèces accessoires d’origine marine à l’assemblage défini ci-dessus comme lagunaire à influence d’eaux douces (échantillons Maa1 et Ro1). Les espèces marines ont été transportées depuis la mer vers des milieux faiblement saumâtres où elles ne sauraient s’adapter. Elles indiquent la persistance d’une connexion à la mer mais n’ont pas de signification écologique.

14Ces résultats sont en étroite concordance avec les données de M.P. Bernasconi et D.J. Stanley (1994), qui ont étudié les assemblages macrofaunistique de 78 échantillons de surface prélevés dans quatre lagunes du delta du Nil. Ces auteurs mettent en évidence des assemblages lagunaires sensu stricto (Cerastoderma glaucum, Abra ovata, Hydrobia stagnorum et Pirenella conica) et des assemblages mixtes, également influencés par les apports d’eaux douces (aux précédentes sont associés Corbicula fluminalis, Theodoxus (Neritaea) niloticus, Menaloides tuberculata et Planorbis planorbis), similaires aux assemblages décrits dans notre étude. La logique de distribution de l’assemblage (2) à influence d’eau douce n’est pas évidente : il est observé près d’un canal d’irrigation qui aboutit dans le Maryût, mais également au plus près du chenal de connexion à la mer (cas de la passe El-Maadieh dans la lagune d’Idkou). Cependant, chaque thanatocoenose peut associer des faunes anciennes et/ou remaniées à la faune la plus récente. Dans la lagune Manzalah (est du delta du Nil), la salinité a diminué en moyenne de 7,8 ‰ à 3,6 ‰ entre 1963 et 1973 (Shaheen et Yosef, 1978), due à la hausse des entrées d’eaux douces avec l’artificialisation intense du réseau d’irrigation après la mise en œuvre du haut barrage d’Assouan en 1964. E.G. Reinhardt et al. (1998) ont montré, en utilisant le rapport isotopique du strontium, que les thanatocoenoses d’échantillons de surface prélevés dans la lagune de Manzalah associent des faunes lagunaires sensu stricto antérieures à 1964 à des faunes d’eaux douces plus récentes. La signification écologique des assemblages de surface expriment donc une moyenne des conditions écologiques ayant prévalu pendant au moins cinquante ans. Cette faible résolution temporelle ne permet pas de mettre en évidence des changements hydrologiques rapides mais elle reste supérieure au pas temporel de prélèvement des associations fossiles échantillonnées par carottage et elle reste pertinente pour l’étude des variations holocènes de l’hydrologie du Maryût.

Biofaciès sédimentaire holocène du lac Maryût

15Nous présentons la séquence biosédimentaire enregistrée au point M12 qui se situe actuellement dans la partie la plus déprimée du Maryût, 4,5 m sous le niveau de la mer. C’est également la séquence holocène la plus dilatée, qui atteint 9 m d’épaisseur. Nous nous focalisons ici sur les sept premiers mètres, couvrant une période de plus de 4000 ans, au-dessus du substrat ante-holocène non consolidé (fig. 4). La succession stratigraphique décrite au point M12 se retrouve systématiquement dans tous les carottages étudiés. Elle traduit l’histoire environnementale du lac Maryût.

Fig. 4 – Colonne stratigraphique et assemblages faunistiques du macrobenthos, de l’ostracofaune (*) et des foraminifères (**) du carottage M12.
Fig. 4 – Stratigraphic log Macrobenthos, ostracofauna (*) and foraminifera (**) assemblages, borehole M12.

Fig. 4 – Colonne stratigraphique et assemblages faunistiques du macrobenthos, de l’ostracofaune (*) et des foraminifères (**) du carottage M12. Fig. 4 – Stratigraphic log Macrobenthos, ostracofauna (*) and foraminifera (**) assemblages, borehole M12.

Trois classes d’abondance relative sont représentée  : rare (cercle), abondants (petit rond) et très abondants (gros rond), pour environ 100 g de sédiments tamisés. L’abondance relative des grains de gypse et des fragments de matières organiques est également représentée.
Three categories of relative abundance are represented: rare (circle), abundant (small dot), very abundant (big dot), for around 100 g of bulk sample. Gypsum grains and organic matter fragments relative abundance is also shown in red colour.

Substrat ante-holocène : plaine d’inondation du Nil

16Il s’agit d’un sédiment argilo-limoneux compact, associé à 10 % de sables, composé en totalité de grains de quartz roulés, généralement translucides mais parfois tâchés. De fréquentes tâches orangées parsèment la matrice sédimentaire, indiquant des processus d’oxydation. Les quartz sont parfois agglomérés et scellés par un liant calcaire. Nous avons également observé dans la fraction sableuse fine la présence de Cyprideis torosa. Ce faciès sédimentaire a pu être décrit en coupe stratigraphique au point M4 (fig. 5). On y observe un sédiment fin, gris-vert bleuté avec de nombreuses tâches d’oxydation. Dans la partie haute du faciès, sur les trente derniers centimètres, le sédiment y apparaît plus hétérogène, présentant une concentration de concrétions carbonatées dont les formes allongées évoquent des racines. Enfin, le sommet du faciès présente une interface très franche avec le dépôt coquillier qui le surmonte. Ces différents éléments mettent en évidence le caractère émergé de ce faciès et supposent la formation d’un paléosol précédant la mise en eau holocène du bassin du Maryût. A.G. Warne et D.J. Stanley (1993) ont comparé ce faciès au dépôt de plaine d’inondation du Nil. Z. Chen et D.J. Stanley (1993) ont caractérisé sur l’ensemble du delta du Nil la présence sous la séquence holocène de boues compactes, correspondant à des dépôts de décantation dans les bassins d’inondation. La présence de Cyprideis torosa implique le caractère légèrement saumâtre et euryhalin de ces bassins peut-être liés à la crue du Nil. Ces boues traduisent l’aggradation de la plaine du Nil et sont datées entre 40000 et 10000 ans B.P.

Fig. 5 – Interface franche entre le dépôt de plaine deltaïque et le biofaciès coquillier C, coupe stratigraphique M4 (situation fig. 1).
Fig. 5 – Sharp contact between floodplain deposit and shelly biofacies C, stratigraphic section M4 (location in fig. 1).

Fig. 5 – Interface franche entre le dépôt de plaine deltaïque et le biofaciès coquillier C, coupe stratigraphique M4 (situation fig. 1). Fig. 5 – Sharp contact between floodplain deposit and shelly biofacies C, stratigraphic section M4 (location in fig. 1).

Barre d’échelle : 1 m.
Barscale: 1 m.

Unité biosédimentaire A : premier faciès coquillier (vers 7 500 ans cal. B.P.)

17L’unité ne mesure que 20 cm d’épaisseur. C’est un sédiment limoneux de couleur gris foncé riche en coquilles. L’assemblage faunistique comprend Cerastoderma glaucum, Hydrobia sp., Ammonia beccarii et Cyprideis torosa. Il s’agit d’une association euryhaline qui a été décrite dans les environnements lagunaires actuels du delta du Nil (Bernasconi et Stanley, 1994). Elle traduit une connexion à la mer du Maryût qui constitue un environnement saumâtre à salinité variable, vraisemblablement en fonction des apports nilotiques. Ce faciès lagunaire témoigne de la mise en eau du bassin du Maryût à l’Holocène, en relation avec la montée relative du niveau marin.

Unité biosédimentaire B : faciès vaseux pauvre en faune (entre 7 500 et 4 900 cal. B.P.)

18L’unité B est constituée d’un sédiment limoneux de couleur gris foncé, compact et très homogène sur 4 m d’épaisseur. Ce sont des vases de décantation déposées dans un environnement particulièrement calme. La faune y est très rare, seulement représentée par Cyprideis torosa et Ammonia beccarii. Les deux espèces sont collectées tout le long de la séquence (en faible abondance, une dizaine d’individus pour 100 g de sédiments tamisés) tandis que ponctuellement, Hydrobia sp., et plus rarement Cerastoderma glaucum, complètent l’association. La fraction sableuse, qui ne représente qu’une proportion très faible du sédiment (toujours < 5 %), est caractérisée par la présence de gypse. Il est composé majoritairement de cristaux lenticulaires discoïdaux ou prismatiques. Beaucoup de ces cristaux se sont développés autour d’un matériel sédimentaire différent, qu’il s’agisse de petits grains détritiques, de tests d’ostracodes, de pellets ou d’agrégats détritiques variés (fig. 6). Ces différents types de grains ont constitué des nuclei autour desquels la croissance cristalline s’est organisée. En conséquence, ce gypse a cristallisé à partir des saumures interstitielles, à l’intérieur d’un sédiment détritique fraîchement déposé. Cet environnement, s’il reste caractéristique d’un milieu paralique, ne permet pas le développement d’une biomasse importante et traduit un milieu beaucoup plus confiné et contraignant que le précédent.

Fig. 6 – Croissance de cristaux de gypse autour de particules exogènes, biofaciès B.
Fig. 6 – Gypsum cristal growth around exogenous particles, biofacies B.

Fig. 6 – Croissance de cristaux de gypse autour de particules exogènes, biofaciès B. Fig. 6 – Gypsum cristal growth around exogenous particles, biofacies B.

Barre d’échelle : 2 mm.
Barscale: 2 mm.

Unité biosédimentaire C : deuxième faciès coquillier (entre 4 900 et ~3 100 ans cal. B.P.)

19Ce second faciès coquillier apparaît à -7,8 m et est identifié sur 3 m d’épaisseur. Il est caractérisé par l’explosion de l’abondance faunistique. En moyenne, le nombre de Cyprideis torosa passe d’environ 10 à plus de 1 000 individus pour 10 g de sédiments. Cette augmentation de la densité faunistique est également vérifiée pour Cerastoderma glaucum et Ammonia beccarii, moins pour Hydrobia sp. Le ballast et les sables, qui représentent entre 15 % et 30 % du sédiment total, sont totalement d’origine biogène. Quelques espèces telles que Scrobicularia plana, Loripes sp. et Pirenella conica témoignent d’une légère hausse de la biodiversité macro-faunistique. Le milieu reste néanmoins lagunaire. Nous avons eu l’opportunité d’observer en coupe stratigraphique la partie supérieure de ce faciès sédimentaire (fig. 7). Le faciès apparaît très structuré, avec une alternance de dépôts coquilliers et de dépôts de sédiments sans macrofaune. Nous avons réalisé des comptages faunistiques à l’échelle de cette alternance sédimentaire, sur huit niveaux soigneusement échantillonnés (fig. 8). Nous observons une alternance de dépôt sédimentaire quasiment azoïque et de dépôt presque entièrement constitué de coquilles. Celles-ci sont en très bon état de conservation (fig. 9) et les bivalves, essentiellement représentés par Cerastoderma glaucum, sont très souvent en connexion. De plus, la thanatocoenose associe des valves adultes et juvéniles de toutes tailles, entre 2 mm et 30 mm, c’est-à-dire à toutes les étapes de croissance de la coque (fig. 9). Enfin, la structure sédimentaire de ce faciès coquillier a pu être suivie sur plusieurs kilomètres sans interruption le long des berges de canaux de drainage de l’ancien bassin du Maryût aujourd’hui asséché. Le dépôt in situ de ces coquilles répond à des modifications de conditions écologiques à l’échelle de tout le bassin. Le faciès est également présent dans tous les carottages. L’ensemble de ces observations suppose donc l’alternance rapide de deux environnements de dépôt, à l’échelle du Maryût.

Fig. 7 - Partie sommitale du biofaciès coquillier C, structuré par une alternance de dépôts de coquilles et de dépôts limono-argileux pauvres en faune.
Fig. 7 – Top of biofacies C, formed by the alternation of shell deposits and poor fauna silty clay deposits.

Fig. 7 - Partie sommitale du biofaciès coquillier C, structuré par une alternance de dépôts de coquilles et de dépôts limono-argileux pauvres en faune. Fig. 7 – Top of biofacies C, formed by the alternation of shell deposits and poor fauna silty clay deposits.

Coupe stratigraphique M3 (situation fig. 1). Echelle représentée par la pièce de monnaie (2 cm).
Stratigraphic section M3 (location in fig. 1). Coin gives scale (2 cm).

Fig. 8 – Assemblages faunistiques du macrobenthos, de l’ostracofaune (*) et des foraminifères (**) dans le biofaciès coquillier C, coupe stratigraphique M3 (voir fig. 7).
Fig. 8 – Macrobenthos, ostracofauna (*) and foraminifera (**) assemblage in biofacies C, stratigraphic section M3 (see fig. 7).

Fig. 8 – Assemblages faunistiques du macrobenthos, de l’ostracofaune (*) et des foraminifères (**) dans le biofaciès coquillier C, coupe stratigraphique M3 (voir fig. 7). Fig. 8 – Macrobenthos, ostracofauna (*) and foraminifera (**) assemblage in biofacies C, stratigraphic section M3 (see fig. 7).

Trois classes d’abondance relative des espèces sont représentées : quelques individus (cercle), plus de 10 individus (rond noir) et plus de 100 individus (gros rond noir), pour environ 100 g de sédiments tamisés. Le biofaciès C est caractérisé par l’alternance de niveaux coquilliers et de niveaux très pauvres en faune, similaire au biofaciès B.
Three categories of species relative abundance are represented: some individuals (circle), > 10 individuals (black dots), > 100 individuals (big black dots), for about 100 g of bulk sample. Biofacies C is characterised by the alternation of rich-shelly and poor-shelly (similar to biofacies B) stratigraphic level.

Fig. 9 – Ballast biogène d’un dépôt coquillier (biofaciès C).
Fig. 9 – Shelly deposit (biofacies C) in coarse biogenic fraction.

Fig. 9 – Ballast biogène d’un dépôt coquillier (biofaciès C). Fig. 9 – Shelly deposit (biofacies C) in coarse biogenic fraction.

La macrofaune est très largement dominée par Cerastoderma glaucum. Les coquilles sont en bon état de conservation. Avant tamisage, une part importante se trouve en connexion. L’assemblage associe adultes et juvéniles.
Macrofauna is largely dominated by Cerastoderma glaucum. Shells are well conserved. Before sieving, most valves connected were attached. The assemblage includes adults and juveniles.

Modèle d’âge de la séquence sédimentaire holocène du lac Maryût

Variation du taux de sédimentation

20Le diagramme âge-profondeur de la séquence holocène du Maryût est reporté dans la fig. 10. La multiplication de datations mesurées aux interfaces sédimentaires permet de caler précisément la chronologie des trois biofaciès. L’apparition de la lagune du Maryût est datée entre les périodes 7 844-7 959 (M10) et 7 420-7 506 (M9) années cal. B.P. L’interface entre les biofaciès B et C est datée dans l’intervalle 4628-4968 années cal. B.P. Enfin, le sommet du faciès C se dépose dans la période 3071-3458 années cal. B.P. L’ensemble des datations permet d’estimer les taux de sédimentation apparents (fig. 10). Le faciès B pauvre en faune présente un taux de sédimentation compris entre 2,1 ± 1,2 et 3,4 ± 2 mm/a contre 0,45 ± 0,25 à 0,55 ± 0,3 mm/a pour le faciès coquillier C. Cette baisse ne peut pas être directement associée à la montée du niveau marin, dont la décélération est beaucoup plus précoce, entre 7 000 et 6 000 cal. B.P. (Lambeck et Purcell, 2005 ; fig. 10). Cette diminution du taux de sédimentation, qui est directement corrélée à l’apparition du biofaciès C, peut avoir deux causes. D’une part, elle pourrait correspondre à des processus de compaction affectant principalement la partie riche en coquilles de la séquence, par des réorganisations post-sédimentaires du ballast biogène. D’autre part, elle peut surtout résulter de la réduction de la charge solide de la branche Canopique à partir de 4 700 ans cal. B.P., qui serait corrélée à la diminution amont de la charge liquide du Nil à cette époque (Woodward et al., 2007), induisant une hausse des influences marines dans le Maryût.

Chronostratigraphie haute résolution des alternances dans le biofaciès C

21Les alternances limons/coquilles du biofaciès C supposent des changements rapides d’environnements. La coupe stratigraphique M4 comprend la totalité du faciès C, sur 1,25 m d’épaisseur. Quatre datations radiocarbone permettent d’estimer un taux de sédimentation régulier de l’ordre de 0,8 ± 0,10 mm/a (fig. 10). On ne peut décrire et compter les alternances du biofaciès C que sur de petites portions, car des processus de remaniement ont mélangé les coquilles et les dépôts de limons. Quand la microstratification est bien conservée (sections M3, M4, M5, M5b et appliquant le taux de sédimentation ci-dessus, son temps apparent de dépôt est de 20 ± 5 ans. On peut en déduire que l’alternance des limons et des coquilles ne constitue pas un enregistrement saisonnier de la crue du Nil. Chaque niveau de coquilles surmonté d’un niveau de limon constitue une paire dont le temps apparent de dépôt est de 45 ± 6 ans (n = 39). Ce cycle biosédimentaire pourrait correspondre à une variabilité hydrosédimentaire du Nil.

Fig. 10 – Diagramme âge-profondeur des fonds lagunaires du Maryût et niveau marin holocène (Lambeck et Purcell, 2005).
Fig. 10 – Age versus depth diagram of Maryut lagoon bottom and late Holocene sea level (Lambeck and Purcell, 2005).

Fig. 10 – Diagramme âge-profondeur des fonds lagunaires du Maryût et niveau marin holocène (Lambeck et Purcell, 2005). Fig. 10 – Age versus depth diagram of Maryut lagoon bottom and late Holocene sea level (Lambeck and Purcell, 2005).

Le biofaciès A est apparu bien plus épais dans le carottage M9 (1,5 m contre environ 20 cm pour M8 et M12). L’âge radiocarbone du sommet de ce faciès est proche de celui de la base (respectivement 6 540 contre 6 545 ± 30 B.P.). Sur la coupe stratigraphique M6, la datation d’une coquille prélevée à -4 m sous le niveau de la mer dans le faciès coquillier C, indique un âge apparent de 6 323-6 501 cal. B.P. Les deux coquilles ne se sont pas déposées in situ et indiquent des processus de remaniement sédimentaire. Exceptés ces deux exemples, l’exhaussement des fonds lagunaires apparaît sans discontinuité (hiatus, érosion) pour la période étudiée.
Biofacies A is thicker in coring M9 (1.5 m against around 20 cm in M8 and M12). Top of the deposit records the same radiocarbon age as the base (respectively 6540 against 6545 ± 30 B.P.). In the stratigraphic section M6, a shell sampled 4 m below mean sea level inside biofacies C has been dated at 6,323-6,501 cal. B.P. This is the result of reworking processes. With the exception of these two examples, lagoon bottom accretion does not record a discontinuity (as sedimentary hiatus or erosion) during the period considered.

Discussion

22L’étude de la séquence sédimentaire du lac Maryût entre ~8000 et ~3200 ans cal. B.P. met en évidence un milieu qui a toujours été lagunaire. La dépression du Maryût n’a jamais été une baie marine. L’ensemble de la séquence étudiée est caractérisée par l’assemblage du bivalve Cerastoderma glaucum, du gastéropode Hydrobia sp., du foraminifère Ammonia beccarii et de l’ostracode Cyprideis torosa. Dans la classification de J.-M. Pérès et J. Picard (1964), cet assemblage est associé à un environnement lagunaire euryhalin, que nous avons également caractérisé dans les environnements sub-actuels. Il caractérise un milieu saumâtre qui est soumis conjointement aux influences de la mer et du Nil. En comparaison avec les biofaciès actuels, aucune faune d’eau douce ou faiblement saumâtre n’est présente dans les biofaciès fossiles, indiquant des influences continentales moins marquées qu’aujourd’hui. Nous présentons ci-dessous une synthèse qui met en comparaison la variation hydrologique du Nil, la montée relative du niveau marin et l’évolution du bilan hydrologique du Maryût. L’analyse permet de qualifier la part dominante des influences marines et continentales qui ont contrôlé la dynamique écologique de la lagune.

~8 000 - ~7 500 ans cal. B.P., transgression marine

23La sédimentation du Maryût commence vers 7 700 ans cal. B.P., en relation avec le maximum de la transgression marine holocène, daté dans l’ensemble du delta du Nil à cette époque (Stanley et Warne, 1993). Notre étude permet de préciser la mise en eau du Maryût, jusqu’à présent estimée vers 6 000 ans B.P. (Warne et Stanley, 1993 ; Goodfriend et Stanley, 1996). Les autres lagunes du delta du Nil se développent dans un contexte géomorphologique différent. Elles se positionnent au-dessus de sables infralittoraux, en arrière de cordons sableux qui s’appuient sur les lobes deltaïques des branches du Nil. La mise en place de ce modèle géomorphologique lobe-cordon-lagune se déroule entre 8 000 et 6 500 ans B.P., en relation avec la décélération de la remontée du niveau de la mer (Stanley et Warne, 1993). A la marge nord-occidentale du delta du Nil, les cordons fossiles datant du Pléistocène et le lobe deltaïque Canopique constituent une configuration spécifique qui favorise un environnement lagunaire dès le maximum de transgression marine vers 8 000 ans B.P. Le Maryût est donc la lagune la plus ancienne du delta.

~7 500 - ~4 800 ans cal. B.P., vers un confinement en arrière du cordon littoral

24D’abord ouvert aux influences marines, le Maryût va se fermer dès 7 500 ans cal. B.P., bien que la vitesse de montée du niveau marin reste importante (Lambeck et Purcell, 2005). Entre 7 500 et 5 000 ans B.P., Z. Chen et al. (1992) ont mis en évidence, à l’est de la branche Canopique, un biofaciès vaseux peu coquillier et riche en matières organiques qui constitue un vaste marécage d’eau douce, en arrière d’un puissant cordon littoral. A l’échelle du delta du Nil, cette période est aussi caractérisée par la continentalisation des milieux lagunaires, en relation avec l’engraissement et la progradation des cordons littoraux (Stanley et Warne, 1993). La décélération de la montée relative du niveau de la mer est considérée comme le facteur essentiel de la progradation littorale, mais elle n’aurait commencé qu’à partir de 6 700 ans cal. B.P. (fig. 10 ; Lambeck et Purcell, 2005), soit environ 800 ans après le confinement du Maryût. Cela traduit soit des imprécisions chronologiques, soit de forts apports sédimentaires du Nil Canopique, qui contrebalancent précocement la montée relative du niveau marin.

Impact de l’aridification du climat dans le bassin-versant du Nil sur l’hydrologie du Maryût à partir de ~4 800 ans cal. B.P.

25La séquence sédimentaire du Maryût a enregistré une modification environnementale importante entre les faciès B (faciès pauvre en faune) et C (deuxième faciès coquillier). Les assemblages lagunaires déterminés peuvent être classés selon l’échelle relative de confinement définie par O. Guelorget et J.-P. Perthuisot (1983), correspondant au taux de renouvellement par les eaux de mer d’un bassin paralique. Nous avons résumé dans le tab. 3 les paramètres écologiques qui permettent d’associer un degré de confinement à un environnement de dépôt, et nous l’avons appliqué aux deux biofaciès de la séquence étudiée. Ainsi, la variation entre le faciès B et le faciès C peut être associée à une diminution du confinement du Maryût, c’est-à-dire à une hausse du taux de renouvellement de la lagune par les eaux marines. Le faciès B correspond au degré de confinement V. Il constitue un cas intermédiaire entre les sebkhas 1 (Se1) et 2 (Se2) des environnements actuels étudiés (fig. 2 et fig. 3). Ces milieux, où la précipitation de gypse est abondante, sont de petits bassins confinés dans lesquels l’évaporation concentre les saumures, tandis que la faune diminue en quantité, voire disparaît. Le faciès C est associé au degré de confinement IV et indique une hausse des influences marines. L’apparition d’espèces à affinité marine dans les carottages M9 et M8 témoigne d’une diminution du confinement, moins prononcé en direction du domaine marin et de la baie d’Aboukir (fig. 1). G.A. Goodfriend et D.J. Stanley (1996) ont mesuré le 13C de coquilles de Cerastoderma glaucum prélevées dans ce faciès C (S79, localisation fig. 1). Ils montrent que les valeurs s’échelonnent entre -0,4 ‰ et +1,7 ‰, indiquant la nature franchement marine des eaux dans lesquelles se sont formées ces coquilles. Des analyses préliminaires portant sur la détermination des assemblages de diatomées tendent à confirmer ces résultats.

Tab. 3 – Essai de caractérisation de la zone de confinement des biofaciès du Mariout
Table 3 – Attempt to define the confinement zone IV or V of Maryut biofacies.

Tab. 3 – Essai de caractérisation de la zone de confinement des biofaciès du MarioutTable 3 – Attempt to define the confinement zone IV or V of Maryut biofacies.

D’après la définition de O. Guelorget et J.-P. Perthuisot (1983).
After the definition of O. Guelorget and J.-P. Perthuisot (1983).

26A partir de ~4 800 ans cal. B.P., on note donc une ouverture du Maryût aux influences marines. Bien que le niveau marin soit relativement stabilisé (Lambeck et Purcell, 2005), on n’observe pas de continentalisation de l’environnement. Cette évolution originale peut être le corollaire de la diminution des apports hydrosédimentaires du Nil à cette époque. En effet, d’un point de vue paléohydrologique, la fin de la Période Africaine Humide se traduit par l’aridification du Sahara à partir de 5 500 ans cal. B.P. (Ritchie et al., 1985 ; Kröpelin et al., 2008). L’aridification sur le bassin-versant du Nil est notamment identifiée par 1) une diminution rapide des niveaux des lacs éthiopiens vers 5 600-5 500 ans cal. B.P. (Telford et Lamb, 1999 ; Chalié et Gasse, 2002 ; Marshall et al., 2009), 2) la baisse des débits liquides autour de 5 000 cal. B.P. (Said, 1993 ; Woodward et al., 2007), 3) la baisse significative de la hauteur de la crue du Nil en Egypte entre 5 000 et 4 750 ans cal. B.P. (Bell, 1970), 4) la réduction de la couverture végétale dans les hautes terres éthiopiennes dans le contexte de la migration vers le sud de la zone de convergence intertropicale qui induit la réduction de la mousson africaine (Krom et al., 2002 ; Fleitmann et al., 2007) et 5) l’assèchement vers 4 700 ans B.P. du Wadi Howar, ancien affluent important du Nil (Pachur et Kröpelin, 1987 ; Kröpelin et Soulié-Marsch, 1991 ; fig. 11). Cette aridification sur le bassin-versant du Nil, qui commence dans le courant du VIe millénaire B.P., induit un double impact sur l’évolution du delta :

27- La diminution des apports hydrosédimentaires peut être reliée à l’évolution des formes littorales dans le courant du Ve millénaire. Le Maryût devient un bassin plus ouvert sur la mer vers 4 800 ans cal. B.P. Une telle ouverture du milieu au domaine marin est également identifiée en rive droite de la branche Canopique, avec le passage d’un marécage d’eau douce à un bassin lagunaire entre 5 000 et 4 500 ans B.P (Chen et al., 1992). La forme du delta enregistre cette métamorphose hydromorphologique par la transition d’un delta de type fluvial à un delta dominé par la houle autour de 4 000 ans B.P. (Stanley et Warne, 1993). Les apports sédimentaires à la mer diminuent et ne sont donc plus prédominants dans la construction de la morphologie littorale deltaïque.

28- Les taux de sédimentation diminuent dans le Maryut de ~2,5  mm/a à ~0,5 mm/a à partir de 4 800 ans cal. B.P., en cohérence avec la réduction des débits liquides à l’échelle du bassin-versant du Nil. Dans l’est du delta, W. Andres et J. Wunderlich (1992) déterminent, en milieu fluvial, une baisse comparable de la sédimentation clastique nilotique entre 4 800 et 4 000 ans B.P. H.E. de Wit (1993) calcule une diminution de moitié des taux de sédimentation entre 5 000 et 4 500 ans cal. B.P. dans la plaine deltaïque orientale. La réduction apparente des débits du Nil s’accompagne ainsi d’une diminution des apports sédimentaires qui pourrait être relié à une diminution de la compétence du chenal. B. Devillers (2008) et N. Greenbaum et al. (2000) ont décrit une diminution des taux de sédimentation à proximité du niveau de base en réponse à l’aridification du bassin-versant, dans les régions de Chypre et du désert du Néguev en Israël, respectivement.

29On note donc l’existence d’un temps de réponse entre l’aridification du bassin-versant du Nil, initiée dans le courant du VIe millénaire et la métamorphose littorale du delta, observée dans le courant du Ve millénaire avant le présent. Cette interprétation des transformations environnementales du Maryût par un forçage climatique néglige la prise en compte du facteur subsidence. L’affaissement du bassin pourrait affecter son bilan hydrologique, dépendant à la fois du Nil et de la mer. De nouvelles investigations sont nécessaires pour caractériser la mobilité verticale de cette marge deltaïque. D.J. Stanley et M.A. Toscano (2009), qui ont synthétisé les données actuellement disponibles sur la subsidence de la marge littorale du delta, montrent que les processus en cause sont variés et d’amplitude variable spatialement et temporellement. En revanche, la diminution des taux de sédimentation et les transformations des formes littorales décrites ci-dessus paraissent fonctionner à l’échelle du delta, en réponse à un changement macro-régional sur le bassin-versant du Nil.

4 800-3 200 ans cal. B.P., période d’instabilité du Nil ?

30Les milieux paraliques sont des environnements à forte productivité biologique (Guelorget et Perthuisot, 1983). L’abondance et la forte densité spatiale des faunes du faciès C en sont un bon exemple fossile (fig. 7). Le dépôt de cette paléofaune s’est fait in situ et a impliqué toutes les classes d’âges. Il est surmonté chaque fois par des vases au sein desquelles la macrofaune est absente et la microfaune très éparse (fig. 7 et fig. 8). Cette alternance de faciès 1) implique la mort et le dépôt des coques qui tapissent les fonds lagunaires et 2) affecte brutalement la production biologique. Les niveaux limoneux pratiquement azoïques sont à rapprocher du biofaciès B, qui présentent les mêmes particularités et dont nous avons souligné le caractère confiné de son environnement. La structure du dépôt implique l’alternance de conditions confinées et de conditions plus ouvertes sur la mer.

31Une revue de la littérature traitant des extinctions en masse de la coque, observées actuellement dans divers milieux paraliques, permet de faire l’inventaire des causes possibles relatives à ces « crises » biologiques (tab. 4). Il apparaît que l’extinction en masse de la coque est fréquemment observée dans un contexte de déplétion en oxygène. Cependant, le parasitisme, la température, l’émersion, une très forte dessalure et la turbidité des eaux sont également des causes possibles. Le faciès C n’a jamais été décrit dans les séquences stratigraphiques holocènes du delta du Nil. La double situation marginale du Maryût, confiné en arrière d’un paléocordon pléistocène et en position distale vis-à-vis des crues du Nil, peut expliquer les conditions particulières de la sédimentation. Nous proposons le mécanisme suivant pour expliquer l’instabilité de l’environnement du faciès C. En période prolongée de bas niveaux relatifs du Nil (à l’étiage et en crue), les influences marines prédominent dans le bassin du Maryût et se développent une faune lagunaire abondante, parfois associée à des espèces anecdotiques d’affinités marines confirmant l’existence d’une connexion avec la baie d’Aboukir. Lors de plusieurs crues importantes du Nil, les apports marins deviennent mineurs et le milieu se continentalise. D’abondants apports sédimentaires fins entraînent l’enfouissement rapide de la macrofaune, par ailleurs peut-être asphyxiée par la turbidité des eaux. Dans les parties les plus profondes du bassin, la superposition des eaux douces du Nil sur les eaux saumâtres de la lagune peut produire une stratification conduisant à l’anoxie des fonds lagunaires. La structure du dépôt serait ainsi en premier lieu contrôlée par l’activité du Nil. Il s’agit d’un mécanisme de substitution de masses d’eau au niveau littoral, par pénétration de l’eau de mer lorsque les apports nilotiques sont faibles.

Tab. 4 – Revue bibliographique des facteurs d’extinctions de masse de la macrofaune benthique paralique à Cerastoderma sp.
Tab. 4 – Bibliographic review of mass extinction factors of paralic benthic macrofauna that comprises Cerastoderma sp.

Tab. 4 – Revue bibliographique des facteurs d’extinctions de masse de la macrofaune benthique paralique à Cerastoderma sp. Tab. 4 – Bibliographic review of mass extinction factors of paralic benthic macrofauna that comprises Cerastoderma sp.

32La structure du biofaciès C est initiée vers 4 800 ans cal. B.P. Au cours de cette période, le niveau marin relatif peut être considéré comme stable et comme un forçage secondaire. En revanche, quelques auteurs ont déjà insisté sur l’instabilité du Nil pour cette période. F.A. Hassan (1996) caractérise cette période par une augmentation de l’amplitude des fluctuations des débits du Nil. B. Bell (1971) a rendu compte de deux épisodes de très bas niveaux du Nil, entre 4 130 et 4 080 ans cal. B.P. puis entre 3 950 et 3 940 ans cal. B.P., par l’interprétation de textes anciens relatant de nombreuses famines. La branche Canopique, qui connaît une phase de défluviation vers l’ouest avant de reprendre sa position initiale entre 4 000 et 3 000 ans B.P. (Chen et al., 1992), apparaît particulièrement mobile et instable. La part respective des apports sédimentaires du Nil Blanc et du Nil Bleu, mesurée dans un carottage du delta du Nil par le rapport isotopique du strontium, devient fluctuante au cours de cette même période (Krom et al., 2002). La lagune du Maryût semble enregistrer un régime hydrologique plus contrastée du Nil à partir de 4 700 cal. B.P. Cependant, il se peut qu’une telle variabilité existait déjà pour la période précédente, mais qu’elle n’ait pas été enregistrée dans le contexte d’un bilan hydrologique global plus largement dominé par le Nil. Enfin, la stratification de ce biofaciès C ne correspondrait pas à l’enregistrement varvé lié la saisonnalité du débit du Nil. Le temps apparent de dépôt d’un niveau limoneux est de 20 ± 5 ans (n = 40) et celui d’un couple limons-coquilles de 45 ± 6 ans (n = 39). Faut-il en déduire l’existence d’une cyclicité hydroclimatique du Nil d’une période de 40 à 50 ans ?

Conclusions

33Nous avons étudié la séquence stratigraphique holocène du lac Maryût, bassin lagunaire à la marge distale du delta du Nil. Les biofaciès ont été interprétés par analogie avec les assemblages actuels et la chronologie de leur succession résulte de 27 datations radiocarbone. Nous mettons en évidence la dynamique environnementale suivante :

34- La mise en eau du Maryût a lieu entre ~8 000 et ~7 500 ans cal. B.P. Elle est contemporaine du maximum de l’ingression marine et du ralentissement de la remontée du niveau marin relatif. Le bassin n’a jamais été une baie marine mais enregistre en continu la présence d’un environnement lagunaire. Ce démarrage de la sédimentation holocène sur la marge occidentale du delta du Nil est plus précoce, de près de 2 000 ans, que ne le supposaient A.G. Warne et D.J. Stanley (1993).

35- Le biofaciès B traduit le confinement de la lagune associé à la progradation du delta du Nil. Cet environnement confirme la prédominance des apports du Nil dans le bilan hydrologique du Maryût entre ~7 500 et ~4 800  ns cal. B.P.

36- À ~4 800 ans cal. B.P., la séquence enregistre un changement environnemental caractérisé par une ouverture du bassin aux conditions marines, que nous associons à la diminution des débits du Nil dans un contexte climatique d’aridification.

37- Ce changement va initier une phase d’instabilité hydrologique de la lagune entre ~4 800 et ~3 200 ans cal. B.P., caractérisé par un faciès stratifié traduisant la variabilité des débits du Nil pendant cette phase, selon une périodicité semi-séculaire. Cet enregistrement ouvre de nombreuses questions et perspectives d’ordre paléohydrologique et paléoclimatique.

Les auteurs remercient le CEAlex (CNRS, USR 3134) pour avoir fourni l’essentiel du soutien logistique nécessaire à la réalisation des campagnes de terrain. Nous remercions également son service topographique qui a pourvu aux besoins cartographiques de cette étude. M. Torab (université d’Alexandrie) a été un soutien essentiel à l’élaboration et la réalisation de toute la campagne de terrain. Les trois correcteurs anonymes sont également remerciés pour leurs remarques constructives. Le projet a été financé par le programme d’échange franco-égyptien IMHOTEP, l’ANR PALEOMED et le programme de datation ARTEMIS-INSU.

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Annexe

Abridged English version

Deltaic lagoons deposits provide excellent sedimentary records of both marine and fluvial dynamics during the Holocene. For the Nile Delta, D.J. Stanley and A.G. Warne (1993) have elucidated the main phases of Holocene coastal evolution. Here we present new biosedimentological data from radiocarbon-dated cores on the northwestern margin of the Nile Delta (fig. 1; Warne and Stanley, 1993; Chen et al., 1992). This area has been occupied by the Maryut lagoon since ~8,000 years cal. B.P. We analysed environmental changes recorded within the lagoon’s sedimentary sequence until ~3,200 years cal. B.P. Our data record the interaction between both marine and fluvial inputs in the lagoon’s hydrological budget, and refine the timing of these changes. 8,000

Ten cores were recovered in the ancient lagoons of Maryut and Aboukir (fig. 1). Sedimentological and biological markers are used to reconstruct the Maryut’s palaeoenvironmental evolution. A general overview of the scientific literature (Guelorget and Perthuisot, 1983; Bernasconi and Stanley, 1994) and the Nile Delta’s present coastal environments (fig. 2 and fig. 3) provide basis necessary to elucidate the palaeoecological conditions of major sedimentary biofacies (fig. 4). Environmental changes are constrained by 27 radiocarbon dates that provide a chronological framework for the Holocene evolution of this deltaic margin (fig. 10).

We identify four major palaeoenvironmental changes in Maryut’s Holocene history:

(i) The lagoon formed during the maximum marine transgression at ~8,000 years cal. B.P. (Stanley and Warne, 1993). In contrast to other areas of the Nile’s coastline, such as at Alexandria, the Maryut basin did not constitute a marine bay environment at this time. Late Quaternary coastal ridges and the Canopic promontory sheltered the area from the open sea.

(ii) Between ~7,500 and ~4,800 years cal. B.P., the second biofacies indicates confined ecological conditions and records the progradation of the western Nile Delta. The lagoon’s hydrological budget was dominated by the Nile in the context of the African Humid Period (Woodward et al., 2007).

(iii) The third biofacies records a more open lagoon until ~3,200 years cal. B.P. Typically, Holocene lagoon sedimentary sequence records progradation of the coastline and environmental changes from marine to fluvial influenced lagoon. Regarding this stratigraphical model, Maryut lake records an original geomorphic evolution, with an opening toward the sea of the lagoonal environment between ~4800 and ~3200 years cal. B.P. Transition towards a lagoon more open to the sea is recorded at ~4,800 years cal. B.P., when the Nile’s discharge was strongly diminished during a period of climate aridification (Bell 1970; Woodward et al., 2007). Since many archives in the Nile basin and eastern Sahara record this climate change at about 5,500 years cal. B.P. (Chalié and Gasse, 2002; Marshall et al., 2009), we suggest a possible chronological offset between the Nile basin’s source to sink transfers.

(iv) The change recognised in (3) led to a phase of hydrological instability recorded in the Maryut’s sedimentary sequence. Between ~4,800 and ~3,200 years cal. B.P., we describe the juxtaposition of two biofacies (B and C) with a high, decadal, resolution (fig. 8). These high-frequency environmental changes are attributed to fluctuations in the Nile’s discharge (Krom et al., 2002).

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Croquis des unités géomorphologiques de la marge NW du delta du Nil (Egypte) et position des carottages étudiés.Fig. 1 – Geomorphological map of the northwest Nile Delta in late Holocene time. Position of the cores is also shown.
Légende 1 : rides littorales gréseuses pléistocènes ; 2 : plaine deltaïque NW du Nil ; 3 : désert occidental d’Egypte ; 4 : cordon littoral sableux ; 5 : bassins lagunaires actuels ; 6 : extension des bassins lagunaires pendant l’Antiquité (Warne et Stanley, 1993) ; 7 : principaux canaux actuels ; 8 : voies d’eau Antiques (De Cosson, 1935) ; 9 : défluviation de la branche Canopique entre 4 000 et 3 000 B.P. (Chen et al., 1992) ; 10 : carottage ; 11 : sections ; 12 : carottage (Goodfriend et Stanley, 1996).1: Pleistocene sandstone coastal ridges; 2: NW Nile deltaic plain; 3: Egypt western desert; 4: sandy coastal barrier; 5: current lagoon basins; 6: extension of lagoon basin during Antiquity (Warne and Stanley, 1993); 7: main current canals; 8: ancient canals or branchs (De Cosson, 1935); 9: lateral migration of the Canopic branch between 4,000 and 3,000 B.P. (Chen et al., 1992); 10: core; 11: stratigraphic sections; 12: core (Goodfriend and Stanley, 1996).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/9474/img-1.png
Fichier image/png, 493k
Titre Fig. 2 – Croquis des unités hydrogéomorphologiques et de l’occupation du sol actuelles. Fig. 2 – Present hydrogeomorphological and land features.
Légende Position des échantillons de sédiments de surface. 1 : rides littorales pléistocènes ; 2 : cordon littoral sableux ; 3 : plaine deltaïque NW du Nil ; 4 : désert occidental d’Egypte ; 5 : marges désertiques irriguées ; 6 : bassins en eau ; 7 : bassin peu profond à phragmites ; 8 : fermes piscicoles ; 9 : salines du Mexx ; 10 : sebkhas ; 11 : principaux canaux ; 12 : agriculture ; 13 : agriculture sur marge désertique par irrigation ; 14 : zone urbanisée/industrielle ; 15 : cette étude ; 16 : Bernasconi et Stanley (1993).Position of surface sediment samples in the study area is also shown. 1: Pleistocene coastal ridges; 2: sandy coastal barrier; 3: NW Nile deltaic plain; 4: Egypt western desert; 5: irrigated desertic margin; 6: main basin; 7: shallow water basin with phragmites; 8: fishponds; 9: el Mexx saltmarsh; 10: sebkhas; 11: main canals; 12: agriculture; 13: irrigated agriculture upon desertic margin; 14: urban/industrial area; 15: this study; 16: Bernasconi and Stanley (1993).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/9474/img-2.png
Fichier image/png, 250k
Titre Fig. 3 – Assemblages faunistiques du macrobenthos, de l’ostracofaune (*) et des foraminifères (**) présents dans les environnements actuels de la marge nord occidentale du delta du Nil. Fig. 3 – Modern Macrobenthos, ostracofauna (*) and foraminifera (**) assemblages in the north-western margin of the Nile Delta.
Légende Trois classes d’abondance relative des espèces sont représentées : quelques individus (cercle), plus de 10 individus (rond noir) et plus de 100 individus (gros rond noir), pour environ 100 g de sédiments tamisés. Huit environnements écologiques et géomorphologiques sont caractérisés : baie marine (1), estuaire (2), sebkha littorale (3), lagune sensu stricto (4), lagune à influence continentale (5), lagune à influence continentale et connexion à la mer (6), milieu d’eaux douces (7), et marécage (8). Three categories of species relative abundance are represented: some individuals (circle), > 10 individuals (black dots), > 100 individuals (big black dots), for about 100 g of bulk sample. Eight ecological and geomorphological environments are characterised: marine bay (1), estuarine (2), littoral sebkha (3), lagoon sensu stricto (4), fluvial influenced lagoon (5), fluvial influenced lagoon connected to the sea (6), freshwater (7), and marshlands (8).
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Titre Tab. 1 – Ages radiocarbone et âges calibrés. Tab. 1 – Radiocarbon dates and calibrated ages.
Légende La calibration a été réalisée au moyen du logiciel Calib 5.0 (Stuiver et Reimer, 1993 ; Stuiver et al., 2005) en utilisant le jeu de données de calibration INTCAL09 (Reimer et al., 2009).Calibration was realised using Calib 5.0 software (Stuiver and Reimer, 1993; Stuiver et al., 2005), and INTCAL09 data set (Reimer et al., 2009).
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Titre Tab. 2 – Comparaison des âges radiocarbones d’échantillons de coquilles et de matières organiques d’un même niveau stratigraphique.Table 2 – Comparison between radiocarbon ages of shell and organic matter in samples taken at the same stratigraphic level.
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Titre Fig. 4 – Colonne stratigraphique et assemblages faunistiques du macrobenthos, de l’ostracofaune (*) et des foraminifères (**) du carottage M12. Fig. 4 – Stratigraphic log Macrobenthos, ostracofauna (*) and foraminifera (**) assemblages, borehole M12.
Légende Trois classes d’abondance relative sont représentée  : rare (cercle), abondants (petit rond) et très abondants (gros rond), pour environ 100 g de sédiments tamisés. L’abondance relative des grains de gypse et des fragments de matières organiques est également représentée. Three categories of relative abundance are represented: rare (circle), abundant (small dot), very abundant (big dot), for around 100 g of bulk sample. Gypsum grains and organic matter fragments relative abundance is also shown in red colour.
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Titre Fig. 5 – Interface franche entre le dépôt de plaine deltaïque et le biofaciès coquillier C, coupe stratigraphique M4 (situation fig. 1). Fig. 5 – Sharp contact between floodplain deposit and shelly biofacies C, stratigraphic section M4 (location in fig. 1).
Légende Barre d’échelle : 1 m. Barscale: 1 m.
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Titre Fig. 6 – Croissance de cristaux de gypse autour de particules exogènes, biofaciès B. Fig. 6 – Gypsum cristal growth around exogenous particles, biofacies B.
Légende Barre d’échelle : 2 mm.Barscale: 2 mm.
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Titre Fig. 7 - Partie sommitale du biofaciès coquillier C, structuré par une alternance de dépôts de coquilles et de dépôts limono-argileux pauvres en faune. Fig. 7 – Top of biofacies C, formed by the alternation of shell deposits and poor fauna silty clay deposits.
Légende Coupe stratigraphique M3 (situation fig. 1). Echelle représentée par la pièce de monnaie (2 cm). Stratigraphic section M3 (location in fig. 1). Coin gives scale (2 cm).
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Titre Fig. 8 – Assemblages faunistiques du macrobenthos, de l’ostracofaune (*) et des foraminifères (**) dans le biofaciès coquillier C, coupe stratigraphique M3 (voir fig. 7). Fig. 8 – Macrobenthos, ostracofauna (*) and foraminifera (**) assemblage in biofacies C, stratigraphic section M3 (see fig. 7).
Légende Trois classes d’abondance relative des espèces sont représentées : quelques individus (cercle), plus de 10 individus (rond noir) et plus de 100 individus (gros rond noir), pour environ 100 g de sédiments tamisés. Le biofaciès C est caractérisé par l’alternance de niveaux coquilliers et de niveaux très pauvres en faune, similaire au biofaciès B. Three categories of species relative abundance are represented: some individuals (circle), > 10 individuals (black dots), > 100 individuals (big black dots), for about 100 g of bulk sample. Biofacies C is characterised by the alternation of rich-shelly and poor-shelly (similar to biofacies B) stratigraphic level.
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Titre Fig. 9 – Ballast biogène d’un dépôt coquillier (biofaciès C). Fig. 9 – Shelly deposit (biofacies C) in coarse biogenic fraction.
Légende La macrofaune est très largement dominée par Cerastoderma glaucum. Les coquilles sont en bon état de conservation. Avant tamisage, une part importante se trouve en connexion. L’assemblage associe adultes et juvéniles. Macrofauna is largely dominated by Cerastoderma glaucum. Shells are well conserved. Before sieving, most valves connected were attached. The assemblage includes adults and juveniles.
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Titre Fig. 10 – Diagramme âge-profondeur des fonds lagunaires du Maryût et niveau marin holocène (Lambeck et Purcell, 2005). Fig. 10 – Age versus depth diagram of Maryut lagoon bottom and late Holocene sea level (Lambeck and Purcell, 2005).
Légende Le biofaciès A est apparu bien plus épais dans le carottage M9 (1,5 m contre environ 20 cm pour M8 et M12). L’âge radiocarbone du sommet de ce faciès est proche de celui de la base (respectivement 6 540 contre 6 545 ± 30 B.P.). Sur la coupe stratigraphique M6, la datation d’une coquille prélevée à -4 m sous le niveau de la mer dans le faciès coquillier C, indique un âge apparent de 6 323-6 501 cal. B.P. Les deux coquilles ne se sont pas déposées in situ et indiquent des processus de remaniement sédimentaire. Exceptés ces deux exemples, l’exhaussement des fonds lagunaires apparaît sans discontinuité (hiatus, érosion) pour la période étudiée.Biofacies A is thicker in coring M9 (1.5 m against around 20 cm in M8 and M12). Top of the deposit records the same radiocarbon age as the base (respectively 6540 against 6545 ± 30 B.P.). In the stratigraphic section M6, a shell sampled 4 m below mean sea level inside biofacies C has been dated at 6,323-6,501 cal. B.P. This is the result of reworking processes. With the exception of these two examples, lagoon bottom accretion does not record a discontinuity (as sedimentary hiatus or erosion) during the period considered.
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Titre Tab. 3 – Essai de caractérisation de la zone de confinement des biofaciès du MarioutTable 3 – Attempt to define the confinement zone IV or V of Maryut biofacies.
Légende D’après la définition de O. Guelorget et J.-P. Perthuisot (1983). After the definition of O. Guelorget and J.-P. Perthuisot (1983).
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Titre Tab. 4 – Revue bibliographique des facteurs d’extinctions de masse de la macrofaune benthique paralique à Cerastoderma sp. Tab. 4 – Bibliographic review of mass extinction factors of paralic benthic macrofauna that comprises Cerastoderma sp.
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Pour citer cet article

Référence papier

Clément Flaux, Christophe Morhange, Nick Marriner et Jean-Marie Rouchy, « Bilan hydrologique et biosédimentaire de la lagune du Maryût (delta du Nil, Egypte) entre 8 000 et 3 200 ans cal. B.P. », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 17 - n° 3 | 2011, 261-278.

Référence électronique

Clément Flaux, Christophe Morhange, Nick Marriner et Jean-Marie Rouchy, « Bilan hydrologique et biosédimentaire de la lagune du Maryût (delta du Nil, Egypte) entre 8 000 et 3 200 ans cal. B.P. », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 17 - n° 3 | 2011, mis en ligne le 15 septembre 2013, consulté le 23 mai 2017. URL : http://geomorphologie.revues.org/9474 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.9474

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Auteurs

Clément Flaux

Université de Provence - CEREGE - UMR 6635 du CNRS - BP 80 - Europôle méditerranéen de l’Arbois - 13545 Aix-en-Provence - France (flaux@cerege.fr)

Christophe Morhange

Université de Provence - CEREGE - UMR 6635 du CNRS - BP 80 - Europôle méditerranéen de l’Arbois - 13545 Aix-en-Provence - France (morhange@cerege.fr)

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Nick Marriner

Université de Provence - CEREGE - UMR 6635 du CNRS - BP 80 - Europôle méditerranéen de l’Arbois - 13545 Aix-en-Provence - France (marriner@cerege.fr)

Jean-Marie Rouchy

Département Histoire de la Terre - Muséum National d’Histoire Naturelle - 43, rue Buffon - 75005 Paris, France (rouchy@mnhn.fr)

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Droits d’auteur

© Groupe français de géomorphologie

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