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Les karsts des régions climatiques extrêmes

 | 
Marian Pulina
, 
Jean-Noël Salomon

Première partie. Le karst et les phénomènes karstiques similaires des régions froides

Le karst et les phénomènes karstiques similaires des régions froides

Marian Pulina

Texte intégral

Introduction

1Dans les régions froides de la Terre, les phénomènes karstiques sont très peu connus. Dans les années 1960, on pensait encore qu’il s’agissait de régions où les processus chimiques ne se produisaient qu’à petite échelle et qu’ils n’avaient guère d’importance du point de vue morphologique. De telles opinions se rapportaient non seulement aux territoires typiquement polaires, mais également à ceux se trouvant sous l’emprise des climats tempérés et soumis à l’action d’un pergélisol. Les recherches scientifiques menées dans ces régions, dans la seconde moitié de notre siècle, ont en partie changé cette opinion. Les recherches et les travaux des karstologues français, en particulier les travaux de CORBEL et de son équipe, publiés après leurs expéditions dans le nord de la Scandinavie et au Spitzberg, y ont beaucoup contribué (CORBEL 1955, 1957, 1964 ; CORBEL et GALLO, 1970). Au cours de ces recherches, furent mises en évidence la présence de phénomènes hydrochimiques intenses et l’importance de la dénudation chimique. De même, dans les années 1960, il fut observé une importante dénudation karstique en Sibérie orientale (PULINA, 1968). Les recherches menées au Spitzberg au début des années 1970 et dans d’autres régions soumises au pergélisol, ont prouvé qu'il existait une importante intensité de processus géomorphologiques, et que la valeur de la dénudation chimique y avait atteint une importance équivalente à celle des régions tempérées (PULINA, 1974 ; BIROT et MUXART, 1977).

2Il convient de souligner que de nombreux travaux portant sur l’Arctique russe, en général peu connus en Occident, ont confirmé la présence de formes karstiques actuelles (LOSIEV et al., cité par KORZUYEV, 1961). De même, le développement d’un karst actuel a souvent été observé dans de multiples régions de Sibérie orientale, d’Extrême-Orient et de Russie asiatique, toutes soumises à des conditions climatiques très rudes et au pergélisol (MIDDENDORF, 1861 ; STEVANOVITSH, 1896 ; ZVEREV, 1914 ; d’après KORZUEV et NIKOLAEV, 1957).

3Sur les continents, les zones froides concernent également les hautes montagnes des diverses latitudes. En particulier l’intérêt des Européens et des Américains pour les montagnes de type alpin a permis de constater depuis longtemps l’existence de karsts bien développés, s’expliquant notamment par l’intensité des processus hydrochimiques actuels.

4Des phénomènes similaires aux phénomènes karstiques se développent également dans la glace (cryokarst). C’est un constat avéré non seulement dans les glaciers alpins, mais aussi dans de nombreux glaciers subpolaires. Là, des manifestations cryokarstiques spécifiques se développent tant dans de la neige très ancienne que dans le pergélisol (thermokarst). Dans les régions karstiques englacées depuis peu, il s’agit de processus typiquement glacio-karstiques.

5La connaissance des grottes glaciaires ne date réellement que de la fin du 19ème siècle, notamment grâce aux expéditions des spéléologues français, effectuées au fond des glaciers alpins (MARTEL, 1898 ; FOREL et al., 1898). On a souvent fait observer l’analogie existant entre grottes karstiques et glaciaires. On a également comparé les deux systèmes de circulation d’eaux souterraines en y appliquant les mêmes méthodes de recherches hydrologiques, y compris la coloration à la fluorescéine des eaux intra-glaciaires. Bien plus tard, au milieu du 20ème siècle, on s’est intéressé à la présence des formes similaires aux morphologies karstiques, qui affectent les surfaces des glaciers. En 1966, CLAYTON décrit la présence “d’une topographie karstique’’ sur les glaciers d’Amérique du Nord. Lors de l’expédition dans les glaciers arctiques, organisée à l’occasion de la IIIe Année Internationale de Géophysique (1956-1960), des recherches cryokarstiques furent entreprises qui impulsèrent de nombreuses expéditions glacio-spéléologiques dans différentes régions de l’Arctique.

6La connaissance actuelle des phénomènes karstiques et cryokarstiques se rapporte avant tout aux régions les plus connues de la zone sub-arctique européenne et de l’Amérique du Nord. L’archipel des îles Svalbard, avec sa plus grande île, le Spitzberg, occupe une place particulière. Des manifestations karstiques sur le littoral nord-est du Groenland et de grandes formes cryokarstiques sur les glaciers d’Islande ont été décrites. On a même assez bien étudié les phénomènes cryokarstiques, liés au pergélisol, dans de nombreuses régions de Sibérie, de l’Extrême-Orient et du continent américain.

7Pour l’Antarctique, la connaissance sur les phénomènes karstiques reste dérisoire. Cependant au cours de ces dernières décennies, plusieurs régions de paléokarst ont été découvertes en Antarctique, par exemple dans les montagnes Transantarctiques (MAIRE et LAURENT, 1986). Dans d’autres régions antarctiques (Prince Charles), on a observé l’existence de grandes grottes glaciaires (COATES, 1992). Les glaciers de Patagonie sont également connus pour leurs grandes grottes glaciaires comme celles du glacier Marconi (BADINO, 1992).

8Une grande attention a été accordée aux recherches sur les manifestations du karst et du cryokarst au Pléistocène, et en particulier sur les effets cryokarstiques des glaciations continentales. C’est un problème nouveau, très intéressant sur le plan de la géomorphologie dynamique. Les techniques actuelles permettent désormais d’explorer l’intérieur des glaciers (de 100 à 150 m en dessous de la surface du glacier, sur plusieurs kilomètres, en pénétrant par des gouffres verticaux ouverts en surface). Les photographies aériennes et les images satellitaires permettent d’effectuer une cartographie géomorphologique du relief cryokarstique actuel de ces glaciers. Elles permettent également de comprendre les effets morphologiques des processus cryokarstiques qui se sont produits au Pléistocène sur les continents et dans les glaciers des montagnes.

9Dans ce chapitre, nous essaierons de présenter l’état des connaissances sur les phénomènes karstiques des régions les plus froides de la Terre, à partir d’exemples choisis en Arctique et dans les régions septentrionales de l’Asie, toutes soumises au pergélisol.

I - Le karst et les phénomènes similaires des zones polaires et sub-polaires

A - Les limites

10Les régions soumises aux zones climatiques polaires et sub-polaires s’étendent sur les hautes latitudes, au-delà du cercle polaire (Fig. 1, Fig. 33). Cette limite astronomique ne correspond pas entièrement à l’étendue de la zone sub-polaire et des zones de végétation caractéristiques des régions froides. C’est pourquoi, dans cette publication, nous admettons que la limite de la zone subarctique passe entre les aires de végétation de la toundra et de la taïga. Les zones polaires et sub-polaires, définies de cette manière, englobent de nombreux archipels et îles des mers arctiques, le Groenland, et les littoraux des continents américain et eurasiatique. En Antarctique, à part le continent proprement dit, cela comprend quelques îles et archipels, ainsi que la pointe méridionale de la Patagonie.

11La nuit et le jour polaire sont une spécificité des zones climatiques polaires et sub-polaires, de même que la rudesse du climat qui est à l’origine du pergélisol et des glaciers sur le continent ou bien des couches de glace, permanentes ou saisonnières, sur les mers. Les conditions très rudes du Bassin Arctique et de ses environs sont cependant adoucies par un courant chaud qui pénètre profondément dans l’Arctique, entre le Groenland et l’archipel du Svalbard. Ce courant a provoqué au cours de la dernière décennie un retrait de la barrière de glace marine au-delà du 80° de latitude Nord. La conséquence de ce fait est une activation de la dépression d’Islande qui, même pendant la nuit polaire, pénètre le Svalbard, en apportant des masses d’air à températures relativement douces et des pluies.

12L’affaiblissement de l’anticyclone arctique est un phénomène général qui entraîne des changements climatiques bien connus en Arctique et ayant des conséquences affectant également les continents eurasiatique et américain. Bien sûr, ces faits ne sont pas sans influence sur le régime des glaciers. De plus en plus nombreux sont les glaciers qui passent à l’état de “recul galopant’’et à un régime sub-polaire avec de la “glace chaude” ; ce qui permet par ailleurs aux eaux de mieux circuler, à l’intérieur comme à l’extérieur des glaciers. Ces phénomènes de mouvements brutaux de la glace connus sous le nom anglo-saxon de “surge” (avancée ou recul rapides du glacier) sont également très fréquents.

13Les saisons thermiques de transition, entre l’hiver polaire (printemps) et l’été polaire (automne), se différencient nettement. Des changements météorologiques brusques, dus à une dynamique accrue des masses d’air, deviennent caractéristiques (avec notamment des vents très forts y compris les vents de type de foehn !). L’“océanisation” manifeste du climat provoque l’accroissement des précipitations atmosphériques, notamment au contact entre les dépressions humides et l’anticyclone arctique sec. Ces faits prouvent qu’en Arctique la zone climatique sub-polaire s’élargit au détriment de la zone polaire. Cette constatation est d’une grande importance pour les phénomènes karstiques. En effet, il s’avère que les processus karstiques actuels ne peuvent se développer que dans la zone sub-polaire et au cours de l’été, la partie dégelée du pergélisol (ou “zone active”) permettant aux eaux de s’infiltrer. Dans de nombreuses régions karstiques, le pergélisol est aujourd’hui fort dégradé. Sous les couches profondes de “glace chaude”, il disparaît (fenêtres thermiques), permettant à l’eau issue du glacier de pénétrer directement dans les aquifères karstiques.

B - La spécificité des karsts des régions polaires

14Les phénomènes karstiques et les phénomènes similaires se développent dans des conditions particulières qui demandent un substrat de roches carbonatées et une quantité d’eau suffisante pouvant circuler librement dans les fissures et conduits du karst. Les conditions climatiques qui permettent la circulation des eaux dans les karsts, ne se trouvent que sur les côtes de l’Arctique et de l’Antarctique et dans les régions soumises au climat sub-polaire à caractère climatique océanique. Toutefois, il est toujours possible de rencontrer des aquifères karstiques sous des couvertures glaciaires ainsi qu’en dessous d’une profonde couche de pergélisol.

Figure 1 : La glaciation quaternaire et actuelle de l’hémisphère Nord (d’après LLIBOUTRY, 1975).

15Dans ces régions, l’existence de nombreux affleurements de roches carbonatées et sulfatées est à la base du développement des morphologies karstiques. Celles-ci s’observent sur les bordures des anciennes plates-formes continentales, ainsi qu’au sein des roches métamorphiques du Paléozoïque ancien et du Précambrien (marbres, dolomies cristallines). On les trouve aussi dans les structures calédoniennes et varisques, plus récentes, et assez étendues (calcaires dévoniens, complexe carbonifère gypso-calcaire, roches salines et gypseuses du Zechstein), ainsi que, dans une moindre mesure, dans les roches carbonatées du Trias et du Jurassique. En raison de l’origine tectonique de ces roches, de la présence d’anciennes formes karstiques bien conservées et du karst thermique, elles constituent un substratum suffisant pour permettre une bonne circulation des eaux et l’exercice des processus d’érosion chimique.

16Les glaces continentales et marines constituent également une base favorable au développement de morphologies similaires aux phénomènes karstiques. Il y a cependant une condition : l’eau doit pouvoir pénétrer dans la glace et dans le substrat sous-jacent.

17Ces conditions sont réunies dans de nombreux glaciers évoluant sous climat sub-polaire, ou pendant l’été polaire lorsqu’une quantité importante d’eau, issue de la fonte de neige et de glace, est conduite au fond de la “glace chaude” ou dans la “couche active” du pergélisol.

18Dans l’Arctique, les glaciers sub-polaires sont tous situés dans des régions de roches calcaires ou gypseuses, favorables au développement des phénomènes karstiques. Et c’est la grande quantité d’eaux de fonte, issues des glaciers et pénétrant l’intérieur du karst, qui constitue le moteur fondamental de la genèse des morphologies karstiques. Les phénomènes du glaciokarst sont également bien connus en Arctique.

19Il convient de citer aussi une autre zone de développement des morphologies karstiques en Arctique : les côtes de calcaires et de gypses à karst littoral bien développé. Sur les côtes, le pergélisol est souvent très mince, voire totalement absent, créant ainsi de bonnes conditions pour le développement du karst. En outre, le processus de mélange des eaux marines salées avec des eaux météorologiques faiblement minéralisées et/ou des eaux de fonte, intensifie les processus de dissolution des calcaires et surtout des gypses.

20En Arctique, on rencontre également la présence de phénomènes volcaniques et d’eaux thermales. Les zones où se manifeste le thermokarst sont relativement nombreuses, non seulement dans la zone sub-polaire mais aussi dans celles ou régnent des conditions polaires plus rudes. Les phénomènes karstiques y sont étroitement liés à certains paysages des îles arctiques et du Groenland parmi lesquels on peut distinguer :

211 - Les terrasses marines soulevées, avec une large zone littorale et de grandes surfaces totalement libres de glace. L’influence de la mer et la présence d’une hydrologie karstique bien développée peuvent expliquer la disparition totale ou partielle du pergélisol.

222 - Les montagnes littorales, faiblement recouvertes de glace, coupées de grandes vallées arrivant jusqu’au cœur des îles, et empruntées par des langues glaciaires. Les plus grands glaciers sont en relation avec des coupoles glaciaires, le front des langues glaciaires venant vêler dans la mer. Il existe également de nombreux glaciers locaux avec des cirques taillés dans les montagnes littorales et dont les fronts se terminent sur le continent. Ils forment alors des arcs morainiques élevés, caractéristiques de ces régions et qui sont très détachés du front glaciaire actuel. Sur la surface qui englobe les terrasses marines soulevées, se forment des champs de cônes alluviaux. Entre les glaciers, s’étendent de larges surfaces de terrasses marines soulevées, libres de glace et recouvertes de toundra.

23Les vallées creusées dans les montagnes littorales, et libres de glace, sont également fréquentes. Des formes karstiques, y compris les grottes, peuvent s’y manifester.

243 - L’intérieur des îles est souvent fortement englacé et parfois recouvert d’une coupole de glace (Groenland) ou de restes de coupole (Spitzberg). De hautes crêtes de montagne ou de massifs isolés (nunataks) s’élèvent au-dessus de la glace. Sur les versants, s’écoulent de nombreux glaciers à différents stades de développement. Cela peut aller depuis les glaciers de cirque jusqu’aux glaciers affluents dont les langues se joignent au glacier principal, celui-ci occupant généralement le fond d’une grande vallée.

25Dans la zone sub-arctique, les types de paysages littoraux ne correspondent pas complètement aux clichés connus des îles arctiques. La différence repose avant tout sur le fait que ces régions réagissent différemment aux processus de décompression dus à la fonte de la masse glaciaire au Pléistocène. Il est vrai que sur les côtes, nous avons vu qu’il existait des terrasses marines soulevées ou liées aux oscillations du niveau de l’océan, mais à l’intérieur du continent, le relief est bien différencié et dans de nombreuses régions les glaciers sont absents. Dans les hautes montagnes (Scandinavie, Nord-Ouest de l’Amérique), les conditions climatiques sont plus rudes, caractéristiques d’un climat périglaciaire avec un pergélisol profond et de faibles précipitations. On a donc affaire à des conditions défavorables pour le développement des phénomènes karstiques. Cependant, dans les hautes montagnes, les traits océaniques du climat et la présence de glaciers aident au développement des processus karstiques.

C - La morphologie polaire et l’hydrologie karstique

26Le karst sub-polaire se caractérise par un modelé faiblement développé, faisant penser à un modelé vieilli, hérité de périodes où il était plus accentué. Cependant, il existe de par le monde bien d’autres régions où le modelé est mal dessiné mais qui présente des mésoformes karstiques d’importance.

27D’une manière générale, les macroformes de surface sont absentes. Les modelés glacio-karstiques s’observent surtout dans les cirques glaciaires taillés dans les calcaires avec de nombreuses microformes sur les bords des glaciers. Ces dernières sont assez mal dessinées en raison d’une forte gélivation. Ce type de karst est illustré par des gorges et des petits canyons, situés sur les versants des crêtes et dans les talwegs drainant les petits cirques glaciaires et les niches de nivation. Il existe également des formes de karst pro-glaciaire relativement nombreuses, avec de petites grottes.

28Le karst littoral est une région où les microformes et petites formes rocheuses originales sont bien développées, avec des niches karstiques et des petites grottes. Ce type de karst se développe surtout dans des calcaires compacts et durs, peu fissurés, ou bien encore dans les marbres. Ces secteurs correspondent aussi bien aux étendues actuellement soumises aux marées qu’aux terrasses marines soulevées (paléokarst).

29Le karst du gypse est représenté par des reliefs bien développés avec de grandes dolines affectant souvent les sables et les surfaces des terrasses marines soulevées. On y observe également des vallées sèches, souvent aveugles.

30Le karst polaire se caractérise par une forte circulation des eaux au sein même des massifs carbonatés. Dans de nombreux cas, le développement du réseau de conduits et de fissures karstiques, et sans doute de quelques grottes, est accentué par l’afflux d’eaux thermales. Ces dernières sont liées aux eaux de circulation profonde et sont en général faiblement minéralisées. Mais, il existe aussi des eaux thermo-minérales qui agissent sur le développement des formes exokarstiques (en particulier sur les dolines d’effondrement).

31En profondeur, le karst à genèse thermique est très développé. Les manifestations typiques de cette hydrologie karstique polaire sont les nombreuses captures qui se produisent soit par le détournement direct d’une rivière issue d’une grotte glaciaire par les conduits karstiques, soit par la capture des eaux par le biais de “fenêtres thermiques” se trouvant au pied du glacier. Dans ce deuxième cas, on a affaire à une alimentation de vastes aquifères karstiques situés sous les glaciers ou sous la couche de pergélisol. L’action de ces eaux est favorisée par les conditions morphologiques et tectoniques en particulier sur les fonds des vallées encaissées, sous les parois des massifs calcaires et sur le littoral. Dans ce dernier, cas cela se fait souvent sous forme d’écoulement sous-marin.

32Les formes d’écoulements, les débits et les cycles d’évacuations des eaux sont très variés. Généralement, il s’agit de grosses sources karstiques dont le débit est de l’ordre d’une vingtaine dem3/s et de petites sources dont l’écoulement est d’une vingtaine de 1/s. Les sources froides ne sont actives qu’en été tandis que les sources thermales coulent toute l’année. Le voisinage des sources peut être couvert de dépôts meubles. Il existe également des sources ouvertes où l’eau s’écoule des grands tunnels karstiques. Il convient de noter qu’il existe une interdépendance entre la localisation des sources et les anciennes zones de karstification qui sont souvent recouvertes d’enduits calcitiques (formés à basse température ?). Le fait que le paléokarst se situe audessus des réseaux récents de circulation karstique est certainement l’un des traits caractéristiques du karst polaire.

33Dans les régions de karst polaire, les grottes sont très mal connues car d’une part il y a eu peu d’explorations et d’autre part, dans l’intérieur des îles arctiques, les entrées de grottes sont fréquemment obstruées par la glace, l’épaisseur de cette dernière atteignant jusqu’à une vingtaine de mètres. Par contre on connaît mieux le karst souterrain des montagnes proches du littoral car les conditions climatiques y sont moins sévères, les bouchons de glaces moins fréquents et moins épais, et les grottes y sont donc plus accessibles.

Figure 2 : Esquisse géologique du Spitzberg (d’après Birkenmajer, 1961).

34La connaissance des phénomènes karstiques en région polaire reste néanmoins assez faible notamment en raison de l’absence de très grandes morphologies et de la mauvaise connaissance géomorphologique d’ensemble de ces régions. Par ailleurs, il est souvent difficile de distinguer entre ce qui relève des formes glaciaires et périglaciaires et ce qui relève plus particulièrement du karst. Les phénomènes karstiques ont été observés tout d’abord sur les bordures de l’Arctique, notamment en Scandinavie, dans la partie européenne de l’Arctique russe et dans l’Arctique américain. On les trouve aussi sur nombre d’îles comme dans l’archipel du Spitzberg en particulier sur l’île principale où se sont déroulées des expéditions. Le karst est également présent sur les côtes du Groenland. Enfin nous n’avons guère d’informations sur les karsts actuels de l’Antarctique bien que de nombreuses manifestations paléokarstiques existent.

1 - Les phénomènes karstiques des îles de l’Arctique

a - Les karsts des terrasses marines soulevées de la région du Fiord Hornsund (Spitzberg)

35Dans le sud du Spitzberg, les phénomènes karstiques se développent dans les marbres, les calcaires et les dolomies du Protérozoïque et du début du Paléozoïque, de la série de Hecla-Hoeck. En outre, il existe de petites régions de calcaires jurassiques ainsi que des gypses et des calcaires du Carbonifère et du Permien. Ces roches apparaissent sous forme d’une large bande méridienne, découpant le Spitzberg méridional (Fig. 2).

36Les rives sud et sud-est du Fjord Hornsund sont situées sous les massifs calcaires de Sofiekammen et Tsjebysjovfjellet. Elles sont constituées par des marbres blancs et gris du Paléozoïque inférieur qui servent d’assises à la formation d’un relief littoral original. En contrebas des versants élevés des massifs calcaires, s’étend une étroite bande de littoral occupée par deux niveaux de terrasses marines soulevées (de 1 à 2 m et de 4 à 5 m, respectivement). La terrasse supérieure est limitée par une falaise calcaire comportant de nombreuses niches, des orifices et de petites grottes, souvent remplies de glace. Sur les bords de la terrasse inférieure se dégage tantôt une étroite lanière de plage sableuse, tantôt des îlots et des bosses calcaires formant un terrain typique de skjär ou roches moutonnées. La rive du fjord est souvent affectée par des petites baies et des péninsules rocheuses allongées, accompagnées d’une large bande de skjär. La surface des terrasses est constellée de morphologies rocheuses (rochers calcaires, pinacles, tourettes) et de cônes de déjections ou de gravité (blocs détachés des parois rocheuses) (PULINA, 1997).

Figure 3 : Localisation des terrains karstiques au sud du Spitzberg.

37Ce type de littoral est très fréquent au Spitzberg. Des formes analogues s’observent non seulement sur les rives du fjord Hornsund (notamment au pied des parois de Rasstupet, péninsule de Treskeloden) mais également sur d’autres rives de fjords développées en roche calcaire comme à Bellsund ou sur les côtes du S0rkappland. Lors des expéditions françaises, le même type de littoral a été décrit au Kongsfjord, au Forlandsund et à Isfjord (CORBEL, 1957 ; BARBAROUX et BESSET, 1969 ; MOIGN, 1974). On peut donc admettre que le karst littoral des rivages calcaires du Fjord Horsund est caractéristique des rivages des îles arctiques.

ϕ - Les karsts littoraux du pied du Massif de Sofiekammen

38La plus grande partie de l’étroit littoral au pied du Massif de Sofiekammen est cernée par un escarpement de plusieurs mètres de hauteur, séparant une terrasse marine supérieure (Fig. 3, Fig. 4). Cet escarpement est plus élevé dans sa partie ouest, au sein de la baie de Sofiebogen. Au-dessous de cet escarpement, sous la paroi de Gnälberget, haute de 900 m, se dégage une étroite bande de terrasse inférieure, de quelques dizaines à cent mètres de largeur. Sur cette terrasse s’observent des morphologies rocheuses originales et des entrées de grottes. L’une de ces grottes, parmi les plus grandes, est fermée par un bouchon de glace situé à quelques dizaines de mètres de l’entrée. La surface des calcaires massifs qui arment la partie inférieure de la terrasse est couverte de nombreuses microformes typiques de la zone littorale : cavités diverses, concavités, “baignoires”, etc., (Photo 1).

39Au pied de la terrasse supérieure, sous la paroi de Gnälberget, jaillit la source d’Orvin qui est une grosse source karstique pérenne. Son débit peut être estimé à quelques dizaines de 1/s. Il s’agit d’une source thermale dont la température atteint 10-13°C. Sa composition chimique est caractéristique des eaux carbonatées avec une minéralisation de l’ordre de 160-180 mg/1 (PULINA 1984). La source draine un important bassin d’eaux karstiques venues des roches carbonatées du Massif de Sofiekammen et qui sont coiffées par une couche de pergélisol. Il est intéressant de noter que la zone d'écoulement est en liaison avec une ancienne zone paléozoïque (fines fissures karstiques plus ou moins colmatées d’anciens dépôts et de calcite).

Β - Les karsts des terrasses marines soulevées du Massif de Tsjebysjovfjellet

40Au sein du massif de Tsjebysjovfjellet on peut distinguer trois unités morphologiques, liées étroitement aux phénomènes karstiques :

  • -une surface plate sommitale, couverte de glacier ;

  • -des parois rocheuses abruptes atteignant 700 m de hauteur au niveau du fjord ;

  • -une étroite bande littorale de 500 m environ et des surfaces en dessous des versants, dans la vallée de Gäs.

41Le versant Est du massif, constitué par un abrupt élevé, descend dans la vallée du glacier Körber. Au pied de la paroi coule un ruisseau de marge glaciaire qui disparaît par endroits dans divers points d’absorption.

42Cette étroite bande de littoral ressemble à la région située au pied de Sofiekammen, décrite ci-dessus. Elle se situe au sein des deux terrasses marines dont la plus haute est limitée par un escarpement rocheux qui atteint son altitude maximale entre Göshamma et Stonehengesteinane (Fig. 5).

43Dans la zone littorale, on rencontre des micros et des mésoformes comme celles qui sont observées de l’autre côté du fjord, sous le Sofiekammen. L’escarpement calcaire abonde en cavités et grottes dont la longueur moyenne atteint une vingtaine de mètres. Elles se sont développées là où débouchent les ruisseaux intermittents qui s’écoulent sur la paroi de Rasstupet. À l’est de Hornstullodden, s’étend un terrain de skjar et de péninsules oblongues, couverts de nombreuses microformes.

Figure 4 : Esquisse hydromorphologique du massif de Sofiekammen (été 1973).

Figure 5 : Esquisse hydromorphologique de la partie nord-ouest du massif de Tsjebysjovfjellet (été 1973).

44Dans le littoral NE, au pied de la terrasse supérieure se trouve une zone d’émergences dont le débit, sur le continent, dépasse 0,5m3/s en période estivale mais dans cette même zone, il existe également un écoulement sous-marin évacuant une partie de ces eaux (Photo 2). A terre, l’eau jaillit sous la pression d’un cône d’éboulis situé au pied d’un grand ravin entaillant l’abrupt de Rasstupet. La zone d’alimentation de ces eaux est liée à un écoulement souterrain issu du glacier de Tsjebysjovfjellet qui se trouve sur un plateau sommital (680 m d’altitude) et aux eaux d’infiltration venues du glacier Körber.

45Ces eaux se caractérisent par d’importantes variations de débit. En été, la température de l’eau est proche de 2,5°C et la minéralisation oscille entre 100 et 800 mg/1. Une grande teneur en Cf, ainsi que d’autres caractéristiques physico-chimiques, indiquent que ce sont des sources de type “vrulja” (comme sur la côte Adriatique) avec mélange des eaux karstiques et marines (LESZKIEWICZ, 1982).

b - Les karsts thermaux de la côte du Hilmarfjellet (Sörkappland du sud)

46Au Spitzberg, la plus grande bande de terrains calcaires s’étend dans la partie sud de la côte du Sôrkappland (Fig. 6). Elle se trouve au sein de plusieurs terrasses marines soulevées dont la plus basse (quelques mètres de hauteur) et la plus haute (une vingtaine de mètres) présentent des traits caractéristiques du karst littoral. Dans cette partie centrale de la côte, apparaît une région typique de skjar avec des îlots et des péninsules oblongues. On y observe des microformes karstiques semblables à celles qui affectent les côtes du fjord Horsund. Cependant, dans la partie occidentale, on remarque la présence des mésoformes classiques telles que dolines, ouvalas, vallées à ponors et sources karstiques, poches karstiques périodiquement inondées, etc. Ces formes sont accompagnées d’une hydrographie karstique avec des ponors et des sources ainsi que de réseaux des conduits souterrains marqués en surface par des dolines fermées.

  • 1 M. PULINA (1997) a mené ses recherches dans les années 1973 et 1979 et S.E. LAURITZEN (1992), dans (...)

47Les conduits souterrains débouchent au front et dans la zone marginale orientale du glacier Witkovski ainsi qu’au pied de la terrasse supérieure. Tous se dirigent vers une source centrale située dans une petite vallée ouverte sur la côte. Il s’agit d’une grande source du nom de Trollosen (Photo 3) dont le débit est de plusieurs mVs : en août 1973 il était de 14 m Vs environ et en juillet 1992, de 13 à 15m3/s1. Les conduits karstiques capturent une partie des eaux issues du glacier Witkovski (au pied du front du glacier, il n’y a pas de grande rivière car les eaux disparaissent avant dans les fissures karstiques) ainsi que celles s’écoulant du versant SW de Hilmarfjellet et qui disparaissent dans les ponors du pied de la terrasse supérieure. En 1973, le drainage souterrain du glacier Witkovski fut découvert (PULINA, 1977) et confirmé par les traçages (LAURITZEN, 1996). Les eaux de cette grosse source se caractérisent par une température et une minéralisation variées. En août 1973 et 1979 la minéralisation était de 1,5 à 1,6 g/l et la température de 4°C ; en juillet 1992, elles étaient de 3,9 à 4,1°C et de 1,9 à 3,7 g/l.

48Outre les micros et méso-formes karstiques classiques, on a observé la présence de rochers calcaires originaux, isolés sur un large socle et atteignant jusqu’à une vingtaine de mètres de hauteur. Sur les parois demeurent des fragments de niches d’abrasion et de petites encoches. Le plus souvent, le sommet de ces formes correspond à la surface de la terrasse supérieure. Ces morphologies sont en relation avec les “péninsules” allongées de la terrasse supérieure dont elles sont en quelque sorte les “buttes témoins”. La ressemblance avec les hums des dépressions et vallées des karsts tropicaux est très frappante. La plupart de ces formes affectent aussi la terrasse inférieure située dans la partie orientale de la côte de Hilmarfjellet.

49Dans les secteurs orientaux et centraux de la terrasse inférieure existent de nombreuses sources thermo-minérales avec un débit pouvant aller jusqu’à 50 1/s pour les plus importantes. En août 1973, la température de ces eaux était de quelques degrés à 16,5°C et la minéralisation variait entre 1,1 et 8,5 g/l. L’eau était de type Cl -Ca2+ -HCO3-. L’une des plus grandes sources, située dans la partie Est de la côte, sous le glacier Olsok, dépose un sédiment blanc jaune.

50La genèse de la grande source de Trollosen et la capture souterraine sont liées à l’influence des eaux karstiques thermo-minérales. Les eaux issues du glacier Witkovski sont captées et réutilisent les conduits façonnés par ces eaux thermales. Les propriétés physico-chimiques des eaux de sortie prouvent qu’il y a mélange préalable entre les deux types d’eaux avant leur sortie.

c - Les karsts du gypse de la partie centrale du Spitzberg

51Au Spitzberg, sur les terrains gypseux, les phénomènes karstiques se développent de façon intense malgré la présence du pergélisol et d’un long hiver polaire au cours duquel toute circulation hydrologique de surface disparaît (PULINA, 1992 ; SALVIGSEN et al. 1983 ; ELGERSMA, 1985).

Figure 6 : Esquisse hydromorphologique de la côte d’Hilmarfjellet (étés 1973 et 1979).

52Les manifestations de la karstification s’observent avant tout sous forme d’une circulation hydrologique souterraine particulièrement bien développée qui est indépendante de l’hydrologie de surface. Les zones d’alimentation de ces eaux se trouvent dans les fonds des vallées et dans les cirques glaciaires couverts de glaciers sub-polaires “chauds”, sous lesquels le pergélisol disparaît (fenêtres thermales). En conséquence, certaines vallées englacées et traversées par les bandes de gypse, sont drainées par des conduits karstiques et l’eau est évacuée hors du bassin versant apparent de surface. La présence de conduits karstiques et un intense lessivage chimique des eaux gypseuses, sont à l’origine des morphologies karstiques de la surface. Celles-ci sont illustrées le plus souvent par des dolines et des effondrements karstiques en dessous d’une couverture de matériaux meubles (cryptokarst). Au Spitzberg occidental, le karst du gypse est également en relation avec de nombreux phénomènes hydrochimiques comme les processus de précipitation cryochimique des gypses à partir des eaux issues des sources karstiques.

53Au Spitzberg, le substrat du karst du gypse est constitué par des roches datées du Carbonifère et du Permien appartenant à la série de Hecla-Hoek du Paléozoïque inférieur et du Précambrien (Fig. 2). Ces roches apparaissent en surface, au fond de l’Isfjord (Vallée de Gipsdalen), dans la partie occidentale et aux confins NW de la Terre de Nordenskiold. Là, les gypses et les calcaires affleurent sous forme d’une étroite écharpe découpée par des failles de direction méridienne, entre Grönfjord et la vallée de Linne. Ces affleurements constituent une partie de la crête de partage des eaux, les parties amont des vallées englacées (ex. : le glacier d’Aldegonda) (Photo 4) et le col avec le lac Kongress. En dessous du col, les roches gypso calcaires affleurent sur la rive gauche du lac Linne et à l’embouchure de la vallée. Elles sont recouvertes par les graviers marins d’une terrasse marine soulevée (25 m de hauteur) (Photo 5).

Figure 7 : Phénomènes glaciokarstiques dans la région de Gronfjord. Esquisse de la région.

  • 2 Dans les années 1983-1985, ont été menées des recherches hydrochimiques sur une année entière (PULI (...)

54En Terre de Nordenskiold, les phénomènes karstiques sont liés au captage souterrain des eaux issues des parties supérieures des vallées englacées, situées dans la partie méridionale de la crête de partage. Les eaux sont acheminées vers une grande doline inondée, le Lac Kongress (72 m de profondeur). L’eau du lac est drainée surtout par des sources karstiques (l’écoulement de surface n’opère que pendant les hautes eaux) et acheminée vers la vallée de Linne et vers le Gronfjord. D’autres manifestations karstiques ont été observées à l’embouchure de la vallée de Linne sous forme de dolines développées dans les graviers de la terrasse marine (Fig. 7) dont le diamètre atteint quelques dizaines de mètres et une profondeur de quelques mètres. La plupart sont inondées. On observe sur les affleurements gypseux un processus intense de dénudation chimique attestant de l’origine, plutôt récente, des morphologies karstiques : elles se sont probablement développées depuis l’Holocène, y compris le lac karstique de Kongress2.

d - L’intensité de l’érosion chimique dans les terrains karstiques du Spitzberg

55L'approche de la dénudation chimique des terrains karstiques du Spitzberg a été entreprise pour la première fois par CORBEL (1957, 1964). Les valeurs enregistrées par cet auteur étaient très fortes. Ce sont ces résultats, appuyés sur de simples recherches de terrain, qui avaient amené CORBEL à poser le problème de l’intensité des processus d’érosion en régions froides. Rappelons que, fort de ses mesures, il pensait que la corrosion chimique était supérieure à celle des régions tropicales (CORBEL, 1959). Mais cette hypothèse n’a pas été confirmée lors des recherches ultérieures effectuées dans divers bassins versants englacés ou non, y compris dans celles qui sont choisies dans ce but et situées dans le sud-ouest du Spitzberg, notamment dans le bassin du glacier de Werenskiold et dans le bassin du ruisseau de Fugle.

56Au contraire il a été démontré que l’importance de la dénudation était de plusieurs fois moins importante que celle avancée par CORBEL. Cependant, l’existence de plusieurs processus chimiques intenses jouant un rôle important quant à la dénudation chimique en région polaire n’est pas contestable. Ces recherches ont été menées au cours d’expéditions polonaises en relation avec le programme de la Station Polaire polonaise au Spitzberg (PULINA, 1974, 1977). Au début, ces recherches avaient lieu en été, mais au cours de l’année hydrologique 1979-1980 elles ont été effectuées en continue, même au cours de la nuit polaire (PULINA, 1984). En outre, un bilan du transport de la masse dissoute des glaciers étudiés a été effectué (KRAWCZYK, 1998).

57Sur la Figure 8 et le Tableau 1, sont présentés les résultats de ces recherches. On peut en faire le commentaire suivant :

581 - L’importance de l’érosion chimique des terrains calcaires du Spitzberg est de l’ordre de 5-20mm/km2/an. Dans des cas particuliers, elle peut être bien supérieure, notamment lorsque la part duCO2 est plus importante ou bien si l’on a affaire à de grandes arrivées d’eaux allogènes (non issues du karst ou d’un glacier). Les terrains où l’érosion chimique est importante correspondent surtout aux terrasses marines soulevées où la toundra est plus riche et bien alimentée en guano (nombreuses colonies d’oiseaux).

592 - La part de l’érosion chimique quant à l’érosion globale (mécanique et chimique) est nettement supérieure dans les terrains dépourvus de glace (jusqu’à 95 %) que dans les terrains englacés (à peine 10 %). Dans les terrains non karstiques ayant des ciments carbonatés et des intercalations de calcite, l’érosion chimique joue un rôle considérable : elle peut atteindre jusqu’à 30 % de l’érosion totale.

Photo 4 : Entrée de la grotte du glacier Aldegonda (été 1980). Gronfjord, Spitzberg, (photo : M. Pulina).

Photo 4 : Entrée de la grotte du glacier Aldegonda (été 1980). Gronfjord, Spitzberg, (photo : M. Pulina).

Photo 5 : Dolines dans les gypses carboniferes, formées sur des terrasses marines soulevées à Linedalen, (Spitzberg), (photo : M. Pulina).

Photo 5 : Dolines dans les gypses carboniferes, formées sur des terrasses marines soulevées à Linedalen, (Spitzberg), (photo : M. Pulina).

Photo 6 : Mégadoline anthropogénique au-dessus de la mine de Berezniki (Oural, Été 1996), (photo : M. Pulina).

Photo 6 : Mégadoline anthropogénique au-dessus de la mine de Berezniki (Oural, Été 1996), (photo : M. Pulina).

Figure 8 : Agressivité des eaux karstiques du massif de Sofîekammen (85 analyses chimiques). Diagramme de Tillmans-Trombe.

603 - Les processus d’érosion ne se produisent que pendant les courtes saisons du printemps et de l’été car les eaux peuvent circuler et la zone active du pergélisol est dégelée. A ces moments-là, les processus érosifs sont très importants. Le reste de l’année, et notamment lors de la nuit polaire, l’action de l’érosion reste faible. Toutefois les processus physico-chimiques perdurent en particulier dans les glaciers où l’eau circule toute l’année.

614 - Les effets morphologiques actuels de l’érosion chimique sur les roches carbonatées sont difficiles à cerner. Sur les calcaires couverts de toundra, on observe des microformes de corrosion affectant la surface des affleurements sous la couverture pédologique. Par contre, sur les parties nues, à la suite d’un décapage actif par le gel, les formes de corrosion ne se conservent pas. Les effets de la dilution sont bien perceptibles dans les roches qui ont des intercalations de marbre ou de calcite.

62Ces dernières, notamment dans les secteurs de toundra, sont perforées par l’action des eaux agressives.

63La minéralisation des eaux circulant dans les calcaires du Spitzberg est assez faible à cause d’une teneur limitée enCO2 et de l’amoindrissement des processus dans les sols en raison de la rigueur climatique. La plus grande quantité de CaCO3, issue des processus de dilution, est observée dans la seconde moitié de la période estivale et peut atteindre jusqu’à 50-80 mg/l en surface. En zone vadose, la réaction alcaline reste faible avec un pH légèrement supérieur à 7 et la minéralisation des eaux dépasse rarement les 90 mg/l.

64Sur la Figure 8 sont présentées les directions de la transformation des eaux des secteurs calcaires du Massif de Sofîekammen. Il est intéressant de remarquer que les grandes sources karstiques dans cette région drainent les vastes nappes aquifères qui se trouvent sous le pergélisol. Les sources sont souvent alimentées par les eaux glaciaires qui arrivent dans ces nappes aquifères par des “fenêtres thermiques” (disparition locale du pergélisol comme parfois sous les glaciers les plus épais). Un exemple est celui de la source d’Orvin, sous le Gnölberget, dont les eaux drainent une vaste zone aquifère située sous le glacier de Hans (Fig. 4). La minéralisation des eaux de la zone phréatique y est plus grande que celle des eaux circulant en surface des calcaires et dans la zone vadose.

65Le Tableau 2 présente la fourchette au sein de laquelle s’échelonnent les valeurs de l’érosion chimique dans la zone sub-polaire du Spitzberg. Il apparaît que l'importance de l’érosion chimique annuelle est l’une des plus faibles de la planète. Il convient d’ajouter que dans les terrains carbonatés de Sibérie soumis au pergélisol permanent, cette érosion chimique est également très faible. Cependant, il faut remarquer que les valeurs de l’érosion chimique en Sibérie concernent toute l’année, tandis que pour les terrains subpolaires, les valeurs de l’érosion chimique sont obtenues au bout de quelques mois seulement

Tableau 1 : Bilan de l’érosion spécifique du Spitzberg méridional. (On ne représente que les valeurs des affluents coulant sur les terrains sans glace et le transport en suspension de ceux qui coulent sur les terrains englacés).

Tableau 2 - Érosion chimique des terrains karstiques choisis, indiquée par la méthode hydrométrique.

66Les recherches hydrochimiques menées sur les terrains englacés du Spitzberg, notamment les terrains gypseux, indiquent une diversité de processus physico-chimiques intenses en dépit des sévères conditions climatiques. L’action des processus cryochimiques est souvent observée (PULINA, 1984, 1990) comme une minéralisation élevée des eaux issues des glaciers en hiver, les dépôts de carbonates (efflorescences de calcite) dans la glace de “naled”, la minéralisation de concrétions de glace dans les grottes de glace (dépôts de calcite), les micro-concrétions de calcite sur les parois rocheuses ou les faces externes des blocs de calcaire reposant sur les cônes d’éboulis, ou encore les enduits de sulfate liés aux solutions sursaturées à la suite de processus cryochimiques. Ces derniers sont également responsables du dépôt de carbonates dans les sédiments des sandars, des vallées glaciaires et des loess (PULINA, 1990).

2 - Les manifestations du karst sur les côtes du Groenland

67Le bâti géologique des côtes dépourvues de glaces du Nord-Est du Groenland est comparable à celui du littoral occidental du Spitzberg (Fig. 9). Les affleurements de marbres précambriens y sont présents comme ceux des calcaires et des dolomies, ces derniers étant très étendus, rapportés au Silurien et au Dévonien.

68Cette partie du Groenland se situe au-delà du 80° de latitude Nord, à la frontière entre les zones climatiques polaires et subpolaires là où sévit la longue nuit polaire. Les conditions climatiques y sont donc très rudes. La température moyenne annuelle se tient en deçà d’une dizaine de degrés Celsius au-dessous de 0° et les précipitations atmosphériques y sont inférieures à 200 mm/an. Une première conséquence de la sévérité de ce climat est la présence d’un pergélisol descendant jusqu’à 200 m de profondeur. La zone active de ce pergélisol oscille entre 0,5 et 1,5 m. Sur le littoral, les terrasses marines soulevées ou alluviales, sont toutes couvertes de toundra.

Figure 9 : Situation de la Terre de Kronprins Christian et esquisse géologique du Groenland et du Spitzberg (d’après Echer, Watt, 1976 ; in Loubière, 1987).

69Dans la région de Kronprins Christian, les recherches effectuées au cours des années 1950 et avant, ont permis de reconnaître de nombreuses grottes anciennes, situées dans le Grotteland, près du Lac Centrum et du Wulff Land. En 1960, DAVIES et KRINSLEY effectuèrent la première véritable reconnaissance spéléologique. En 1963, une expédition française a également permis de réaliser des recherches spéléologiques (LOUBIERE, 1987). Ces explorations en Terre de Kronprins Christian, ont confirmé l’existence de multiples grottes, développées dans les calcaires siluriens et ordoviciens, et en particulier autour du Lac Centrum et d’un petit glacier (Fig. 10 ; Fig. 11).

Figure 10 : Esquisse géologique de la Terre de Kronprins Christian (d’après Pell et Hurst, 1982 ; in Loubière, 1987).

70Une autre concentration de morphologies karstiques se trouve à l’amont de la vallée de Grottendalen, à 35 km du Lac Centre. Une vaste cavité (la Grotte de Quatre) y a été découverte dans une gorge à 10 km au sud du Lac Centrum (Fig. 12). La vaste vallée de Grottedalen aux parois abruptes débute en bordure de glacier sur un haut plateau, puis elle parcours transversalement la Terre de Kronprins Christian. Ses eaux reçoivent celles de la vallée de Vandredalen par un affluent issu du Lac Centrum. Le réseau hydrographique forme le bassin du fjord Hekla. Dans la partie amont du Grottedalen ont été découvertes, sur une falaise élevée du plateau calcaire, de multiples petites grottes. Elles sont échelonnées sur trois niveaux : 500-520 m ; 610-630 m et 700 et plus. Sur le palier intermédiaire se rencontre la grotte la plus importante, en forme de U et avec deux ouvertures. Sur les deux niveaux les plus élevés il n’existe pas de traces de moraines ce qui pourrait indiquer que la dernière glaciation n’a pas atteint les 610 m d’altitude. Les sédiments de l’intérieur des grottes sont remplis de glace et la température, mesurée en été, était négative.

71La Grotte des Quatre est située au pied d’une paroi calcaire de 90 m de hauteur. Une grande ouverture (9 m de hauteur) conduit à une chambre spacieuse dont le plafond recèle une grande cloche de corrosion. Les différents conduits sont assez larges et l’un d’entre eux débouche sur l’extérieur.

72Dans ces diverses grottes, s’observent des dépôts à coloration rouge ainsi que des fragments de concrétions de calcite. Les analyses de ces dépôts (LOUBIERE, 1987) montrent que leur genèse s’est effectuée au cours de conditions climatiques plus clémentes, plus chaudes, que celles d’aujourd’hui. On peut sans doute les rapporter soit à la fin du Pliocène, soit au Quaternaire ancien. Il faut souligner également la présence de concrétions en forme de champignons qui se sont formées sur les gravats calcaires. Les auteurs suggèrent que leur genèse serait liée à des processus biochimiques et à l’évaporation des eaux de précipitation.

73On peut remarquer que sur les terrains calcaires du Spitzberg on retrouve aussi de petites couches de calcite et des concrétions en forme de champignons (PULINA, 1977). La genèse de ce type de calcite est due aux processus cryokarstiques (PULINA, 1990).

Figure 11 : Esquisse de la région calcaire du Lac Centrum et Grottedalen de la Terre de Kronprins Christian. Situation des cavités et de principaux porches (d’après Loubière, 1987).

3 - Le glaciokarst de Scandinavie

74Les phénomènes karstiques dans les régions arctiques de la Scandinavie sont développés dans des calcaires et des dolomites métamorphisés. Ces roches occupent de petites superficies entre les roches cristallines insolubles du vieux bouclier scandinave. Les roches carbonatées apparaissent ici sous forme de petits blocs, intercalés, ou, le plus fréquemment, de bandes étroites de largeur variant de quelques à plusieurs dizaines de mètres. Ces roches sont bien visibles dans le relief.

75Elles constituent le corps des crêtes, des collines en coupoles et des versants à replats apparents. Dans les plus grandes zones occupées par ces roches, de nombreuses formes de karst affectent la surface. Ce sont des dolines et de grandes dépressions karstiques et des dolines dissymétriques. Il existe aussi de nombreux terrains où se manifestent des microformes originales comme les cannelures et encoches de dissolution et des lapiés méandriformes.

76Dans ces petites intercalations, des blocs de marbre sont souvent affectés de grottes où se produit une circulation abondante d'eaux souterraines. C'est pourquoi les ponors et les résurgences y sont nombreux. Là où se situent les intercalations carbonatées qui traversent les dolines alluviales ou les lacs situés à l'intérieur des cirques glaciaires, la circulation hydrologique est puissamment développée.

77Les phénomènes karstiques se développent ici dans des conditions climatiques de type sub-arctique sévère et dans la zone d'apparition des glaciers montagneux et des champs de neige permanente. Dans les zones à circulation des eaux karstiques bien développée, on note la disparition locale du pergélisol. Dans les régions glacées et montagneuses de Scandinavie, le karst se manifeste le plus souvent par le captage souterrain des eaux glaciaires et dans les manifestations puissantes des processus glacio-karstiques.

Figure 12 : Plan de la grotte des Quatre (d’après Loubière, 1987).

78On observe des phénomènes karstiques originaux sur les parois des fjords, où se trouvent des grottes verticales et une hydrogéologie karstique bien développée (avec notamment des sources sous-marines).

79Le karst scandinave se caractérise par une longue durée de développement. La plupart des formes karstiques sont des formes exhumées datant du Tertiaire et, plus fréquemment, du glaciokarst pléistocène. On a ici, les formes typiques et les phénomènes karstiques les mieux connus et analysés, développés sous l'influence des eaux des glaciers quaternaires. De nombreuse grottes proglaciaires y ont été découvertes.

  • 3 Une première étude de ce karst se trouve dans la publication de J. Oxalia qui date de 1914, et dans (...)

80Il est important de mentionner que de nombreuses grottes ont été signalées sur les glaciers Scandinaves, lesquelles ont éveillé l’intérêt des chercheurs de la fin du siècle dernier. C'est en Norvège que l'on connaît le mieux le karst des régions arctiques de Scandinavie3. Les informations sur les régions karstiques situées en dehors du cercle polaire seront présentées ci-dessous.

81Le karst norvégien ne constitue que 1 % de la superficie du pays. Malgré cela, les petites superficies de marbres et de dolomites sont recouvertes d'un relief karstique original. Et plus d'un millier de grottes se trouvent en leur sein dont la plus longue se développe sur 11 km et la plus profonde atteint-580 m (Lauritzen, 1991 ; Fig. 18). Comme on peut le voir sur la Figure 13 la plupart des terrains karstiques de Norvège est située en dehors du cercle polaire.

82La localisation des grottes dans le relief montagneux et sous-marin de Norvège peut donner une indication de la genèse et de l'âge des grottes ainsi que des formes karstiques de surface. Les zones d'apparition des grottes se situent aussi bien en surface des terrains montagneux que sur les versants des dolines les plus profondes ou des fjords.

83La Figure 14 illustre bien cette dépendance. Sur la Figure 15 ont été représentées les grottes sur plusieurs niveaux au-dessus du niveau de base de l'érosion (au-dessus du fond de la doline). Quatre de ces grottes sont situées à une hauteur de plus de 240 m au-dessus de l'actuel niveau de base de l'érosion. Elles sont considérées comme d'âge pléistocène et l'âge des couloirs, plus ancien, aurait 1,6 million d'années (Lauritzen 1990). Les grottes proglaciaires sont très caractéristiques de la Norvège. Sur la Figure 16 a été reconstruite une palèo position de la grotte de Kvithola dans le secteur de la zone marginale du glacier. Les anciennes grottes sous-marines, aujourd'hui conservées sur les hautes parois des fjords et des côtes de la mer de Norvège sont aussi typiques du pays. La hauteur de ces grottes donne des indications précieuses sur le soulèvement isostasique du bloc Scandinave postérieur à la glaciation de la Vistule (Würm). Le diagramme de la Figure 17. constitue une bonne illustration de ce phénomène.

Figure 13 : Localisation des roches carbonatées et des phénomènes karstiques en Norvège (d’après Lauritzen, 1991).

84Parmi les nombreux terrains karstiques de l’arctique norvégien, on distinguera, par leurs traits originaux :

  • -le massif montagneux gelé du Svartisen, marqué par les processus actuels du glaciokarst et les problèmes techniques liés à l'hydrogénétique particulière de ces régions karstiques ;

  • -et la région de Fauske, située au nord, avec la plus longue grotte de Scandinavie, la grotte d'Oskhola. La partie centrale de ces régions karstiques norvégiennes se trouve dans le Parc National de SaltfjellSvartisen.

4 - Les karsts de l’Arctique russe européen

85Dans l’Arctique russe européen, le karst est inféodé aux affleurements des roches carbonatées, sulfatées et de sel gemme paléozoïques (Silurien, Dévonien, Carbonifère, Permien) ainsi qu’aux marbres protérozoïques et cambriens. Les terrains karstiques sont liés aux structures affectant la partie nord et nord-est du Plateau russe, le Plateau de Timan, l’avant-pays et les versants occidentaux de l’Oural polaire. Les roches karstiques forment de petits et moyens plateaux, notamment dans la partie ouest de la région de la Mer Blanche, ainsi que des montagnes de la partie centrale et nord-est de l’Arctique russe jusqu’aux littoraux des mers de Barents et de Karsky.

86Cette vaste région s’étend entre les 60° et 67° parallèles Nord. Elle se trouve dans les zones polaires de toundra et de taïga, sous un climat sub-polaire assez rude. La partie septentrionale de cette région est soumise au pergélisol permanent tandis que dans sa partie méridionale celui-ci n’apparaît qu’épisodiquement sous forme d’îlots.

Figure 15 : Localisation de quelques grottes, choisies par rapport au niveau de base actuel de l’érosion (d’après Lauritzen, 1990).

Figure 14 : Emplacement des grottes, sur plusieurs niveaux au-dessus du fond actuel de la vallée, en terrains karstiques de Norvège (d’après Lauritzen, 1990).

87Dans l’Arctique russe, on peut distinguer trois grandes régions de karst :

881 - le littoral de la Mer Blanche, dans la région d’Arkhangelsk ;

892 - le Plateau de Timan ;

903 - l’avant-pays et les versants occidentaux de l’Oural polaire (Fig. 34).

Figure 16 : Situation paléogéographique de la grotte pro glaciaire de Kvithola (Fauske, Norland) (d’après Lauritzen, 1983).

Figure 17 : Localisation hypsométrique des grottes marines sur 1000 km de côtes norvégiennes. Mise en relation avec le niveau actuel de la mer : la ligne de régression du fond des grottes marines montre le sens du soulèvement de la côte norvégienne après la déglaciation (d’après Sjoberg, 1988).

91Dans la partie nord-ouest de la Plate-forme russe, ou “synéclise de Moscou”, s’étend une longue bande méridienne de calcaires et de gypses datés du Carbonifère et du Permien. Dans la partie polaire septentrionale de cette bande, on reconnaît distinctement un plateau karstique situé à 1’interfluve des deux grands fleuves que sont la Dvina et la Petchora, lesquelles se jettent dans la Mer Blanche (Fig. 19 ; Fig. 20). C’est un plateau légèrement plissé et incisé par de profondes vallées qui le subdivisent en blocs distincts. Ces vallées ont des pentes abruptes, notamment dans la partie occidentale du karst, et s’encaissent jusqu’à 100 m de profondeur. La bordure occidentale du plateau constitue un haut seuil apparaissant sous forme de cuesta (RODIONOV, 1963 ; TORSUEV, 1964).

92Les grandes dolines, comme les poljés, recèlent souvent des aquifères. Ces dépressions karstiques et leur hydrographie karstique, très développée (nombreux ponors et émergences karstiques), apparaissent comme l’un des principaux caractères de ce karst. Beaucoup de cours d’eau y ont de longs parcours souterrains. Les calcaires gypseux du Permien sont particulièrement concernés avec des champs de dolines importants. Les dolines ont de 20 à 30 m de diamètre et une dizaine de mètres de profondeur et il existe également des grottes (TCHIKISCHEV, 1959).

93On pense que le développement du relief karstique est la conséquence d’une longue période d’érosion chimique s’étendant depuis la fin du Paléozoïque jusqu’au Quaternaire. Notamment, au cours des glaciations continentales, cette région été soumise à de puissantes actions glacio-karstiques.

94Le vieux massif de Timan qui se situe dans le centre de l’Arctique russe est fort dénudé et plissé. Les morphologies karstiques s’y sont dévelopées sur une grande échelle tant dans les calcaires et les gypses du Dévonien, que dans ceux du Carbonifère et du Permien. Les plus grands affleurements se situent dans la partie méridionale du massif. Les karsts sont également développés dans les marbres protérozoïques et cambriens qui constituent le noyau du massif. La région karstifiée la plus étendue au nord, au-delà du cercle polaire, correspond aux bassins versants de la Mala Svetlaya.

Figure 18 : Les plus grandes grottes de Norvège (d’après Lauritzen, 1991).

95Dans la partie méridionale du massif, celle qui est la plus karstifiée (il y a souvent plus de 10 dolines/km2), les morphologies karstiques sont représentées avant tout par de grandes dolines et des dépressions allongées. Par exemple, des dolines profondes de 60 m et de longues dépressions (dues à des effondrements) de 50 à 100 m et fréquemment remplies d’eau, sont présentes dans le bassin versant du fleuve Lop-You et à l’amont du Nem. Généralement, ce sont des formes récentes ou formées au Quaternaire. Les plus grandes, telles les grandes cuvettes-occupées par des lacs, atteignent 300-400 m de longueur et 50-100 m de largeur. Elles affectent la partie centrale du massif, au sein du bassin versant du Svetloy. L’hydrologie s’y est développée sur une vaste échelle avec de nombreuses sources karstiques, des écoulements souterrains et des grottes.

Figure 19 : Esquisse géomorphologique de la ligne de partage des eaux des rivières Onega et Dvina du nord (d’après Torusyev, 1964).

96La genèse des phénomènes karstiques s’est étendue sur une longue période englobant tout le Mésozoïque, comme c’est le cas avec la région d’Arkhangelsk. On suppose que cette région était soumise aux processus d’érosion chimique dès la fin du Permien. Puis de nouveaux processus glacio-karstiques, intenses, se sont sur-ajoutés au cours des glaciations quaternaires.

97De grands secteurs de karst affectent également l’avant pays et les versants de la région polaire de l’Oural. Dans sa partie septentrionale qui correspond au grand bassin houiller de Vorkouta, les karsts se sont développés dans les calcaires et dolomies paléozoïques, datant essentiellement du Carbonifère.

98On peut y distinguer deux sous-régions. La première se présente sous la forme d’un plateau légèrement plissé, s’élevant à 200 m d’altitude ; elle correspond à ce que l’on appelle l’anticlinal de Tchernov. La présence de vastes aquifères karstiques sous une couche de pergélisol constitue son principal caractère. Les eaux jaillissent dans certaines vallées du bassin du Vorkouta comme dans la vallée de Yaney-Ty-Vis, où se rencontrent également des grottes. Dans la partie méridionale de l’anticlinal de Tchernov, les karsts sont plus faiblement développés en raison de leur couverture par d’épais dépôts meubles issus des glaciations quaternaires. Dans la région de la ville de Vorkouta, on a observé des réseaux karstiques fossiles très développés, atteignant jusqu’à 175 m de profondeur.

99La deuxième sous-région est liée au complexe de roches carbonatées paléozoïques (calcaires et dolomies du Silurien, du Dévonien, du Carbonifère inférieur et du Permien inférieur) qui constituent le bloc très plissé de Tchernychev. Ce complexe, qui se situe au sud de la Mer de Kara, est développé sous forme de hauts reliefs bien différenciés. Malgré la présence de pergélisol, les karsts y sont bien présents comme par exemple, le grand massif karstique (40 km2) qui s’étend dans les parties amont des fleuves Adzwa et Mala Rogowa. D’autres grands massifs karstiques sont localisés dans les bassins versants des fleuves Charyou (affluent gauche de l’Ousa) et Kosyouet avec son affluent le Kozi. Il en est de même avec les cours du Sini et du Wangoura. Malgré un climat rude (dans la vallée de Charyou la température annuelle descend au-dessous de-3°C et les précipitations dépassent 400 mm/an), le karst y est bien développé et notamment l’hydrologie karstique. Il existe de nombreux ponors et sources karstiques et les parcours souterrains des rivières atteignent souvent de 1 à 1,5 km de longueur. Il y a également de profondes dolines, des vallées sèches avec des dépressions. Les vallées sèches karstiques suspendues au-dessus de la vallée principale constituent un élément caractéristique.

Figure 20 : Escarpement calcaire et doline sur le versant gauche de la vallée de la Dvina du Nord, près du village d’Evoz (d’après Torusyev, 1964).

100

Figure 21 : Esquisse géologique de l’effondrement karstique de Berezniki (mine de sel de potassium) près de Solikams, région dee gisements de sel del’Oural (d’après Andreytchouk et Gorbounova, 1996).

101Les régions karstiques de l’Oural polaire sont parcourues par des bandes de roches carbonatées et sulfatées du Paléozoïque qui longent la chaîne. Elles touchent les régions situées au-delà de 60° de latitude nord et s’étendent depuis les karsts gypseux et de sel gemme situés dans les bassins versants des fleuves Kolva et Vicharka (affluent de la Kama) jusqu’au cercle polaire où le karst s’est développé comme dans le bassin versant de l’Ousa et à l’amont de celui de la Vorkouta.

102Ainsi définie, la partie méridionale de cette région constitue un fragment d’une grande région karstique, située aux alentours de la ville de Perm. Cette région très karstifiée est bien connue pour ses grandes formes karstiques développées dans les gypses et le sel gemme en particulier près des villes de Solikamsk et de Berezniki. L’exploitation du sel de potassium et du sel gemme en mines souterraines y est à l’origine de phénomènes anthropogéniques qui entraînent la formation de dépressions, de déformations de la surface du terrain et de perturbations des niveaux aquifères, etc. La Figure 21 présente le profil d’un effondrement dont le diamètre est de 100 m et la profondeur de 160 à 400 m. Cet effondrement est dû à l’ennoiement de la mine de Berezniki en 1986 (ANDREYTCHOUK, GORBOUNOVA, 1996) (Photo 6). Les effets des processus “para-naturels”, dus à l’anthropo-pression s’observent également sur de grands terrils artificiels de sel gemme et de dépôts schisto-limoneux, stockés près des mines Berezniki et Solikamsk. Les terrils, sous forme d’énormes massifs artificiels (la hauteur dépasse 100 m et la superficie totale fait 1 km2 environ), présentent des manifestations d’hyper karstification. De nombreux canyons, grottes et dolines s’y forment. Des ruisseaux fort minéralisés jaillissent des terrils, causant une importante pollution à l’environnement et détruisant la forêt sur plusieurs km2 et contaminant les eaux des rivières.

103De grands affleurements de calcaires et de dolomies du Paléozoïque (Silurien, Dévonien, Carbonifère), faisant partie de l’anticlinal d’Enganepe, apparaissent sur les versants ouest de l’Oural polaire. Ces roches, à l’amont des fleuves se jetant dans la Mer de Barents (la Vorkouta, l’Ousa et les affluents de la Petchora), sont marquées par le karst sous forme de nombreuses dolines et dépressions ainsi que par une hydrologie caractéristique.

104Les régions karstiques de la partie européenne de l’Arctique russe se singularisent par un certain nombre de traits originaux parmi lesquels il convient de souligner les suivants :

  1. le karst s’est développé dans les vieilles roches carbonatées et sulfatées du Paléozoïque et dans les calcaires cristallins du Cambrien et du Précambrien ;

  2. malgré la rudesse du climat et la présence de pergélisol, on remarque que le karst est bien développé et que les phénomènes actuels de l’hydrologie karstique sont intenses. De nombreuses formes karstiques se sont développées récemment ;

  3. les phénomènes karstiques ont eu la possibilité d’un long développement parce que depuis de la fin du Permien, les terrains étudiés ont formé un véritable continent et qu’ils ont été soumis à de longues périodes d’érosion. Les effets de l’érosion, lents et variés, s’observent non seulement sur le relief, mais également au travers des témoins paléokarstiques, avec notamment de nombreux gisements de minerai ;

  4. les terrains karstiques de l’Arctique russe se sont trouvés sous l’emprise des glaciations quaternaires. D’un côté, cela a causé la destruction de l’ancien relief karstique lequel conservait des caractéristiques de karst tropical, et d’un autre côté, il y a eu un développement intense de nouvelles morphologies glacio-karstiques ;

  5. les karsts de l’Arctique russe demeurent très mal étudiés en dépit des travaux des nombreuses expéditions géologiques d’autant que les résultats de ces travaux n’ont généralement pas été publiés, même en Russie.

D - Le glacio-karst et le cryokarst

  • 4 Les régions qui subissent la glaciation occupent 16,3 de millions de km2 soit 10,9 % de la surface (...)

105Les formes semblables aux morphologies karstiques qui apparaissent dans la glace sont dues à des phénomènes cryokarstiques. Elles se rencontrent dans les régions soumises à la glaciation actuelle aussi bien en surface des glaciers4 qu’en dessous (dans le pergélisol). Seule une partie des glaciers, ceux qui sont sous une ambiance climatique plus douce (climat sub-polaire ou modérément froid à caractères climatiques océaniques), permettent la circulation des eaux à l’intérieur des glaciers durant toute l’année. Ce sont eux qui donnent lieu à des phénomènes cryokarstiques.

106De bonnes conditions pour le développement de la karstification existent dans les régions qui sont sous influence du climat sub-polaire marin. Ce sont en particulier les glaciers des îles de l’Arctique (entre autres de l’archipel du Svalbard), les côtes du Groenland, de l’Amérique du Nord et de l’Arctique russe. Le cryokarst se développe aussi sur les côtes de l’Antarctique et sur les Shetlands du Sud. De même, les régions englacées, mais soumises à une activité volcanique, sont des lieux où les phénomènes de cryokarst sont très répandus (cas de l’Islande). Dans ces conditions se forment des grottes de grandes dimensions.

107Les régions où apparaissent généralement les phénomènes de cryokarst sont les glaciers de montagne de la zone climatique modérément froide et de climat de transition. Les phénomènes de cryokarst ont été observés dans les glaciers montagneux alpins, en particulier dans les Alpes françaises et italiennes, dans le Caucase et même dans le Tien-Chen, ainsi que dans l’Himalaya. La surface occupée par les glaciers de montagne et où s’observent les phénomènes de cryokarst à grande échelle, atteint environ 0,5 millions de km2.

108Les régions à processus particulièrement originaux de cryokarst sont celles qui présentent des affleurements de roches carbonatées et gypseuses. Dans ces roches, les “glaciers chauds” sub-polaires, ou les glaciers de montagne des zones des latitudes moins élevées, approvisionnent directement en eau les massifs calcaires fissurés. Apparaissent alors des systèmes de conduits dans le substrat qui sont reliés au réseau de canalisations du glacier. Les phénomènes de ce genre sont appelés glacio-karstiques. On les rencontre tant dans les glaciers des îles arctiques que dans ceux des hautes montagnes. Les eaux glaciaires pénètrent dans le karst en créant d’énormes réservoirs d’eau souterraine. Dans les régions soumises au pergélisol et situées dans les calcaires, se forment aussi de grands aquifères. Ces grands réservoirs se sont créés dans les régions glacées au cours du Pleistocène. En Europe, ils sont connus dans les plateaux calcaires du Trias et du Jurassique et l’âge des eaux de ces réservoirs peut remonter jusqu’à 50 000 ans.

109Les effets morphologiques des processus cryokarstiques ne se résument pas seulement à la présence de grands systèmes de grottes glaciaires. A la surface des glaciers, ils présentent aussi un relief cryokarstique original. Cidessous seront présentés non seulement le relief cryokarstique de surface mais aussi les morphologies de l’intérieur du glacier sub-polaire (grottes) et les formes les plus typiques du cryokarst.

1 - La morphologie cryokarstique des zones d’ablation glaciaire

110Le karst dans les glaciers concerne la glace active, celle des moraines latérales et frontales, et la glace moite des sandres.

111La plupart des formes du cryokarst sur les glaciers sont étroitement liées au réseau hydrographique. A la surface du glacier, dans la zone d’ablation et dans les lits des torrents des versants dépourvus de glace de la vallée, se forment des bassins hydrographiques de surface. Leurs formes sont proches des méso et macroformes du karst classique : dépressions, dolines, poljés, gorges, etc. Les effondrements sont recouverts de multiples formes plus petites, des méso et microformes. L’écoulement des eaux de ces bassins de surface s’effectue par un système de puits glaciaires ou de ponors, qui mènent à un réseau de conduits de drainage. Une partie de ces conduits sont de grandes dimensions et prennent la forme de vastes couloirs et de salles. A côté des formes déjà énumérées apparaissent des méso et microformes affectant la surface du glacier et qui ne sont pas directement en relation avec le réseau de drainage souterrain. On distingue notamment les effondrements locaux d’ablation, souvent remplis d’eau. Ils sont fréquemment présents à la surface des moraines latérales et à la surface des sandres dans les culots de glace morte. Appartiennent aussi à cette catégorie les microformes cryokarstiques liées à la couche d’ablation du glacier.

112La morphologie du cryokarst sur les glaciers est très évolutive et ce, dans des temps très courts. Cette évolution se produit dans le cadre de cycles particuliers en fonction de la nature et de l’importance des formations, et des conditions climatiques. Le cycle d’évolution des microformes qui apparaissent sur les glaciers dans la couche d’ablation peut être seulement de quelques jours. Par contre, le cycle d’évolution des grandes formations cryokarstiques (ex. : les poljés glaciaires) ou d’un groupe de grandes formations, peut durer des dizaines voire plus d’une centaine d’années. Cependant, la plupart des petites formations cryokarstiques de surface se développent et disparaissent pendant l’année hydrologique, qui est en fait restreinte à la seule saison d’ablation.

113Le relief de cette partie du glacier, formé sous l’influence de la fonte, est constitué de morphologies variées, de différentes grandeurs et d’origines diverses. S’entrecroisent des formations qui se sont développées sous l’influence directe de l’ablation, des processus fluviaux et des déformations mécaniques. Ces dernières ont leurs origines dans les contraintes internes du glacier ou dans les mouvements de masses (déplacement de blocs de glaces sous l’influence de la gravitation). Ce processus se produit souvent dans les espaces vides, effondrés, de l’intérieur des glaciers. Parmi les formations de surface dominent celles qui rappellent les formes superficielles du karst classique.

114Ces formes peuvent être distinguées selon au moins deux critères : les dimensions et les processus qui les ont formées. Le premier critère permet de les partager en au moins trois catégories : micro, méso et macro karst. Par contre, la classification génétique les partage en deux groupes : le premier est à drainage souterrain de subsurface ou aérien ; et le second à écoulement linéaire, le plus souvent souterrain. Le premier groupe est proche de celui qui fonctionne dans le karst classique (SWEETING, 1972 ; GVOZDECKIJ, 1981) avec prise en compte de la spécificité du karst glaciaire. Par contre, le second groupe développe des morphologies spécifiques de très petites dimensions générées dans les glaciers (formation cryokarstiques d’ablation). Elles y sont très abondantes alors que dans le karst classique elles sont plutôt rares.

115Les formes karstiques à la surface des glaciers apparaissent le plus souvent dans la zone d’ablation laquelle comprend le plus souvent la langue glaciaire. Cependant ces dernières années, à cause de la forte récession des glaciers (effet de serre ?), cette zone englobe maintenant de plus en plus les cirques glaciaires. Le développement de ces formes s’opère au cours d’un cycle annuel. Le début de leur genèse commence avec le printemps. La partie inférieure du glacier et le front sont les premières zones concernées. Au fur et à mesure de la fonte de la neige, la zone active se déplace vers le haut du glacier pour toucher à la fin du printemps les parties supérieures jusqu’à atteindre la limite de l’ablation. Les microformes sont éphémères et tout au plus saisonnières. Par contre les mésoformes sont plus durables : elles persistent l’hiver et reprennent une certaine vigueur au cours de l’été suivant.

116A la surface des glaciers, on observe des champs bien définis de développement intensif des morphologies, lesquelles, malgré les mouvements de la glace, se localisent toujours à peu près aux mêmes endroits. Elles dépendent des conditions extérieures et surtout des emplacements des torrents venus des versants dénudés de la vallée glaciaire ainsi que de la configuration de son fond. Les morphologies du soubassement du glacier sont conditionnées par le réseau de fissures utilisées par le système de drainage interglaciaire.

117Dans le Tableau 3 est présenté l’inventaire des formes cryokarstiques observées dans la glace un peu partout. Comme critère de discrimination de ces formes, on a pris en compte les dimensions des différentes unités et le type de sous-sol glaciaire, ainsi que la localisation de ces formes au sein du glacier. Dans le premier cas, on a pu distinguer trois groupes de formes :

  • des microformes ovales et linéaires ;

  • celles de grandeur moyenne (mésoformes) ;

  • et les grandes (macroformes), proches des cirques et des poljés.

118La gamme complète de ces grandes formes peut se rencontrer dans certains grands glaciers sub-polaires et dans leurs parties d’ablation. Par contre, dans la glace morte, les moraines latérales et les sandres, les formes de grandeur moyenne sont prépondérantes. Les microformes dans ces zones sont très faiblement représentées et les macroformes n’ont pas été observées. Dans le cas des formes moyennes apparaissant sur la surface active des glaciers, on peut observer une différenciation aussi bien dans la partie latérale que centrale de la langue du glacier. On a aussi différencié les mésoformes caractéristiques avec une composante locale bien définie.

Tableau 3 : Classification des formes cryokarstiques apparaissant en surface des glaciers.

119Dans les Tableaux 3, 4 et 5 on a effectué une distinction précise entre micro et mésoformes. Dans le cas des microformes, on distingue des morphologies ovales et linéaires. Pour les premières, on différencie les formes convexes des formes concaves. Les morphologies moyennes représentent la plus grande partie des formes cryokarstiques des glaciers. C’est pourquoi le Tableau 5 indique seulement les grands groupements qui comprennent des morphologies unitaires plus petites. Elles sont strictement liées à leur localisation sur la surface de la langue glaciaire, c’està-dire essentiellement dans les parties marginales et centrales du front glaciaire. Nombre de ces groupements se ressemblent, par exemple les dépressions marginales cryokarstiques et les effondrements centraux qui sont remplis périodiquement de poches d’eau. De même, les formes cryokarstiques des marges qui sont en relation avec les conduits des grottes, dans la partie inférieure de la langue glaciaire, se transforment en gorges taillées dans la glace. Celles-ci sont affectées de ponts de glace formés par la fonte des voûtes des grottes par lesquelles s’écoulent les rivières sous-glaciaires.

120Sur les marges des glaciers, ainsi que dans les endroits au contact des moraines latérales et médianes (près de l’affluent du glacier latéral), on observe souvent la présence de dépressions et, de temps en temps, de grandes concentrations d’effondrements. Ces dernières sont accompagnées de “glissements glaciaires”, sortes d’écoulements de type concentrique de blocs glaciaires qui vont jusqu’à la dépression centrale. Ces morphologies se forment par effondrement des grandes salles et couloirs des grottes glaciaires.

Tableau 4 : Microformes cryokarstiques à la surface des glaciers.

121Les formes cryokarstiques énumérées dans les trois tableaux n’épuisent pas le riche inventaire des formes qui composent ce relief glaciaire original. Les formations de taille moyenne sont particulièrement différenciées. De plus, chacune d’entre elles subit des modifications durant son évolution et peut prendre différentes apparences. Il faut également mentionner un grand groupement de formes très répandues sur les glaciers : les petites et grandes dolines cryokarstiques. Certaines ont un fond percé et se transforment en puits glaciaires, d’autres ont un fond glacé et des parois asymétriques, d’autres encore sont coalescentes à d’autres dolines et forment des sortes d’ouvalas cryokarstiques.

  • 5 Les cartes géomorphologiques sur lesquelles on a effectué la cartographie des formes cryokarstiques (...)

122L’inventaire des familles de morphologies définies a été rendu possible non seulement grâce aux analyses de terrain, mais aussi grâce aux méthodes de la télédétection (photographies aériennes, images satellitaires). Cela a permis de cartographier ces formes sur des cartes à échelles détaillées (par exemple au 1/25 000) ou à échelles plus générales (par exemple au 1/100 000 ou au 1/200 000). Le report sur les cartes topographiques des levés des grandes formes observées sur les zones d’ablation des glaciers, rendra sans aucun doute plus instructives ces cartes sur lesquelles dominaient auparavant les espaces vides. L’inventaire des formes cryokarstiques permettra donc d’élaborer des cartes géomorphologiques et hydrologiques de la surface des glaciers5.

Marginale

Centrale

Locale

Sur le front glaciaire

Chenaux méandriformes continuant dans les gorges (vallées aveugles). Chenaux méandriformes continuant dans les grottes étagées. Puits d'effondrement et avens. Chenaux "souterrains" à ciel ouvert des systèmes de réseaux des marges. Dépressions cryokarstiques avec réservoir d'eau périodique.

Dépressions cryokarstiques asymétriques, avec réseau de chenaux de surface, se prolongeant dans les puits glaciaires (périodiquement remplis d'eau).

Chenaux méandriformes pénétrant dans les puits glaciaires.

Vallées avec sources issues du glacier, pénétrables (porche glaciaire). Gorges dans la glace morte des sandres générées par la source (sous pression) du torrent sous-glaciaire.

Tableau 5 : Mésoformes cryokarstiques à la surface des glaciers.

123Exemples de morphologies cryokarstiques sur les glaciers de la région de Horsund (Spitzberg)

124Sur la Figure 22 ont été localisées les morphologies cryokarstiques caractéristiques observées pendant les recherches des expéditions polonaises au Spitzberg. Des observations détaillées de ces morphologies ont été effectuées sur les glaciers de la partie sud de la Terre de Wedel-Jarslsberg et du Sörkappland. Les plus grandes formes cryokarstiques, des dépressions et des “poljés glaciaires”, ont été relevés, notamment sous le Raudfjellet sur le glacier de Vestre Torell (Fig. 22, n° l), sur le glacier de Gas (Fig. 22, n° 2) et sous l’un des plus hauts massifs montagneux du Mehsten, au Flakdalen (Fig. 22, n° 3). Il s’agit de très grandes dépressions (jusqu’à 1 km2) formées au contact de la paroi rocheuse de la doline et de la glace. Elles sont périodiquement inondées ou restent vides, comme cela est souvent le cas sur le glacier de Gas (GRZES et BANACH, 1984 ; SCHONER et HARTL, 1996). Certaines de ces dépressions, comme celle de Flakdalen, ont des morphologies semblables au poljé karstique (avec des hums, des systèmes d’écoulement et des ponors, un grand réservoir d’eau saisonnier, un cours d’eau de surface, etc.) Parmi les mésoformes originales qui apparaissent sur les glaciers du Spitzberg, les plus nombreuses sont les dépressions cryokarstiques marginales engendrées par les réservoirs d’eau périodiques. Ces dépressions se situent le plus souvent près des nunataks (ex. : près du nunatak Tuva, sur le glacier de Hans - Fig. 22, no°4) ou près des parois rocheuses de la vallée glaciaire (Fig. 22, no 5-8). Ce sont des dépressions glaciaires allongées, avec des parois de glace abruptes, vidées de leurs eaux par l’orifice de sortie d’un système de grottes glaciaires et qui s’ouvrent en général au début de l’été. L’évolution de ces dépressions provoque un effondrement dans le glacier, d’allure allongée, avec un fond plat jonché de dépôts brisés. Cette morphologie se transforme peu à peu en gorge glaciaire celle-ci restant souvent connectée avec le système de grottes glaciaires. Cela rappelle les vallées aveugles (blind valley) des régions de karst classique.

125D’autres morphologies originales sont les groupements de formes d’effondrement et d’ablation liés aux grottes glaciaires des marges. Comme exemples on peut citer les effondrements sur le glacier de Hans, sous le Wienertinden (Fig. 22, no 9), ou la surface du glacier de Werenskiold, au-dessus de la grotte de Kvisla (Fig. 22, no 10).

126Les formes cryokarstiques de taille moyenne apparaissant le plus fréquemment sont les dolines cryokarstiques. Ces dolines actives sont localisées dans les bassins fermés superficiels ou au-dessus des couloirs des grottes glaciaires. Elles sont présentes sur tous les glaciers qui ont été explorés.

2 - Les grottes glaciaires

127Les premières explorations et recherches scientifiques dans les grottes glaciaires ont été menées par les spéléologues français et italiens à partir de la seconde moitié du XIXème siècle (CHOPPY, 1980 ; FOREL, 1898 ; MARTEL, 1898 ; VIGLINO, 1897). Elles ont été réalisées tout d’abord dans les glaciers alpins et en particulier dans le massif du Mont Blanc et dans les Alpes-Maritimes. A l’époque, on s’intéressait surtout aux puits glaciaires, parmi lesquels le puits du glacier de Grand Moulin et celui de la Mer de Glace qui fut exploré jusqu’à une profondeur de 60,5 m (VALLOT, 1898). FOREL et MARTEL analysèrent la circulation des eaux dans les canaux glaciaires en utilisant des colorants (FOREL, 1898 ; MARTEL, 1898 a). En même temps, commencèrent les explorations des grottes glaciaires de Norvège (SULSHEIM, d’après “Spelunca” de 1895) et d’Amérique du Nord (STONE, 1898, d’après “Spelunca” 1906). Les participants des expéditions polaires décrivaient les énormes orifices des grottes glaciaires des icebergs et ceux des fronts des glaciers (notamment PEARY en 1903, dans l’Arctique, d’après “Spelunca” de 1906 et DOBROWOLSKI, en 1923, pendant l’expédition du “Belgica” en Antarctique dans les années 1897-1899).

128Le développement des techniques alpines, dans les années 1950, a permis par la suite d’effectuer des recherches au cœur même des glaciers. Ces recherches avaient non seulement des buts scientifiques, mais aussi pratiques. Des investigations ont été entreprises dans les Alpes et en Scandinavie, au Caucase et dans le Tien Chen puis dans les glaciers arctiques, en particulier ceux du Spitzberg et d’Amérique du Nord. Au Spitzberg, les recherches ont été initiées par les expéditions polonaises à partir de 1957, organisées dans le cadre de la troisième Année Internationale de Géophysique (KOSIBA, 1960 ; BARANOWSKI 1968 ; CZERWINSKI, 1968) et poursuivies par les expéditions françaises (CORBEL, 1955 ; CORBEL et GALLO, 1970). Depuis les années 1970, les grottes du Spitzberg sont l’objet d’un grand intérêt de la part de nombreuses expéditions. Des dizaines d’énormes grottes glaciaires ont été découvertes et étudiées (PULINA, 1982, 1984 ; PULINA et REHAK, 1991 ; SCHROEDER, 1991). D’autres ont été découvertes et explorées dans les glaciers d’Amérique du Nord (HALLIDEY et ANDERSON, 1970 ; PETERSON et MC. KENZIE, 1968 ; SEPPALA, 1972). De grandes grottes glaciaires ont aussi été découvertes en Islande et au Groenland.

Figure 22 : Localisation des formes cryokarstiques sur le SW Spitzberg (d’après Pulina, 1997).

129L’omniprésence de ces grottes dans les glaciers de montagne est aujourd’hui complètement admise. Mais on les trouve également dans les glaciers des régions sub-polaires, dans ceux des régions à ambiance climatique modérée, voire dans les rares glaciers des régions tropicales (glaciers des hautes chaînes de l’Afrique Orientale, Andes). La découverte de grottes calcaires formées cette fois sous les glaciers, comme la grotte de Castelguard développée sous le Columbia Icefield (FORD et al., 1983), est particulièrement intéressante.

130Ce chapitre récapitule surtout les résultats des recherches effectuées dans les grottes glaciaires du Spitzberg par Fauteur et les équipes associées de la République Tchèque et du Canada (PULINA et REHAK, 1991 ; SCHROEDER, 1991). Nous avons également utilisé les résultats des analyses des grottes glaciaires présentés par de nombreux spéléologues lors des symposiums de la Commission des Grottes Glaciaires et du Karst dans les régions Polaires de l'UIS (Espagne, Pologne et Autriche, International symposium, 1991, 1993, 1995, 1997, 2000, ainsi que les résultats scientifiques du Symposium organisé au Spitzberg dans la Station Polaire Polonaise de Hornsund en avril 1992 par l’Université de Silésie et l'Institut de Géophysique de l’Académie Polonaise des Sciences, 1997. La plupart des résultats de ces recherches ont déjà été publiés (ERASO et PULINA, 1994).

  • 6 Les informations ci-dessus ont été tirées des travaux rapportant les résultats des explorations eff (...)

131Les grottes glaciaires prennent la forme aussi bien de couloirs verticaux que de galeries horizontales et de salles. Elles se forment en dessous de la surface du glacier, généralement à une dizaine de mètres de profondeur. Mais on connaît aussi des systèmes de grottes qui descendent à des profondeurs dépassant les 100 m avec quelques maxima entre-140 et-160 m sous la surface (grotte d’Eimfjelletaven-135 m ; grotte de Cristal au Spitzberg-140 m ; le Moulin de Kapisigdlit-157 m au Groenland)6. Les grottes glaciaires horizontales peuvent s’étendre sur quelques kilomètres de longueur. Les énormes galeries souterraines situées sur le front des glaciers arctiques, dans le cadre du système hydroglaciaire central, ont été explorées, souvent sur plus d’un kilomètre, à partir de la bordure des glaciers (grotte d’Isfjellelva, au Spitzberg, avec 0,7 km, ou celle de Tupilaq Sulloq, au Groenland, avec 1,2 km). Dans les glaciers arctiques, les réseaux des couloirs marginaux ont plusieurs kilomètres de longueur et ont de grandes dénivellations surtout quand il existe une grande différence de niveau avec la langue du glacier. Une des formes verticales originales affectant ces grottes, sont les puits glaciaires. Le plus profond d’entre eux, observé au Groenland, descendait jusqu’à-150 m ; au Spitzberg, le Gouffre Félix faisait-93 m de profondeur.

132Les grottes verticales prennent la forme de méandres fissurés et de couloirs ovalisés, sortes de “tire-bouchons verticaux”, ou de “trous de gruyère”. Les couloirs horizontaux forment des galeries régulières de tout genre, avec un profil ovale, des collecteurs et un lit fluvial (ce genre de couloirs apparaît très souvent). Les étapes de l’incision du torrent sont bien marquées dans la glace, avec des couloirs plats et des salles sous-glaciaires, installées généralement dans la glace morte de la tête du glacier.

133Les grands glaciers possèdent au moins trois systèmes de conduits de drainage. Une grande partie de la langue du glacier et le cirque glaciaire sont drainés par les conduits du système central. Les canaux du système marginal drainent la bordure de la langue glaciaire et accumulent les eaux, provenant des versants déglacés, qui s’écoulent dans le glacier. Le troisième type - véritable système de chenaux locaux - apparaît dans des conditions morphologiques précises. Le plus souvent c’est au niveau des seuils, des cascades et des surplombs glaciaires.

134La forte ablation de la glace et les mouvements du glacier peuvent provoquer en peu de temps de grands changements dans les systèmes de grottes. Le cycle d’évolution des grottes glaciaires ne dure généralement que quelques années ou quelques dizaines d’années. L’évolution des couloirs et des formations particulières qui y apparaissent s’effectue souvent au cours d’une seule saison d’ablation. En même temps, des secteurs stables existent sur les grands glaciers. C’est là où se forment les systèmes de grottes, liés à la configuration du glacier, à la surface glaciaire drainée et aux versants non englacés de la vallée. Le plus grand nombre de grottes est en relation avec la langue du glacier actif. Mais les grottes sont aussi présentes dans la glace morte des moraines marginales et des sandres. Enfin, parmi les grottes les plus originales, on peut citer celles qui se sont formées sous l’influence des eaux thermales, en particulier celles des régions volcaniques en activité (Islande, Kamchatka, Shetland du Sud). Ci-dessous seront présentées des grottes glaciaires typiques des parties souterraines du drainage des glaciers.

a - Les grottes profondes de type “gouffre” des glaciers de Werenskiold et de Hans

135L’entrée des conduits vers le système central, en fait de type ponor, se présente sous forme de puits glaciaires. Ces puits sont les équivalents des gouffres ou avens du karst classique. Ils se situent sur le secteur d’ablation du glacier, au fond des dolines cryokarstiques, ou bien dans les segments inférieurs des conduits de surface. Ils font fonction de ponor pour les bassins de drainage locaux situés à la surface du glacier. Ils transfèrent l’eau vers le réseau de conduits du système central de circulation hydrologique, ou directement vers la nappe aquifère du glacier. La localisation des puits glaciaires est liée au système de fissures en surface du glacier et à sa topographie. Cette dépendance des puits avec le système de fissures superficiel a été décrite par HOLMUND (1988) à partir de l’observation de 70 puits du glacier de Stor, en Suisse. Les conditions décrites sont semblables à celles des glaciers qui ont été mentionnés. Les puits apparaissent fréquemment près des moraines médianes, et le plus souvent au point de liaison entre deux moraines médianes, donc au niveau de la zone de contact entre deux langues glaciaires. À cause de la remontée de la ligne des neiges permanentes sur les glaciers au cours de la seconde moitié du XXème siècle, les puits se forment maintenant dans les cirques glaciaires.

Figure 23 : Schéma du bassin versant du glacier de Werenskiold (d'après Pulina et Rehak, 1991).

136La zone où se situent les puits glaciaires du système central, reste généralement stable plusieurs années. En hiver, les puits sont recouverts de neige et inactifs. Au printemps, dans la dépression où se situe le puits, se forme temporairement un réservoir d’eau. Ce réservoir se vide parfois violemment et l’eau est évacuée dans le puits qui vient de s’ouvrir. Ce puits peut être une forme ancienne datant de l’année précédente, ou bien un nouveau conduit apparu au-dessus de l’ancien, mais toujours relié au même système de drainage souterrain.

137Plus loin nous décrirons les grands puits glaciaires qui ont été explorés par les spéléologues, parfois jusqu’à des profondeurs dépassant la centaine de mètres.

b - Les puits de Skilrvggaven et d’Eimfjelletaven sur le glacier de Werenskiold
  • 7 La grotte de Skilryggaven a été explorée par les spéléologues polonais en 1981 et 1983 jusqu’à une (...)

138Ces deux puits profonds sont situés dans la partie amont de la langue du glacier de Werenskiold, au point de rencontre avec des glaciers latéraux (Fig. 23). Ils drainent de grandes dépressions d’ablation (Skilryggbreen et Angelissen), assez plates. Les orifices de ces puits se découvrent en début de saison estivale, au moment où ils sont affectés par l’ablation. En 1983, trois puits conduisaient à l’intérieur du Skilryggaven7, et un seul pour le glacier d’Eimfjelletaven). A l’entrée de ces puits s’engouffrent des torrents dont le débit moyen est de l’ordre de 100 1/s. Au début de la fonte de la glace et de la neige hivernale, l’écoulement du torrent n’est que de quelques 1/s ; puis il s’arrête à la fin de l’été. C’est le meilleur moment pour explorer ces puits.

139Les coupes et les plans des deux puits ont été représentés sur la Figure 24. Ces derniers possèdent des couloirs formés de façon identique. Le puits principal (dans la partie supérieure l’entrée est unique ou double), avec un profil ovale, présente un diamètre de quelques mètres (au maximum une dizaine) et descend jusqu’à 55-65 m sous la surface. Ce puits est situé au croisement de fissures du glacier, juste devant la zone de contact des deux glaciers. Au fond du puits s’amorce un méandre sinueux et abrupt qui descend jusqu’à 85 m de profondeur. Il est taillé sur les surfaces latérales de glissement du glacier, dans un endroit qui se situe presque au contact entre les différents glaciers. A cette profondeur, dans les deux grottes, commence une galerie horizontale.

Figure 24 : Les grandes grottes verticales du glacier de Werenskiold : A - Grotte de Skilryggaven, B - Eimfjelletaven (d'après Pulina et Rehak, 1991).

  • 8 On avait des difficultés à visser les broches à glace qui retenaient les cordes dans la parois de g (...)

140Dans la partie nord-est du glacier de Werenskiold, au début des moraines médianes de Skilryggbreen et de Slyngfjellbreen (au-dessus de la grotte de Skilryggaven), a été découvert un énorme complexe de grottes. Ce système, appelé Glaciologeraven, a été exploré jusqu’à une profondeur de 60 m par les spéléologues polonais dans les années 1981-1983. En automne 1986, les spéléologues tchèques ont réussi à le pénétrer jusqu’à-100 m sous la surface du glacier. Le fond de la grotte suit le versant rocheux de montagne de Glaciologerknausen. Les puits de cette grotte drainent la surface d’ablation du glacier de Slyngfjell et sont probablement reliés par un collecteur souterrain à la grotte de Skilryggaven (PULINA et REHAK, 1991). Ce collecteur entre directement dans la moraine médiane. Le couloir n’a pas pu être pénétré du côté de Skilryggaven à cause d'un resserrement s’achevant par un siphon. Par contre à Eimfjelletaven se développe un couloir horizontal d’une dizaine de mètres de longueur et de 2 m de hauteur, avec des réservoirs d’eau tant en son début qu’à sa fin. Sur les parois du couloir, on pouvait remarquer de grandes quantités de gravats rocheux et sur le plancher, de l’argile, des gravats et des blocs rocheux. Le secteur suivant du couloir rappelait le méandre abrupt qui débutait le grand puits. Il était installé, lui aussi, sur les surfaces de glissement du glacier. Un peu plus bas, il se transformait en une sorte de tuyau presque vertical avec un bloc rocheux qui s’y était encastré. Ce conduit touchait le fond rocheux de la vallée à une profondeur de 135 m en dessous de la surface du glacier. La partie inférieure, impénétrable à l’homme, avait la forme d’un couloir plat, assez spacieux, rempli de matériel gélifracté. A Skilryggaven, on a mesuré la température de la glace, de l’air et de l’eau (octobre 1983). La température de la glace a été prise grâce à des ouvertures spéciales faites dans les parois du puits. Une température négative a été relevée jusqu’à la profondeur de 50 m, puis la glace devenait “plastique”8. Les températures de l’air restaient négatives jusqu’à-60 m. En conséquence des concrétions glaciaires se formaient dans le puits d’entrée. L’eau non congelée apparaissait dans les réservoirs à partir de 60 m de profondeur, au fond de la grotte. Pendant l’exploration des deux grottes, la température à l’extérieur allait de quelques degrés à une vingtaine de degrés en dessous de 0°C

Figure 25 : Schéma du glacier de Hans avec la localisation des grottes glaciaires (d'après J. Schroeder, 1995).

c - Le gouffre de Félix et la grotte de Cristal sur le glacier de Hans
  • 9 L’exploration et l’analyse des deux puits ont été menées par les spéléologues de l’Université du Qu (...)

141Tous les deux se trouvent dans la partie d’ablation du glacier, dans la zone centrale de la langue de ce glacier (Fig. 25)9. Le Gouffre Félix draine une grande dépression d’ablation située sur la partie centrale de la langue glaciaire. Le puits s’ouvre dans une fissure glaciaire transversale. Par contre, la Grotte de Cristal s’est formée dans une dépression cryokarstique qui se trouve sous le versant sud-est du nunatak Tuva, là où se réunissent les moraines latérales des glaciers Tuva et Hans. Elle possède un système de ponors qui drainent la dépression. La première grotte (Fig. 26) se présente sous forme d’un grand puits unique ayant un diamètre de 10 m et une profondeur de 92 m ! Au fond du puits, commence un méandre sinueux, haut d’une dizaine de mètres et exploré jusqu’à-115m. La seconde grotte commence par un grand méandre horizontal en prolongation d’une gorge glaciaire ouverte (Fig. 27). Cette forme rappelle une vallée aveugle (blind valley). Les parois du méandre sont marquées par de nombreuses formes tourbillonnaires, de type “cannelures” (flûtes) et “marmites” (potholes), formées pendant les niveaux de crue. Le méandre glaciaire se termine par l’ouverture d’un grand puits, dont le fond se trouve à-90 m sous la surface du glacier. Le puits possède un profil en tube aplati. On peut reconnaître plusieurs générations de puits verticaux. Au fond du puits se développe un grand méandre sinueux avec de nombreux seuils. L’exploration de ce méandre a été poursuivie jusqu’à une profondeur de-120 m mais, bien que l’on ait aperçu une continuation jusqu’à au moins-140 m voire-150 m, l’exploration fut arrêtée en raison de problèmes techniques.

Figure 26 : Le gouffre Félix sur le glacier de Hans (d’après J. Schroeder, 1995).

d - La grotte de Lipertaven dans le glacier de Werenskiold
  • 10 L’exploration de cette grotte a été effectuée par un groupe de spéléologues tchèques et polonais en (...)

142Cette grotte se trouve dans la partie frontale du glacier de Werenskiold, près de la moraine médiane (Fig. 28). Elle draine une dépression d’ablation de forme oblongue, située sous la moraine médiane (Fig. 23). En 1986, le chenal qui amenait les eaux de cette dépression dans la partie inférieure se subdivisait en méandres à deux niveaux, puis se terminait soudainement par un grand puits glaciaire10. Dans sa partie inférieure, le diamètre de ce puits mesurait de 16 à 20 m et son fond se trouvait à une profondeur de 70 m. Au fond de ce puits, s’était formée une salle allongée, drainée par le lit du torrent. On y trouvait aussi une terrasse glaciaire et un couloir qui continuait en direction du sud-est, mais il ne fut pas exploré. De cette salle, partait un couloir rectiligne en direction du nord-ouest. Dans sa partie centrale, il perçait la moraine médiane située entre la langue centrale du glacier Werenskiold et sa langue du nord (ou glacier de Kvisla). La partie terminale de ce couloir, de forme ovale, était remplie de profonds réservoirs d’eau. L’exploration fut arrêtée par manque de matériel aquatique. Pendant deux ans, le puits a été isolé de la circulation de l’eau et rempli de neige jusqu’à une profondeur de 30 m. Par la suite, est apparu un nouveau puits formé de nombreuses cascades qui tombaient en deçà du fond du puits précédent.

143La grotte de Lipertaven est taillée entièrement dans la glace, sans aucun contact avec le fond rocheux. Elle est située dans la glace morte du front du glacier et se présente sous la forme d’un chenal ovale lequel évacuait l’eau sous pression. Cette eau provient uniquement de la partie du glacier qui est en ablation car elle est à la fois très peu minéralisée et ne contient pas de matière en suspension. En 1986, le réseau hydrologique de la grotte a fait l’objet d’un traçage par colorant fluorescent. Au printemps 1988, près d’une source partiellement gelée qui évacuait les eaux de cette grotte, de grandes quantités d’eaux de fonte ont inondé la grotte et gonflé la source.

Figure 27 : La grotte de Cristal sur le glacier de Hans (d'après J. Schroeder, 1995).

144L’écoulement de cette eau s’est effectué dans la zone de la moraine médiane du glacier, ce qui a provoqué la disparition de matériaux morainiques sur une distance de 30 m de largeur et 60 m de longueur. Pendant ce temps, la source qui drainait la grotte s’était transformée en doline avec de l’eau s’écoulant sous haute pression. Sa profondeur atteignait au moins 6,5 m.

e - La grotte d’Isfjellelva dans le glacier de Vestre Torell

145La grotte d’Isfjellelva constitue la partie aval et de sortie du collecteur central qui draine le côté est du glacier de Vestre Tordi (Tangardbreen). Elle est localisée dans la partie Est de la tête du glacier, là où entrent en contact les glaciers de Vestre et d’Austre Torell. Elles est donc dans le secteur de la moraine médiane située entre le nunatak de Raudfjellet et la côte de la mer du Groenland (Fig. 29). La sortie de la grotte se trouve au contact du glacier de Vestre Torell et de la zone étroite du terrain précédant la moraine frontale. Cette superficie représente le début du sandre interne en voie de formation, et qui est installé sur la glace morte du glacier de Vestre Torell. Sur cette surface les crêtes des eskers sont bien conservées, enserrant de grands couloirs dans lesquels on peut lire les différentes étapes de l’écoulement central du glacier. Audessus de cette surface se dressent les hautes levées des moraines frontales et médianes.

Figure 28 : La grotte de Lipertaven sur le glacier de Werenskiold (d'après Pulina et Rehak, 1991).

146En 1983, l’orifice de la grotte d’Isfjellelva constituait un énorme porche glaciaire, en forme de tube, avec un diamètre de l’ordre d’une vingtaine de mètres (Fig. 30). L’entrée de cette énorme grotte, (Photo 7), se prolongeait sous forme d’un canal rectiligne découpé dans la glace, long d’une centaine de mètres et profond de plusieurs dizaines de mètres. Il constituait l’essentiel du couloir de la grotte sculptant la voûte. Le segment suivant de ce canal était en forme de méandre taillé en profondeur et recoupant la levée supérieure de la moraine. Le canal se terminait sur la surface alluviale plate, située sous le glacier d’Austre Torell. Dans la zone de cette moraine élevée les traces de l’écoulement souterrain de ce canal étaient bien visibles. En 1972, l’ouverture de cette grotte était déjà observable dans la partie est de la moraine médiane de Torell. Par contre, toute la partie de la grotte, visible aujourd’hui, était dissimulée. L’analyse des photographies aériennes faites en 1966, montre que le parcours du canal souterrain était différent de celui d’aujourd’hui. Il était situé plus près du nunatak de Raudfjellet, à proximité de la moraine médiane de Tangardbreen. C’était donc le torrent central qui alimentait l’immense réservoir d’Isfjellvatnet. L’écoulement de ce lac s’effectuait par les canaux du glacier de Austre Torell. C’est seulement dans la moitié des années 1970 que la vidange totale du lac s’est produite. A la fin des années 1980, un réservoir périodique existait dans la partie Est de l’ancien lac, situé sous le versant sud-ouest de la montagne de Raudfjellet. La vallée qui se trouve sous le nunatak de Raudfjellet, obturée par les moraines latérales de Torellbreen, constitue une grande dépression cryokarstique très caractéristique du Spitzberg. Elle s’est développée en cet endroit, sous l’influence d’eaux karstiques thermales s’écoulant des sources situées dans la partie Est de la dépression. Les étapes de la mise à jour du grand canal de la grotte d’Isfjellelva, à la suite d’une forte fonte de la surface du glacier Vestre Torrell, ont été observées au cours des années 1983, 1986, et 1988. En 1986, par rapport à 1983, l’ouverture de la grotte s’était déplacée de plusieurs dizaines de mètres vers le haut du glacier. Les parois du canal se sont abaissées d’une dizaine de mètres (Fig. 30). En 1988, quand on a effectué l’exploration de la grotte, le dégel de la surface de la glace a donné comme résultat que seule la sortie de la grotte s’est conservée sous forme de gorge. Par contre, le segment inférieur s’est transformé en canal peu profond, légèrement incisé sur le fond du sandre interne en voie de formation.

Figure 29 : Schéma de la moraine médiane des glaciers de Torell sous le Raudfjellet (d'après Pulina et Rehak, 1991).

147Le grand torrent qui s’échappe de la grotte et perce la moraine, rejoint les autres torrents glaciaires de Hoddebreen et Raudbreen, ce qui crée l’énorme rivière glaciaire d’Isfjellelva coulant sur le soubassement précédant le glacier de Austre Torell. Pendant la période des hautes eaux, le débit de la grotte d’Isfjellelva est de plusieurs dizaines de m3/s et l’orifice de sortie est à moitié inondé. Dans les autres parties, la grotte est remplie d’eau jusqu’à la voûte. En période de bas niveaux, le débit n’est que de quelques m3/s. En hiver, la rivière qui s’écoule de la grotte est recouverte de glace non seulement en surface, mais aussi dans la grotte sur une distance de plusieurs dizaines de mètres à partir de l’orifice. Cette rivière forme, dans la zone de “la moraine médiane” de Torellbreen, un champ de glace de “naled”. La grotte d’Isfjellelva se présente sous la forme d’une énorme galerie entièrement installée dans la glace. Elle atteint 750 m de longueur. Dans le secteur d’entrée, les dimensions des galeries étaient de 15 à 18 m de hauteur, 15 à 30 m de largeur (Fig. 30, profil 2). En profil transversal, plusieurs niveaux de terrasses de glace sont visibles. Le lit de la rivière était profond. Au début du mois d’octobre 1988, le débit de la rivière était de 4 mYs car la rivière était gelée sur une distance de 60 m à partir de l’ouverture de la grotte. Les terrasses étaient surélevées par un dépôt de sables et de graviers, provenant des niveaux supérieurs de la rivière. Les parois des galeries étaient recouvertes de multiples morphologies creusées par les tourbillons, de type marmites et d’encoches d’abrasion. L’entrée des galeries présentait trois grands méandres, et ses dimensions étaient sensiblement les mêmes que celles de la galerie située près de l’ouverture. À 100 m de l’ouverture, on pouvait apercevoir la sortie d’un puits (Fig. 30, profil 3) arrivant jusqu’en surface du glacier. A partir du quatrième méandre, la grotte se rétrécissait et la terrasse inférieure disparaissait donnant le plancher actuel de la grotte. Le profil transversal faisait apparaître un fragment de couloir ovale affectant la voûte de la galerie (Fig. 30, profil 7). A partir de cet endroit, le caractère de la galerie changeait. Elle se transformait en un large couloir formé dans les conditions de circulation de l’eau sous forte pression, et en fonction des glissements du glacier (Photo 8). On avait l’impression que c’est ici que se trouvait la frontière entre les dépôts de glace “froide” se situant dans la partie de l’orifice, et la glace “chaude” de l’intérieur du glacier. Cette partie de la grotte se situe à une profondeur, en dessous de la surface du glacier, dépassant 20 m. Les chenaux à forme ovale sont nombreux en cet endroit avec un grand “couloir de voûte”, typique des formations hydrogéologiques de la zone phréatique et vadose (v/ph). Le couloir principal se subdivise en deux parties, dont l’une est entièrement remplie d’eau. Le chenal transporte une grande quantité de graviers et de sables. Par contre, dans la partie finale de la grotte, on ne trouve plus que du matériel semifractaire. L’écoulement de l’eau par le conduit aquifère aboutit dans le lac qui est indiqué entre le profil 7 et 8 de la Figure 30. A partir de cet endroit, sur le fond du couloir, on trouve des cascades, installées sur les surfaces de glissements du glacier. La partie terminale de la grotte, située à 650 m de l’entrée, a la forme d’une grande chambre fermée par un siphon. Au fond du lac d’où s’écoule l’eau, et qui donne naissance à la rivière glaciaire, on remarque une cristallisation originale de la glace sous forme de lames longues de quelques centimètres. Sur les bords des réservoirs se produit une cristallisation de différentes morphologies glaciaires. Les petits réservoirs rappellent les gours de calcite, bien connus des grottes calcaires.

f - La grotte de Kvisla dans le glacier de Werenskiold

148Le système de couloirs de la grotte de Kvisla se situe sur le versant montagneux à droite de la langue du glacier de Werenskiold. Cette partie du glacier, appelée “glacier de Kvisla”, se trouve au bas des versants des massifs rocheux de Liperttoppen et Wemerknatten (Fig. 23, Fig. 31). Cette grotte constitue un bon exemple de système marginal. Elle s’est taillée aussi bien dans la glace du glacier que dans celle de la moraine latérale, dans la partie qui arrive de la tête du glacier jusqu’aux parages du champ de “firne” du glacier latéral de Skilryggbreen, vers 450 m d’altitude. La longueur des couloirs de cette grotte peut atteindre jusqu’à 3,5 km. Pour l’instant elle n’a été explorée que sur 650 m. En 1986, on a constaté l’existence de 12 puits glaciaires qui amenaient les eaux vers ce système, issues aussi bien de la langue du glacier, des pentes non-englacées des dolines, que d'un petit glacier suspendu et des plaques de glace vieilles de plusieurs années. Les puits situés sur les plus grandes hauteurs (versant Est de Wernerknatten) n’ont pas été explorés.

Photo 7 : Effondrement du plafond de la Grotte d’Isfjellelva (Glacier de Vestre Tordi, Spitzberg) Eté 1998, (photo : M. Pulina).

Photo 7 : Effondrement du plafond de la Grotte d’Isfjellelva (Glacier de Vestre Tordi, Spitzberg) Eté 1998, (photo : M. Pulina).

Photo 8 : Salle terminale de la grotte glaciaire d'Isfjellelva dans le glacier de Vestre Torell. Spitzberg. lue 1988, (photo : J. Braun)

Photo 8 : Salle terminale de la grotte glaciaire d'Isfjellelva dans le glacier de Vestre Torell. Spitzberg. lue 1988, (photo : J. Braun)

Figure 30 : La grotte d'Isfjellelva dans le glacier de Vestre Torell (d'après Pulina, et Rehak, 1991).

149La sortie de la grotte de Kvisla se situe à la tête du glacier sur son côté inférieur droit. Elle prend la forme d’un “porche glaciaire” duquel sort la rivière. Pendant les périodes de hautes eaux, le débit peut atteindre 15m3/s. Au cours des recherches, on avait remarqué que juste derrière l’ouverture se développait une galerie glaciaire de 15 m de largeur et de 5 à 6 m de hauteur. Au bout de cette galerie, on arrivait à un long couloir suspendu de près de 10 m au-dessus du fond de la galerie et parfaitement sec. Il était recouvert d’argile ce qui indiquait qu’il avait été inondé pendant la saison hivernale tandis que l’entrée de la grotte était colmatée par la glace de “naled”. Le tronçon suivant de la grotte présentait de grands méandres atteignant jusqu’à 40 m de largeur et 15 m de hauteur. Ces méandres pénétraient dans de grandes salles glaciaires. La première fut nommée “salle chaude” car la température de l'air à la fin de l’été et au début de l’hiver 1986, arrivait jusqu’à 0,8°C. Ses dimensions étaient de 50 m x 30 m pour une hauteur de 15 m. Près de la paroi nord de cette salle s’ouvrait le conduit d'un puits lequel abritait une cascade tombant d’une hauteur de 15 m. Ce puits arrivait jusqu’à la surface du glacier. Par un seuil rocheux, on passait dans une autre salle plate nommée “le grand méandre” avec des dimensions de 100 x 60 m ! Ici débouchait une rivière affluente venue d’une galerie ovale entièrement remplie d’eau. Cette eau possédait des propriétés physico-chimiques très différentes de celles de l’eau de la rivière principale. On pouvait supposer qu’elle provenait du système central du glacier de Kvisla. Le fond de la grotte s’achevait par un conduit très bas parcouru par une rivière profonde et qui fut analysée sur une distance de 200 m à partir de cette salle. L’exploration s’acheva en automne 1986 par manque de matériel d’exploration adéquat.

150Les conduits des rivières et les terrasses, tant glaciaires que rocheuses, sont remplis par des graviers. Les blocs de moraines sont également omniprésents. Les terrasses supérieures, les “tuki” internes de grands méandres et les hauts couloirs latéraux sont couverts de dépôts fractés. Au niveau des parois glaciaires, on peut voir l’intérieur de la moraine latérale ainsi que le contact avec le soubassement rocheux du glacier.

151On peut très bien y observer les traces des mouvements du glacier, par exemple, le transport de la moraine de fond sur les redans rocheux, les fissures de la glace dans le secteur des moraines latérale ou de fond, etc. Les puits glaciaires actifs se relient aux chenaux et salles de la grotte. Mais ceux qui sont inactivés et en dehors du passage de l’eau, sont déjà déformés. Les parois de glace des conduits sont recouvertes de multiples formes tourbillonnaires et dans le secteur de sortie de la grotte, apparaît un immense “chenal de voûte".

Figure 31 : La grotte de Kvisla sur le glacier de Werenskiold (d'après Pulina et Rehak, 1991).

152A la surface du glacier se sont créées des morphologies typiques, en relation avec les chenaux et les salles de la grotte. Ce sont aussi bien des ouvertures de puits glaciaires, liées avec les dépressions d’ablation (dolines thermokarstiques) (Photo 9), que des dépressions d’effondrement développées au-dessus des grandes salles de la grotte au fur et à mesure de l’évolution du système (les premières observations datent de 1988). L’ouverture de cette grotte se trouve aujourd’hui dans une petite reculée liée à l’émergence de la rivière (“pocket valley”).

153La grotte de Kvisla draine des eaux issues aussi bien du système marginal que central, dont la zone d’alimentation est probablement située sur le champ de “firne” du glacier latéral de Skilryggbreen, dans la zone de la moraine médiane. Les eaux du système marginal coulent uniquement pendant la saison d’ablation. Par contre les eaux du système central fonctionnent pendant l’hiver et c’est pourquoi de cette grotte peut s’écouler un torrent toute l’année. Au début de l’hiver 1983, un torrent sortait de la grotte avec un débit de quelques dizaines de 1/s. Au cœur de l’hiver, sur le terrain précédant la grotte, se forme un immense champ de glace de “naled”. Au printemps 1988, ce “naled” avait accumulé jusqu’à 90 000m3 de glace. La glace hivernale obture généralement l’orifice de la grotte et c’est alors que se produisent les remous et les systèmes de tourbillons des eaux dans la partie terminale de l’intérieur de la grotte.

3 - Les traits karstiques de l’hydrologie glaciaire

154Les grottes constituent une partie du réseau intérieur de drainage des eaux du glacier, ce qui est comparable au système hydrogéologique classique des massifs karstiques. Donc, aussi bien les types de conduits que les formes qui y apparaissent trouvent leurs origines dans les trois zones hydrogéologiques, la zone vadose et la zone transitoire (v/ph) étant les plus étendues.

155De la surface du glacier, on distingue au moins trois systèmes d’alimentation : un système central, un système marginal et un local.

156Le système central de conduits glaciaires sert à l’évacuation des eaux de surface issues de la zone de fonte. Celle-ci comprend une grande partie de la langue glaciaire et, souvent, de bonnes parts du cirque glaciaire. Les orifices de ce système de drainage forment des grottes verticales (puits glaciaires, moulins) qui amènent les eaux d’ablation et de précipitation à l’intérieur du réseau de conduits. Là, elles constituent un aquifère glaciaire (niveau piézométrique) ou un collecteur d’eaux. Dans ce premier type hydrologique, les eaux remplissent le labyrinthe de conduits reliés entre eux et qui détermine le niveau piézométrique (“le miroir des eaux glaciaires”). Ici, les conditions hydrogéologiques de la zone phréatique sont prépondérantes. Ce type de niveau aquifère se forme dans les surcreusements du fond de la vallée glaciaire (ombilics) ou dans les cirques glaciaires. Le deuxième type hydrologique prend la forme d’une véritable rivière souterraine laquelle constitue le collecteur central. Ces collecteurs sont des conduits installés sur la partie rocheuse du soubassement glaciaire. D’énormes pressions hydrauliques s’y exercent, c’est pourquoi les conduits sont remplis d’eau jusqu’au plafond et cela explique qu’un niveau piézométrique local peut se former dans les conduits secondaires amenant les eaux vers le collecteur central. Régissent ici les conditions hydrogéologiques de la zone transitoire (v/ph) et de la partie supérieure de la zone phréatique.

157La zone de captage du système central des conduits se situe dans la partie inférieure de la langue glaciaire. Il s’agit d’un collecteur central, d’aspect méandriforme, et d’un réseau de conduits qui se distribuent de manière radiale jusqu’aux orifices de la tête du glacier. Ce deuxième type hydrologique prend d’habitude la forme d’un delta souterrain.

158Les conduits de la zone de sortie sont générés par une rivière souterraine dans des conditions hydrogéologiques de transit identiques à celles des zones vadoses (v/ph). Cela se produit au moment de l’évacuation des eaux lorsque celle-ci s’effectue sous une très haute pression (sources glaciaires). En hiver, le système ne fonctionne qu’en partie car les sorties sont souvent obturées.

159L’immense étendue du réseau de conduits du système central, dont une partie est située dans la zone phréatique, provoque l’accumulation de grandes quantités d’eaux car les eaux circulent dans le glacier toute l’année. L’écoulement des eaux de ce système de conduits reste actif pendant la saison hivernale, bien que la zone de captage (puits glaciaires) soit inactivée et couverte de neige. En hiver, les eaux issues du glacier se congèlent rapidement à l’avant du glacier en formant d’énormes couches de glace dites de “naled”. Au fur et à mesure que l’épaisseur de ce “naled” se développe, le gel aboutit à la fermeture des sorties (“les portes glaciaires”) et à l’obturation des sources karstiques. Finalement, dans la zone de sortie des conduits l’eau s’accumule, ce qui provoque une montée du niveau piézométrique sur le front du glacier. Il arrive que ce niveau atteigne les ouvertures situées en haut de la tête du glacier et généralement inactives ; elles fonctionnent alors en trop-plein. L’eau qui s’en écoule se congèle rapidement à son tour. Au-dessus des orifices apparaissent alors des coupoles de glace atteignant parfois des dizaines de mètres de hauteur. Le processus de fermeture des zones de captage et d’une partie des conduits d’écoulement à l’intérieur du glacier, peut amener dans les glaciers un système de circulation interne et une élévation radicale du niveau piézométrique du glacier. Les pressions provoquées par le soulèvement du niveau des eaux dans le glacier provoquent parfois l’évacuation violente des eaux sous forme de fontaine ou de geyser (Photo 10). Ce phénomène peut provoquer aussi le déversement des eaux d’un système de circulation à l’autre. Habituellement, cette situation consiste en un déversement des eaux du système central vers les conduits restés vides des systèmes marginaux. Dans de nombreux segments de ces conduits, on a observé la présence de dépôts transportés par le canal central de la rivière souterraine (ex. : dans la grotte Elza), (Photo 11 et Photo 12) située dans la partie centrale du Spitzberg ; PULINA, 1982). Dans le glacier de Hans, dans la partie sud du Spitzberg, à la fin de la saison hivernale, on a observé dans les puits glaciaires situés dans la partie centrale de la langue glaciaire, un soulèvement du niveau piézométrique de près de 100 m (SCHROEDER, 1995 ; Fig. 27).

160Au printemps, la glace de “naled” fond et de grandes quantités d’eaux printanières provoquent la désobstruction des sorties. C’est à ce moment-là que les orifices éjectent l’eau avec de nombreux cailloutis et même des blocs rocheux issus des bassins des sources.

161En zone bordière de la langue glaciaire, les eaux des pentes non gelées de la vallée et celles venues des glaciers latéraux (ceux qui ne sont pas en contact direct avec le glacier central), s’écoulent en créant un réseau souterrain. Il s’agit de la partie marginale du glacier. Les grottes de ce système des marges existent dans tous les glaciers qui possèdent des conditions thermiques favorables à une circulation sous-glaciaire des eaux. La localisation de ces grottes est strictement inféodée aux cours d’eaux issus des pentes de la vallée. Ces derniers se trouvent au-dessus de la zone d’ablation du glacier et des dépressions cryokarstiques situées sur la langue, à proximité des moraines latérales. Au cours des dernières décennies, on les a aussi observés sur les bordures des cirques glaciaires. Dans ce dernier cas, les grottes peuvent acheminer les eaux jusqu’au conduit central du système.

162Les grottes de type marginal apparaissent aussi au niveau des barrages de vallées affluentes provoqués par l’obturation découlant de la progression du passage de la langue glaciaire. Il se produit alors habituellement une dépression marginale occupée par un lac temporaire qui se vide brutalement au printemps ou au début de l’été. Ces grottes des marges sont taillées à la fois dans la glace de la langue et dans celle des moraines latérales. Elles forment généralement un système d’immenses chambres et couloirs, souvent à plusieurs niveaux, et qui reste en contact avec les parois rocheuses et le fond de la vallée glaciaire. Des tunnels se relient aux conduits, transperçant la moraine latérale, évacuant les eaux des torrents qui cascadent sur les pentes de la vallée. Des puits se trouvent à la lisière de la langue glaciaire qui achemine les eaux de surface. Bien souvent, au-dessus de ces couloirs et chambres, à la surface du glacier, apparaissent des dépressions et des effondrements (par ex. au-dessus de la grotte de Kvisla, sur le glacier Werenskiold, au Spitzberg, (Fig. 31).

Photo 9 : Dépression thermokarstique sous le nunatak de Raudfjellet. Les trous soulignent les grandes grottes glaciaires (été 1998), Spitzberg (photo : M. Pulina).

Photo 9 : Dépression thermokarstique sous le nunatak de Raudfjellet. Les trous soulignent les grandes grottes glaciaires (été 1998), Spitzberg (photo : M. Pulina).

Photo 10 : Résurgence sous pression (type geyser) de la rivière sous-glaciaire du glacier Werenskiold. Noter les pierres expulsées. Spitzberg. Été 1988, (photo : J. Braun)

Photo 10 : Résurgence sous pression (type geyser) de la rivière sous-glaciaire du glacier Werenskiold. Noter les pierres expulsées. Spitzberg. Été 1988, (photo : J. Braun)

Figure 32 Le débit et la minéralisation de la rivière glaciaire de Werenskiold (année hydrologique 1979-1980).

163Dans les grottes des zones marginales coulent d’énormes torrents ou rivières glaciaires qui sortent ensuite en tête de glacier la plupart du temps par le biais de tunnels ouverts (“les portes du glacier”). En hiver, généralement ces puissants écoulements cessent. Cependant, dans de nombreux cas, lorsque les conduits du système marginal sont alimentés par les eaux du système central, ils peuvent conserver un écoulement. Le lit des torrents est incisé dans la glace ou dans la roche et on y relève plusieurs générations de terrasses rocheuses et glaciaires. Les cascades et les chutes d'eau, souvent puissantes, sont également très nombreuses. L’eau transporte des matériaux rocheux divers ainsi que de nombreux blocs de moraine. Les parois glaciaires des grottes sont entaillées par de nombreuses encoches générées par les mouvements tourbillonnaires. Les grottes du système marginal rappellent les grottes de vallée ou d’écoulement du karst classique. C’est par elles que les eaux de transit s’écoulent le plus souvent, que ce soit au sein de la partie vadose inférieure, ou de la frontière entre la zone vadose et la zone phréatique. La circulation de l’eau de la zone vadose arrive dans les grottes du système local. La genèse de ce système est liée aux conditions hydrologiques locales qui prévalent dans le glacier ou sur son rebord. D’habitude ce sont d’assez petits couloirs unitaires par lesquels s’écoulent les eaux de fonte. L’évolution de ces conduits locaux peut amener à les relier au système marginal ou central du glacier. La localisation de ces grottes est d'habitude liée aux amas glaciaires ou aux seuils du glacier, les torrents du glacier s’écoulant dans des conduits peu profonds. Ou bien les eaux utilisent des systèmes de fissures ouvertes pour pénétrer au sein du glacier, puis inciser les seuils glaciaires. La grotte de Lipertaven, sur le glacier de Werenskiold (Fig. 28), fournit un bon exemple de ce type de système. Parmi les formes originales du système local de couloirs, se distinguent celles qui se sont formées à proximité des sources thermales, au contact de la glace. Elles constituent un immense réseau de conduits sousglaciaires, la plupart du temps en relation avec les grottes marginales. Les grottes de ce genre apparaissent notamment dans la partie nord-ouest du glacier Austre Torellbreen, sous le nunatak de Raudfjellet, au sud-ouest du Spitzberg (Fig. 29).

Photo 11 : Galerie de la grotte glaciaire Elza dans le glacier Bertil (position du captage de l’eau pour la cité la Pyramida) Eté 1979, Spitzberg central, (photo : M. Pulina).

Photo 11 : Galerie de la grotte glaciaire Elza dans le glacier Bertil (position du captage de l’eau pour la cité la Pyramida) Eté 1979, Spitzberg central, (photo : M. Pulina).

Photo 12 : Fragment de la galerie de la Grotte Elza à la surface du glacier Bertil (cf. photo 11), année 1978, Spitzberg central, (photo : M. Pulina).

Photo 12 : Fragment de la galerie de la Grotte Elza à la surface du glacier Bertil (cf. photo 11), année 1978, Spitzberg central, (photo : M. Pulina).

164Le système de la circulation des eaux dans le glacier, outre ses caractères semblables à ceux de l’hydrologie karstique classique, comprend d’autres caractères originaux également soumis à l’hydrologie glaciaire. Appartiennent à cette catégorie les phénomènes déjà signalés, comme les violentes sorties d’eaux en geysers ou les grandes inondations de fonte glaciaire (jokulhaup), ou bien encore les exurgences d’eaux en pulsations. Les inondations d’origine glaciaire sont un phénomène assez fréquent dans les glaciers d'Islande. Elles sont aussi connues dans les glaciers sub-polaires (ex. du glacier de Goes au Spitzberg, GRZES et BANACH, 1984 ; SCHONER et HARTL, 1996). L’origine de ces inondations se trouve le plus souvent dans la vidange brutale d’un lac glaciaire. Les pulsations des effusions glaciaires, qui rappellent celles des sources karstiques intermittentes, ont été analysées pour les glaciers du Spitzberg.

165Un des traits originaux de l’hydrologie glaciaire est l’écoulement diurne ou saisonnier des eaux à l’intérieur du glacier de même que la grande variabilité des propriétés physico-chimiques de ces dernières. Sur la Figure 32 sont représentés la physionomie de la sortie des eaux du glacier de Werenskiold, au Spitzberg et leur chimisme. On peut commenter cette figure de la façon suivante :

1661- Quatre saisons hydrologiques bien tranchées apparaissent :

  • le printemps se caractérise par un écoulement des eaux de surface en raison de la fonte récente des neiges qui se sont accumulées en hiver. Les écoulements intra-glaciaires restent invisibles ;

  • en hiver, ce qui correspond à la nuit polaire, l’absence d'écoulement en surface d’une part, et les faibles quantités d’eaux sortant de l’intérieur du glacier d’autre part, font que les eaux gèlent rapidement sur le front du glacier dès qu’elles sortent ;

  • en été commencent les écoulements de l’intérieur du glacier, tandis qu’en même temps fluent les eaux de fonte issues de l’ablation de la neige et de la glace du glacier ;

  • dans la seconde moitié de l’été et en automne, les eaux de l’intérieur du glacier continuent à couler mais vers la fin de l’automne, avec le développement du froid et des gelées, les débits perdent progressivement de leur force.

167Le rythme diurne d’ablation est caractéristique des glaciers des latitudes géographiques relativement modérées. Il s’observe bien au Spitzberg lors des périodes de diminution du jour polaire.

1682 - La minéralisation des eaux et la variation de la composition ionique permettent de déterminer quelles sont les proportions entre les eaux interglaciaires et les eaux d’ablation. Ceci est rendu possible par le fait que les eaux de l’intérieur du glacier ont une minéralisation supérieure et une composition ionique différente de celles des eaux d’ablation. Le chimisme de ces eaux indique de façon très claire le moment où interviennent les grosses quantités d’eaux venues de l’intérieur du glacier. La participation de ces eaux au débit commence au début de l’été et leur prépondérance perdure jusqu’à la moitié de cette saison.

1693 - Le chimisme des eaux qui s’écoulent du glacier prouve que des processus cryochimiques interviennent dans la couverture neigeuse et au sein même du glacier. En hiver, on observe d’une part, une forte minéralisation des eaux et d’autre part, un changement de la composition ionique. La minéralisation de ces eaux s’élève de quelques à plusieurs degrés, et parfois même à plus de 1 g/l. Le résultat se traduit par un dépôt de carbonates, souvent des carbonates de sulfate, sous forme d’une masse blanche informe ou d’efflorescences de calcite lesquelles sont surtout visibles sur la “naled”. Ces dépôts se produisent également dans les alluvions fluviales semi-fractées avec une accumulation de carbonates (PULINA, 1984, 1990).

170Dans les régions à soubassement carbonaté, les eaux qui circulent au sein du glacier prennent un caractère nettement karstique et il arrive assez souvent qu’elles viennent alimenter les aquifères karstiques souterrains. Cela se produit souvent sous le glacier. L’alimentation s’effectue alors par le biais de “fenêtres thermiques” situées sous le corps du glacier là où localement disparaît le pergélisol. Les phénomènes de ce genre ont été décrits ci-dessus pour le Spitzberg (chapitre II, C, 1). L’écoulement des eaux de ces lits aquifères karstiques arrive le plus fréquemment sur les bords des fjords ou dans un endroit géologique déterminé, même sur les fronts des langues glaciaires. Les eaux relativement chaudes de ces sources coulent pratiquement toute l’année et, en arrivant dans les zones marginales des glaciers, elles engendrent d’énormes grottes glaciaires (ex. sous le nunatak Raudfjellet, au Spitzberg ; Fig. 29) (Photo 13).

171L’hydrologie de l’intérieur des glaciers est maintenant assez bien connue. Les fortes analogies avec la circulation karstique ont permis d’expliquer le mécanisme de circulation de ces eaux et de départager les compartiments hydrogéologiques. Mais il reste encore de nombreux phénomènes inexpliqués comme par exemple l’allure de la zone phréatique dans les cirques glaciaires et les dolines du fond de la vallée glaciaire. Les réseaux de conduits menant les eaux d’écoulement du cirque glaciaire au collecteur central de la langue glaciaire, ou encore la percolation des eaux dans la “fime” et l’écoulement de ces eaux à l’intérieur du glacier, etc., sont encore mal compris (Photo 14). Aujourd’hui, le mécanisme du transport des aérosols de la zone de “firne” jusqu’à l’intérieur du glacier et les types de lits aquifères présents dans la glace des cirques glaciaires, restent encore inexpliqués. On a remarqué la présence d’assez grandes quantités de carbonates dans ces eaux intérieures du glacier, ce qui demande une participation assez élevée duCO2 (plusieurs fois le taux de l’air atmosphérique). On ne connaît pas encore l’origine de ce bioxyde de carbone car les processus biochimiques de surface ou du sol de ces bassins glaciaires polaires sont quasiment absents.

Figure 33 Étendue actuelle du pergélisol dans l'hémisphère Nord (d'après Jahn, 1975).

172Un grand nombre de questions de ce type et de phénomènes karstiques restent encore inexpliqués car chaque glacier possède ses traits originaux qui ont leurs origines dans les propriétés thermiques de la glace, dans le relief particulier de la vallée glaciaire et, dans une moindre mesure, dans le degré de la déglaciation.

II - Le karst des zones tempérées froides à pergélisol

A - Les limites et la spécificité des karsts à pergélisol

173Dans la zone tempérée, le pergélisol affecte surtout les régions situées au Nord et Nord-Est du continent asiatique et la partie nord du continent américain (Fig. 33). De nombreux affleurements carbonatés ou sulfatés sont en relation directe soit avec les anciennes roches précambriennes des plates-formes continentales (marbres), soit avec les roches plus jeunes, d’origine évaporitique, qui coiffent ces dernières. Une exception existe pour les roches mésozoïques, liées à l’orogenèse alpine et qui sont présentes dans le nord de la Cordillère américaine.

174Au nord des deux continents, américain et asiatique, sévit un climat rude. Mais celui-ci présente de nombreux traits océaniques, car ces continents sont sous une forte influence de l’anticyclone arctique, notamment les littoraux arctiques. Au centre des continents, les régions sont sous l’ambiance des rudes climats continentaux liés aux grands centres anticycloniques comme le grand anticyclone de Sibérie centré sur la Plate-forme d’Irkoutsk ou encore l'anticyclone du continent nord-américain.

175Les régions karstiques, situées au contact du pergélisol discontinu, sont particulièrement intéressantes parce que les conditions hydrologiques y sont spécifiques et qu’elles stimulent le développement du karst. Il convient de souligner que l’exposition des pentes de montagnes et des versants de vallées par rapport au rayonnement solaire, jouent un rôle considérable. L’exposition en adret provoque la disparition du pergélisol et celui-ci s’y réduit comme une peau de chagrin et s’amincit.

Photo 13 : Dôme glaciaire au-dessus des sources karstiques. Au deuxième plan, on note une dépression cryokarstique sous le nunatak Raudfjellet (glacier Torell, Spitzberg). Le trou indique la grande grotte glaciaire (hiver 1999), (photo : M. Pulina).

Photo 13 : Dôme glaciaire au-dessus des sources karstiques. Au deuxième plan, on note une dépression cryokarstique sous le nunatak Raudfjellet (glacier Torell, Spitzberg). Le trou indique la grande grotte glaciaire (hiver 1999), (photo : M. Pulina).

Photo 14 : Source karstique au niveau d’une dépression cryokarstique sous le nunatak Raudfjellet (Glacier Torell, Spitzberg), hiver 1999, (photo : M. Pulina).

Photo 14 : Source karstique au niveau d’une dépression cryokarstique sous le nunatak Raudfjellet (Glacier Torell, Spitzberg), hiver 1999, (photo : M. Pulina).

176Les changements globaux du climat, observés au cours de ces dernières décennies, n’ont pas épargné ces régions. On y observe un recul du pergélisol sur presque toute la région, notamment quant à son épaisseur. Pour illustrer cela, on peut citer l’exemple de la Sibérie orientale où le pergélisol s’est retiré non seulement de la région du lac Baikal mais encore bien plus loin vers le Nord et vers l’Est. Dans le bassin amont de la Léna, où le climat était très rude il y a encore un siècle, l’épaisseur du pergélisol a considérablement diminué. Les effets de ces changements sont particulièrement bien illustrés par l’affaiblissement de l’anticyclone de Sibérie orientale. Aujourd’hui, il est rare que dans la région d’Irkoutsk les températures baissent en hiver en dessous de-35°C, et en été les périodes de hautes températures, dépassant 25°C, deviennent de plus en plus longues. L’humidité de l’air et la somme annuelle des précipitations ont également augmenté.

177Ces changements ne restent pas sans conséquences sur les phénomènes karstiques. Ils sont sans doute à l’origine de l’activation des processus physico-chimiques dans le karst, de l’augmentation de la valeur de l’érosion chimique et du transport fluvial accru lors du printemps et de l’été. Cette évolution permet l’exhumation d’anciennes morphologies karstiques et des déformations du relief. L’impact direct de l’homme se manifeste de manière spectaculaire là où les équilibres hydrologiques ont été les plus perturbés. Les plus grands changements s’observent dans les régions de barrages, au cœur des agglomérations industrielles et urbaines, et là où l’agriculture s’est développée au détriment des grandes surfaces forestières.

178Quels sont les caractères spécifiques de cette région ?

1791 - Tout d’abord le karst se développe au sein d’un pergélisol profond, notamment dans la “zone active” de surface (le karst est au-dessus du pergélisol), puis au cœur du pergélisol proprement dit et enfin sous celui-ci. Dans la “zone active”, très large mais peu profonde, le karst est lié aux processus thermokarstiques. Le karst du pergélisol est souvent dû à des “taliks” locaux. Dans de nombreuses régions, sous la couche de pergélisol qui peut atteindre jusqu’à 100 m de profondeur, se développent de vastes aquifères karstiques à niveau piézométrique tendu. Ces derniers restituent leurs eaux aux fonds des vallées, là où le pergélisol est considérablement réduit, et également le long des zones tectoniques (grands secteurs riches en sources à température et minéralisation élevées). L’alimentation de ces aquifères se fait souvent bien au-delà du bassin versant local de surface à l’image des régions de montagnes qui fournissent des eaux de fonte glaciaire. Elle se fait aussi à partir des zones de ponors, dans les vallées encaissées, là où le pergélisol disparaît localement. Ces aquifères sont surtout remplis d’eaux fossiles.

1802 - Sur les bordures des grandes régions affectées par le pergélisol, la continuité de ce dernier est interrompue et il ne se manifeste plus que sous forme d’îlots discontinus. Ce phénomène se produit le plus souvent au sein de grandes vallées, sur les fonds et sur les versants les mieux exposés au soleil. Là, le pergélisol disparaît. La réduction ou la disparition complète du pergélisol s’observent particulièrement lorsque la couche active affecte directement les roches carbonatées ou sulfatées. Si bien que le pergélisol ne se forme plus là où les vastes étendues affectées par les formes de thermokarst prédominaient auparavant.

1813 - On constate que le pergélisol disparaît par endroits dans les montagnes et sur les versants des hautes plates-formes, notamment dans des zones de drainage souterrain vertical (cheminées et puits karstiques). Cela se fait en dépit de la présence d’un pergélisol profond tout autour. On a observé également que le pergélisol disparaissait localement sur les versants de vallées bien exposés et qu’il y existait des zones de ponors.

1824 - Enfin, il existe une importante activité des karsts du gypse dans les régions affectées par le pergélisol et notamment sur leurs bordures. Il est fréquent que le pergélisol disparaisse totalement de ces zones et que de grandes morphologies karstiques se forment en surface.

B - Les phénomènes karstiques des terrains du continent eurasiatique soumis au pergélisol

183Les phénomènes karstiques affectant les terrains du continent eurasiatique soumis au pergélisol se rapportent à quatre régions :

  1. la Scandinavie septentrionale ;

  2. la partie européenne de l’Arctique russe ;

  3. la Sibérie ;

  4. l’Extrême-Orient.

Figure 34 :Terrains karstiques du continent eurastique soumis au pergélisol

184Les manifestations karstiques dans les deux premières régions ont été décrites dans les chapitres précédents (II C 3 et II C 4), dans la partie consacrée aux phénomènes karstiques des zones sous climats polaire et subpolaire. Il convient de noter que dans la partie européenne de ces zones, le pergélisol correspond en général à l’extension de la zone sub-polaire. Cependant, sur le continent asiatique, en Sibérie et en Extrême-Orient, le pergélisol arctique passe vers le Sud à de vastes terrains qui, eux, sont situés sous climat tempéré et froid. L’étendue des zones climatiques respectives sur le continent eurasiatique et la localisation des terrains karstiques étudiés ont été présentées sur la Figure 34.

185En Asie, les manifestations karstiques des terrains soumis au pergélisol ont été très peu étudiées. Les meilleures connaissances concernent les régions méridionales de ces terrains. Celles-ci s’étendent le long des lignes transsibériennes des chemins de fer de Sibérie méridionale et du Baikal-Amour et le long des grands fleuves sibériens. Grâce aux nombreuses expéditions géologiques, la connaissance du karst, en Sibérie septentrionale et en Extrême-Orient, est cependant assez bonne dans les zones de découverte de riches gisements de minerai. C’est pourquoi les informations sur les phénomènes karstiques se rapportent avant tout au paléokarst et très peu à la géomorphologie récente ou à l’hydrologie karstique. Nous allons présenter quatre grands terrains karstiques situés dans la partie centrale et méridionale de la Sibérie, et deux terrains de l’Extrême-Orient. De plus, nous donnerons un court aperçu des paléokarsts affectant une vaste région située au bord de la vallée Anabar, laquelle illustre bien les nombreux caractères paléokarstiques qui affectent la partie septentrionale de la Plate-forme de Sibérie. Nous mentionnerons également d’intéressantes manifestations du karst du gypse et salin s’observant en particulier dans les reliefs de Sibérie septentrionale, et des phénomènes liés à la présence d’eaux souterraines, dans le Taymir polaire.

Figure 35 : Esquisse de la Sibérie du sud-est avec localisation des gisements de minerai d’origine karstique (d’après Cykin, 1990 - complété par l’auteur).

Figure 36 : Les terrains karstiques de la Plate-forme d’Irkoutsk

1 - Les karsts de Sibérie orientale

186En Sibérie orientale, on peut distinguer deux grandes unités géographiques : la Plate-forme de Sibérie et ses bordures méridionales montagneuses. La Plate-forme de Sibérie, couvre près de 2,9 millions de km2 de superficie, et les affleurements de calcaires et de gypses y représentent plus de 500 000 km2, situés pour la plupart dans la zone de pergélisol ou dans sa proche périphérie. Par contre, pour les bordures de la plate-forme, seule une partie des terrains est affectée par le pergélisol. Ici, la surface occupée par les roches karstifiables est estimée à plus de 80 000 km2.

187Deux formations géologiques sont à l’origine du développement des phénomènes karstiques : d’une part les vieilles roches précambriennes de l’orogenèse du Baikal, composées de marbres en blocs, de lentilles incluses dans les roches métamorphiques, et d’autre part les roches plus jeunes d’origine évaporitique (sel gemme, gypses) situées sur les socles cristallins, et les calcaires non métamorphisés. La présence de dépôts de gypses jurassiques est l’un des grands caractères de cette région.

188En Sibérie orientale, les phénomènes karstiques ont fait l’objet de recherches à partir du milieu des années 1950, en raison de la construction de plusieurs grands barrages sur les grands fleuves, notamment du grand barrage hydroélectrique de Bratsk, sur l’Angara (PALSIN, GRETCHICHTCHEV, 1963). L’intérêt pour les phénomènes karstiques s’est confirmé avec le début de la construction de la grande ligne de chemin de fer du Baïkal-Amour (BAM).

189Au même temps, on s’est intéressé aux gisements de minerais qui, en Sibérie orientale, sont presque toujours liés aux paléokarsts. Les expéditions géologiques qui ont parcouru la Sibérie du Nord et de l’Est ont reconnu dans de multiples lieux des morphologies karstiques fossiles. On peut citer par exemple les gisements de kaolin et de bauxite des Monts du Baikal et du Sajan oriental, les gisements d’or des vallées de la Léna et de ses affluents et même des gisements de diamants. On a également découvert d’importants gisements de pétrole et de gaz naturel (Fig. 35) dans les terrains karstiques sous couverture.

190Auparavant, l'intérêt pour le karst s’était manifesté lors de la construction du transsibérien dans la région d’Irkoutsk et du Baikal. Le karst a été révélé au cours de travaux miniers (carrières de marbres, mines de charbon ou mines de kaolin). Il se manifeste en surface par de grandes dolines karstiques, développées dans les calcaires et dolomies du Précambrien. Dans la seconde moitié du 19ème siècle, des recherches géographiques et paléontologiques furent menées dans plusieurs grottes de cette région comme celles de Balaganskaya et de Niznieudinskaya (CZERSKJ, 1876, 1888).

191Nous présentons ci-dessous des exemples de manifestations typiques du karst de ces régions situées soit sous climat rude avec une couche stable de pergélisol profond, soit sous climat continental relativement doux, avec un pergélisol disparaissant par suite des changements climatiques globaux.

192Pour le premier cas, on présentera les karsts des Monts Patomskoye qui se situent au nord et au nord-est du lac Baikal, dans la partie centrale du bassin de la Léna (Yakoutie), puis le paléokarst de la région d’Anabar, entre les rivières Olenek et Kotouï, enfin les karsts gypseux et salins du Nord de la Sibérie orientale. Les karsts de la partie sud de la Plate-forme d’Irkoutsk et les régions de bordure de la Plate-forme de Sibérie serviront d’exemple pour la deuxième région.

a - Les karsts de la Plate-forme d’Irkoutsk et de la région du Baikal

193Dans l’Amphithéâtre d’Irkoutsk, les phénomènes karstiques affectent deux provinces :

  • la province extérieure qui comprend la plate-forme, bordée par des montagnes (Sajan oriental, ChamarDaban, Monts du Baikal) et le lac Baikal ;

  • et la province intérieure avec les régions de la Plateforme d’Irkoutsk, comprises dans les bassins versants de l’Angara et de la Léna (Fig. 36, Fig. 37).

194Dans ces régions, aux limites fournies par la Figure 37, le karst affecte environ 350 000 km2.

195Dans la province extérieure, le substrat est constitué par des roches carbonatées non métamorphisées (calcaires et dolomies) du Cambrien et de l’Ordovicien. Ces roches forment la bordure de la plate-forme, à la limite du Sajan oriental et des Monts du Baikal. De vastes aquifères karstiques y sont alimentés en eaux issues notamment des montagnes à la suite d’importantes précipitations atmosphériques. Dans cette zone, le karst se manifeste sous forme de nombreuses morphologies fossiles générées à une époque anté-jurassique, puis lors de processus tertiaires. On observe aussi bien des morphologies karstiques plus jeunes, en relation notamment avec les phénomènes glacio-karstiques du Pléistocène et avec le retrait du pergélisol à l’Holocène. Les vestiges du karst fossile se sont conservés dans les parties supérieures de l’interfluve des fleuves Olcha et Chinikhta, Olcha et Irkuta, dans le bassin versant des fleuves Mala et Bolchaya Biela, Kitoj, et dans bien d’autres endroits encore. Le karst se manifeste par de grandes dépressions karstiques et des dolines remplies de brèches schistoargileuses et de kaolin. Elles constituent la base de l’exploitation minière (régions de Trochkovski, (Fig. 38), et de Khaitinski). Outre les dolines karstiques typiques et bien marquées (en moyenne : 60 m de profondeur et 120 m de diamètre) il existe également des dépressions karstiques plus grandes dont les dimensions sont de l’ordre de 400 x 120 m (VOLOGOTSKIY, 1975). On y trouve également des grottes dont la genèse est liée le plus souvent aux fissures de décompression qui affectent les hauts de versants des dépressions karstiques et des vallées. Les formes souterraines sont illustrées par les deux grands puits karstiques de Kourtouyskaya (-144 m) et de Razdolninskaya (-66 m) (Fig. 39). Des grottes similaires se rencontrent dans de nombreux autres endroits. Le développement de l’endokarst est à l’origine du déficit en eau de surface des régions d'interfluve. Les pertes en eau se produisent également dans les cours mêmes des fleuves principaux comme pour le Kitoj, la Biela ou la Bolchaya Iret.

Figure 37 : Provinces et terrains karstiques de la Plate-forme d’Irkoutsk (d’après Piniker et Shenkman, 1992).

196Dans la zone extérieure, on connaît de grandes sources karstiques et des captages souterrains. Dans les Figures 40, 41 et 42 sont présentées les trois plus grandes sources karstiques, dont les deux premières sont situées à la limite de la plateforme, sous le Sajan oriental, et la troisième sous les Monts du Baikal. La plus grande, située dans la vallée de Bolchaya Iret, possède un débit de plusieurs m3/s. Elle est due aux écoulements souterrains qui circulent entre les vallées de Biala et d’Iret.

197Dans la zone intérieure, c’est-à-dire essentiellement la Plate-forme d’Irkoutsk, le substrat sur lequel s’exercent les processus karstiques, est constitué par des gypses cambriens et des anhydrides, puis dans une moindre mesure par des calcaires et des dolomies. Les formations jurassiques affleurent dans la partie centrale de la plate-forme. On y distingue trois régions karstiques : celles de l’Angara, de la haute Léna et celle de Toungouska (Fig. 37). La première qui est sous l’influence du réservoir de la grande centrale hydroélectrique de Bratsk, est présentée ci-dessous (Fig. 43). Au sein de la Plate-forme d’Irkoutsk, apparaissent également des couches de sel gemme d’âge cambrien. La présence du sel, reposant sous les dépôts de gypse, s’observe aussi dans la partie centrale de la plate-forme. La construction du réservoir de Bratsk a fortement perturbé la stratification hydrochimique dans les aquifères karstiques de la plate-forme, à cause du déversement des eaux en surface, ce qui pose bien des problèmes.

Figure 38 : Coupe des doiines karstiques remplies de formations jurassiques dans le bassin de kaolin, à Trochkov (Pulina, 1968)

198A part les deux provinces citées ci-dessus où le karst est très présent, des phénomènes karstiques de moindre envergure touchent les marbres et dolomies précambriens. Ces formations (phase du Baikal) se présentent sous forme de bandes étroites et de blocs détachés en raison des multiples mouvements tectoniques qui affectent les versants. Les karsts les mieux connus de la région sont ceux qui affectent les monts de ChamarDaban (Vallée de Sljudjanka et Pokhabikha) et les Alpes de Tunkinsk, dans la région de la station balnéaire d’Archan (PISARSKI, 1962 ; PULINA, 1968) (Photo 15, et Photo 16).

Figure 39 : Principales grottes de la partie sud-ouest de la Sibérie orientale (d’après Trofimova, 1996).

Photo 15 : Source karstique de la vallée Sljudjanka à Chamar Daban (hiver 1964). Vallée de l’Angara, Sibérie Orientale, (photo : M. Pulina).

Photo 15 : Source karstique de la vallée Sljudjanka à Chamar Daban (hiver 1964). Vallée de l’Angara, Sibérie Orientale, (photo : M. Pulina).

Photo 16 : Panorama sur les Alpes de Tunkinsk (Sayan Oriental - Sibérie Orientale). Cette région possède de nombreuses sources karstiques, (photo : M. Pulina).

Photo 16 : Panorama sur les Alpes de Tunkinsk (Sayan Oriental - Sibérie Orientale). Cette région possède de nombreuses sources karstiques, (photo : M. Pulina).

199Le climat continental de la région a une grande influence sur le développement des processus karstiques actuels. L’originalité de ce climat est due à l’influence du puissant anticyclone sibérien qui provoque un grand contraste thermique entre l’été (les températures moyennes de juillet dépassent souvent 15°C et les maximums sont supérieurs à 35°C) et l’hiver (températures de janvier au-dessous de-25°C et des minimums qui descendent même en dessous de 50°C). Les températures moyennes annuelles de l’air oscillent respectivement entre-1,4°C et-4°C. La faiblesse des précipitations atmosphériques est très caractéristique : sur la plate-forme, au sud, il tombe de 250 à 500 mm/an, tandis que sur la bordure montagneuse les précipitations montent à plus de 1 000 mm/an. On relève aussi un faible mouvement de l’air et une faible humidité atmosphérique, notamment en hiver. Le lac Baikal joue un grand rôle dans l’adoucissement des grands contrastes du climat continental de Sibérie. Le climat rude de l’Amphithéâtre d’Irkoutsk explique la présence d'un pergélisol persistant de longues années (Fig. 37). Il convient de noter que dans les régions de karst, notamment sur la plate-forme, le pergélisol disparaît, ou ne se maintient, que sous forme de petites lentilles notamment sur les ubacs. Ces dernières années, on a constaté un retrait rapide du pergélisol. Les raisons de ce phénomène sont certainement liées aux effets anthropiques (la constitution du réservoir de la centrale de Bratsk et le rehaussement artificiel des eaux du Baikal - environ 4 m - dus au barrage de la centrale d’Irkoutsk sur l’Angara), et en partie aux changements globaux du climat (effet de serre et réchauffement climatique mondial).

Figure 40 : Coupe géologique et hydrogramme de la source karstique de Tankasa dans la sous-région d’Ikinsk (c/Fig. 37 - A I b) (d’après Piniker et Shenkman, 1992).

Figure 41 : Coupe géologique et hydrogramme de la source karstique de Bolchoy Iret dans la sous-région d’Olkha-Bila (cf Fig. 37 - A I a) (d’après Piniker et Shenkman, 1992).

200L’Amphithéâtre d’Irkoutsk se caractérise par la présence de morphologies karstiques de surface assez originales. Les dolines d’effondrement sont évidemment très répandues. Leur quantité permet de mesurer le degré de karstification de la région. Dans les régions calcaires, le nombre de dolines ne dépasse généralement pas 10/km2. Cependant, dans le karst gypso-calcaire ce nombre peut atteindre 200 à 600 dolines par km2. La mesure de l’activité actuelle des phénomènes karstiques est fonction du nombre de dolines d’effondrement formées par km2 et par an (LITWIN et TRZCINSKIJ, 1993). Outre les dolines, se forment également des fissures actives et des fosses karstifiées dues à la décompression (notamment dans la vallée de l’Angara, dans le cours moyen de la Léna et sur la plate-forme de Léna-Aldan). Il existe aussi des glissements en blocs, d’origine karstique (TRZCINSKIJ, 1977). Le karst de la Plateforme d’Irkoutsk fait penser le plus souvent aux morphologies originales de “suchodoly”. Il s’agit de dépressions allongées, au fond inégal et aux versants abrupts, fermées le plus souvent sur les côtés, analogues aux vallées fluviales fermées. Leur longueur peut atteindre une vingtaine de kilomètres et la largeur plus d’un kilomètre. Leur profondeur n’est généralement que de quelques dizaines de mètres, rarement plus de 100 m. Le fond est généralement sec, mais une rivière peut y couler périodiquement (après un orage par exemple). Les entrées de grottes trouent les versants (Photo 17) et conduisent fréquemment à des galeries étagées. Des rivières souterraines y coulent parfois. Le “suchodol” de Melchituj avec la grotte de Balaganska (Fig. 44) est un bon exemple de ces morphologies très originales. Aujourd’hui, ce “suchodol” est partiellement submergé par les eaux qui sont remontées à la suite de la construction de la centrale de Bratsk (Photo 18, Photo 19, Photo 20 et Photo 21).

Figure 42 : Coupe géologique et hydrogramme de la source karstique d’Ilita dans la sous-région de Kirenga (c/Fig. 37 - A II c) (d’après Piniker et Shenkman, 1992).

201Au cours de la construction de cette dernière, de nombreux travaux de géologie et de géomorphologie karstique ont été menés en vue de déterminer l’impact de la construction du lac artificiel sur les régions alentour. Après la mise en service du barrage, les travaux ont été poursuivis, enregistrant les déformations de la morphologie de surface et les changements du niveau de l’eau et des impacts consécutifs : apparition de nouveaux champs de grandes dolines, déstabilisation des bords du réservoir, transformation des aquifères karstiques et salinisation des eaux (SALOMON, 1998). Les perturbations dans l’agriculture, le déplacement des cités des régions submergées et la construction de centres industriels nuisibles pour l’environnement, ont provoqué d’importants changements dans le milieu karstique. Tous ces problèmes font l’objet de travaux scientifiques menés actuellement dans la région de l’Amphithéâtre d’Irkoutsk.

202Ces dernières années, l’intérêt pour les grottes a augmenté ce qui s’est traduit par la découverte de nouvelles grottes (TROFIMOVA, 1996) comme la grande grotte de Batovskaya, dans les calcaires cambriens, et dont les galeries dépassent 40 km de développement (Fig. 39). Dans la région du Baikal, on connaît au moins 13 grottes dont la longueur dépasse 500 m et une dizaine dont la profondeur est de-50 m et plus. La plus profonde, celle de Kourtouyskaya, atteint-144 m.

Figure 43 : Structure géologique et géomorphologie des berges du réservoir de Bratsk (d’après Litvin et al., 1996).

Photo 17 : La doline karstique au-dessus du “suchodol” Melchituj (été 1996). Vallée de l’Angara, Sibérie Orientale, (photo : M. Pulina).

Photo 17 : La doline karstique au-dessus du “suchodol” Melchituj (été 1996). Vallée de l’Angara, Sibérie Orientale, (photo : M. Pulina).

Photo 18 : L’entrée de la Grotte Balaganska au “suchodol” Melchituj (été 1996), après inondation, suite à la construction du barrage de Bratsk. Vallée de l’Angara, Sibérie Orientale, (photo : M. Pulina).

Photo 18 : L’entrée de la Grotte Balaganska au “suchodol” Melchituj (été 1996), après inondation, suite à la construction du barrage de Bratsk. Vallée de l’Angara, Sibérie Orientale, (photo : M. Pulina).

Photo 19 : Couloir karstique au “suchodol” Melchituj avec l’entrée de la grotte Balaganska (hiver 1964) (comparer avec la photo 18), (photo : M. Pulina).

Photo 19 : Couloir karstique au “suchodol” Melchituj avec l’entrée de la grotte Balaganska (hiver 1964) (comparer avec la photo 18), (photo : M. Pulina).

Photo 20 : Le trou de la grotte Balaganska au “suchodol” Melchituj. Vallée de l’Angara, Sibérie Orientale (hiver 1964) (comparer avec la photo 18), (photo : M. Pulina)

Photo 20 : Le trou de la grotte Balaganska au “suchodol” Melchituj. Vallée de l’Angara, Sibérie Orientale (hiver 1964) (comparer avec la photo 18), (photo : M. Pulina)

Photo 21 : Orifice de la grotte Balaganska au “suchodol” Melchituj. Vallée de l’Angara, Sibérie Orientale (hiver 1964), (photo : M. Pulina).

Photo 21 : Orifice de la grotte Balaganska au “suchodol” Melchituj. Vallée de l’Angara, Sibérie Orientale (hiver 1964), (photo : M. Pulina).

Figure 44 :
A - Suchodoly de Melchituj et de Szalota sur l’Angara. L’état avant la submersion par le lac de Bratsk (étendue du lac artificiel de la centrale de Bratsk en hiver 1964) (d'après Pulina 1968 ; Vologotskij, 1975).
B - Plan de la grotte Balaganskaya, aujourd’hui noyée.

203La mesure de l’activité des processus karstiques actuels révèle l’importance de l’érosion chimique laquelle avait déjà été déterminée dans les années 1950 (BATCHKARIOV, 1959). En effet, au cours des travaux de construction de la centrale de Bratsk cela constituait un grand problème de nature à la fois scientifique et technique (VLASOV et al., 1964 ; PULINA, 1968, 1972 ; FILIPOV, 1981). En raison des faibles précipitations et de la teneur en CO, organique relativement basse (due à la rudesse du climat), l’érosion chimique du karst carbonaté est relativement faible : en général, sur la Plate-forme d’Irkoutsk, elle ne dépasse pas 10 m3/km2/an. Dans les régions de montagne, en raison des précipitations plus abondantes, l’érosion chimique atteint 30 m3/km2/an. Cependant, dans les roches sulfatées, les indices de corrosion karstique sont plus importants, notamment sur la Plate-forme, qui subit l’impact direct et maximal des eaux du bassin de Bratsk (Fig. 45).

b - Le karst des Monts Patomskove (Patomskoye Nagorve)

204À quelques 100 km au nord du lac Baikal s’étend une région de vieilles montagnes, fort dénudées, dont les crêtes s’élèvent à 1 100 - 1 800 m d’altitude. Elle se situe dans l’interfluve des fleuves Vitim, Wielikoy Potom (affluents de rive gauche de la Léna) et de la Léna. Le climat y est rude et sec (400 mm de précipitations par an), avec un hiver long et très froid, et un été doux mais fort court. Ces sévères conditions climatiques favorisent la présence du pergélisol qui atteint environ 200 m d’épaisseur sur les interfluves et 100 m dans les vallées. Mais celui-ci peut disparaître localement, notamment au fond des vallées, dans les clairières et sur les versants ensoleillés, et en particulier dans les régions de karst.

205Les dolomies et les marbres, inclus dans les schistes métamorphiques et les gneiss du Protérozoïque, constituent le soubassement dans lequel se forment les phénomènes karstiques. Les roches les plus récentes, à savoir les granitoïdes et les roches volcaniques, sont également représentées.

Figure 45 : Erosion chimique karstique en Sibérie orientale. Isolignes d’érosion chimique en m3/km2/an ou par mm/millénaire (d'après Pulina, 1968).

206De nombreuses morphologies fossiles de surface datent du Triasique. Avec les morphogies sub-actuelles de surface, les grottes, et surtout l’hydrologie karstique récente, elles caractérisent cette région karstique. Lors des travaux de recherches géologiques, de nombreuses dolines de grande taille et des dépressions karstiques ont été observées. Elles se trouvent dans les vallées et les interfluves des rivières qui se déversent dans le Bolchoy et le Maly Potom, ainsi que dans les bassins du Bolchaya Toungouskaya (PARMUZIN, 1985 ; VOLOGOTSKIY, 1975 ; CYKIN, 1990). Les dépressions karstiques mesurent plusieurs centaines de mètres de diamètre et quelques dizaines de mètres de profondeur. Elles sont remplies de dépôts triasiques si bien que leur modelé est peu apparent en surface. Elles sont rapportées au Crétacé supérieur et au Néogène. Elles ont été assez bien étudiées parce qu’elles recèlent souvent des gisements aurifères.

207Les phénomènes karstiques récents et les morphologies karstiques apparentes du relief ont été étudiés pour les vallées des fleuves Wielikaya Marmourowaya et Kouroumnoy qui aboutissent au Wielikoy Potom (KORJOUEV et NIKOLAEV, 1957). Dans ces vallées, on constate que le pergélisol disparaît localement et que les eaux des rivières s’écoulent en inféroflux, sur quelques kilomètres, au-dessous du fond alluvial lequel reste sec. Parmi les nombreuses morphologies karstiques de surface, ce sont les grandes dolines qui se distinguent : elles atteignent plusieurs dizaines de mètres de diamètre et plusieurs centaines de mètres de profondeur (Fig. 46). La plus grande, dont les dimensions sont de 150 x 50 m pour quelques mètres de profondeur, forme une pièce d’eau envahie de végétation aquatique. Entre les petites crêtes et des piliers résiduels de marbre se trouvent aussi de larges dépressions trouées à leur tour de dolines. Une grotte, développée dans l’une des échines de marbre, possède des galeries fissurées dont quelques-unes s’ouvrent en surface, avec une morphologie de type bogaz.

Figure 46 : Schéma d’un terrain karstique dans les parties amont des vallées de Bolchaya et de Mala Kouroumnaya, interfluve du Vielikoy Patom. (d’après Korzouyev et Nokolayev, 1957).
A - localisation des formes karstiques ;
B - plan schématique de la grotte avec des profils verticaux, (p. 73).
C - schéma d’un champs de dolines avec un profil vertical : A-A’, (p. 73).

208La vallée marginale pro-glaciaire de Bodaybo, passant à la vallée de Vitim, présente également un cas intéressant d’hydrologie karstique. Elle est couverte d’alluvions meubles, reposant sur un socle de marbres. La surface de ces alluvions abonde en grandes dépressions dont certaines sont en eau. L’une d’elles est un lac dont les dimensions sont de 100 x 50 m. Elle est dotée de bords abrupts d’environ 20 m de hauteur. L’eau de ce lac est douce et les variations de la nappe d’eau correspondent à celles du fleuve Vitim avoisinant. Il est fort probable qu’il existe un écoulement souterrain des eaux de la rivière sous la vallée marginale pro-glaciaire de Bodaybo et que le fond alluvial s’effondre par endroits, au-dessus des galeries de la rivière souterraine. C’est un bon exemple de disparition locale du pergélisol dans les fonds de grandes vallées karstiques. En effet, le pergélisol favorise le développement intense des phénomènes karstiques.

209Dans les grandes vallées de cette région, la présence d’une hydrologie karstique bien développée est chose fréquente. Par exemple, dans le bassin de Wierkhnaya Angara (embouchure du fleuve Tounkoula), une zone d’écoulements karstiques s’est formée au sein d’un “talik”, avec un débit de l’ordre de 5m3/s, et localisée sous le lit de la vallée (PINEKER et al., 1968).

210On peut également observer de nombreuses grottes dans les Monts Patomskoye. Dans le bassin de la rivière Mara (affluent de rive gauche du Wielikiy Patom), on a découvert une grotte avec une rivière souterraine, sur galerie de fissure, ayant 80 m de longueur (FLASS, 1978). Dans les Monts Aglan-Yan (bassin versant de Mamakan, affluent du Vitim), se rencontrent une vingtaine de petites grottes (FILIPOV, 1990) affectant des aires de dépressions karstiques de type de “suchodol”, et des secteurs de dolines ainsi que de nombreuses zones de ponors et de sources karstiques. Malgré les rudes conditions climatiques et la présence généralisée du pergélisol, dans ces terrains très karstifiés celui-ci disparaît.

c - Les karsts de la moyenne vallée de la Léna

211La moyenne vallée de la Léna s’encaisse dans la surface d’un plateau légèrement ondulé, sur 200 m de profondeur environ. Dans la partie nord (près de Iakoutsk), le plateau s’élève à 500-700 m d’altitude, et dans sa partie sud à 200-350 m (près de Kamienka et Michtouya). Ce plateau central de la Léna est constitué de roches sédimentaires du Cambrien avec une prédominance des calcaires, des dolomies, des marnes et des grès incluant d’importantes quantités de gypse et de sel gemme. L’épaisseur de cette série dépasse les 1 000 m. Les roches y reposent sub-horizontalement, avec de petits pendages orientés nord-est. Une importante fracturation du plateau est à souligner. Elle détermine le réseau des vallées, la localisation et le développement des morphologies karstiques, et la circulation des eaux souterraines. Au point de vue géologique, cette région fait partie de ce qu’on appelle l’“antéclise de l’Aldan” qui contient l’interfluve central de la Léna (avec un bassin de rive gauche) et du Wierkhnyj Aldan. La superficie des terrains karstiques est estimée à 160 000 km2 environ, les gypses et sels y occupant 15 000 km2 (CYKIN, 1990).

212La région se trouve sous un climat continental particulièrement sec (le total annuel des précipitations est de 200 à 300 mm) et froid (les températures minimales descendent à-50°C, et même-60°C), avec un été chaud mais bref (les températures maximales peuvent dépasser +35°C). Dans ces conditions climatiques fort rudes, le pergélisol est largement répandu et atteint une épaisseur importante (environ 300 m). Aussi, le dégel d’été de la couche active du pergélisol est-il peu important : il atteint à peine 1 à 1,50 m de profondeur.

213Les conditions climatiques et la présence d’un pergélisol épais sembleraient exclure à priori le développement des phénomènes karstiques. Cependant, d’après les résultats de KOURZOUYEV (1961) et de ses successeurs ayant étudié la région, non seulement il existe un important paléokarst et des karsts plus jeunes (conservés par le pergélisol), mais aussi de nombreuses manifestations karstiques très récentes. Ces dernières s’observent particulièrement à la faveur d’une circulation hydrologique souterraine bien développée et de déformations récentes de la surface topographique.

214Les morphologies paléokarstiques ont été découvertes lors des expéditions géologiques ayant pour but la recherche de gisements de minerai. Elles affectent les larges terrasses alluviales de la vallée de la Léna, notamment la basse terrasse. Elles ont été bien étudiées dans la région de la ville de Bierezovskaya grâce à l’exploitation d’un gisement aurifère. Des morphologies rocheuses originales, situées sur les hauts versants de la vallée de la Léna (Lenskie stolby) et dans quelques vallées affluentes profondément incisées, comme les vallées de l’Okma ou de la Sinka, sont également considérées comme paléokarstiques. Ces formes sont plus nombreuses en surface de la Plate-forme de Przylenskaya (dans l’interfluve de la Léna et de l’Ijui). Il s’agit de dépressions paléokarstiques bien développées et remplies de dépôts pliocènes et quaternaires.

215Les morphologies karstiques jeunes, mais aujourd’hui inactives, sont à rapporter aux périodes plus chaudes du Pléistocène et probablement de l’Holocène. Elles sont illustrées par de nombreuses dolines et dépressions karstiques. Certaines d’entre elles sont colmatées par des colluvions, d’autres sont en eau.

216Les morphologies récentes du karst superficiel sont à la fois liées au cryptokarst et au karst de surface. Le premier type de relief karstique est dominé par les morphologies générées en partie dans les dépôts meubles sous-jacents et qui trouent souvent les larges terrasses de la Léna.

Figure 47 :Forme karstiques dans la partie centrale de la vallée de la léna( district de Yakoutie) (dd’après Korzouyev,1961).

Figure 48 : Types de dolines sur le Plateau du cours moyen de la Léna (d’après Korzouyev et Nikolayev, 1957).
A - doline active au sein du karst, au-dessus du pergélisol ;
B - doline suspendue du karst récent,
C - doline d’un ancien karst et recouverte.

217Leur plus grande densité touche la partie centrale de la vallée de la Léna qui a été la région étudiée (Fig. 47). Sinon, elles se manifestent en formes isolées, suivant les lignes tectoniques, bien distinctes. Leurs dimensions vont de quelques mètres à plusieurs dizaines de mètres de diamètre et de 1,5 à 10 m de profondeur. Un trait caractéristique du karst couvert est la présence de multiples dolines, en forme de nid, emboîtées dans une dépression plus grande. Les nombreuses formes de karst couvert, citées ci-dessus, suivent un cycle de développement qui amène à leur isolation par rapport aux zones actives de circulation des eaux souterraines sous-jacentes. Ce phénomène est dû au remplissage de ces formes par des dépôts éluviaux très anciens et à une entame du pergélisol. Leur développement ultérieur s’est produit au sein d’une couche de pergélisol, dégelant momentanément lors d’un court été (le karst se développe au-dessus du pergélisol). Ces formes sont considérées comme appartenant aux morphologies thermokarstiques qui affectent la couche active du pergélisol. La coalescence des dolines crée de vastes concavités thermokarstiques (allas) dont le diamètre dépasse la centaine de mètres. Leurs pentes sont abruptes et leur hauteur est de quelques mètres à une vingtaine de mètres. En plus de ces lacs d’eaux douces sertis dans les roches carbonatées, on observe également l’existence de nombreux lacs salés. Ces derniers affectent le plus souvent les limons, cimentés par les gypses du Cambrien et du Silurien. Ils sont particulièrement nombreux dans les vallées de Kependyay et de Koundyay, (Fig. 48).

218La surface du karst nu est perforée par un grand nombre de dolines et de grandes dépressions qui sont en relation directe avec les conduits karstiques souterrains. Ces formes constituent des zones d’alimentation pour les aquifères karstiques (à l’intérieur et sous le pergélisol) à partir des précipitations de surface et même pour les eaux des rivières (dolines - ponors).

219Les manifestations du karst sont bien visibles, d’autant plus que dans les fonds de vallées, et sur les versants à exposition ensoleillée, le pergélisol disparaît et que par conséquent la circulation des eaux devient possible. Il existe des zones de ponors (par exemple sur la rive gauche de la Léna, dans la région du village de Berezovskaya, ou encore dans l’interfluve de la LénaViliouï), avec de grandes sources et des écoulements d’eaux karstiques comme dans la vallée de la Léna, dans la région de l’île Kyllakh. Au sein des roches karstiques du Cambrien et du Silurien se trouvent plusieurs grands niveaux aquifères. Les sources karstiques intéressantes, y compris les sources minérales, sont liées au karst salin. Certaines sources karstiques continuent d’être actives pendant l’hiver et leurs eaux forment de grands champs de glace ou “naled” en gelant. Au niveau du cours moyen de la Léna, il existe de multiples petites grottes formées dans des roches calcaro-gypseuses du Cambrien. Dans la partie sud-est du bassin de la Léna, les grottes sont encore mieux développées.

d - Le karst fossile d’Anabar

220Dans la partie septentrionale de la Sibérie orientale, dans le cadre du Plateau Est-Sibérien, s’étend une immense région karstique. Elle constitue l’assise d’un vaste paléokarst qui est connu en partie grâce à la découverte de riches gisements de minéraux (Fig. 35). Dans les régions situées aux frontières nord de la Sibérie orientale, des karsts et des paléokarsts ont été également reconnus. On peut prendre comme exemple les découvertes effectuées dans le Tajmir montagneux arctique. Malgré des conditions climatiques très sévères, le karst est bien visible, en particulier sous forme de profondes dolines et de gorges calcaires.

Figure 49 : Esquisse géologique du massif paléokarstique situé au bord du fleuve Anabar (d’après Prokopiouk et al.1985).
A - Localisation du massif d’Anabar et esquisse géologique de la Plate-forme de Sibérie orientale.
B - Esquisse géologique du Massif d’Anabar.

221Il existe des zones de ponors où le karst est très influent comme dans la vallée de Malej Svinging. En surface, les eaux issues des aquifères karstiques et des “taliks” locaux se congèlent en hiver en formant de grandes couches de glace de type “naled”. CYKIN (1994) a découvert dans le bassin de Szernk-Mamutova, dans les calcaires du Dévonien, des morphologies karstiques de surface sous forme de gorges karstiques et de modelés rocheux caractéristiques de type donjons résiduels et aiguilles rocheuses. On trouve aussi des ruelles karstiques (bogaz) de quelques mètres de hauteur, de nombreuses microformes ovales, des niches, des alvéoles, des abris sous roche et des petites grottes. On peut ajouter que dans la partie englacée du Tajmir montagneux des grottes glaciaires ont été reconnues entre le XVIIIème et XIXème siècle, découvertes par MIDDENDORF en 1861 (CYKIN, 1994).

222Cette vaste région de karsts fossiles, est située au nord de la Plate-forme de Sibérie, dans les interfluves des fleuves Olenok et Kotouï (bassin de la Mer de Laptev, (Fig. 49). Le substrat est constitué par des roches dolomitiques et calcaires du Cambrien. Ce territoire, appelé Ebelyatchsk, se développe sous forme d’un plateau peu élevé avec deux surfaces d’aplanissement bien distinctes, situées respectivement à 165-200 m et 200-240 m d’altitude. De profondes vallées, dont les fonds sont situés à 100-150 m d’altitude découpent cette entité en trois blocs distincts.

  • 11 Des géologues de Iakoutsk ont réalisé de nombreux travaux géologiques, publiés dans une grosse mono (...)

223Nous allons décrire une partie du massif11 située sur le flanc nord-est de l’anticlinal d’Anabarsk, découpé par la profonde vallée du fleuve Anabar et ses affluents (Fig. 49). Le massif est constitué de dolomies du Cambrien moyen et inférieur et par des calcaires du Cambrien supérieur qui forment une plate-forme bien distincte, de direction méridienne. A l’Ouest, la plateforme voisine avec des quartzites précambriennes et des roches métamorphiques. Enfin à l’Est, les roches carbonatées recouvrent les dépôts terrigènes du Permien et du Jurassique. Le développement des phénomènes karstiques est à mettre en rapport avec plusieurs phases d’érosion. Les premiers d’entre eux se sont produits à la suite de contraintes dues aux tectoniques calédonienne et hercynienne. Au cours de ces plissements, les dépôts du Paléozoïque moyen et supérieur, qui reposaient sur les roches carbonatées du Carbonifère, ont été décapés. La première phase se rapporte au Carbonifère et au Permien inférieur ce dont témoigne la présence de dépôts piégés dans les dépressions karstiques. La seconde grande phase s’est produite au Tertiaire. Au cours de l’orogenèse alpine, à la suite d’un soulèvement d’ensemble, les dépôts marins mésozoïques ont été progressivement érodés et évacués et pour la seconde fois, les roches carbonatées du Cambrien ont été à nouveau dégagées. On suppose également qu’au Jurassique et au Crétacé, existaient des conditions favorisant le développement d’une karstification puissante. A cette époque, le terrain étudié était soumis à une forte tectonique et le bassin marin disparaissait probablement de façon périodique. Tout en distinguant les différentes étapes de la karstification, il convient de remarquer que, dans les paléokarsts de Sibérie, s’observent des mégacycles de karstification distincts. Ceux-ci se succèdent jusqu’au début du Paléozoïque et des processus de formation des riches gisements de minerai (KOURZOUYEV, 1972) y sont rattachés.

224La Figure 49 présente la géologie du plateau d’Anabar. Dans la partie centrale et occidentale de celui-ci, les dolomies et les calcaires cambriens affleurent. Ces roches sont recouvertes d’une fine couche de dépôts terrigènes du Tertiaire et du Quaternaire et on y observe de nombreuses dépressions karstiques. Leur densité peut atteindre jusqu’à 300 dolines/km2 ! La localisation de ces dépressions est en relation avec deux paléo-surfaces bien distinctes, situées respectivement vers 140-160 m et 160190 m d’altitude (Fig. 50). La profondeur moyenne des dépressions karstiques semble liée au niveau de base de l’érosion de cette époque. La profondeur la plus importante de ces dolines dépasse 100 m (Fig. 51). La reconstruction paléographique de ce terrain et la distinction des étapes de la karstification ont été rendues possibles grâce à l’étude des remplissages piégés dans les dolines. Ce travail a mis en œuvre de nombreuses méthodes destinées à déterminer les types de dépôts et leur genèse possible. Les méthodes pétrographiques, minéralogiques, chimiques, palynologiques, etc., ont été croisées, ce qui a permis d’aboutir à des conclusions mettant en évidence une longue période de formation.

e - Les karsts du gypse et du sel de la Sibérie septentrionale

225La partie nordique des bassins du Ienissei et de la Léna, située au sein du Plateau de Sibérie centrale, outre de nombreuses roches carbonatées, comporte de vastes régions constituées de dépôts salins et gypseux. La superficie occupée par les roches salines et gypseuses est estimée à plusieurs dizaines de milliers de km2. Ces roches comme les coupoles de Kempendayskie, dans les gypses de l’Ordovicien supérieur dans le bassin de la Viliouï, datent du Paléozoïque inférieur. On peut aussi citer les tufs à gypses du bassin de la Dolna Toungouskaya et rapportés au Trias.

226Malgré la présence d’un important pergélisol, les phénomènes karstiques s’y sont développés sur une grande échelle. Ils se manifestent par de nombreuses morphologies en relation avec l’hydrologie karstique (sources salines, ponors dans les vallées) et par de grandes dépressions karstiques de surface. Outre de nombreuses manifestations récentes du karst, de multiples formes paléokarstiques ont été découvertes lors des prospections géologiques.

227Dans le bassin de la Viliouï, le karst du gypse se manifeste par la présence d’un grand nombre de vastes dépressions à pentes abruptes, remplies d’eau, qui peuvent atteindre 3 km de longueur et 100 m de profondeur.

228Le Plateau de Poutorana (région de Norilsk, au sud de la Péninsule de Taïmir) est troué par de grandes régions à dolines, atteignant 200 m de diamètre et 60 m de profondeur. Une importante activité karstique est à l’origine d’une disparition locale du pergélisol et de l’apparition de la taïga forestière au sein du paysage austère de la toundra (GWOZDECKI, 1981).

229Un phénomène original qui accompagne les processus de la karstification est la constitution de dépôts hydrohalitiques à la sortie des sources karstiques salines. Ils sont appelés par les Russes "Naled salinsî" et rappellent les surfaces de "naleds" glaciaires qui se créent à partir des eaux sortant des sources karstiques, ou des glaciers, pendant la saison hivernale. Les "naleds salins" constituent de grandes superficies, le plus souvent sous formes de langues ou de couches de 1,5 à 2 m d’épaisseur. A côté de ces couches, apparaît une autre forme de dépôts salins les "Naled bougres salinsî" sortes de coupoles salines. Elles se forment directement au-dessus des sources salines, et l'eau qui s'en écoule pendant la saison hivernale sort le plus souvent par leurs sommets (Fig. 52). La hauteur de ces formations peut arriver jusqu'à une dizaine de mètres. Dans les régions septentrionales de la Sibérie, ces phénomènes sont très répandus et les dépôts d'hydro-halite sont souvent exploités. Les phénomènes les mieux développés ont été observés dans la région de Nordvik et dans les Kempadalski Koupole (Dzens-Litovskij, 1966). Il est important de signaler que les processus de dépôt du sel dans les eaux fortement minéralisées se produisent le plus souvent pendant la saison hivernale, vraisemblablement à cause du processus cryochimique. Un phénomène semblable a été décrit par l'auteur pour les sources karstiques de la Doline de Linne, au Spitzberg Central (Pulina, 1984 ; 1992).

Figure 50 : Localisation des formes karstiques anté-tertiaires au sein d’un relief enseveli dans le massif d’Anabar (d’après Prokopiouk et al., 1985).

Figure 51 : Dépressions et dolines paléokarstiques dans le Massif d’Anabar (d’après Prokopiouk et al.1985).
A - localisation des grandes dépressions et dolines paléokarstiques de la rive gauche de l’Anabar,
B - profil géologique avec localisation des dépressions paléokarstiques au sein des blocs tectoniques présentés sur la figure 50.

Figure 51 : Dépressions et dolignes paléokarstiques dans le Massif d’Anabar ‘d’après Prokopiouk et al. 1985).
C – profil géologique des dépots du crétacé inférieur, reposant sous forme de deux cycles de sédimentaire dans une dépression paléokarstique

Figure 52 : Pingo salin dans la région de Kempendalsk (d’après Dzens-Litovsky, 1966).

230Dans les régions constituées de dépôts gypso-argileux rouges (le sol rouge provient le plus souvent du Cambrien Supérieur et du Silurien) se développe un pseudokarst argileux original (quelques profondes dolines et affaissements, et un relief de type "Ñbadlandî"). Il est particulièrement actif dans la couche active du pergélisol qui dégèle en saison estivale.

2 - Les karsts de l’Extrême-Orient

231Les manifestations karstiques touchant les terrains soumis au pergélisol concernent aussi l’Extrême-Orient. On les trouve au sein de la partie sud-est de la Plateforme de Sibérie, dans la partie centrale de la région de la Mongolie-Ochock et également dans une partie des massifs de Bureinsky(Fig. 53). Dans les autres régions de l’Asie du Nord-Est, les morphologies karstiques ont été très peu étudiées.

232Les vallées tributaires du cours moyen de l’Aldan, un affluent de la Léna, sont inscrites dans les terrains des vieilles montagnes et de plates-formes faisant partie des massifs des Monts Stanovoi, des montagnes de l’Aldan et des montagnes de Ludomo-Maïa. Le relief est dominé par de hautes plates-formes atteignant 700 à 1 000 m d’altitude et qui s’élèvent au-dessus des cuvettes et des fonds de vallées qui sont profondément incisées. La partie méridionale du terrain considéré est dominée par de hautes et moyennes montagnes dont les crêtes culminent à 2 400 m d’altitude.

233Le massif des Monts Burejskie est situé dans la partie centrale des affluents de l’Amour et ses crêtes s’élèvent à plus de 2 000 m d’altitude. Au sein du bassin du fleuve Kour, en contrebas des versants des Monts Burejskie, de vieilles plates-formes sont les éléments essentiels du paysage.

234Sur la bordure de la Plate-forme d’Irkoutsk, dans les interfluves des fleuves Outchour et Ioudoma (rives droites des affluents de l'Aldan), le climat est rude. Les températures moyennes annuelles atteignent-10°C et les températures les plus basses descendent au-dessous de 40°C. Les précipitations sont de l’ordre de 350 mm/an sur la plate-forme, et de 700 mm en montagne. La neige y subsiste pendant plus de 200 jours par an. Au sein des interfluves, le pergélisol atteint 80-100 m d’épaisseur. Cependant, dans les vallées et sur les versants bien exposés, le pergélisol disparaît partiellement et de vastes “taliks” apparaissent.

235Dans d’autres régions karstiques, le climat est plus doux. La température moyenne annuelle est de quelques degrés en dessous de zéro et les précipitations sont de l’ordre de 600-800 mm/an. Le pergélisol ne s’y manifeste plus que sous forme de lentilles isolées.

236Les roches carbonatées du Paléozoïque inférieur (calcaires et dolomies) et les calcaires métamorphiques précambriens sont relativement peu répandus. Elles constituent cependant le soubassement au détriment duquel se forment les phénomènes karstiques.

237Les premières occupent 30 000 km2 au sein de la Plateforme de Sibérie. Dans d’autres régions, la superficie occupée par les roches carbonatées est peu importante et ne correspond qu’à quelques centaines de km2. Les marbres y dominent.

a - Les karsts des bassins de l’Outchour et de Maïa

238Dans les bassins de l’Outchour et de Maïa, les morphologies karstiques se sont développées dans une région de plates-formes, située à 1 000 m d’altitude et coupée de vallées profondes (200 à 250 m d’encaissement). Cette plate-forme est constituée de roches protérozoïques et cambriennes où dominent calcaires et dolomies.

239Les phénomènes karstiques ont été relativement bien étudiés dans la partie septentrionale du Plateau de MarKyouzl et dans la partie centrale de la vallée de Maïa (BERSENIEV, 1989).

240La partie septentrionale de Mar-Kyouzl est un vaste plateau dont la superficie est de 40 x 45 km2, couvert de nombreuses morphologies d’origine karstique. Les plus grandes formes sont représentées par des cuvettes allongées dépassant 20 km de longueur et 4 km de largeur. Leur partie occidentale est sertie de nombreux lacs. La partie orientale est drainée par les fleuves Aardach et Kryla. Ces cuvettes ont des traits analogues à ceux des poljés karstiques. Le fleuve Aardach disparaît dans des ponors au fond de profondes dolines modelées dans des dépôts alluviaux et reposant dans une vaste dépression (300 x 300 x 25 m). Pratiquement tout le fleuve disparaît dans ces ponors et son débit tombe à quelques m3/s seulement. Ses eaux ressortent au bout de 18 km aux grandes sources de Selidinsk (Fig. 54).

Figure 53 : Terrains karstiques de l’Extrême-Orient (d’après Berseniev, 1989).

241Le plateau de Mar-Kyouzl est également troué par de nombreuses dolines, avec une moyenne de 8 dolines/km2. On les rencontre aussi dans les fonds de vallées. Elles ont une forme ovale, leur diamètre est de 50 m et la profondeur de 10 m. Elles ont souvent des fonds percés et jouent le rôle de ponors.

242Au niveau du cours moyen de la Maïa, on a observé des grottes liées à l’écoulement souterrain de la rivière principale et de ses affluents. Le complexe des grottes d’Abagy-Dze est le plus grand et c’est celui qui a été le mieux étudié (Fig. 55). La longueur des galeries et des salles de cette grotte, reconnue en 1980, est de 1 400 m. Elle se présente sous forme de plusieurs vastes salles. La superficie de la plus grande est de 1 400m2 et la hauteur d’une vingtaine de mètres. Les salles sont liées entre elles par des galeries de fracture de 0,5 à 2 m de largeur et de 5 à 10 m de hauteur (Fig. 56). La majeure partie du fond de la grotte est inondée par les eaux issues du fleuve Maïa. Dans les salles, la profondeur des lacs atteint jusqu’à 11 m et les variations de la nappe d’eau sont de l’ordre de 4 m. Pendant l’hiver, la surface des lacs gèle en totalité. Les galeries d’entrée sont couvertes par des figures de glace de sublimation et des concrétions de glace qui se maintiennent toute l’année.

b - Les terrains karstiques d’Ousinsk (bassin du fleuve Kour)

243Les terrains karstiques d’Ousinsk comprennent de nombreuses régions constituées par des calcaires du Paléozoïque inférieur et sur lesquels se sont développés des reliefs originaux et de nombreuses grottes. Ces régions sont situées sur les marges du pergélisol permanent ou au sein du pergélisol discontinu. Le climat est plus doux que dans les terrains de la région précédente. Pourtant la température moyenne annuelle descend régulièrement en dessous de zéro (-2°C ou -3°C). Les précipitations sont relativement élevées, de l’ordre de 700 mm/an, mais la neige n’y subsiste que 150 jours par an (BERSENIEV 1986, 1989).

Figure 54 : Phénomènes karstiques du Plateau de Mar-Kyouzl (d’après Berseniev, 1989).

Figure 55 : Formes karstiques au cours moyen du fleuve Maïa (d’après Berseniev, 1989).

244Le terrain étudié est situé sur une plate-forme et sur les versants de rive gauche de la vallée de l'Oulsa (Fig. 57). La surface de la plate-forme est constellée de dolines dont quelques-unes sont ouvertes dans leur fond et conduisent aux galeries souterraines. La grotte la plus grande et les profils des dolines, sont représentés sur la Figure 58. Cette grotte possède quatre orifices, ouverts dans les fonds de dolines, et se compose de plusieurs salles (les plus grandes dépassent 400 m2) reliées entre elles par des galeries en méandres et sur plusieurs niveaux. La grotte présente trois étages distincts, situés à environ 5-10 m de distance l’un de l’autre. Pendant les périodes humides, un écoulement traverse l’étage inférieur. On y a constaté la présence de vieux voiles de concrétions de calcite, assez détériorés. De nos jours, au voisinage des croûtes de glace qui recouvrent les parois de grottes, se forment de nouvelles concrétions calcitiques en forme de petits champignons. Les étages supérieur et moyen de la grotte sont en grande partie occupés par de la glace formant des concrétions. On trouve également de grosses langues de glace de “firne”, formées à la suite d’une transformation de la neige issue du fond des couloirs des galeries. En été, on a constaté que la température de l’air à l’étage supérieur oscillait entre-0,6°C et-2,2°C.

Figure 56 : Plan et profils verticaux de la grotte d’Abagu-Dze (d’après Berseniev, 1989).

245Dans le voisinage de la grotte, sur les hauts des versants de la vallée, se produisent de grands éboulements rocheux. Certains remplissent les endroits affectés par les ponors et dans lesquels disparaissent les petits ruisseaux. Beaucoup correspondent à d’anciennes salles effondrées.

3 - Quelques réflexions quant aux phénomènes karstiques des régions de pergélisol du continent nord-américain

246A l’origine des phénomènes karstiques des terrains à pergélisol du continent nordaméricain nous trouvons des roches carbonatées et sulfatées, et même du sel gemme. Il s’agit pour les plus jeunes de marbres précambriens qui ont été soumis à la karstification. Les couches karstifiables sont très fréquentes et participent à de nombreux cycles de sédimentation tant de type organogénique que d’évaporation. Ils sont rapportés aussi bien au Paléozoïque qu’au Mésozoïque (en incluant le Jurassique). La superficie de l’affleurement des roches karstiques, sur les terrains pris par le pergélisol, est de plus de 600 000 km2. Au Canada, on estime que la superficie des roches karstiques est d’à peu près 1 200 000 km2. Le sel gemme, à lui seul, couvre 500 000 km2 dans les provinces du Saskatchewan et de l’Alberta (FORD, 1987). Mais le karst apparaît généralement là où le pergélisol est absent ou alors discontinu (Fig. 59).

Figure 57 : Phénomènes karstiques de la vallée du fleuve Oulsa (d’après Berseniev, 1989).

247Les plus grandes superficies occupées par les roches karstiques concernent la vieille plate-forme canadienne. Le karst y est présent aussi bien dans la zone des roches précambriennes (roches carbonatées et métamorphisées) que dans les sédiments paléozoïques qui la recouvrent et qui contiennent non seulement des roches carbonatées, mais aussi des roches de type évaporitique.

248On remarque une plus grande présence de roches karstiques sur les terrains du Nord-Ouest, dans les îles de l’Arctique Canadien ainsi que dans une large zone située au sud de la Baie d’Hudson. Une grande partie du karst se trouve dans la zone de pergélisol, au-delà du cercle polaire, et sous l’influence du climat sub-arctique et arctique.

249FORD (1987) sépare les terrains karstiques canadiens en plusieurs types de reliefs avec un paysage de type postglaciaire, un paysage de type glaciaire adapté et comportant aussi du sub-glaciaire, et un paysage de type pré-glaciaire avec une morphologie héritée de la période antérieure à la glaciation du Wisconsin. Les effets morphologiques, issus de périodes morphogénétiques variées, se cumulent et se superposent les uns sur les autres pour aboutir à un relief polygénétique original. De nos jours, la mise en valeur du relief s’effectue de manière sélective.

250Parmi les microformes karstiques caractéristiques de ces régions qui ont été touchées par la glaciation pléistocène (par exemple les terrains carbonatés de l’Écosse et de l’Angleterre, SWEETING, 1972), on peut signaler les “limestone pavements” avec les systèmes de “clints and grikes”. Elles sont particulièrement bien représentées dans les dolomies. On rencontre aussi des dépressions fermées, drainées par un système souterrain mais souvent obturé par les dépôts de moraines - Ford les appelle “Moraine Polje” - ou bien des dépressions glaciaires transformées par les processus glaciokarstiques. On observe aussi des dolines d’effondrement, en chaudron, avec des parois abruptes. Elles ont parfois plusieurs dizaines de mètres de grand axe. L’une d’entre elles mesurait 125 x 75 m et avait plus de 40 m de profondeur. Les dolines plus classiques et des dépressions de grandes dimensions sont très fréquentes. Beaucoup d’entre elles sont remplies de sédiments pléistocènes et holocènes. Sur les terrains karstiques du Territoire Nord-Ouest, dans la région de Great Bear Lake, on a enregistré plus de 1 500 dépressions de ce genre et des dizaines de sources karstiques (EVERDINGEN, 1981). Certaines d’entre elles sont remplies d’eau et constituent ainsi des secteurs à caractère lacustre accusé. Avec le sel de gemme et le gypse apparaissent fréquemment de grands effondrements d’origine karstique.

Figure 58 : Plan et profils verticaux de la grotte de Stregouszczeye Kopje (d’après Berseniev, 1989).

251Comme l’indique FORD (1987), dans les grandes dépressions karstiques de la zone du pergélisol le degré de congélation du sous-sol est variable. Un bon exemple de stratification du pergélisol est illustré par les dolines des Monts Mackenzie. Ici le pergélisol descend en profondeur sur quelques dizaines de mètres. Dans la zone proche de la surface se trouve un pergélisol datant de plusieurs années, les grottes et les dolines y sont peu profondes, et les puits sont remplis de glace. Sous ce pergélisol se trouve une zone de transition où en hiver les eaux gèlent, puis fondent en été. En dessous encore, vers quelques centaines de mètres de profondeur, le pergélisol disparaît totalement et la circulation des eaux redevient possible (Fig. 60).

C - Les Poljés karstiques de type ouralien sur le Plateau d’Oufimsk (région de Perm), (par Viacheslav Andreytchouk et Marian Pulina)

252Dans cet article les auteurs souhaitent attirer l’attention des spécialistes sur des macro-formes karstiques spécifiques, développées en roches sulfatées, qui affectent la partie occidental de l’Oural. Celles-ci se caractérisent par des traits originaux et sont, pour l'essentiel, similaires aux poljés classiques des terrains karstiques mais selon les auteurs, les poljés ouraliens peuvent représenter un type particulier.

1 - Localisation

Figure 59 : Répartition des karsts et roches karstiques du Canada (d’après Ford, 1992).

253La région où se manifestent les dépressions karstiques décrites ci-dessous est située dans l’Oural central, au milieu de ses versants occidentaux (Fig. 61). Il s'agit d'une grande forme tectonique - la Crête de Bachkirie - adossée à un vieux système montagneux (partie occidentale de la Plate-forme européenne de l'est). Dans la littérature, la partie septentrionale de cette chaîne est appelée "le Mur d’Oufimsk". Du point de vue géomorphologique, c’est un plateau karstique situé à 350-400 m d’altitude, couvert de forêts de conifères et d’essences à feuilles caduques. Le plateau surmonte les terrains avoisinants de 40 à 80 m. Ses pentes sont relativement douces, découpées par des vallées fluviales. Le Mur d’Oufimsk est constitué par d'épais calcaires permiens (2 km et plus de puissance) et des dolomies. Les versants orientaux du Mur, où les couches rocheuses s’enfoncent vers l’avant champ de l’Oural, sont limités par une zone tectonique distincte. Cette zone est considérée comme une frontière structurale entre la plate-forme européenne et les structures plissées de l’Oural. Dans la zone d’encaissement, les calcaires sont recouverts par des formations terrigéno-salines (à teneur importante), parmi lesquelles des roches sulfatées de la série de Koungour. Au-dessous de la couche permienne on observe des gypses et anhydrites, stratifiés par des dolomies (Fig. 62). La puissance globale des roches sulfo-dolomitiques est d'environ 100 mètres. Les roches sulfatées affleurent en surface ou bien reposent à faible profondeur. Ce n'est qu'au sein d’une étroite écharpe de 2 à 3 km, qu'elles suivent un parcours méridional, qui longe les bordures de la plate-forme.

Figure 60 : Degré de congélation du sol (pergélisol) au sein des grandes dépressions karstiques dans la région de Nahanni (d’après Ford, 1987).

254La zone d’affleurement des roches sulfatées s’étend du nord au sud, sur quelques centaines de kilomètres et mais son parcours n'est continu qu'au sein du versant oriental du Plateau d’Oufimsk. Dans cette bande, sur 50 km de longueur, on observe un développement d'un karst sulfaté actif illustré par de nombreux phénomènes. Ces derniers sont notamment représentés par de vastes dépressions qui correspondent, selon notre opinion, à des poljés karstiques. Il convient de remarquer que les versants orientaux du Plateau sont plus abrupts et qu'ils se dessinent mieux dans le relief que les versants occidentaux. En outre, au pied de ces versants s’étend en ligne une zone d’affaissement avec des affleurements de roches sulfatées, de grandes sources karstiques, des lacs marécageux et des rivières. La formation d’une grande zone d’abaissements, le long du versant E du Plateau (Fig. 63), au cours d’une longue période, est devenue l’objet de discussion.

255Parmi les chercheurs, on privilégie deux hypothèses : une origine paléo-érosive et une d'ordre karstique. Selon FRIEDIRIKS (1926), à l’Est, le long du Plateau d’Oufimsk, court une ancienne vallée fluviale tertiaire, et les dépressions récentes dans le relief constituent des parties résiduelles, isolées de cette vallée. Il rattache la différenciation des formes hypsométriques du fond de la vallée aux plus récents mouvements tectoniques. SIGOV (1952) explique aussi l’origine de ces formes à partir de processus tectoniques et érosifs.

256L’hypothèse karstique de la formation des dépressions a été présentée pour la première fois par KRUGOV. Elle a été développée par la suite par TURYCHEV (1959) et GORBUNOVA (1965). Selon cette théorie, les dépressions longeant le versant oriental du Plateau, se sont développées au cours d’une longue période, dans la zone où se concentrent les eaux karstiques (notamment dans les parties élevées du terrain), dans la zone d’affleurement des roches sulfatées. Leur origine est due à une karstification active des roches sulfatées, opérant par dessous (cryptokarst), et à l’activité des eaux profondes hydrocarbonatées dans la zone d’affleurements des gypses et anhydrites très perméables (Photo 22).

2 - Les conditions du développement des dépressions karstiques, type poljé ouralien

Figure 61 : Les Monts Oural (A) et la répartition dans la région de l’Oural (B)

Photo 22 : Doline karstique dans le gypse au-dessus de la grotte englacée de Koungour dans l’Oural, (photo : M. Pulina).

Photo 22 : Doline karstique dans le gypse au-dessus de la grotte englacée de Koungour dans l’Oural, (photo : M. Pulina).

257Les dépressions correspondent à une étroite zone d’affleurements de roches sulfatées (Fig. 63). Les gypses et anhydrites se situent dans le substrat d’une imposante couche terrigéno-saline se composant de marnes et d’aleurites finement laminées. Une longue altération des roches sulfatées, opérant au cours de la karstification, a été à l'origine de la formation de brèches karstiques (30 m d'épaisseur), composées de débris de roches carbonatées et disposées dans les gypses et anhydrites sous forme de couches et de lentilles (Fig. 62). Les débris sont emballés dans les argiles et les sols limoneux d’origine diverse (produits finaux de dissolution, poussières apportées par le vent, limons de ruissellement, etc.). En raison de leur importante épaisseur et de leur grande répartition, les brèches karstiques ont été dessinées sur les cartes géologiques régionales. Dans notre cas, la zone de brèches karstiques s’étend du nord au sud sous forme d’une bande affleurante de roches sulfatées "serrée" à l’ouest, par les couches carbonatées du Mur d’Oufimsk, et à l’est, par des couches terrigènes insolubles (Fig. 64). Dans la zone de roches sulfatées, grâce à leur importante solubilité et perméabilité, s’est développée, au cours d’une longue période, une zone de faible drainage pour les eaux souterraines venues des terrains alentour, notamment celles issues du Mur d’Oufimsk. C’est la raison pour laquelle elle a été marquée sur les cartes hydrogéologiques comme une zone aquifère (Fig. 65).

Figure 62 : Coupe géologique du Plateau d’Oufimsk

Figure 63 : Localisation de la zone de roches sulfatées, entre la région calcaire du Plateau d’Oufimsk et celle terrigène, de l’avant fosse du pré-Oural.

258La spécificité hydrodynamique du fonctionnement de cette zone d’influence des eaux souterraines se manifeste dans le "transfert" des eaux souterraines issues des régions calcaires, vers des roches sulfatées très solubles. Sous la surface, l’eau s’écoule sous une importante pression (Fig. 66). Les écoulements de ces eaux forment de grandes sources karstiques de type vauclusien dont les débits vont de quelques litres/s à plusieursm3/s en générant des lacs karstiques et des secteurs marécageux (Fig. 67). Dans le passé et actuellement, les eaux karstiques profondes réapparaissent en surface, alimentant et donnant naissance à des petites rivières qui rejoignent les dépressions karstiques avoisinantes. Elles forment ainsi de vastes dolines (Fig. 63). En raison du long fonctionnement, les roches ont également subi d’importants changements liés à la karstification.

Figure 64 : Schéma géologique de la zone de contact

259La grande activité des processus karstiques dans la zone étudiée résulte à la fois de raisons lithologiques (importante solubilité des roches sulfatées) et hydrodynamiques (zone de concentration et de libération des eaux souterraines). Les facteurs structuro-tectoniques ont également une grande influence pour lesquels il convient de noter la fissuration élevée des roches sulfatées ainsi que certains processus : diagénétiques (hydratation) ou karstiques (recristallisation). Le degré d’activité de ces processus karstiques est présenté dans la Figure 68.

Figure 65 : Schéma hydrologique de la zone de contact et aquifères

260L’évacuation en matières dissoutes issues des dépressions karstiques est importante : elle est estimée à 15-100 g/s/km2. Cependant le déficit de saturation des eaux souterraines par des sulfates de calcium est au plus bas dans les sources des dépressions.

261Il s’ensuit que les relations lithologiques, hydrodynamiques et hydrochimiques dans la zone de roches sulfatées sont particulièrement favorables au développement du karst. Le résultat de cet intense processus de karstification est la formation d'une couche de brèches karstiques. Celles-ci ont été produites à la suite d’une longue karstification en surface des roches sulfatées et du développement de vastes dépressions.

Photo 23 : Le poljé de type ouralien à Kichertskoje. Panorama général, Oural, (photo : M. Pulina).

Photo 23 : Le poljé de type ouralien à Kichertskoje. Panorama général, Oural, (photo : M. Pulina).

Photo 24 : Partie septentrionale du poljé de Kichertskoje, Oural, (photo : M. Pulina)

Photo 24 : Partie septentrionale du poljé de Kichertskoje, Oural, (photo : M. Pulina)

Photo 25 : Partie méridionale du poljé de Kichertskoje, Oural, (photo : M. Pulina)

Photo 25 : Partie méridionale du poljé de Kichertskoje, Oural, (photo : M. Pulina)

Figure 66 : Esquisse de la circulation des eaux souterraines au sein de la plate-forme d’Oufimsk (d’après Turychev).
A : en plan ; B : en coupe

3 - Les caractéristiques des dépressions de type poljé ouralien

262Les principales dépressions karstiques - les poljés de type ouralien - ont été présentées dans la Figure 63. Le plus grand d’entre eux - Kichertskoye - (32 km2) est développé sous forme d’une série d’effondrements de terrain. Ces derniers sont reliés entre eux par le lit du fleuve Kichertka. Il s'agit d'un poljé allongé de 15 km de longueur et de 2 à 4 km de largeur qui s’ouvre sur la vallée de la Sylva (Photo 23, Photo 24, Photo 25). A l’endroit de leur jonction on observe de nombreux lacs karstiques, anciens et marécageux. Le plus profond - le lac de Moliednoye (19,2 m de profondeur et 108 à 120 m de diamètre) est issu d’un effondrement. Sur le fond du poljé on observe des brèches karstiques. Sur son versant oriental se trouve un lac plus petit, le Kisoye, au fond duquel jaillissent des sources karstiques.

263Le poljé de Nizkobskaya constitue le prolongement de la dépression de Kichterskoye. Cette dépression est large de 2 km et longue de 15 km. A l’ouest et au sud, elle est limitée par des versants abrupts. Sur son fond, plat et par endroit marécageux, jaillissent de nombreuses sources sulfatées dont la minéralisation atteint 2,3 g/l (GORBUNOVA, 1965). La plus grande source se caractérise par un débit atteignant près de 30 l/s. Une partie des carbonates contenus dans l’eau est précipitée dans les ruisseaux sous forme de tuf calcaire. Tout le fond de la dépression semble être une fenêtre donnant accès aux eaux karstiques.

264Le poljé de Mazouyebskaya mesure 5 km de longueur. Son plancher se situe au niveau des eaux karstiques. Le fond de la dépression est inégal et possède 8 lacs karstiques. La minéralisation des eaux dans les lacs oscille entre 180 et 1525 mg/l. Les eaux karstiques sulfatées jouent un rôle important dans l’alimentation des grands lacs.

265Le poljé de Dikoozierskaya s’étend du nord au sud sur 3 km de longueur et 1-1,5 km de largeur. On y observe 15 lacs et des terrains marécageux. Le plus grand lac - Dikoye - atteint 400 m de longueur, 140 m de largeur et presque 7 m de profondeur. Odina est le lac le plus profond (19 m). La plupart des lacs sont des lacs de rétention qui étaient ou sont à l’origine des écoulements de surface.

266Le poljé de Suksunsko-Sobietinskaya se compose de deux parties (occupant respectivement 7 et 15 km2) liées par le lit érosif de la rivière Sovietianka. Sur le fond et sur les versants de la dépression, dans les dolines karstiques et dans des enfoncements, il y a 24 lacs et des terrains marécageux. La minéralisation de l’eau dans les lacs est de 766 mg/l. Le fond de la dépression Suksunskoy est occupé par un lac. Il est alimenté par les rivières sulfatées de Sowietjankoy et de Kljuci dont les eaux sont issues des sources karstiques situées près de l’embouchure de la Suksunskaya Sucha Dolina qui viennent probablement du Mur d’Oufimsk. Les versants de la dépression sont par endroits fort karstifiées.

Figure 67 : Carte hydrodynamique de la zone de contact

Figure 68 : Carte de l’activité karstique dans la zone de contact

267De tout cela il s’ensuit que le poljé de type ouralien se caractérise par :

  • de grandes surfaces (5-35 km2) ;

  • des fonds sub-égaux ou irréguliers, souvent marécageux, encadrés de versants plus au moins abrupts ;

  • la présence sur le plancher de nombreux points de sortie d’eaux karstiques avec une composition chimique de type sulfaté ;

  • et la présence d’écoulements formant des réseaux de rivières favorisant l'élargissement des vallées.

268Les différences entre les poljés se rapportent non seulement à leurs dimensions et à leurs différents reliefs, mais aussi au fait que les fonds de certains d’entre eux n’ont pas atteint le niveau des eaux karstiques. Il convient d’en déduire qu’ils se trouvent à différents stades de développement.

4 - Développement de la dépression karstique-poljé de type ouralien

269Lors des recherches karstiques menées antérieurement (GORBUNOVA, 1966), on a constaté que les dépressions, bien que de même âge, se situaient à des stades de développement différents. La raison de cet état de choses est liée aux facteurs hydrodynamiques et notamment à la période pendant laquelle a eu lieu l’apparition des sources karstiques.

270Le développement du karst sulfaté a probablement commencé au Mésozoïque. Le remplissage de grandes cuvettes lacustres et karstiques par les dépôts s’est effectué surtout au Tertiaire (Fig. 64). Certains d’entre eux constituent actuellement des gisements de sables réfractaires et d’argile à poterie. Conformément aux opinions de GORBUNOVA (1965), les dépressions ont subi plusieurs stades de développement (Fig. 69).

271Dans un premier stade, une plaine karstique s'est formée, légèrement élevée. Les processus karstiques agissant à petite profondeur ont engendré des vides et des effondrements. En surface une intense altération des roches s'est faite.

272Dans un second stade, la surface a subi un abaissement progressif. Le développement de plus en plus rapide du karst dans les roches sulfatées a conduit à l’apparition d’un seuil, du côté du Plateau d’Oufimsk (roches carbonatées) et du côté de l’affaissement (roches tertiaires). La différence entre le plateau et la zone de karst sulfaté actif diminuant, cela a conduit à la formation d’une zonalité hydrodynamique dans la couche carbonatée et également à la formation de relations hydrodynamiques de type “alimentation-écoulement” entre les zones carbonatées et sulfatées voisines.

Figure 69 : Développement des dépressions de contact (d’après Gorbunova, 1965).

273Dans le dernier stade sont apparues les premières sources remontant à la surface les eaux infiltrées dans le Plateau d’Oufimsk. Lors du transfert à travers les gypses et les anhydrites, les eaux carbonatées peu chargées se transforment en eaux à forte minéralisation. Les sources donnent naissance à de petites rivières. Le fonctionnement des sources et une active dénudation karstique sont à l’origine des dépressions locales. Les cours d’eau qui s’écoulent sur les versants du Mur disparaissent dans les ponors, au pied des versants des poljés. Au niveau des grands effondrements, dans les abaissements, apparaissent les premiers lacs karstiques. Le poljé de Mazuyewskaya est un bel exemple du deuxième stade (stade de dépression lacustre alimentée par des sources sulfatées).

274Le passage au troisième stade (dépression ouverte avec sources vauclusiennes faiblement minéralisées) a lieu après l’affleurement de la nappe aquifère dans les parties les plus basses du poljé, près du seuil carbonaté. C’est là qu'apparaissent de très grandes sources karstiques faiblement minéralisées (0,5.à l,0.g/l) qui sont à l’origine des rivières. Simultanément, dans d’autres endroits de la dépression fonctionnent toujours des sources sulfatées alimentant de petits ruisseaux. Les dépressions correspondent totalement au réseau actif hydrographique. C’est à ce stade que se trouve le poljé de Sowietinskaya, dû au cumul de processus d’érosion et de karstification. Au fur et à mesure que la surface s'abaisse, les eaux vadoses et phréatiques, issues du massif carbonaté voisin, trouvent une issue libre le long de son seuil. Elles sont à l’origine de nombreuses sources alimentant des rivières. Dans les zones de sources, les dépressions s’approfondissent jusqu’au niveau de l’horizon des eaux karstiques. Ce phénomène est dû à de grands affaissements et aux écroulements des gypses de la surface lesquels s’élargissent par suite des processus érosifs. La rivière dessine des méandres sur le fond de la dépression en se ramifiant et en lavant activement la brèche karstique tant sur le fond que sur les versants. Elle se trouve à un stade de vallée alluviale avec de grandes sources. Le poljé de Suksunskaya se trouve au même stade.

5 - Les arguments en faveur de la théorie assimilant les dépressions ouraliennes à des poljés

275Réfléchissons sur les traits communs et les différences existant entre les dépressions ouraliennes et les poljés :

a - Mode de formation et dimensions

276Comme on le sait, les poljés karstiques sont des macro-formes dont la surface se mesure en km2 et dont la forme est le plus souvent allongée. La surface des dépressions ouraliennes que nous décrivons varie de 5 à 35 km2. Le rapport entre la longueur et la largeur est de 1.5 à 5 fois plus grand.

277Le mode de formation des dépressions ouraliennes, limitées par des versants bien distincts (pentes de 5° à 30°), avec un fond couvert de brèches karstiques et de dépôts alluviaux, correspond pleinement à celui des poljés.

b - Relations hydrographiques

278Dans la plupart des cas, les fonds des poljés classiques, dans leur stade achevé de développement, se situent au niveau des aquifères karstiques et le réseau hydrographique est alimenté par des sources karstiques. Les dépressions ouraliennes se caractérisent par la présence de nombreux "points" actifs d’écoulements des eaux karstiques dans le fond, par la présence de sources sur les versants, de lacs d'effondrements et d'affaissements occupés par des marais peu profonds. Dans le troisième ou quatrième stade de développement, les fonds des dépressions ouraliennes se situent également au niveau des nappes karstiques.

279En fonction du régime hydrique on peut distinguer trois types de poljés (MAKSYMOVITCH, 1963) :

  1. le poljé-lac, étant une dépression constamment remplie d’eau ;

  2. le poljé périodiquement inondé à la suite de précipitations abondantes et de l'élévation du niveau de la nappe karstique ;

  3. le poljé sec, jamais inondé ou submergé.

280Les dépressions ouraliennes peuvent être classées dans la seconde catégorie car malgré d’importantes variations de leur débit, leurs fonds ne sont pas constamment submergés.

c - Liaison avec le paysage

281Les poljés peuvent être ouverts (avec des écoulements drainants) ou fermés (avec un seul écoulement souterrain). Les poljés fermés, appartenant à une seule zone de drainage, sont souvent reliés entre eux par des systèmes de conduits.

282Les dépressions que nous décrivons sont des formes ouvertes. Nombre d’entre elles sont à l’origine des écoulements de surface (rivières karstiques drainant les dépressions). Les rivières appartiennent au réseau hydrographique actif de cette unité géomorphologique. L’écoulement souterrain n’a pas une grande importance parce qu’il n’existe pas d’importantes différences entre la hauteur des fonds des dépressions et le niveau de base régional de drainage constitué par la rivière Sylva.

d - Conditions géologiques et tectoniques

283Les poljés sont le plus souvent localisés dans de grandes zones tectoniques. Ils se développent le plus souvent au contact des structures tectoniques et des faciès carbonatés. Une catégorie à part est constituée par des poljés développés au contact des calcaires et des roches insolubles ; on pourrait les nommer semi-poljés de contact.

284Les dépressions ouraliennes appartiennent à la zone de contact des grandes structures (bordures de la Plateforme de l’Europe orientale et l’avant fosse du préOural). Elles se sont développées au contact des roches carbonatées et sulfatées ainsi que des roches tertiaires meubles non karstiques. Pour cette raison, elles possèdent certains traits des semi-poljés de contact. Pourtant, en raison de leur développement au sein des roches karstiques, mais étant donné leur différence de sensibilité vis-à-vis du processus de karstification (calcaires - gypses), il convient de les classer dans un type à part : le poljé karstique de contact.

e - Mode de développement

285Les poljés se développent de différentes manières. MAKSYMOVITCH (1963) a distingué 4 types génétiques de poljés :

  1. les poljés dus à un affaissement : petits poljés développés par suite d’un affaissement de surface au-dessus des rivières souterraines ;

  2. les poljés dus à la corrosion : poljés développés par suite du recoupement des dépressions et des dolines karstiques voisines ;

  3. les poljés tectoniques liés à des mouvements de blocs consécutifs à des mouvements tectoniques ;

  4. les poljés dus au soutirage, développés par le dépôt de sédiments friables et de couverture dans les ponors. Les poljés ouraliens étudiés doivent leur origine aux processus de dissolution (crypto-dissolution et évacuation des roches dissoutes) s’effectuant en surface. Ils peuvent être classés comme un type original de poljé de dissolution et modelé par des processus d’érosion.

f - Localisation

286Les poljés classiques sont caractéristiques des régions de moyennes montagnes de la Méditerranée. Ils se développent le plus souvent dans des systèmes alpins jeunes. Lors des dernières décennies, on a découvert de nombreux poljés dans les régions tropicales, tant dans les régions de plissements alpins que sur les terrasses maritimes tertiaires et quaternaires (WISSMAN, 1954 ; GERSTENHAUER, 1960 ; SUNATARDIRDJA, LEHMAN, 1960 ; SWEETING, 1973 ; SALOMON, 1987).

287Les poljés ouraliens se sont développés sur les plateaux, aux périphéries des vieux massifs de montagnes (Hercynien), au contact de deux régions différentes du point de vue lithologique - calcaires et gypses. Ils se sont développés sous l'emprise d'un climat tempéré froid, et non sous celle d'un climat tropical ou subtropical. Ces faits démontrent une grande originalité du point de vue génétique. Pourtant l’analyse des traits morphologiques et hydrologiques démontre une grande analogie avec les macro-formes, considérées comme des poljés classiques. Toutefois, il convient d’indiquer d’importantes différences entre les poljés de type ouralien et les poljés karstiques typiques :

  1. le lien se fait avec des roches sulfatées et non carbonatées ;

  2. la mise à profit des dépressions par les cours d’eau qui les modèlent leur donne à la fois des traits karstiques et d'érosion "normale" ;

  3. l'ouverture des dépressions les met en liaison directe avec le réseau hydrographique régional ;

  4. le régime hydrodynamique est permanent dans la plupart des cas.

288Au total, les dépressions ouraliennes peuvent être classées comme un type de poljé à part qui se développe au contact des roches carbonatées et sulfatées dans des conditions géologiques et hydrogéologiques originales. Nous nous proposons donc de les nommer poljés de type ouralien.

Notes

1 M. PULINA (1997) a mené ses recherches dans les années 1973 et 1979 et S.E. LAURITZEN (1992), dans les années 1992 et 1993.

2 Dans les années 1983-1985, ont été menées des recherches hydrochimiques sur une année entière (PULINA, POSTNOV, 1989).

3 Une première étude de ce karst se trouve dans la publication de J. Oxalia qui date de 1914, et dans celles de G. Home (1935 et 1967). Dans les années 1950, les recherches ont été effectuées ici par J. Corbel (1975). On doit une bonne connaissance du karst norvégien à S.E. Laurritzen (1983, 1990. 1991).

4 Les régions qui subissent la glaciation occupent 16,3 de millions de km2 soit 10,9 % de la surface de la Terre.

5 Les cartes géomorphologiques sur lesquelles on a effectué la cartographie des formes cryokarstiques sont élaborées pour les glaciers du Spitzberg du Sud (PULINA, KOLONDRA, 1998).

6 Les informations ci-dessus ont été tirées des travaux rapportant les résultats des explorations effectuées au Spitzberg (PULINA, REHAK, 1991 ; SCHROEDER. 1991, 1991a ; ERASO. PULINA, 1994), au Groenland et en Islande (LAMBERTON, 1991 ; FAVRE, 1985).

7 La grotte de Skilryggaven a été explorée par les spéléologues polonais en 1981 et 1983 jusqu’à une profondeur de 95 m. C’est alors qu’on a effectué des analyses complexes de cette grotte et fait une documentation photographique et cinématographique. Par contre la grotte de Eimfjelletevan a été explorée par les spéléologues tchèques, liés au programme glaciologique des polonais.

8 On avait des difficultés à visser les broches à glace qui retenaient les cordes dans la parois de glace, car elles ne restaient pas stables.

9 L’exploration et l’analyse des deux puits ont été menées par les spéléologues de l’Université du Québec de Montréal dans les années 1988-1989, liées au programme glaciologique polonais (Schroeder, 1991).

10 L’exploration de cette grotte a été effectuée par un groupe de spéléologues tchèques et polonais en automne 1986 et 1988 (Pulina, Rehak, 1991). [KGO]

11 Des géologues de Iakoutsk ont réalisé de nombreux travaux géologiques, publiés dans une grosse monographie. Ces travaux permettent de comprendre l’élaboration et l’évolution de ce paléokarst.

Table des illustrations

Légende Figure 1 : La glaciation quaternaire et actuelle de l’hémisphère Nord (d’après LLIBOUTRY, 1975).
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Légende Figure 2 : Esquisse géologique du Spitzberg (d’après Birkenmajer, 1961).
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Légende Figure 3 : Localisation des terrains karstiques au sud du Spitzberg.
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Légende Figure 4 : Esquisse hydromorphologique du massif de Sofiekammen (été 1973).
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Légende Figure 5 : Esquisse hydromorphologique de la partie nord-ouest du massif de Tsjebysjovfjellet (été 1973).
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Légende Figure 6 : Esquisse hydromorphologique de la côte d’Hilmarfjellet (étés 1973 et 1979).
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Légende Figure 7 : Phénomènes glaciokarstiques dans la région de Gronfjord. Esquisse de la région.
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Titre Photo 4 : Entrée de la grotte du glacier Aldegonda (été 1980). Gronfjord, Spitzberg, (photo : M. Pulina).
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Titre Photo 5 : Dolines dans les gypses carboniferes, formées sur des terrasses marines soulevées à Linedalen, (Spitzberg), (photo : M. Pulina).
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Titre Photo 6 : Mégadoline anthropogénique au-dessus de la mine de Berezniki (Oural, Été 1996), (photo : M. Pulina).
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Légende Figure 8 : Agressivité des eaux karstiques du massif de Sofîekammen (85 analyses chimiques). Diagramme de Tillmans-Trombe.
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Légende Tableau 1 : Bilan de l’érosion spécifique du Spitzberg méridional. (On ne représente que les valeurs des affluents coulant sur les terrains sans glace et le transport en suspension de ceux qui coulent sur les terrains englacés).
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Légende Tableau 2 - Érosion chimique des terrains karstiques choisis, indiquée par la méthode hydrométrique.
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Légende Figure 9 : Situation de la Terre de Kronprins Christian et esquisse géologique du Groenland et du Spitzberg (d’après Echer, Watt, 1976 ; in Loubière, 1987).
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Légende Figure 10 : Esquisse géologique de la Terre de Kronprins Christian (d’après Pell et Hurst, 1982 ; in Loubière, 1987).
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Légende Figure 11 : Esquisse de la région calcaire du Lac Centrum et Grottedalen de la Terre de Kronprins Christian. Situation des cavités et de principaux porches (d’après Loubière, 1987).
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Légende Figure 12 : Plan de la grotte des Quatre (d’après Loubière, 1987).
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Légende Figure 13 : Localisation des roches carbonatées et des phénomènes karstiques en Norvège (d’après Lauritzen, 1991).
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Fichier image/jpeg, 524k
Légende Figure 15 : Localisation de quelques grottes, choisies par rapport au niveau de base actuel de l’érosion (d’après Lauritzen, 1990).
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Légende Figure 14 : Emplacement des grottes, sur plusieurs niveaux au-dessus du fond actuel de la vallée, en terrains karstiques de Norvège (d’après Lauritzen, 1990).
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Légende Figure 16 : Situation paléogéographique de la grotte pro glaciaire de Kvithola (Fauske, Norland) (d’après Lauritzen, 1983).
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Légende Figure 17 : Localisation hypsométrique des grottes marines sur 1000 km de côtes norvégiennes. Mise en relation avec le niveau actuel de la mer : la ligne de régression du fond des grottes marines montre le sens du soulèvement de la côte norvégienne après la déglaciation (d’après Sjoberg, 1988).
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Légende Figure 18 : Les plus grandes grottes de Norvège (d’après Lauritzen, 1991).
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Légende Figure 19 : Esquisse géomorphologique de la ligne de partage des eaux des rivières Onega et Dvina du nord (d’après Torusyev, 1964).
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Légende Figure 20 : Escarpement calcaire et doline sur le versant gauche de la vallée de la Dvina du Nord, près du village d’Evoz (d’après Torusyev, 1964).
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Légende Figure 21 : Esquisse géologique de l’effondrement karstique de Berezniki (mine de sel de potassium) près de Solikams, région dee gisements de sel del’Oural (d’après Andreytchouk et Gorbounova, 1996).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-27.jpg
Fichier image/jpeg, 1,0M
Légende Tableau 3 : Classification des formes cryokarstiques apparaissant en surface des glaciers.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-28.jpg
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Légende Tableau 4 : Microformes cryokarstiques à la surface des glaciers.
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Légende Figure 22 : Localisation des formes cryokarstiques sur le SW Spitzberg (d’après Pulina, 1997).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-30.jpg
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Légende Figure 23 : Schéma du bassin versant du glacier de Werenskiold (d'après Pulina et Rehak, 1991).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-31.jpg
Fichier image/jpeg, 1,0M
Légende Figure 24 : Les grandes grottes verticales du glacier de Werenskiold : A - Grotte de Skilryggaven, B - Eimfjelletaven (d'après Pulina et Rehak, 1991).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-32.jpg
Fichier image/jpeg, 308k
Légende Figure 25 : Schéma du glacier de Hans avec la localisation des grottes glaciaires (d'après J. Schroeder, 1995).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-33.jpg
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Légende Figure 26 : Le gouffre Félix sur le glacier de Hans (d’après J. Schroeder, 1995).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-34.jpg
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Légende Figure 27 : La grotte de Cristal sur le glacier de Hans (d'après J. Schroeder, 1995).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-35.jpg
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Légende Figure 28 : La grotte de Lipertaven sur le glacier de Werenskiold (d'après Pulina et Rehak, 1991).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-36.jpg
Fichier image/jpeg, 236k
Légende Figure 29 : Schéma de la moraine médiane des glaciers de Torell sous le Raudfjellet (d'après Pulina et Rehak, 1991).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-37.jpg
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Titre Photo 7 : Effondrement du plafond de la Grotte d’Isfjellelva (Glacier de Vestre Tordi, Spitzberg) Eté 1998, (photo : M. Pulina).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-38.jpg
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Titre Photo 8 : Salle terminale de la grotte glaciaire d'Isfjellelva dans le glacier de Vestre Torell. Spitzberg. lue 1988, (photo : J. Braun)
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-39.jpg
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Légende Figure 30 : La grotte d'Isfjellelva dans le glacier de Vestre Torell (d'après Pulina, et Rehak, 1991).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-40.jpg
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Légende Figure 31 : La grotte de Kvisla sur le glacier de Werenskiold (d'après Pulina et Rehak, 1991).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-41.jpg
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Titre Photo 9 : Dépression thermokarstique sous le nunatak de Raudfjellet. Les trous soulignent les grandes grottes glaciaires (été 1998), Spitzberg (photo : M. Pulina).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-42.jpg
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Titre Photo 10 : Résurgence sous pression (type geyser) de la rivière sous-glaciaire du glacier Werenskiold. Noter les pierres expulsées. Spitzberg. Été 1988, (photo : J. Braun)
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-43.jpg
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Légende Figure 32 Le débit et la minéralisation de la rivière glaciaire de Werenskiold (année hydrologique 1979-1980).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-44.jpg
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Titre Photo 11 : Galerie de la grotte glaciaire Elza dans le glacier Bertil (position du captage de l’eau pour la cité la Pyramida) Eté 1979, Spitzberg central, (photo : M. Pulina).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-45.jpg
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Titre Photo 12 : Fragment de la galerie de la Grotte Elza à la surface du glacier Bertil (cf. photo 11), année 1978, Spitzberg central, (photo : M. Pulina).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-46.jpg
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Légende Figure 33 Étendue actuelle du pergélisol dans l'hémisphère Nord (d'après Jahn, 1975).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-47.jpg
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Titre Photo 13 : Dôme glaciaire au-dessus des sources karstiques. Au deuxième plan, on note une dépression cryokarstique sous le nunatak Raudfjellet (glacier Torell, Spitzberg). Le trou indique la grande grotte glaciaire (hiver 1999), (photo : M. Pulina).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-48.jpg
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Titre Photo 14 : Source karstique au niveau d’une dépression cryokarstique sous le nunatak Raudfjellet (Glacier Torell, Spitzberg), hiver 1999, (photo : M. Pulina).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-49.jpg
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Légende Figure 34 :Terrains karstiques du continent eurastique soumis au pergélisol
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-50.jpg
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Légende Figure 35 : Esquisse de la Sibérie du sud-est avec localisation des gisements de minerai d’origine karstique (d’après Cykin, 1990 - complété par l’auteur).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-51.jpg
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Légende Figure 36 : Les terrains karstiques de la Plate-forme d’Irkoutsk
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-52.jpg
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Légende Figure 37 : Provinces et terrains karstiques de la Plate-forme d’Irkoutsk (d’après Piniker et Shenkman, 1992).
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Légende Figure 38 : Coupe des doiines karstiques remplies de formations jurassiques dans le bassin de kaolin, à Trochkov (Pulina, 1968)
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-54.jpg
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Légende Figure 39 : Principales grottes de la partie sud-ouest de la Sibérie orientale (d’après Trofimova, 1996).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-55.jpg
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Titre Photo 15 : Source karstique de la vallée Sljudjanka à Chamar Daban (hiver 1964). Vallée de l’Angara, Sibérie Orientale, (photo : M. Pulina).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-56.jpg
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Titre Photo 16 : Panorama sur les Alpes de Tunkinsk (Sayan Oriental - Sibérie Orientale). Cette région possède de nombreuses sources karstiques, (photo : M. Pulina).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-57.jpg
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Légende Figure 40 : Coupe géologique et hydrogramme de la source karstique de Tankasa dans la sous-région d’Ikinsk (c/Fig. 37 - A I b) (d’après Piniker et Shenkman, 1992).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-58.jpg
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Légende Figure 41 : Coupe géologique et hydrogramme de la source karstique de Bolchoy Iret dans la sous-région d’Olkha-Bila (cf Fig. 37 - A I a) (d’après Piniker et Shenkman, 1992).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-59.jpg
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Légende Figure 42 : Coupe géologique et hydrogramme de la source karstique d’Ilita dans la sous-région de Kirenga (c/Fig. 37 - A II c) (d’après Piniker et Shenkman, 1992).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-60.jpg
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Légende Figure 43 : Structure géologique et géomorphologie des berges du réservoir de Bratsk (d’après Litvin et al., 1996).
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Titre Photo 17 : La doline karstique au-dessus du “suchodol” Melchituj (été 1996). Vallée de l’Angara, Sibérie Orientale, (photo : M. Pulina).
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Titre Photo 18 : L’entrée de la Grotte Balaganska au “suchodol” Melchituj (été 1996), après inondation, suite à la construction du barrage de Bratsk. Vallée de l’Angara, Sibérie Orientale, (photo : M. Pulina).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-63.jpg
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Titre Photo 19 : Couloir karstique au “suchodol” Melchituj avec l’entrée de la grotte Balaganska (hiver 1964) (comparer avec la photo 18), (photo : M. Pulina).
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Titre Photo 20 : Le trou de la grotte Balaganska au “suchodol” Melchituj. Vallée de l’Angara, Sibérie Orientale (hiver 1964) (comparer avec la photo 18), (photo : M. Pulina)
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Titre Photo 21 : Orifice de la grotte Balaganska au “suchodol” Melchituj. Vallée de l’Angara, Sibérie Orientale (hiver 1964), (photo : M. Pulina).
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Légende Figure 44 :A - Suchodoly de Melchituj et de Szalota sur l’Angara. L’état avant la submersion par le lac de Bratsk (étendue du lac artificiel de la centrale de Bratsk en hiver 1964) (d'après Pulina 1968 ; Vologotskij, 1975).B - Plan de la grotte Balaganskaya, aujourd’hui noyée.
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Légende Figure 45 : Erosion chimique karstique en Sibérie orientale. Isolignes d’érosion chimique en m3/km2/an ou par mm/millénaire (d'après Pulina, 1968).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-68.jpg
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Légende Figure 46 : Schéma d’un terrain karstique dans les parties amont des vallées de Bolchaya et de Mala Kouroumnaya, interfluve du Vielikoy Patom. (d’après Korzouyev et Nokolayev, 1957).A - localisation des formes karstiques ;B - plan schématique de la grotte avec des profils verticaux, (p. 73).C - schéma d’un champs de dolines avec un profil vertical : A-A’, (p. 73).
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Légende Figure 47 :Forme karstiques dans la partie centrale de la vallée de la léna( district de Yakoutie) (dd’après Korzouyev,1961).
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Légende Figure 48 : Types de dolines sur le Plateau du cours moyen de la Léna (d’après Korzouyev et Nikolayev, 1957).A - doline active au sein du karst, au-dessus du pergélisol ;B - doline suspendue du karst récent,C - doline d’un ancien karst et recouverte.
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Légende Figure 49 : Esquisse géologique du massif paléokarstique situé au bord du fleuve Anabar (d’après Prokopiouk et al.1985).A - Localisation du massif d’Anabar et esquisse géologique de la Plate-forme de Sibérie orientale.B - Esquisse géologique du Massif d’Anabar.
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Légende Figure 50 : Localisation des formes karstiques anté-tertiaires au sein d’un relief enseveli dans le massif d’Anabar (d’après Prokopiouk et al., 1985).
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Légende Figure 51 : Dépressions et dolines paléokarstiques dans le Massif d’Anabar (d’après Prokopiouk et al.1985).A - localisation des grandes dépressions et dolines paléokarstiques de la rive gauche de l’Anabar,B - profil géologique avec localisation des dépressions paléokarstiques au sein des blocs tectoniques présentés sur la figure 50.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-76.jpg
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Légende Figure 51 : Dépressions et dolignes paléokarstiques dans le Massif d’Anabar ‘d’après Prokopiouk et al. 1985).C – profil géologique des dépots du crétacé inférieur, reposant sous forme de deux cycles de sédimentaire dans une dépression paléokarstique
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-77.jpg
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Légende Figure 52 : Pingo salin dans la région de Kempendalsk (d’après Dzens-Litovsky, 1966).
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Légende Figure 53 : Terrains karstiques de l’Extrême-Orient (d’après Berseniev, 1989).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-79.jpg
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Légende Figure 54 : Phénomènes karstiques du Plateau de Mar-Kyouzl (d’après Berseniev, 1989).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-80.jpg
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Légende Figure 55 : Formes karstiques au cours moyen du fleuve Maïa (d’après Berseniev, 1989).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-81.jpg
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Légende Figure 56 : Plan et profils verticaux de la grotte d’Abagu-Dze (d’après Berseniev, 1989).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-82.jpg
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Légende Figure 57 : Phénomènes karstiques de la vallée du fleuve Oulsa (d’après Berseniev, 1989).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-83.jpg
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Légende Figure 58 : Plan et profils verticaux de la grotte de Stregouszczeye Kopje (d’après Berseniev, 1989).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-84.jpg
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Légende Figure 59 : Répartition des karsts et roches karstiques du Canada (d’après Ford, 1992).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-85.jpg
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Légende Figure 60 : Degré de congélation du sol (pergélisol) au sein des grandes dépressions karstiques dans la région de Nahanni (d’après Ford, 1987).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-86.jpg
Fichier image/jpeg, 196k
Légende Figure 61 : Les Monts Oural (A) et la répartition dans la région de l’Oural (B)
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-87.jpg
Fichier image/jpeg, 672k
Titre Photo 22 : Doline karstique dans le gypse au-dessus de la grotte englacée de Koungour dans l’Oural, (photo : M. Pulina).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-88.jpg
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Légende Figure 62 : Coupe géologique du Plateau d’Oufimsk
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-89.jpg
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Légende Figure 63 : Localisation de la zone de roches sulfatées, entre la région calcaire du Plateau d’Oufimsk et celle terrigène, de l’avant fosse du pré-Oural.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-90.jpg
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Légende Figure 64 : Schéma géologique de la zone de contact
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Légende Figure 65 : Schéma hydrologique de la zone de contact et aquifères
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-92.jpg
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Titre Photo 23 : Le poljé de type ouralien à Kichertskoje. Panorama général, Oural, (photo : M. Pulina).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-93.jpg
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Titre Photo 24 : Partie septentrionale du poljé de Kichertskoje, Oural, (photo : M. Pulina)
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-94.jpg
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Titre Photo 25 : Partie méridionale du poljé de Kichertskoje, Oural, (photo : M. Pulina)
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-95.jpg
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Légende Figure 66 : Esquisse de la circulation des eaux souterraines au sein de la plate-forme d’Oufimsk (d’après Turychev).A : en plan ; B : en coupe
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/1043/img-96.jpg
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Légende Figure 67 : Carte hydrodynamique de la zone de contact
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Légende Figure 68 : Carte de l’activité karstique dans la zone de contact
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Légende Figure 69 : Développement des dépressions de contact (d’après Gorbunova, 1965).
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Auteur

Professeur à l’Université de Silésie (Pologne), enseigne au sein du Département de Géomorphologie qu’il a longtemps dirigé. Impliqué dans la construction du barrage de Bratsk, très tôt il a été amené à parcourir la Sibérie dont il connaît particulièrement les caractéristiques et notamment celles du karst, car le plateau d’Irkoutsk est une immense plate-forme carbonatée. Il a d’ailleurs été l’un des principaux organisateurs d’une Table-Ronde franco-russo-polonaise (1996) sur "Karst et risques environnementaux", tenue à la fois en Oural (Perm) et Sibérie (Irkoutsk). Marian Pulina est également un excellent spécialiste des karsts polaires et sub-polaires. Il a déjà écrit plusieurs ouvrages de référence sur ces derniers, notamment sur les problèmes du thermokarst glaciaire. Enfin, il connaît bien les karsts de Cuba pour y avoir effectué des recherches expérimentales avec son équipe polonaise.

© Presses Universitaires de Bordeaux, 2005

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