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Les karsts des régions climatiques extrêmes

 | 
Marian Pulina
, 
Jean-Noël Salomon

Deuxième partie. La spécificité des karsts tropicaux

La spécificité des karsts tropicaux

Jean-Noël Salomon

Texte intégral

Introduction

1A Java, lors de recherches menées en 1936, H. LEHMANN avait été frappé par le fait que les reliefs si particuliers de “karst à tours” (Turmkarst) et de “karst à pitons” (Kegelkarst) ne semblaient pouvoir se développer que sous les Tropiques. LEHMANN observait que le karst indonésien, considéré par lui comme l’archétype de la morphologie karstique en zone tropicale, ne correspondait pas à un stade avancé d’une évolution karstique “normale” de type dinarique, ainsi que le concevait GRUND (1914) dans sa théorie cyclique. 11 interpréta donc les formes karstiques comme des formes zonales. Cette constatation est venue à point pour renforcer les partisans de la géomorphologie climatique, laquelle tient le climat pour un paramètre fondamental de l’explication des paysages, au point que ces derniers en étaient arrivés à négliger les autres facteurs explicatifs tout aussi fondamentaux tels que les données structurales ou lithologiques. Certains travaux de la Commission de Karstologie de l’IGU avaient même proposé huit modèles climato-morphogénétiques pour le monde (LEHMANN et al., 1954).

2Cependant, ces dernières décennies, un mouvement de balancier inverse a conduit par réaction de nombreux chercheurs à minimiser, voire à négliger, le paramètre climatique : FENELON, 1975 ; FORD, 1975 ; BROOK et FORD, 1976, 1978 ; FORD et WILLIAMS, 1989 ; MANGIN et BAKALOWICZ, 1990 ; BAKALOWICZ, 1992 ; GAMS ; 1992 ; DROGUE et BIDAUX (1992). Cette tendance n’est pas nouvelle car depuis longtemps certains auteurs ont donné tantôt la primauté à la nature lithologique du calcaire proprement dit (KLIMASZEWSKI, 1958, 1964 ; KOZARSKI, 1963 ; VERSTAPPEN, 1964 ; PANOS et STELCL, 1968), tantôt aux mouvements tectoniques (MANGIN et BAKALOWICZ, 1990), ou bien encore à la végétation et aux sols (SMYK et DRZAL, 1964 ; FOLK et al., 1973 ; JAKUCS, 1977), etc.

3Il nous a donc paru opportun de faire le point et de tenter de répondre à la question formulée par GERSTENHAUER (1973, p. 8) lors du Symposium de Francfort en 1971 : “Warum und Weshalb kann in den feuchtheissen Gebieten - und nur dort - ein Kegelkarstrelief entstehen und welche notwendigen Zusatzbedingungen miissen gegeben sein um diese Genese zu ermöglichen”

4“Pourquoi et pour quelle raison se forme dans les régions chaudes et humides un relief de Kegelkarst et seulement là-bas ? Et quelles conditions nécessaires supplémentaires doivent être données pour permettre cette genèse ?".

5Il convient donc de souligner la spécificité des karsts tropicaux qui, selon nous, est indéniable, ce qu'entendent démontrer les paragraphes suivants.

6A partir de l’observation sur le terrain par les différents auteurs, on peut avancer qu’on ne rencontre des karsts tropicaux caractéristiques que si, outre la présence des terrains carbonatés, deux conditions sont remplies conjointement :

  • une température moyenne supérieure à 17°-18° au moins ;

  • des précipitations annuelles supérieures à 1 000 mm.

7Si ces deux conditions ne sont pas remplies conjointement, les paysages typiques du karst tropical n’apparaissent pas, et, s’ils existaient auparavant (par héritage paléoclimatique), ils perdent progressivement leurs traits originaux. Ce préalable climatique agit surtout par le biais de la biosphère (sols + végétation), laquelle procure et soutient l’agressivité des eaux de ruissellement et d’infiltration (apports enCO2 et en acides organiques).

I - Des formes spécifiques ?

8Pour des raisons historiques les recherches en karstologie se sont très souvent référées au Karst dinarique considéré comme “classique” (notamment grâce aux travaux de CVIJIC). C’est pourquoi on a eu très tôt tendance à comparer le karst tropical au karst méditerranéen et, par exemple, l’école allemande trouvait que la principale différence résultait de la dominance des “formes pleines”, “en relief’(Vollformen) sous les Tropiques, par opposition à celle des “formes creuses” (Hohlformen) dans les régions méditerranéennes. Il est d’ailleurs significatif que les karstologues chinois associent également formes positives et négatives dans leur classification. Pour autant, les morphologies caractéristiques du karst (dolines, gouffres, lapiés, vallées sèches) ne sont pas absentes, loin de là, sous les Tropiques.

9Cependant le vocabulaire particulier, développé à l’occasion des multiples travaux sur les karsts tropicaux, est à lui seul un argument en faveur d’une spécificité tropicale. En effet, si celle-ci n’existait pas, pourquoi aurait-on eu le besoin d’inventer et d’utiliser un grand nombre de termes spécifiques que l’on ne peut pas appliquer en zone froide ou tempérée ? Quels sont les principaux termes usités pour désigner ces aspects karstiques tropicaux, parfois grandioses, et liés pour l’essentiel à une très forte activité corrosive ?

A - Les paysages

10Lorsqu’on sait que les karsts tropicaux occupent près de 15 % des terres tropicales répartis sur plusieurs continents, on se doute que les paysages du karst sont extrêmement variés.

1 - Le cockpit karst

11Le “cockpit karst”, par analogie avec l’arène des combats de coqs, désigne un karst où les dolines à profil concave et régulier parfois coalescentes s’inscrivent entre de nombreux cônes et mogotes, avec comme paysage final une dominance des formes en creux. Le cockpit karst correspond assez bien au “fengcong” des chinois (“peakcluster depression” des anglophones), paysage constitué de collines résiduelles, souvent très élevées, se touchant à la base et dans lequel s’inscrivent nombre de dépressions fermées. Cependant, il faut que les dépressions soient suffisamment nombreuses dans le paysage pour que le terme de cockpit karst puisse être usité car il désigne avant tout une forme en creux. L’expression française de “karst en écumoire” paraît équivalente.

Figure 70 : Le rôle de la structure sur le paysage karstique jamaïcain (d’après Pfeffer, 1983).

Figure 71 : Une cuvette karstique tropicale caractéristique : Barbecue-Bottom, près de Clarks Town (Jamaïque).

Figure 72 : Ouvala au sud de Chanal, Nord-est du Chiapas (Mexique) (d’après Gerstenhauer).

12Dans le célèbre Cockpit Country de la Jamaïque (région de Trelawny et de St. James), d’où provient l’expression, la profondeur moyenne des cockpits est comprise entre 90 à 120 m par rapport aux sommets des buttes résiduelles, certaines dénivellations pouvant atteindrejusqu’à 150 m. Les fonds se composent d’une zone boueuse et marécageuse faite d’argiles résiduelles qui peut être inondée en saison des pluies. Les versants des cockpits ont habituellement une pente concave, comprise entre 30 et 40°, et sont habillés de blocs corrodés emballés dans des éboulis. Selon SWEETING (1972), l’originalité du cockpit karst serait liée au fait que les profils des dolines seraient plutôt concaves tandis qu’en zone tempérée ils seraient plutôt convexes. De façon visible les cockpits sont alignés en fonction des directions tectoniques (ex : Barbecue Bottom près de Clarks Town, où une dépression d’environ 2 km de longueur et 120 m de profondeur se dispose le long d’une faille NNE-SSW) et dépendent étroitement du soubassement géologique (Fig. 70, Fig. 71) (PFEFFER, 1986). Certaines dépressions de plus grande ampleur et plus allongées se distinguent : elles portent le nom de “glades”. Ce sont en fait des ouvalas, souvent allongés, dont on reconnaît encore parfois les seuils imperceptibles séparant les planchers des bassins faiblement déprimés. Ces larges dépressions en cuvette s’observent également dans les Chiapas au Mexique (Fig. 72) ou dans les calcaires d’Aymamon à Porto Rico. La dissolution intense explique que toutes les lignes de faiblesse de la roche soient immédiatement exploitées. Les dépressions, nées là où se croisent les fractures, prennent d’emblée un dessin en étoile.

13D’une façon générale, le cockpit karst ne se développe réellement bien qu’au sein de formations carbonatées assez homogènes, ce qui est le cas à la Jamaïque ; par contre, il est difficile d’appliquer ce terme pour le karst thaïlandais où cette homogénéité est absente (MARK, 1991). De plus il faut certainement du temps pour qu’apparaisse ce type de paysage : le cockpit karst ne s’est réellement bien développé que dans les régions qui étaient déjà densément karstifiées au Tertiaire. Malheureusement, dans la littérature, une certaine forme de confusion a été introduite avec des expressions telles que “cockpit karst à cônes” ou “cockpit karst à tours” (Fig. 73 et Fig. 74). Cette confusion est parfois renforcée par les formes de transition. Ainsi, à la Jamaïque, PFEFFER (1986) décritil un karst à cockpit juxtaposant un karst à dolines avec même une zone de raccordement ! (Fig. 75).

Figure 73 : Coupe schématique au travers d’un cockpit (d’après Jennings, 1987).

Figure 74 : Cockpit Karst du Nord de Porto Rico (d’après la carte géologique, Jennings, 1987).

Figure 75 : Paysages et générations de reliefs à la Jamaïque (d'après Pfeffer, 1983).

14Au Vietnam, dans la région de Bac Son, au nord de Hanoï, ces dépressions, dont le diamètre dépasse parfois 1 km, sont nommées localement “lungs”. Elles sont calquées sur le canevas tectonique de la région (jointure de fractures par ex.) ou utilisent les zones de brèches. Les “lungs” ont des planchers plats recouverts de sols résiduels peu épais, surmontant de peu la nappe phréatique, si bien qu’ils s’inondent facilement en présence de fortes pluies.

15La dissolution superficielle intense explique que toutes les lignes de faiblesse de la roche soient exploitées immédiatement. Les cockpits nés là où deux fractures se croisent, prennent d’emblée un dessin en étoile : plusieurs dépressions de ce genre individualisent alors une butte circulaire. C’est bien l’évolution de ces dépressions qui aboutit aux formes du relief caractéristiques : dolines en étoile et buttes résiduelles. Une telle évolution n’est possible que pour des raisons climatiques, à savoir un apport de pluies considérable et des ruissellements brutaux consécutifs.

Figure 76 : Paysages de Karst à cônes A - cônes groupés ; B - cônes isolés.

Figure 77 : Karst à cônes, dépressions associées et vallées sèches en Chine (d’après Tan Ming, in Sweeting).

2 - Le Kegelkarst

16Si ce sont les buttes résiduelles s’élevant les unes derrière les autres de façon rapide et très rapprochée qui marquent l’essentiel du paysage, il convient alors de parler de “Kegelkarst” ou de “karst à cônes” (Fig. 76, Fig. 77, Fig. 78). Les cônes ont une relation morphométrique de l’ordre de 3 pour 1, les sommets ayant une forme plus ou moins pointue, tandis que les versants n’ont pas de pente supérieure à 70°. Parfois les collines peuvent être très importantes (1 km de diamètre et parfois jusqu’à 200 m de hauteur) (Photo 26, Photo 27).

Figure 78 : Types de karsts à cônes au Vietnam (d’après Pham Khang, 1991)

Photo 26 : Paysage de karst à cônes de la région de Guizhang (Guizhou, Chine du Sud), (photo : J.-N. Salomon).

Photo 26 : Paysage de karst à cônes de la région de Guizhang (Guizhou, Chine du Sud), (photo : J.-N. Salomon).

Photo 27 : Paysage caractéristique de karst à cônes. Secteur de Guizhang (Chine du Sud), (photo : J.-N. Salomon).

Photo 27 : Paysage caractéristique de karst à cônes. Secteur de Guizhang (Chine du Sud), (photo : J.-N. Salomon).

17Dans la région de Guilin (Chine), occupant environ 2500 km2, les fengcong (cf. ci-dessus) sont des groupes de cônes à flancs raides, ceux-ci variant en fonction de la lithologie et de la puissance des calcaires, séparés par des dépressions : les calcaires les moins résistants donnent des pentes de 30 à 40° tandis que les plus solides sont affectés de pentes de l’ordre de 60 à 70° (ZHU XUEWEN, 1988). L'une des caractéristiques du karst à cônes de Guilin est la régularité des angles dessinés pour chaque groupe particulier. Les hauteurs des cônes s’échelonnent de 30 à 300 m pour la plupart, mais dans certains cas elles peuvent dépasser 500 m !

Tableau 6 : Classification des principaux types de karst d’après les auteurs chinois.

18On notera que pour les auteurs chinois (Tab. 6), les deux morphologies (fenglin et fengcong), réunies sous le terme de “peak-forest karst”, ne constituent pas des stades évolutifs successifs d’un même processus, mais deux évolutions synchroniques dans des conditions géologiques et physiographiques distinctes. Et la “peak-forest plain” (karst fluvial) serait caractérisée par une stabilité du niveau de base avec une position d’équilibre du système. Une autre conception peut être opposée à cela, qui fait précisément intervenir une série de processus continus et perpétués dans le temps (Fig. 79). Dans le détail, la “peak-forest plain” peut être du type bassin, marginal, de vallée ou de poljé, mais dans chaque cas on retrouve des caractères communs : un soubassement aplani, des collines pointant dans la plaine, un mélange des eaux souterraines et de surface. Les « fencong ou “peak-cluster depression” sont divisés en type insulaire, d’entre vallées, marginal, ou possédant une ligne de partage des eaux, les deux derniers types étant les plus fréquents. On y trouve toujours une série de collines connectées à leur base et jointes par des dépressions d’altitude variable, un régime hydrologique composé surtout d’écoulements souterrains et une grande variété de cavités : à prédominance verticale dans la zone d’infiltration, grottes horizontales avec rivières souterraines dans la zone épinoyée, vastes puits d’effondrement, là où convergent les karstifications de surface et de profondeur.

19La plupart du temps (mais pas toujours, comme le fait observer JENNINGS (1972) en citant le cas de l’Ernia R. Valley en Nouvelle Guinée), des dépressions de dimensions variables apparaissent entre les cônes constituées soit de dolines de quelques dizaines de mètres de diamètre et de profondeur, soit de dépressions plus allongées et plus étroites de plusieurs kilomètres de long. Ces dernières correspondent à d’anciennes vallées fluviales aujourd’hui sèches et karstifiées, serpentant autour des cônes. Le fond des dépressions a tendance à se colmater de débris et de colluvions, ce qui est mis à profit pour des cultures vivrières. Les plus profondes de ces dépressions peuvent occasionnellement s’inonder en saison des pluies.

Figure 79 : Schéma théorique de l’évolution des différents types de karsts tropicaux chinois (Salomon, 2000).

Figure 80 : Maillage de cellules variées du karst polygonal de différentes régions tropicales (d'après Ford et Williams, 1989).

20Dans certains cas cela peut aboutir à un karst polygonal de type hydrologique, tel celui décrit par WILLIAMS en 1972, c’est-à-dire qu’il y a un bon équilibre spatial entre les dépressions et les collines résiduelles. Pour décrire le karst polygonal, WILLIAMS (1971 ; 1972) a théorisé l’évolution hypothétique de ce type de karst (Fig. 80 et Fig. 96).

21Dans le prolongement des travaux de WILLIAMS, GUNN (1978) envisage de son côté un enchaînement de 6 phases successives pour expliquer la genèse de ce karst :

  1. Mise en place d’un réseau de drainage se développant sur des terrains non karstiques coiffant les calcaires. L’enfoncement des vallées de surface dans les calcaires crée un gradient hydraulique qui entraîne une infiltration verticale d’eaux agressives dans la masse calcaire. Avec le temps un système souterrain s’organise sous la couverture non calcaire : il s’agit d’une cryptokarstification.

  2. La seconde phase commence lorsque certains cours d’eau de surface s’incisent dans les calcaires et sont capturés par le réseau souterrain, ce qui conduit rapidement à la formation de dépressions fermées et au démantèlement du réseau superficiel et à une réorganisation du système de drainage. L’arrivée additionnelle d’eaux allogènes concourt à l’élargissement rapide des dépressions et à l’incision des principaux axes hydrologiques.

  3. Au cours de la troisième phase, les restes de roches non carbonatées sont progressivement décapés et les vastes bassins d’origine sont subdivisés en unités plus petites du fait de l’apparition des calcaires en surface et de l’accentuation de la perméabilité verticale. De nouvelles dépressions apparaissent sur les interfluves, ce qui contribue à l’affaissement d’ensemble de la surface du plateau.

  4. la quatrième phase commence avec le décapage final de la couverture non calcaire. Les dépressions entrent en concurrence et atteignent des dimensions semblables par recoupements.

  5. La cinquième est marquée par l’arrivée des conduits souterrains au niveau du soubassement imperméable.

  6. Désormais le développement vertical est bloqué et commence la dernière phase caractérisée par un développement latéral de la karstification et des dépressions. Le développement s’achève lorsque tous les interfluves des dépressions disparaissent par coalescence et qu’un drainage de surface est rétabli.

22On observera que bien des paramètres peuvent altérer ce modèle : variation du niveau de base par eustatisme ou tectonique, variations climatiques, influences glaciaires ou volcaniques, etc.

23Il faut relever l’importance de la zone vadose qui est bien développée, ce qui permet alors une prédominance de la dissolution verticale, liée aux infiltrations : puits et conduits verticaux sont nombreux. C’est une différence essentielle par rapport au paysage du karst à tours (cf. infra) où la zone vadose est mince et où les grottes et les conduits sont plutôt horizontaux. La dissolution est toujours plus active à la base des cônes qu’à leurs sommets (rôle des eaux acides de la plaine), ce qui explique qu’en général le paysage du karst à cônes se maintient.

Figure 81 : Coupe d’une tourelle karstique tropicale (karst) avec encoche basale et encroûtement stalagmitique de paroi (“case-hardening”). Sierra de Los Organos (Cuba).

24Lorsque les dépressions occupent pratiquement tout l’espace disponible, il convient donc de parler de “karst polygonal”, le terme faisant allusion aux mailles dessinées par le réseau de drainage. De nombreux exemples existent au Belize, en Chine, en Nouvelle-Zélande, au Vietnam, en Nouvelle-Guinée.

25Une autre expression utilisée est celle de “karst à labyrinthe”. Un bon exemple de ce type de karst tropical caractéristique est donné par VERSTAPPEN (1964) à propos des Stars Mountains de la Nouvelle Guinée occidentale, et développé entre 1 000 et 2 000 m d’altitude, ou encore le karst de Nouvelle Bretagne. En premières recherches, il apparaîtrait que la formation de ce type de karst nécessite à la fois des précipitations très abondantes mais aussi des calcaires à grandes capacités d’absorption telles les roches coralliennes.

26Une variante du Kegelkarst est le “karst à mogotes”, ou “en coupoles” (“Kuppenkarst”), les collines étant plus irrégulières, souvent dissymétriques, et de taille moins spectaculaire (NICOD et SALOMON, 1990). Le rapport karst est souvent en faveur de la largeur et non plus de la hauteur (2-5/1). La base est habituellement circulaire, les versants à pente très forte parfois sub-verticale, avec ou sans talus de raccordement, et les sommets plats, pyramidaux, ou légèrement arrondis. Les versants peuvent montrer la roche calcaire ou des empâtements détritiques (Fig. 81). Les encoches de corrosion de pied de versant sont relativement rares.

27L’un des paysages les plus célèbres de mogotes est celui de la Sierra de Los Organos (Photo 28) à Cuba. Développées dans des calcaires épais et massifs, les nombreuses buttes résiduelles sont séparées par d’étroits couloirs fluvio-karstiques (“abras”) ou de petites dépressions karstiques nommées “hoyos”. Certains mogotes surgissent cependant de façon isolée des planchers alluviaux des poljés (Fig. 82). Le rôle de la tectonique est important car il intervient dans le découpage des principaux reliefs. On retrouve encore ce paysage à Cuba dans les Escaleras de Jaruco, au SE de La Havane, à la Jamaïque (Fig. 83), ou encore au nord de SaintDomingue (Photo 29).

Figure 82 : Kuppen et poljé de Lluidas Vale (d'après Landmann, 1990).

28Au Mexique, où ENJALBERT nomma ces Kuppen “tas de foin”, les buttes résiduelles sont légion dans la Huasteca et surtout dans les Chiapas (Mesa de las Animas, Mesa de Ixtapa, à l’ouest du Rio Grijalva). La densité des buttes résiduelles peut être très grande entre 20 et 30/km2. La variété des formes a d’ailleurs amené GERSTENHAUER (1966) à proposer jusqu'à quatre subdivisons fondées sur la taille et les pentes des collines.

29On retrouve ces formes karstiques au Belize, dans le nord du Mikoboka, à Madagascar, ou encore au Japon (SALOMON, 2003).

30A Java, la région calcaire du littoral sud du Gunung Sewu (“les milles montagnes”), région qui couvre plus de 1 000 km2, se présente comme une succession monotone de milliers de collines (30/km2 en moyenne) en forme de mamelons, séparées les unes des autres par des vallons ouverts ou aveugles et des dépressions fermées (WALTHAM et al., 1983). Les cavités (l’expédition anglo-australienne de 1984 en trouva 55 en un seul mois ; STODDART, 1985) et les rivières souterraines sont très nombreuses. Le fond des dépressions est souvent plat constitué de matériel pédologique rubéfié, interstratifié de cendres volcaniques. La disparition de l’eau se produit soit par infiltration, soit par les avensméandres au bout des vallons aveugles. Cependant certaines dépressions, grâce à une couverture d’argile imperméable, gardent un étang tout l’été : ce sont les télagas ; si les eaux disparaissent on parle de lembahs.

31Dans bien des cas, les Kuppen semblent être d’anciens Kegelkarsts plus ou moins ruinés par une érosion efficace, attestée par le fait qu’une grande partie d’entre-eux est ensevelie sous des roches éboulées et les dépôts résiduels.

3 - Le Türmkarst

32Le “Turmkarst”, ou “karst à tours”, forme exagérée du Kegelkarst, correspond bien au “fenglin” des auteurs chinois (collines résiduelles isolées par des dépressions et des vallées). Les tours constituent des buttes résiduelles beaucoup plus hautes que larges le rapport pouvant être de 5 pour 1, avec des pentes supérieures à 70°. De ce fait leurs parois sont toujours abruptes, tandis que leurs sommets peuvent être arrondis (Fig. 84 et 100). Les plus beaux exemples sont dans les provinces de Guizhou, de Guangxi, les régions de Guilin et de Yangshuo notamment (avec la célèbre rivière Lijiang), en Chine du Sud (Photo 30). D’autres peuvent s’observer en Jamaïque, à Porto Rico, au Belize, au Vietnam, aux Philippines, en Malaisie (Kinta Valley), dans le Bas-Zaïre. Les dimensions des tours varient considérablement selon les auteurs : DAY(1978) détermine la limite inférieure des karsts à tours à 5 m, tandis que, selon MARK (1991), dans la Province de Phanganga (Thaïlande), certaines formes atteindraient jusqu’à 500 m. Toujours dans ce pays, dans le karst de Ban Tha Cha-Om, le Khao Pla Ra, qui domine avec 597 m la plaine de Menam, constitue sans doute un record.

Figure 83 : Répartition des Kuppen (coupoles), (en noir), d’après les photographies aériennes et les relevés de terrain en Jamaïque (d’après K.H. Pfeffer, 1967).
1 - Plaine de corrosion karstique de Pepper ;
2 - Karst à cônes entre Pepper et Nain ;
3 - Karst à cônes entre Spur Tree et Mandeville ;
4-Changement dans la répartition des coupoles karstiques près de Nain :
5 - Karst à cônes et coupoles naissantes entre les cours d’eau intermittent et les reliefs collinaires des Montagnes de Santa Cruz.
6 - plaine de corrosion karstique près de Litiz
Les figures 1, 2, 3 et 6 permettent de dresser un profil Nord-Sud du bâti karstique typique : plaine de corrosion karstique ; karst à cônes avec de grosses coupoles ; transition vers des formes plus denses ; plaine de corrosion avec de petites tours et coupoles résiduelles.

Photo 28 : Mogotes typiques et champs de manioc (Sierra de Los Organos, Cuba), (photo : J.-N. Salomon).

Photo 28 : Mogotes typiques et champs de manioc (Sierra de Los Organos, Cuba), (photo : J.-N. Salomon).

Photo 29 : Mogotes (Parc des Haïtises, Saint Domingue), (photo : J.-N. Salomon).

Photo 29 : Mogotes (Parc des Haïtises, Saint Domingue), (photo : J.-N. Salomon).

Figure 84 : Paysages de Karst à Tours : A - Tours groupées ; B - Tours isolées

33En Chine, la région de Guilin, déjà évoquée ci-dessus, développe un karst à tours célèbre, et certainement l’un des plus anciens du monde (ZHANG S.et al., 1987 ; WILLIAMS et ai, 1986 ; SWEETING, 1990). Sur 130 km du nord au sud et 20 à 50 km d’est en ouest, les 2 600 m de calcaires du Dévonien et du Carbonifère ont été soumis à une karstification intense et très longue, accentuée par les soulèvements régionaux initiés dès le

Figure 85 : La cueva de Santo Tomas dans la Sierra de Los Organos, à Cuba.
L'étagement des grottes montre qu’à mesure que la Sierra se soulève, la rivière creuse une nouvelle grotte. La Cueva Alta est la plus ancienne. En période de crue les niveaux 5 et 6 fonctionnent simultanément.

Photo 30 : Tour karstique d’environ 500 m de hauteur (Rivière Lijiang, Guizhou, Chine du Sud). (photo : J.-N. Salomon).

Photo 30 : Tour karstique d’environ 500 m de hauteur (Rivière Lijiang, Guizhou, Chine du Sud). (photo : J.-N. Salomon).

Photo 31 : Tour karstique massive et flux de bateaux touristiques sur la rivière Lijiang (Guizhou, Chine du Sud). La rivière Lijiang, 437 km, est un affluent de la rivière Zhujiang originaire des Monts Cat Xingan (nord de Guilin). Seuls 83 km sont concernés par les parcours touristiques organisés (chutes d’eau, cascades, grottes, etc.), (photo : J.-N. Salomon).

Photo 31 : Tour karstique massive et flux de bateaux touristiques sur la rivière Lijiang (Guizhou, Chine du Sud). La rivière Lijiang, 437 km, est un affluent de la rivière Zhujiang originaire des Monts Cat Xingan (nord de Guilin). Seuls 83 km sont concernés par les parcours touristiques organisés (chutes d’eau, cascades, grottes, etc.), (photo : J.-N. Salomon).

Photo 32 : Paysage de karst à cônes se réflétant dans la Rivière Lijiang. (Guizhou, Chine du Sud). (photo : J.-N. Salomon).

Photo 32 : Paysage de karst à cônes se réflétant dans la Rivière Lijiang. (Guizhou, Chine du Sud). (photo : J.-N. Salomon).

Figure 86 : Mogote de la Sierra de Los Organos et grottes-tunnels, près de Kubie (Cuba), (d’après Pulina, 1999).

Figure 87 : Grotte-Tunnel et évolution d’une tour karstique dans le temps (d’après Williams, 1987).

34Tertiaire et se poursuivant jusqu’à nos jours. La rivière Lijang, probablement antécédente, parcourt sur 60 km de long un paysage splendide fait de tours grandioses dominant sa gorge de plus de 300 m par endroits (Photo 31, Photo 32). Les abondantes eaux allogènes qu’elle charrie ainsi que ses affluents sont les grandes responsables du façonnement de la plaine karstique, seulement agrémentée de terrasses alluviales quaternaires récentes et holocènes.

35Le paysage est constitué de sommets émergeant d’un plancher commun de calcaires paléozoïques constituant le soubassement de la plaine alluviale de la rivière Lijang (Photo 33). L’ensemble n’est pas affecté par l’érosion régressive qui se produit plus en aval (Gorges de Daxu). Les tours, hautes d’une centaine de mètres, sont percées de grottes dont certaines ont été explorées et étudiées (WILLIAMS et al., 1986) ; d’autres ont été aménagées à des fins touristiques : Grotte des Sept Etoiles, Grotte de la Flûte de Roseau (Photo 34), etc. L’ancienneté du karst et la composante tectonique (très long soulèvement continu) expliquent également l’abondance des grottes-tunnels, systèmes de pertes résurgences parcourus généralement par une rivière souterraine (Fig. 85 et 86), et souvent étagés. On observe aussi la présence de ponts naturels (PULINA, 1999 ; SALOMON, 2000 ; MAIRE et al, 2004), lesquels, la plupart du temps, correspondent à des vestiges de méandres encaissés à l’image du Pont d’Arc de l’Ardèche (NICOD, 1997).

36Ces grottes-tunnels s’expliquent par l’hydrologie des terrains de type fenglin, qui est plutôt de type horizontal avec des systèmes de cavités développées dans le même sens. Les pertes sont très nombreuses à la base des tours, les eaux ressortant plus loin sous forme de résurgences.

37L’étude de la “Tour du Tunnel” (WILLIAMS et al., 1986) a montré la superposition de trois grands types de réseaux, les galeries correspondant à d’anciens conduits phréatiques (Fig. 87). Le plus récent se situe au niveau de la rivière Lijang ; le second, vers 7-15 m, affecte la base des tours et recèle des ossements humains datés de 7 500-11 000 ans ; les galeries sont peu concrétionnées. Enfin, le plus ancien, vers 25-35 m, comporte de nombreuses draperies et des stalactites ; de plus, on y a trouvé des fossiles rapportés au Pléistocène moyen et supérieur. Certaines stalactites ont été datées de plus de 600 000 ans, et des sédiments clastiques de 900 000 à 1 600 000 ans B.P.

Photo 33 : Basse terrasse de la rivière Lijiang avec paysage de karst à tours en arrière-plan, (photo : J.-N. Salomon).

Photo 33 : Basse terrasse de la rivière Lijiang avec paysage de karst à tours en arrière-plan, (photo : J.-N. Salomon).

Photo 34 : Tour et cône karstiques et rizières. Secteur de Yangshuo (Guizhou, Chine du Sud), (photo : J.-N. Salomon).

Photo 34 : Tour et cône karstiques et rizières. Secteur de Yangshuo (Guizhou, Chine du Sud), (photo : J.-N. Salomon).

Figure 88 : Bloc diagramme schématique du système karstique à tours du secteur de Yagi (Guilin, Chine) (d’après Yuan-Daoxian).

38Il est possible que d’autres cavités existent, tant dans les parties sommitales (non totalement explorées) qu’en profondeur : des sondages ont révélé l’existence de galeries à - 80 m sous le niveau de la rivière Lijang (YUAN DAO XIAN, 1980) (Fig. 88). Cependant, du point de vue hydrologique, la zone vadose est très mince (quelques mètres tout au plus), tandis que la zone phréatique est sub-affleurante et apparaît souvent sous forme de petits lacs ou par le biais de regards. En saison des pluies, les radeaux flottants et les barrages de végétaux, en conjonction avec la remontée de la nappe, favorisent le cavage de la base des tours. Dans l’aquifère lui-même l’écoulement peut être plus ou moins rapide, en fonction des différences structurales et de lithologie, ce qui prépare de futures galeries horizontales dans la zone épiphréatique.

39Les études ont permis d’indiquer que le taux actuel d’abaissement de la plaine (et donc d’émergence des tours) était d’environ 23 mm/l 000 ans et donc que les tours de Guilin sont des formes très anciennes. La preuve est ainsi faite de l’enfoncement relatif de la plaine karstique par rapport aux tours. L’incision rapide de la rivière Lijang (gorge) a évidemment affecté le développement des cavités et l’hydrologie. Enfin, la preuve semble faite que la région de Guilin était couverte par des dépôts crétacés (ZHU XUE WEN, 1988) et, qu’après un début d’évolution dès le Secondaire, le karst s’est développé au cours du Tertiaire et du Quaternaire. Au départ il s’agissait donc d’un cryptokarst.

40Au Vietnam, dans la région de Huong Tich (PHAM KHANG, 1991), les parois des tours dépassent fréquemment les 150 m au-dessus des poljés et des plaines marécageuses qu’elles dominent. Dans cette région la nappe phréatique est affleurante de telle sorte que l’attaque de la base des tours par les eaux agressives est constante, ce qui aboutit à la formation de nombreuses et très profondes encoches de corrosion (plusieurs mètres). Il n’est donc pas surprenant que ces porte-à-faux conduisent à des dislocations et des effondrements fréquents. Les blocs des chaos sont ensuite rapidement corrodés et “digérés” par la dissolution du fait des eaux acides des marais et des pluies abondantes. Ensuite, le processus d’attaque de la base des tours recommence. Les parois des tours ont donc tendance à reculer parallèlement à elles-mêmes et à maintenir l’aspect juvénile du modelé. Ce processus d’ensemble est facilement attesté par la présence fréquente de parois fraîches, exemptes de lapiés de type Rillenkarren ou Wandkarren, ou d’autres formes mineures de dissolution.

Photo 35 : Grotte et rivière sortant à la base du karst. Visites touristiques très prisées. Baie d’Along (Vietnam), (photo : G. Leder).

Photo 35 : Grotte et rivière sortant à la base du karst. Visites touristiques très prisées. Baie d’Along (Vietnam), (photo : G. Leder).

Photo 36 : Paysage typique de la Baie d’Along. La remontée flandrienne a envahi un karst à cônes désormais en mer. Noter l’encoche marine à la base des reliefs résiduels, (photo : G. Leder).

Photo 36 : Paysage typique de la Baie d’Along. La remontée flandrienne a envahi un karst à cônes désormais en mer. Noter l’encoche marine à la base des reliefs résiduels, (photo : G. Leder).

Figure 89 : La baie d’Along (Pham Khang, 1991).

41Un cas particulier, et très célèbre, est celui de la Baie d’Along au Vietnam (Photo 35, Photo 36). Ici la transgression flandrienne a envahi une topographie karstique déjà mature développée dans des calcaires anciens (du Carbonifère moyen au Permien inférieur), très épais (de 1 000 à plus de 1 300 m), plissés et très fracturés. La fracturation intense a permis des pendages très variés, souvent plongeants et le développement de zones de brèches. Comme par ailleurs la région est subsidente, s’est développé un véritable “archipelkarst” selon l’expression de THUY (1972) (Fig. 89). Les tours, souvent percées de grottes et de cavités, prennent ici des aspects très variés, certaines surgissant de plus de 200 m au-dessus de la mer. Le développement des encoches et la netteté de ces dernières, qui atteignent plusieurs mètres de profondeur, sont ici tout à fait inhabituels (Photo 37). Cette corrosion exceptionnelle s’explique par la conjonction de plusieurs facteurs. Tout d’abord la salinité de la Baie d’Along est extrêmement faible (de 0,91 à 3,10 %) en raison d’importants apports en eaux douces par de nombreuses et grandes rivières (notamment les rivières Hong et Bach Dang), et par ailleurs le mélange d’eaux de nature différente est favorable à la dissolution (“mixing corrosion"). Ensuite, la faible profondeur de la baie (quelques mètres) réduit l’agitation de l’eau (peu de phénomènes de ressac et d’embruns), de telle sorte que la corrosion est concentrée sur un intervalle de 2 m tout au plus. Cette corrosion est alors très efficace, ce qu’attestent indirectement les nombreux effondrements (Photo 38).

42On retrouve un paysage tout aussi magnifique à Saint Domingue, dans le sud de la baie de Samana, celui du Parc Naturel de Los Haitises. Sur environ 1 600 km2 se développe un karst à tours et à mogotes (ou “cayos”) dans des calcaires allant du Crétacé au Pliocène. Les plus beaux développements se rencontrent dans les calcaires massifs et purs (90 à 93 % deCaCO3) avec de nombreuses grottes et des ciselures de lapiés particulièrement prononcées (“dientes de perro”). Certaines cavités ont été mises à profit par les Amérindiens Tainos car on retrouve dans ces dernières de nombreux cryptoglyphes et peintures rupestres (CAMARA).

43Un autre cas, tout à fait extraordinaire, et encore mal expliqué scientifiquement est celui des “Chocolate Hills” dans File de Bohol, aux Philippines. Il s’agit de fantastiques collines résiduelles (des mogotes en fait), au nombre d’un millier environ, et dont la forme symétrique en pain de sucre arrondi est quasi parfaite. Cette symétrie ne cesse de surprendre. Quant au terme de “chocolate” il est dû avant tout à l’aspect noirâtre des calcaires. Un tourisme récent exploite au mieux cette étrangeté karstologique.

44Sur les bordures ou entre les reliefs karstiques résiduels, se développent de vastes plaines, larges parfois de plusieurs kilomètres et aux contours irréguliers. Ces plaines de corrosion karstique (attestée par la troncature des assisses calcaires redressées) (Fig. 90) correspondent à l’accumulation d’alluvions riches en carbonates de calcium et d’argiles de décalcification, épaisses parfois de plusieurs dizaines de mètres. Les auteurs germaniques les ont dénommées “Karstrandebene” (“plaines bordières du karst”) lorsqu’elles sont ouvertes. On peut citer de nombreux exemples (cf. infra), dont ceux de Bantimurung ou de Langantja du karst du Gunung Sewu (Indonésie) étudiés par LEHMANN (1960).

45Ces plaines ou pédiments bordiers sont parcourus par des rivières qui, par diffluences et migration des méandres, ont tendance à uniformiser la topographie. La direction des cours d’eau de surface est normale c’est à dire opposée à celle, verticale, du karst. On ne saurait les confondre avec les poljés des pays tempérés car l’intensité des processus de corrosion et d’érosion est sans commune mesure, même si la genèse est du même ordre (en fait le terme a été employé pour première fois par KAYSER (1955) pour le Monténégro, région particulièrement bien arrosée).

46Le niveau de base contrôle donc en permanence l’évolution de la karstification. Tant que le fond des dépressions n’atteint pas ce niveau de base (la nappe phréatique), la karstification verticale domine. Elle explique le contraste saisissant, marqué par un angle droit, entre la plaine de corrosion karstique et les murs verticaux des tours résiduelles. Puis, lorsqu’un blocage intervient (rôle des argiles), elle s’étend sur le plan latéral. Pour que l’on retrouve un rajeunissement du relief il faut alors une nouvelle phase de surrection. C’est ce qu'a bien montré SONG LINHUA (1986) pour le karst de Dushan dans le sud de Guizhou.

Figure 90 : Coupe géologique de la vallée de la Kinta, Preak, Malaisie occidentale. Un bon exemple de plaine de corrosion karstique (en partie d’après Ingham et Bradford, in Jennings).

Photo 37 : Encoche basale le long des parois des reliefs résiduels. Baie d’Along, (photo : G. Leder).

Photo 37 : Encoche basale le long des parois des reliefs résiduels. Baie d’Along, (photo : G. Leder).

Photo 38 : La formation de l’encoche est ici étroitement liée aux fluctuations saisonnières du niveau du marais qui s’élève en saison des pluies. Karst d’Along, (photo : G. Leder).

Photo 38 : La formation de l’encoche est ici étroitement liée aux fluctuations saisonnières du niveau du marais qui s’élève en saison des pluies. Karst d’Along, (photo : G. Leder).

Figure 91 : Les différents types d’inselbergs tropicaux et leur extension (en partie selon Mark).

47La région de Lovo décrite par QUINIF (1985) au Zaïre offre un paysage constitué de dizaines de collines hautes de 50 à 150 m qui dominent une plaine assez uniforme où le réseau hydrographique est assez désorganisé. Collines en cône aplati, aux versants convexo-concaves y côtoient des tours à flancs abrupts. On retrouve un paysage de même type en Tanzanie (COOKE ; 1973) ou encore dans le nord du Queensland australien avec le karst à tours de Chillagoe (FORD ; 1978).

48Bien entendu il existe de nombreux cas intermédiaires et formes mixtes entre le karst à collines coniques et le karst à tours au point que MARK les nomme “inselbergs tropicaux” tout en les distinguant (Fig. 91).

49Le karst de Guilin, avec ses 2 500 km2, permet de poser le problème de la répartition des tours et des cônes dans une même zone climatique. Celle-ci ne se fait pas au hasard. Dans le cas de Guilin c’est incontestablement la structure, la lithologie et surtout la situation des reliefs résiduels par rapport au synclinal qui l’expliquent : les pentes raides sont au cœur du synclinal (tours), tandis que les pentes douces sont à la périphérie (cônes). Les deux types de morphologies (fenglin et fengcong) ne constituent pas des stades évolutifs successifs d’un unique processus, mais deux évolutions synchroniques dans des conditions géologiques et physiographiques distinctes. Selon WILLIAMS qui a essayé d’évaluer la mise en valeur des buttes résiduelles par l’étude des niveaux de grottes et la datation des sédiments qu’elles contiennent, le niveau des plaines de corrosion se serait abaissé de 30 m en 700 000 ans.

50Mais à l’échelle de la zone tropicale la lithologie ne semble pas jouer un rôle discriminant aussi important quant à l’explication des formes spécifiques évoquées ci-dessus, que celui attribué par certains auteurs comme MANGIN et BAKALOWICZ (1990). En effet, dans la mesure où les différents reliefs évoqués ci-dessus se retrouvent dans tous les types de calcaires, quel que soit leur faciès (à dominante de calcite ou de dolomie) ou degré de pureté, qu’ils soient plus ou moins tectonisés ou d’âges différents (allant du Paléozoïque au Quaternaire) : on ne peut attribuer au seul facteur structural le rôle morphogénétique.

51Il apparaît donc qu’il existe bien un type de paysage tropical que l’on retrouve tant en Asie du Sud-Est (Chine du sud, en Indonésie, Thaïlande, Malaisie, Philippines, Vietnam, etc.) que dans les Caraïbes (Cuba, Jamaïque, Porto Rico), en Amérique tropicale (Mexique, Belize, Guatemala, Costa Rica), ou en Afrique (Congo, Gabon, Zaïre, Tanzanie, Madagascar) mais nullement en zone froide ou tempérée si ce n’est sous forme héritée et dégradée par les processus des autres ambiances climatiques. Ce constat n’est d’ailleurs pas surprenant : en étudiant les processus d’altération des roches, Stakhov a pu mettre en évidence l’importance du rôle joué par les ambiances climatiques, et notamment celle des totaux pluviométriques quant à ces derniers (Fig. 92).

52Bien entendu, les affleurements karstiques sont soumis étroitement à ces paramètres zonaux : les paysages qui en découlent sont le produit non seulement des données structurales de départ mais aussi des ambiances climatiques successives qui les ont affectés.

Figure 92 : Zonalité régionale de la couverture détritique (du nord au sud), adapté de Stakhov (in Smirnov, 1982).

B - Les modelés

53A plus petite échelle un certain nombre de modelés retiennent l’attention par comparaison avec ce que l’on observe en zone tempérée ou froide.

1 - Les lapiés

54En règle générale le taux de développement des lapiés est plus important là où les pluies sont abondantes (plus de 1 500 mm), surtout si la roche est nue. C’est pourquoi SWEETING (1972) observe que les Rillenkarren sont plus courts dans les régions sèches que dans les régions humides.

55Les plus beaux exemples de lapiés se situent soit en montagne où les roches sont nues (Désert de Platée dans les Alpes, Arres d’Anie dans les Pyrénées), soit sur les plateaux de calcaires massifs et cristallins des pays tropicaux. Dans ces derniers se développent alors de superbes paysages de “tsingy” (“Spitzkarren”, “Kalknadeln”- “pinacle karst”, “tropical rock forest”) que ce soit à Madagascar (Ankarana, Bemaraha, Antsingy) d’où provient le terme (tsingy = pierre pointue), en Tanzanie, à Sarawak (Mt Api), en Chine (Stone Forest du Yunnan), en Thaïlande (karst de Ta Khli), à Palawan (Philippines), en Nouvelle-Guinée (Darai Hills), ou au Zaïre, (Photo 39, Photo 40).

56Ces lapiés géants peuvent atteindre alors des tailles exceptionnelles comme à la “Forêt de pierre” de Lunan (Yunnan, SW chine) (CHEN ZHI PING et al., 1986), avec parfois plus de 45 m de hauteur pour certains tsingy du Gunung Mulu Ntional Park à Sarawak (OSMATON, 1980) (Fig. 93). Ces tailles sont absolument inconnues dans les zones froides et tempérées. Les tsingy sont des formes liées à des calcaires très purs, cristallins, très peu poreux (moins de 1 à 2 %), souvent disposés en bancs métriques ou décimétriques formant des entablements rigides et épais (ROSSI, 1974 ; 1980 ; FORD et al. 1996). Ils sont très sensibles à la fracturation et à la dissolution (nombreux porte-à-faux). Ces calcaires étant très peu poreux, l’eau ne pénètre pas dans la masse rocheuse et ruisselle en surface. Souvent le ruissellement n’atteint pas la base du tsingy car la roche, préalablement chauffée par le soleil, fait évaporer immédiatement une grande partie du ruissellement. La dissolution est donc uniquement superficielle, d’où le développement de nombreuses cannelures de ruissellement ou de profonds puits (“rainpits”) directement liés à la dissolution intensive consécutive aux pluies (WILFORD et WALL, 1965). Les fentes et creux servent de réceptacle aux eaux et à l’éventuelle matière organique qui se décompose, ce qui conduit à un approfondissement des fentes par corrosion et effet de mèche. Lorsque celui-ci cesse, au contact d’une couche moins ou non soluble, il peut se créer de longs bogaz à fond plat argileux et tapissés de débris végétaux sur lesquels on peut cheminer sans problème comme c’est le cas dans le Bemaraha à Madagascar (SALOMON, 1997).

Figure 93 : Exemple de tsingy dans les Mulu Hills (Sarawak), (en partie d’après Osmaston, 1980).

57Dans le comté de Lunan, dans le Yunnan, à 2000 m d’altitude, se développe sur 270 km2 des ‘‘forêts de pierre” (“stone forests” ou “shilin”) dans les calcaires massifs du Permien inférieur (Formation Maokou). La partie supérieure développent de beaux tsingy (jusqu’à 30 m de haut, mais le plus souvent entre 10 et 20 m) très acérés, mais la base de ceux-ci est affectée de formes douces qui émergent de dépôts rouges éocènes (Fig. 94, Photo 41). On y observe des poches de dissolution qui témoignent d’une crypto-corrosion et dont la coalescence peut donner lieu à de pseudo-grottes (ZHANG SHOUYUE, 1984). Certaines poches sont séparées à peine par quelques centimètres de calcaire altéré. Ces formes de la base sont dégagées par le ravinement de saison des pluies, la couverture d’altération éocène étant peu à peu entraînée sous terre par le biais de petits conduits. Certains tsingy (“shiya”) sont rongés à la base, sont mis en porte à faux et finissent par basculer et se coucher. Il s’agit en fait d’un cryptokarst, la karstification ayant débuté très tôt, dès le Permien, ; elle s’est réactivée ensuite à la fin du Tertiaire et développée au cours du Quaternaire (CHEN ZHIPING, SONG LINHUA et SWEETING, 1986).

58Les discussions relatives à l’âge précis de la “Stone forest” sont un faux problème car celle-ci n’a cessé d’évoluer depuis le Permien jusqu’à nos jours. Le paysage à “tsingy” correspond à l’évolution aérienne, relativement récente (quelques milliers d’années tout au plus) de la partie supérieure du karst, le reste a évolué essentiellement sous couverture d’altération (FORD, SALOMON, WILLIAMS ; 1996).

59Comme à Madagascar, la nature des formations carbonatées joue dans le détail de la morphologie : les formes sont plus arrondies et irrégulières dans les calcaires dolomitiques, et plus acérées et découpées dans les calcaires purs. Parfois des cherts interfèrent, comme dans la “Stone Forest” de Lunan, permettant la concentration de l’eau et le développement de micro-douves annulaires de dissolution autour d’eux. À Cuba, les lapiés sur calcaires hétérogènes sont extrêmement développés et donnent des figures particulièrement tourmentées et déchiquetées où il est dangereux de circuler, d’où leur nom de “dientes de perro” (dents de chien), (NUNEZ JIMENEZ, 1988).

Photo 39 : Tsingy de la Forêt de pierres, secteur de Shiilin, (Yunnan, Chine). Il s’agit de mégalapiés, très pointus, pouvant dépasser 30 m de hauteur, (photo : J.-N. Salomon).

Photo 39 : Tsingy de la Forêt de pierres, secteur de Shiilin, (Yunnan, Chine). Il s’agit de mégalapiés, très pointus, pouvant dépasser 30 m de hauteur, (photo : J.-N. Salomon).

Photo 40 : Détails de tsingy sommitaux (Forêt de pierres). Noter la mise en valeur du joint de stratification, (photo : J.-N. Salomon).

Photo 40 : Détails de tsingy sommitaux (Forêt de pierres). Noter la mise en valeur du joint de stratification, (photo : J.-N. Salomon).

Photo 41 : Illustration de la genèse des tsingy. La roche calcaire est altérée tout d’abord sous gangue d’altérites, puis acquiert ses aspects pointus dès qu’elle est à l’air libre. Secteur de Shillin (Yunnan, Chine), (photo : J.-N. Salomon).

Photo 41 : Illustration de la genèse des tsingy. La roche calcaire est altérée tout d’abord sous gangue d’altérites, puis acquiert ses aspects pointus dès qu’elle est à l’air libre. Secteur de Shillin (Yunnan, Chine), (photo : J.-N. Salomon).

Figure 94 : Coupe d’une tourelle de la “Forêt de pierres” de Naigu (Lunan, Yunnan, Chine)

60Cependant, la présence de sol et de forêt apparaît comme un facteur limitant car le ruissellement n’opère plus alors directement sur la roche nue. Les seuls lapiés qui se développent sont alors du type “Rundkarren”, ou comme dans le Lunan de “dragon teeth”, mais sous couverture pédologique ou d’altération (Photo 42). C’est pourquoi les véritables paysages de tsingy sont limités aux calcaires décapés de toute couverture, et situés dans la zone tropicale. Les superficies sous forêt, comme à Mulu, sont généralement de faible extension alors qu’à Madagascar elles couvrent des dizaines de km2. Il est à souligner que la mise en évidence des secteurs de tsingy est parfois en relation avec la déforestation d’origine anthropique (cas de la Chine) qui a entraîné un décapage corrélatif des sols, favorisé par la violence des pluies de mousson, et la mise à jour des crypto-lapiés. De nombreux indices indiquent que les “tsingy” sont des formes récentes. Cependant parmi les plus grands, certains peuvent atteindre plus de 15 m : cela demande quelques milliers d’années pour atteindre ces dimensions. Le paysage actuel de la “Stone Forest” de Shilin, émergé de la couverture pédologique et argileuse, s’est donc formé au cours du Quaternaire récent. La figure 95 synthétise les différents stades de l’évolution du paysage conduisant à la formation des “forêts de pierre” à tsingy sommitaux. Comme on peut le constater encore aujourd’hui, ces différents stades étant observables sur le terrain, seuls les derniers font apparaître les plus beaux “tsingy”.

61Mais, comme en zone froide ou tempérée, le climat doit être associé aux facteurs lithologiques que sont la pureté chimique, la taille des grains, la texture (plus ou moins homogène), l’épaisseur des bancs calcaires et la fréquence des diaclases, fractures et joints de stratification, pour expliquer ces morphologies. On retiendra toutefois qu’en altitude comme en latitude, le gel est un facteur climatique décisif, apte à limiter la formation de lapiés de grande taille (plusieurs mètres), car dans ce cas les processus mécaniques (cryoclastie) prennent le pas sur les processus chimiques et détruisent la forme à mesure qu’elle se construit.

62Les grands secteurs européens ou les lapiés géants auraient pu se former (Aires d’Anie dans les Pyrénées ou Désert de Platée en Savoie) ne présentent que des lapiés de quelques mètres de haut tout au plus. Dans les secteurs ou sévit un système morphoclimatique de type périglaciaire, par exemple comme au Spitzberg, la formation de grands lapiés est strictement impossible). Sous les tropiques, un cas limite est constitué par les “tsingy” d’altitude de Nouvelle-Guinée qui subissent le gel (communication personnelle de Paul WILLIAMS) mais leur faible porosité fait que l’eau ne les imprègne pratiquement pas, ce qui inhibe les actions cryoclastiques. Ailleurs, soumis aux gels fréquents, les lapiés sont détruits à mesure qu’ils se forment : on ne trouve pas de véritables “tsingy” en dehors de la zone tropicale.

63Une autre différence essentielle réside dans l’énorme vitalité de la couverture végétale tropicale. Les racines des plantes arborescentes notamment sont capables de pénétrer dans le soubassement (surtout s’il est poreux) jusqu’à plusieurs dizaines de mètres et lorsque leur densité est grande elles transforment les calcaires en de véritables éponges dont les trous sont vite colmatés par des sols humides ce qui accroît la corrosion. Les trous ainsi forés peuvent représenter jusqu’au 3/4 du volume rocheux originel. Les Rundkarren (lapiés émoussés) sont alors très dominants. Ce processus est par ailleurs assez rapide.

2 - Les dépressions fermées : dolines et poljés

64Les études de morphométrie comparative effectuées par TROESTER et al. (1984) sur environ 23 000 dolines, et concernant la densité et la profondeur des dépressions karstiques, ont montré que les profondeurs des dolines des Caraïbes (zone tropicale) étaient en moyenne trois fois plus importantes que celles des dolines des karsts américains (zone tempérée) ou européens (Tableau 7).

65L’importance des ruissellements en zone tropicale et la concentration des eaux confluentes au niveau des pertes est sans doute la raison qui explique le grand nombre de dolines en entonnoir avec versants abrupts, alors que dans les zones tempérées les dolines restent proportionnellement peu profondes (exception faite des montagne humides) (Photo 43). Un lien entre la pente et la vitesse de dissolution semble pouvoir être fait. D’ailleurs dans un “cockpit karst” dégradé, la profondeur de la dépression s’atténue (SWEETING, 1958) car les côtés s’effondrent et les pentes s’adoucissent (environ 20 à 30°).

Figure 95 : Les différents stades évolutifs de la morphologie d’une “forêt de pierres”.

Photo 42 : Dents de dragon, secteur de shillin (Yunnan, Chine du Sud). Ces lapiés émoussés émergent de la gangue argileuse altéritique à la suite d’une déforestation et de l’érosion des sols, (photo : J.-N. Salomon).

Photo 42 : Dents de dragon, secteur de shillin (Yunnan, Chine du Sud). Ces lapiés émoussés émergent de la gangue argileuse altéritique à la suite d’une déforestation et de l’érosion des sols, (photo : J.-N. Salomon).

Photo 43 : Doline cultivée (Yunnan, Chine). Noter l’importance des latérites argileuses rouges, (photo : J.-N. Salomon).

Photo 43 : Doline cultivée (Yunnan, Chine). Noter l’importance des latérites argileuses rouges, (photo : J.-N. Salomon).

Photo 44 : Karst polygonal (secteur nord de St-Domingue). La densité des dolines fait que leurs contours se recoupent, (photo : J.-N. Salomon).

Photo 44 : Karst polygonal (secteur nord de St-Domingue). La densité des dolines fait que leurs contours se recoupent, (photo : J.-N. Salomon).

66Par ailleurs, la plupart des chercheurs ont été frappés par le fréquent dessin en étoile des dolines de la zone tropicale, avec une tendance accentuée à l’élargissement et au recoupement (telles les “glades” de la Jamaïque ; ex : le Barbecue Bottom sur la route de Clarks Town (Fig. 71), tandis que celui des dolines de la zone tempérée est presque toujours circulaire ou subcirculaire. Sans pour autant que ces différences soient systématiques, les exceptions sont nombreuses dans les deux cas (ex : les dolines rondes ou ovales des îles Langkawi dans l’Ouest de la Malaisie signalées par JENNINGS, 1972). Il est sans doute possible d’expliquer ces différences par le fait que sous les tropiques toutes les faiblesses de la roche sont exploitées immédiatement par la violence des écoulements, si bien que les croisements de fractures, par exemple, prennent d’emblée un dessin en étoile.

67Par la suite, l’évolution de plusieurs de ces dépressions finit par individualiser des buttes et aboutit au karst polygonal (Fig. 96), (Photo 44).

68Une telle évolution n’est sans doute possible que pour des raisons climatiques à savoir, avant tout, par un apport de pluies considérable.

69Les poljés sont sans doute plus fréquents et plus développés que dans les régions tempérées et souvent plus anciens. En Chine méridionale et centrale par exemple, ils sont particulièrement nombreux et anciens (Photo 45). Ils ont été depuis longtemps aménagés par l’homme, notamment en rizières. On peut citer comme exemple le grand poljévallée de Wantan (8 x 1,5 km) dans le comté montagneux de Wufeng (Hubei) où une grotte-ponor fonctionne actuellement en trop-plein, ou bien encore les 36 poljés des deux comtés de Pingtang et Luodian (Guizhou).

Tableau 7 : Comparaison des morphologies karstique des zones tropicale et tempérée (Troester, 1984).

70Le plateau karstique éocène de Maros qui s’étend au nord de Makassar (Indonésie) développe un karst à cônes avec de grands poljés, tels ceux de Daimanggala ou de Bontobonto, avec des contours festonnés et des versants raides. Leur sol, très fertile, est cultivé et permet l’installation de populations denses.

Figure 96 : Modèle de la croissance de l’évolution des karsts polygonaux de Nouvelle-Guinée, (Williams, 1972).

Photo 45 : Poljé de Naigu (Yunnan, Chine) contrastant avec le paysage de tsingy du premier plan, (photo : J.-N. Salomon).

Photo 45 : Poljé de Naigu (Yunnan, Chine) contrastant avec le paysage de tsingy du premier plan, (photo : J.-N. Salomon).

Photo 46 : Encoche basale à Cuba. L’encoche se forme essentiellement lors de l’envahissement de la dépression karstique par l’eau d’inondation consécutive à la saison de pluies, (photo : J.-N. Salomon).

Photo 46 : Encoche basale à Cuba. L’encoche se forme essentiellement lors de l’envahissement de la dépression karstique par l’eau d’inondation consécutive à la saison de pluies, (photo : J.-N. Salomon).

Figure 97 : Le poljé de Vinales (Sierra de Los Organos, Cuba) : un exemple d’aplanissement latéral corrosif.

71Au Mexique, le grand poljé de San Cristobai de las Casas dans les Chiapas se situe à environ 2 100 m d’altitude et mesure 4-5 km de largeur pour 6-7 km de longueur. Sa partie interne alluviale s’incline légèrement du nord au sud et il possède jusqu’à 8 ponors. Les eaux des cours d’eau se perdent dans des “sumideros” en partie aménagés (tunnel de drainage de 4 270 m de long) qui évacuent des eaux abondantes et très polluées. Ce poljé a été en grande partie colmaté par les apports alluviaux du Rio Amarillo et de ses cours affluents mais aussi par des matériaux d’origine volcanique. Quelques karsts y subsistent. Aux environs, plus de 35 km de galeries ont été explorés et des grottes ornées ont été découvertes (WHITAKER ; 1988). Dans le Tabasco (GERSTENHAUER 1969), les poljés s’étendent par dissolution latérale et recoupement d’ouvalas, se développant au niveau de l’écoulement de surface : des argiles rouges couvrent le fond des bassins et colmatent les fractures ouvertes si bien que les fonds apparaissent comme remarquablement plats.

72Les poljés marginaux et les plaines bordières du karst (c.f ci-dessus) sont très fréquents. Selon la définition de LEHMANN (1963), cette forme correspond à une étendue plane en bordure du karst, causée par la corrosion, et qui est en partie couverte d’une couche peu épaisse de sédiments fluviatiles. Dans les plaines bordières du karst la direction des cours d’eau est “normale”, c’est-à-dire opposée au karst ; de plus, d’après PFEFFER (1978), elles n’ont pas de drainage souterrain. Il ne s’agit donc pas de formes karstiques pures mais la littérature les attribue cependant au complexe karstique car leur extension est inféodée aux roches solubles. De beaux exemples nous sont fournis par la Sierra de los Organos où un certain nombre de poljés (poljés de San Vicente, de San Thomas) se développent au contact des Sierras calcaires. Une bonne illustration de plaine bordière du karst nous est donnée par le Valle de Viñales qui se développe au contact du massif ancien schisto-argileux des Pizarras (Fig. 97). En fait il s’agit d’une forme mixte où la karstification n’intervient qu’en partie (nombreux apports fluviatiles). Les bonnes terres rouges et argileuses y servent à la culture du meilleur tabac.

73Le poljé de Lluidas Vale situé dans le Cockpit Country (Jamaïque) apparaît appartenir à cette catégorie car il est flanqué sur son côté sud par les roches non calcaires de la chaîne de Juan de Bolas. On peut également citer le grand poljé marginal de Ban Mae Lana en Thaïlande où la nappe phréatique est constamment sub-affleurante.

74Très souvent les poljés sont liés à la tectonique dont les lignes de faiblesse sont mises à profit par la corrosion karstique, mais l’ampleur et la fréquence des morphologies observées en zone tropicale dépend de la permanence de la karstification qui s’exerce pratiquement toute l’année en raison de l’abondance des précipitations.

3 - Dépressions et encoches basales sont particulièrement fréquentes sous les Tropiques

75Ces encoches basales ont souvent frappé les premiers karstologues parcourant les Tropiques (SWEETING, 1958 ; PATON, 1964 ; GERSTENHAUER, 1966 ; BALAZS, 1968 ; LANDMAN, 1989 ; etc.), même si parfois elles sont rares (Nord Australie, JENNINGS, 1976 et DAY, 1978 ; Chine, SWEETING, 1978). Et très tôt elles ont été attribuées à l’intense corrosion (ou “Lösungsunterschneidung” de LEHMANN, 1953) qui opère au niveau des planchers alluviaux. LEHMANN (1960) en fit même un mécanisme dominant, explicatif de la raideur des versants des buttes karstiques tropicales, point de vue partagé par VERSTAPPEN (1960). Cependant, certains ont souligné que des tours karstiques à flancs raides pouvaient très bien exister sans pour autant qu’il y ait de dissolution latérale constatée (JENNINGS et BIK, 1962). Enfin, il paraît évident de prendre garde à ne pas confondre les encoches basales liées à la dissolution latérale agissant seulement au contact du plancher alluvial (Fig. 81), avec celles qui seraient liées directement à une simple érosion différentielle, facilitée par la présence de couches de résistance inégale face à la dissolution et la corrosion, et que l’on retrouve parfois en hauteur.

76Dès 1956, WALKER distinguait dans la Vallée de la Kinta (Malaisie occidentale), où se développe un très beau karst tropical (GEBAUER et PRICE, 1995), trois grands types d’encoches :

  • celles engendrées par la mer et les vagues (en fait le processus de corrosion est avant tout lié au biokarst - cf. infra-) ;

  • celles liées à la corrosion par des eaux stagnantes des marais, marécages, tourbières et pièces d’eau ;

  • enfin celles liées à l’action conjuguée de processus de corrosion et de corrasion liés au mélange d’eaux à la fois marines et continentales (“mixing corrosion").

77Au Belize, puis dans le Sud de Sulawesi, Mc DONALD (1976) a relié ces dépressions, qui soulignent le pourtour des tours résiduelles (elles représenteraient jusqu’à un tiers des périmètres !), à un processus très important de planation latérale. La dépression (large de 3 à 6 m et profonde jusqu’à 4 m) serait liée au ruissellement de l’eau s’écoulant le long des parois de la tour, mais aussi de celle venue du pourtour du bassin comme nous en avons été le témoin à Cuba (Fig. 98). MIOTKE (1973) parle également de “sumideros” qui se développent ainsi au pied des buttes karstiques de Porto Rico. L’eau est momentanément retenue dans la dépression, constituant une véritable douve, après les fortes averses tropicales. Elle corrode alors le calcaire plus longtemps et plus intensément que celle qui s’infiltre rapidement à la surface des buttes. La base même de la tour est affectée par une grande encoche et parfois les eaux peuvent se perdre à la faveur d’un “sumidero” (c.f supra). De temps en temps, les parties minées de la butte s’écroulent ce qui maintient la raideur des pentes. Les masses calcaires éboulées sont rapidement soumises à la dissolution chimique du fait de la proximité de la nappe phréatique et des argiles d’altération constamment humides. Les encoches, selon les cas (milieux marécageux, ou au contraire pentes convergentes), seraient donc d’origine à la fois karstique et fluviatile, sans que l’on puisse déterminer exactement la part de l’un ou l’autre processus (Photo 46).

Figure 98 : Détail de l'érosion par les eaux de ruissellement d'une tour karstique (en partie selon Mac Donald, 1976).

78Dans le cas du karst de Los Haitises (Saint-Domingue) les encoches sont incontestablement d’origine marine puisque d’une part elles se développent sur des pitons entièrement cernés par la mer (Photo 47) et que d’autre part elles recoupent en biais les pendages des couches calcaires. Deux niveaux étagés permettent d’en déduire une composante tectonique probable.

79En Thaïlande, la grotte monastique de Wat Tham Sua (8 km au nord de Krabi) est en partie développée dans une encoche. Mais la genèse de cette dernière est en partie due à l’approfondissement d’une dépression venue recouper une grotte préexistante (Fig. 99).

80A Sarawak, ces encoches peuvent avoir 6 m de hauteur et des surplombs de 20 m. Les plafonds de ces surplombs peuvent être affectés de lapiés de voûte et de concrétionnements de type pendants ou pendeloques (“dripstones” ; “Aussenstalaktiten”), caractéristiques des cavités tropicales par leur abondance (Photo 48) tandis que des voiles calciques (“tropical tufa curtain”) se développent sur les parois (Fig. 100) y compris sur celles des plus grands puits comme en Nouvelle Bretagne.

81La formation de ces pendeloques extérieures est attribuée généralement à une dissolution calcaire intense suivie d’un dépôt rapide, et plusieurs auteurs en font l’un des éléments caractéristiques de la dissolution tropicale (WILFORD et WALL 1966 ; TROLL, 1973, en Asie du Est, ou GERSTENHAUER, 1966, au Mexique), même si parfois elles sont absentes ou rares (cas souligné par SWEETING (1978) pour le karst à tours de Guilin) et si l’on peut en observer en Europe méditerranéenne (Italie, Majorque, signalés par BÒGLI, 1978, ou encore dans le canyon du Verdon). Enfin, les entrées de grottes sont très souvent ornementées par des “cascades de tufs”.

Photo 47 : La grotte du Requin dans le parc de Los Haïtises (Saint Domingue), illustration d’un karst ancien envahi par la mer, (photo : J.-N. Salomon).

Photo 47 : La grotte du Requin dans le parc de Los Haïtises (Saint Domingue), illustration d’un karst ancien envahi par la mer, (photo : J.-N. Salomon).

Photo 48 : Pendeloques de parois sur un mogotes de la Sierra de los Organos (Cuba), (photo : J.-N. Salomon).

Photo 48 : Pendeloques de parois sur un mogotes de la Sierra de los Organos (Cuba), (photo : J.-N. Salomon).

82En définitive le développement des encoches basales nécessite :

  1. un marais ou un sol marécageux plus ou moins acide, ou du moins la permanence d’une zone épiphréatique ou d’un sol humide au contact de la roche, l’ensemble permettant la corrosion ; différentes études (dont DAY, 1986) ont montré que les pertes en érosion spécifique sont plus importantes dans les dépressions (moyennes sur les sommets, et faibles dans les sections moyennes des versants). Dans le cas de Bukit Batu à Kuala Lumpur (Malaisie) il a été démontré (JENNINGS, 1976) que la dissolution souterraine est principalement responsable de la formation des encoches basales et des grottes de pied de falaise ;

  2. une érosion mécanique au cours des orages, liée à une eau de ruissellement, se concentre au pied de la tour et évacue des sédiments (nombreux cas à Cuba). L’arrivée d'eaux allogènes relativement acides ayant transité par un milieu non carbonaté (matériels cristallins, volcaniques, etc.) peut accroître l’efficacité de l’érosion ;

  3. en zone littorale, la possibilité de marées d’eaux mixtes (marines et douces). Dans ce cas, les processus de corrosion par mélange des eaux sont extrêmement efficaces, et peuvent compléter l’action prépondérante du biokarst (c.f infra) comme c’est le cas du karst à tours du littoral sud de la Thaïlande donnant sur la Mer d’Andaman (KIERNAN, 1988), du Vietnam ou de Saint Domingue.

  4. dans tous les cas, une période de stabilité suffisamment longue pour que les encoches s’établissent et perdurent.

83L’érosion latérale et la corrosion par les cours d’eau qui méandrent sur les vastes plaines argileuses, sont à l’origine des plus beaux paysages de karsts à tours (cas de la Lijiang en Chine, Guangxi).

4 - Les encroûtements

Figure 99 : Coupe schématique de la genèse d’une encoche à Wat Tham Sua(Thaïlande).
Le développement vertical de l’encoche tend à se raccorder au niveau de la grotte (A), puis finalement à le faire (B) ; (en partie selon Mark. 1991).

84Le “case-hardening”, ou encroûtement de surface par ruissellement, a été mis en évidence par MONROE (1964, 1968) et par PFEFFER (1969) à la Jamaïque, IRELAND (1979) et DAY (1981) à Porto Rico, puis à Cuba par PANOS et STECL (1968), régions où il apparaît sur presque tous les calcaires nus et notamment les plus poreux et les plus anciens. Il s’agit d’un dépôt secondaire de carbonate de calcium sous forme d’une couche travertineuse (Fig. 81, 100 et 101) sous laquelle se tient souvent un calcaire de résistance moyenne que PFEFFER désigne, c’est dire, par le terme de “farine”. L’épaisseur de l’encroûtement est en moyenne de 1 à 2 m mais les données extrêmes vont de 50 cm à 10 m ! Les études ont montré qu’il fallait de 10 000 à 20 000 ans pour que se forme une croûte de 1 m d’épaisseur.

85Le processus demande des alternances d’humectations et de dessiccations mais fait sans doute également intervenir des processus de nature biologique (rôle de certaines algues, de la végétation). Les études menées à la Jamaïque montrent que ces croûtes se développent sous les conditions climatiques actuelles à fort contraste saisonnier. Un bel exemple est la croûte du Pepper développée sur du matériel quaternaire. Cependant, toutes les croûtes observées ne sont pas forcément récentes car on en trouve sous 10 à 30 m de bauxite ce qui prouve leur ancienneté (PFEFFER, 1967).

86Pour certains auteurs (MONROE, 1966), ces encroûtements expliqueraient la résistance différentielle des buttes karstiques et leur position en relief (même si la part du soulèvement tectonique n'est pas contestable). Cependant cette hypothèse ne peut être généralisée, car le recul des pitons et leur verticalité sont dus principalement à la corrosion latérale au niveau de la nappe phréatique dans les calcaires massifs puis à l’effondrement des pans de parois. Cet aspect a bien été souligné par PHAM KHANG (1991) pour les karsts à pitons qui bordent le delta du Fleuve Rouge au Vietnam du Nord. De même, le rôle du vent (THORP, 1934) a été semble-t-il surestimé pour expliquer parfois la dissymétrie de certaines buttes résiduelles. Cependant le “case-hardening” ne se produit pas systématiquement (PFEFFER, 1969) : des conditions lithologiques semblent également nécessaires (notamment de porosité) pour que celui-ci apparaisse.

Figure 100 : Tour karstique typique avec encroûtement de parois (pendeloques) et profil schématique d’un “mur basal” (Mark, 1991).

87De même la présence de très nombreuses pendeloques en surplomb apparaît comme un élément caractéristique de la dissolution tropicale. Ces pendeloques particulièrement bien développées témoignent d'une mobilisation importante des carbonates après dissolution, même si, nous l’avons vu, les pendeloques sont parfois absentes. Il ne faut pas confondre pendeloques et stalactites car les modes de formation sont différents : dans le cas des pendeloques, le ruissellement de paroi (souvent surchauffée) et l’évaporation rapide d’une part, et le rôle très important des bio-organismes, notamment végétaux (algues, mousses) d’autre part, favorisent les dépôts de paroi. L’examen des sections opérées dans les stalactites et dans les pendeloques (souvent vacuolaires) ne laissent aucun doute sur cela.

88Il est aussi certain que des paramètres autres que climatiques interviennent (lithologique ; érosion mécanique ou gravitaire par exemple) car on observe aussi quelques pendeloques en zone tempérée (c.f supra).

89On relèvera également que les accumulations travertineuses sont particulièrement fréquentes et n’ont rien à envier aux accumulations des pays tempérés comme celles de Plivitce. De fait, la beauté extraordinaire des travertins de Wangling et celle des lacs de barrages travertineux du Dragon jaune (Chine) ont valu à ces deux Parcs Nationaux leur inscription sur la liste du “World Héritage sites” de l’UNESCO. Les tufs et les travertins sont particulièrement abondants du fait que très souvent les eaux sont extrêmement saturées en carbonates. La chute Orange (Huangguoshu fall), haut site touristique chinois, en est une superbe illustration (Fig. 102), (Photo 49).

Figure 101 : Mogote et “case hardening”, centre-nord de Porto Rico.
Noter l'épaisseur et l'étendue de l'encroûtement sous la couverture de sables, ce qui montre que ces derniers ont été déposés ultérieurement (d’après Ireland. 1979).

Photo 49 : Cascade de tuf de la célèbre chute de Huangguoshu (74 m de haut pour 81 de large). De façon exceptionnelle, cette chute d’eau a tendance à progresser vers l’aval du fait de l’intense concrétionnement, alors que les chutes d’eau “normales” reculent vers l’amont. Derrière les tufs, elle abrite une grotte naturelle (Fig. 102) de 134 m de long (ouest du Guizhou, Chine du Sud), (photo : J.-N. Salomon).

Photo 49 : Cascade de tuf de la célèbre chute de Huangguoshu (74 m de haut pour 81 de large). De façon exceptionnelle, cette chute d’eau a tendance à progresser vers l’aval du fait de l’intense concrétionnement, alors que les chutes d’eau “normales” reculent vers l’amont. Derrière les tufs, elle abrite une grotte naturelle (Fig. 102) de 134 m de long (ouest du Guizhou, Chine du Sud), (photo : J.-N. Salomon).

Photo 50 : Terrasse soulevée de St Domingue. Cette disposition, qui voit les calcaires récifaux portés en hauteur, est très favorable à la formation d’une karstification verticale, (photo : J.-N. Salomon).

Photo 50 : Terrasse soulevée de St Domingue. Cette disposition, qui voit les calcaires récifaux portés en hauteur, est très favorable à la formation d’une karstification verticale, (photo : J.-N. Salomon).

Figure 102 : La chute Orange (Huangguoshu fall) sur la rivière Daabng, Guizhou (d’après Sweeting, 1995).

90Un autre type d’encroûtement caractéristique des régions tropicales est celui des éolianites ou calcarénites, mais il affecte surtout les régions arides et semi-arides (cf. infra).

5 - Le biokarst littoral

91L’examen des côtes tropicales calcaires montre qu’elles se composent le plus souvent de calcaires plus récents que ceux des littoraux tempérés ou froids. Ce sont surtout des calcaires tertiaires, quaternaires ou récents (calcaires récifaux, éolianites et beach-rocks). Ces roches sont dans l’ensemble moins cimentées que les anciens calcaires du Secondaire, les plus fréquents dans les régions tempérées. Ces derniers sont aussi plus recristallisés et métamorphisés et plus homogènes que les calcaires plus récents. Cette hétérogénéité est un facteur favorable à l’érosion différentielle. Sous les tropiques l’érosion des calcaires littoraux est facilitée par le fait que la dissolution des calcaires est effective dans l’eau de mer, en raison de la sous-saturation en calcite qui se produit la nuit (arrêt de la photosynthèse, et émission deCO2 d’origine biologique excédentaire). Dans les marais maritimes à mangrove elle est encore plus importante mais le cas où celle-ci est au contact de calcaires n’est pas fréquent. Cependant, on estime que seuls 10 % de l’érosion karstique littorale s’effectuent de cette façon (TRUDGILL, 1976), le reste est dû à l’action du biokarst. (Fig. 103, 104 et 105).

92Celui-ci est engendré par l’action mécanique et corrosive des organismes des endolithes et épilithes (Cyanophycées notamment), ainsi que par celle de leurs prédateurs (actions perforatrices et de broutage). Les conditions écologiques (TRUDGILL, 1976 ; LE CAMPION, 1979) étant optimales au niveau des hautes mers moyennes, c’est précisément à cet endroit que se creusent les encoches marines (SALOMON, 1987). Et lorsque il se produit des variations du niveau de la mer (eustatisme, tectonique), ces encoches se multiplient, consti tuant autant de témoins des évolutions successives comme l’indiquent celles enregistrées à Makatea, en Océanie (BOURROUILH-JAN, 1992), ce qu'illustre la Figure 104.

93Les encoches doivent être considérées comme caractéristiques des mers chaudes où l’activité biologique est très intense. En effet, la faiblesse des marées en Méditerranée fait qu’elles ne sont réellement spectaculaires que sous les tropiques (Océan Indien et Pacifique) où elles peuvent s’enfoncer dans la roche sur plusieurs mètres de profondeur. Elles servent alors d’excellents indicateurs des variations eustatiques du niveau marin (DESSAY et al., 1991 ; BOURROUILH, 1994) notamment lorsqu’elles se développent sur des falaises accores. Un exemple parmi d'autres nous est donné par les anciennes encoches inscrites dans les calcaires permiens des karsts à tours de Ko Phi Phi Don ou de Sam Roi Yot (Thaïlande), bien au-dessus du niveau actuel de la mer.

Figure 103 : Profils d’encoches de corrosion liées au biokarst (Sud de la Baie des Assassins, SW de Madagascar).

Figure 104 : Encoches étagées de Makatea (Océanie).

94Mais les encoches ne sont pas les seules formes observées sur les plates-formes calcaires : le biokarst y est particulièrement développé avec son cortège de lapiés, de cuvettes de dissolution (Fig. 105), de vasques etc. (BATTISTINI, 1964 ; SALOMON, 1987).

95Une autre forme de karst “littoral” tropical peut être considérée : celle qui résulte de la mise hors d’eau (généralement par surrection tectonique récente) des récifs coralliens et des terrasses marines coralliennes (Photo 50). Ces formations (qui sont par définition tropicales puisque les coraux et algues incrustantes associées disparaissent dès que la température de l’eau descend en dessous de 18°C) sont alors rapidement karstifiées et génèrent des conduits et des grottes tantôt développés sur le plan horizontal (origine phréatique), tantôt sur le plan vertical (pour racheter la surrection après l’exondation). Des exemples grandioses de ces karsts originaux, où l’on reconnaît parfaitement lagons fermés et récifs barrières ou frangeants, sont fournis à l’Est de Cuba par les terrasses marines de Punta Maïsi (SALOMON, 1995 ; Fig. 106) et surtout par la péninsule de Huon en Nouvelle-Guinée (MAIRE, 1990) où les terrasses montent jusqu’à 700 m.

96Sur le plan écologique ces karsts recèlent fréquemment des niches extraordinaires dans la mesure où ces dernières constituent des écosystèmes originaux. Un exemple nous est fourni par les îles Palau (Iles Carolines) dans le Pacifique, où les calcaires coralliens soulevés et karstifiés ont permis le développement d’un karst original avec en mer un célèbre et gigantesque Blue Hole, ou Trou Bleu, (près de Blue Corner), et sur terre la formation d’environ 80 “lacs d’eau de mer” à l’intérieur même des îles. En fait, il s’agit de véritables cenotes alimentés par l’eau de mer (SALOMON, 2003) car le calcaire, à la fois poreux et fissuré, laisse filtrer cette dernière loin vers l’intérieur, si bien que cavernes, grottes (dont la grotte Chandler dans le port de Malakal), récifs et cenotes (ou lacs) sont tous reliés par un vaste réseau de communication dont les pulsations sont rythmées par les marées deux fois par jour. L’alimentation en eau de pluie se traduit par une stratification de couche car celle-ci est moins dense que l’eau de mer. Chaque “lac” a sa particularité, mais le plus étrange est sans conteste le “Jellyfish Lake ou Lac des Méduses” de l’île d’Eil Malk. En effet, les venues d’eau de mer ont permis autrefois l’arrivée, à travers des fissures, d’œuf et de larves de très faibles dimensions jusqu’au cœur du lac où ces dernières ont trouvé de très bonnes conditions (absence de prédateurs notamment), et ont fini par prospérer, de telle sorte que le lac est aujourd’hui une véritable “soupe de méduses” lesquelles, ayant grossi, sont incapables de rejoindre la mer et ont dû s’adapter et se transformer de façon originale (symbiose avec des algues, perte des filaments urticants, etc.), ce qui intéresse au plus au point les biologistes.

97D’autres exemples de cenotes ou de trous bleus se retrouvent en abondance dans les Caraïbes et la côte du Yucatan (HERAUD-PIÑA, 1995 ; SALOMON, 2003) avec les mêmes problématiques.

6 - L’endokarst

98Bien que le monde souterrain semble pouvoir échapper aux caractéristiques climatiques extérieures (la plus grande salle du monde, la Salle Sarawak, à Bornéo, (GILLI, 1993), est liée avant tout à des conditions structurales), il est cependant nécessaire de se pencher sur la question de savoir s’il y a une spécificité des grottes tropicales.

99Tout d’abord nous soulignerons le fait que si celle-ci existe, elle ne peut être que secondaire c’est à dire dépendante des conditions de surface.

100Tout d’abord, les précipitations et surtout leur régime, avec une saison des pluies accompagnées de crues énormes, génèrent momentanément des débits considérables qui s’engouffrent dans le karst. Ces écoulements puissants s’accompagnent d’une érosion extrêmement abrasive, car les eaux sont chargées de sables d’altération, génératrices d’énormes marmites de géants, très souvent observées en région tropicale comme dans les Monts Nakanaï, en Papouasie-Nouvelle-Guinée (MAIRE et PERNETTE, 1980). L’importance de la corrosion explique l’abondance des galets de calcaire émoussés.

Figure 105 : Types de cuvettes de dissolution de l’étage supralittoral dus au biokarst (Betalio, Sud-ouest de Madagascar).

101C’est dans cette optique que l’on remarque également que de très nombreuses grottes sont comblées d’énormes dépôts, atteignant parfois plus de 100 m en Asie du Sud - Est, ou jonchant les planchers des grottes du Nord et de l’Est de Cuba. Ces dépôts abondants sont en majorité des altérites piégées dans le karst et liées à l’importance de l’altération chimique qui s’exerce en surface sous les tropiques. L’abondance de ces argilites continentales fait qu’elles fossilisent parfois le karst si bien que les formes de “karst couvert” sont nombreuses. Elles sont parfois exceptionnelles et situées à grande profondeur comme le karst souterrain de la cuvette de Bakouma en Centrafrique (BOULVERT et SALOMON, 1988). Dans d’autres cas, la couverture sus-jacente peut générer un karst artésien : exemple de la grotte de Ziaka au Zaïre, signalé par QUINIF et DUPUIS (1989). Dans ce cas les grottes ne montrent que des traces de corrosion phréatique.

102Beaucoup de ces dépôts piégés dans le karst, sont caractérisés par la présence de gibbsite, boehmite, illite, smectite et kaolinite comme à la Jamaïque (LANDMANN, 1990). Ces altérites sont amenées par les eaux d’écoulement abondantes qui se perdent rapidement dans le karst en érodant les entrées des pertes. Comme le souligne PFEFFER (1978), ces phénomènes d’érosion sont indirectement de première importance pour expliquer l’approfondissement rapide des dépressions car ils empêchent l’accumulation des sédiments en surface, ceux-ci se retrouvant plus en profondeur. Dans certains cas ils expliquent le fait que les voûtes des conduits spéléologiques soient surbaissées comme au Shaba (Zaïre), où les tronçons des galeries se caractérisent par l’importance des dépôts argileux (BUFFARD, 1984).

  • 12 affection bronchique parfois suffisamment grave pour entraîner la mort et due aux spores d’un champ (...)

103Mais ces sédiments sont rapidement coiffés et enrichis par des couches de guano produit par les centaines de milliers de chauves-souris ou guacharos (oiseaux des grottes en Amérique latine) qui habitent les grottes accessibles. Le guano est alors utilisé et mélangé par une impressionnante faune cavernicole (dénommée “guanobies”, avec notamment des cafards, des collemboles, des acariens, etc...) jusqu’à former des couches pulvérulentes plus ou moins humides (JEANNEL, 1959 ; VANDEL, 1964 ; SALOMON, 1987). Très nombreuses sont les expéditions de spéléologues qui ont souligné les difficultés particulières de l’exploration des grottes tropicales en relation non seulement avec la présence d’une atmosphère chaude, très humide et oppressante, mais aussi de celle d’animaux dangereux (serpents, scorpions, mille-pattes), sans compter l’existence fréquente de l’histoplasmose12. Dans bien des cas ces remplissages remarquables offrent des séquences rythmées à varves ou strates caillouteuses, témoignant du soutirage des sols en fonction des ruptures paléoclimatiques anciennes ou de l’importance de la déforestation (MAIRE, 1991). Il y a là un champ d’étude important qui débute à peine.

Figure 106 : Le complexe des terrasses marines soulevées de Maïsi, entre les rios Jauco et Ovando (Est de Cuba) (Salomon, 1995).

104Un autre exemple bien connu des influences climatiques tropicales (actuelles ou anciennes) est fourni par les remplissages bauxitiques piégés dans de nombreuses cavités dont on sait qu’ils ne peuvent se former que dans des conditions climatiques chaudes et humides (cas de nombreux climats au Tertiaire). Leur présence actuelle hors de la zone tropicale (Baux-de-Provence) est un héritage paléoclimatique que nul ne conteste.

105Le concrétionnement en zone tropicale paraît extrêmement abondant, en particulier dans les réseaux fossiles étagés, si l’on en juge de par les nombreuses descriptions des spéléologues : les coulées et les voiles stalagmitiques sont abondants tout comme les gours (MOURET, 1985), et fréquemment les stalagmites croissent sur les glacis stalagmitiques. Certaines sont gigantesques : l’une d’elles atteint 29 m dans le Karst de Guizhou (JIN DEMING et WANG ZHAOYANG, 1983). Les stalactites sont également très nombreuses comme dans les grottes de l'Ankarana (Madagascar) dont le réseau total reconnu dépasse les 150 km (Fig. 107). À l’extérieur tufs et travertins forment parfois des amas gigantesques comme à Paishuitai à Chungtien, ou encore à Zhong Dian (Yunnan ; Chine).

106Les réseaux en grottes-tunnels (aux entrées parfois aménagées par l’homme, notamment à des fins religieuses) semblent particulièrement inféodés aux tropiques (Fig. 108). Les exemples abondent sous ces latitudes : (célèbre butte karstique de Gua Tempurung, en Malaisie avec une grotte-tunnel à étages de 3,4 km ; Grotte de Santo Tomas dans la Sierra de los Organos à Cuba ; Grottes de Mbuzi ou de la Kanianga, au Zaïre ;

Figure 107 : Croquis géomorphologique de l’Ankarana,dans le Nord de Madagascar.L’Ankaran développe plus de 150 km de réseau sur 150 km2 et surtout un extraordinaire paysage de tsingy.

107Grotte de Luchuan Yan Don près de Zhijin dans le Guizhou (Chine) avec 5 étages de galeries dont l’un est utilisé par une voie carrossable souterraine sur 500 m ! (AUDRA, 1987 ; BARBARY, MAIRE, et ZHANG SHOUYUE, 1991). Il n’en est pas de même sous les autres latitudes, même si elles n’en sont pas absentes (Pivka Jama, près de Postojna, en Slovénie). Par ailleurs les grottes-tunnels tropicales présentent des conduits de très grandes dimensions, tant dans les tronçons actifs que dans ceux qui sont secs.

108Le cas de la grotte de Santo Tomas à Cuba, où pas moins de 6 réseaux successifs, étagés sur 90 m, traversent les mogotes sur 1,2 km, mérite d’être analysé (Fig. 85, Fig. 86). En effet le réseau inférieur est formé par un enchevêtrement complexe de cours souterrains qui réunissent les apports de trois petits bassins versants celui de Santo Tomas, celui de l'Arroyo de Penate et celui de l'Arroyo del Bolo.

109Ces réceptacles sont régulièrement inondés, et parfois par des crues brutales : en mars 1993, il est tombé sur la région plus de 400 mm en 5 jours, ce qui a provoqué une inondation sur 42 km2, puis une montée des eaux de 10 m en 6 heures au niveau du réseau inférieur ! A ce moment-là, le deuxième niveau s’est mis à fonctionner en trop plein. Dès lors on comprend pourquoi les zones de faiblesse et notamment les zones de fracturation sont rapidement utilisées et élargies par les eaux s’engouffrant en perte dans le massif. Comme le massif karstique se soulève, de nouveaux réseaux inférieurs peuvent apparaître en laissant les anciens dénoyés.

110Seuls des mécanismes aussi violents, en relation avec des pluies cycloniques, semblent pouvoir expliquer la fréquence relative des grottes-tunnels en zone tropicale et notamment en Asie du Sud-Est (rôle de la mousson ?). L’ancienneté du processus joue alors tout son rôle et cela explique par exemple qu’au Vietnam le développement de puits verticaux puisse relier entre eux divers conduits (GLAZEK, 1970). Cela peut aboutir dans certains cas à des paysages grandioses comme celui offert par Da Xiao Cao Kou (“le grand et le petit gouffre”) dans la province de Zhijin en Chine qui sont deux gigantesques regards sur la rivière souterraine Yijiehe (ZHANG SHOUYUE et BARBARY ; 1988, 1991), longs de 900 m pour 200 m de large, et une profondeur allant de 150 à 300m avec d’extraordinaires porches hauts respectivement jusqu’à 120 et 150 m ! (Fig. 109). Un autre exemple tout aussi spectaculaire est celui du système de la rivière Gebihe (débit moyen 25m3/s) dans le SW du Guizhou qui traverse en grotte-tunnel le flanc du synclinal de Jiaoma. Ici la partie connue mesure 12 km de développement (BARBARY et al. ; 1991). Mais le plus étonnant est que cette même rivière a abandonné plusieurs porches étagés témoignant des anciennes pertes et dont l’un d’eux est situé à 226 m plus haut que le porche d’entrée !

Figure 108 : Grotte-tunnel dans un karst de calcaires permiens et carbonifères, Chine,(Maire et al., 2004).

111Comme le remarque GILLI (1993) les grands volumes karstiques (Salle Sarawak, Salle Miaos, La Verna) se développent à l’interface calcaire substratum imperméable “sous réserve qu’existe un gradient hydraulique important autorisant des vitesses de circulation élevées et permettant l'évacuation des produits d’altération vers l’aval”. Encore faut-il que la circulation des eaux soit abondante ce qui implique à la fois des précipitations fortes et une concentration des eaux (beaucoup de ces rivières sont allochtones).

112L’étagement des grottes tunnels sur plusieurs centaines de mètres de dénivellation dépend d’une surrection importante (orogénèse himalayenne par exemple).

113Inversement en cas de subsidence, en bordure littorale certaines de ces grottes peuvent être envahies par les eaux marines. Un exemple est celui de la célèbre “Underground River Cave” de St-Paul à Palawan (Philippines) : on peut y circuler en pirogue sur près de 5 km en admirant des salles de 50 m de hauteur (LOGMAN et BROWNLEE, 1980).

Conclusion

114Finalement, il faut entendre l’expression “karst tropical” pour désigner un paysage comme étant défini par la présence conjointe de plusieurs de ces morphologies dans ce paysage. C’est pourquoi, lorsque BROOK G.A. et FORD D.C. (1976) déclarent avoir observé un “karst à tours” au Canada, et ne mentionnent ni plaine de corrosion, ni encoche basale, ni “case-hardenning”, ni tsingy, etc., il ne peut s’agir à notre avis, que d’un héritage (mais l’emprise du climat froid est telle au Canada que c’est peu probable), ou bien, plus vraisemblablement, d’une convergence de forme.

115La description de toute une série de morphologies, aussi intéressante soit-elle, ne saurait satisfaire notre curiosité quant à notre tentative d’explication de la spécificité tropicale. Le parti pris de notre position, privilégiant, en toute connaissance de cause, l’aspect climatique, se doit donc d’essayer de comprendre dans quelle mesure les paramètres climatiques sont susceptibles d’intervenir dans la genèse des paysages karstiques tropicaux. L’examen succinct d’une mappemonde indique d’emblée que l’eau (cartes isohyétiques annuelles) et la température (cartes isothermiques) jouent un rôle fondamental : l’eau d’une façon générale est plus abondante, et les températures moyennes plus élevées. Il convient donc d’aborder cette question sous l’angle de la karstification.

Figure 109 : Grotte-tunnel et parcours souterrain de la rivière Yijiche (Zhijin-Guizhou, Chine), (Barbary et al., 1991).

II - Le rôle de la température

116La température est sans doute le premier élément évoqué spontanément pour évoquer le monde tropical (“un Monde sans hiver” selon l’expression du botaniste Francis HALLE, 1993). Quel est son rôle quant aux processus de karstification ?

117L’action de la température (donc de la latitude, de la saison, du jour et de la nuit, de l’exposition et de l’altitude) sur la karstification - qui s’exerce sur la solubilité duCO2 (et donc des carbonates) et sur la vitesse des réactions chimiques - a été l’un des problèmes les plus controversés de ces dernières décennies. Un auteur comme SWEETING (1980) par exemple, estime que le facteur température est peu significatif.

118Pourtant nous devons bien admettre que les variations de température jouent un rôle non négligeable par le biais du bilan hydrique, des réactions chimiques, des processus biochimiques, des dépôts et du non rôle du gel et de la neige.

A - Le bilan hydrique

119Il s’exprime au travers de l’évaporation et de l’évapotranspiration. Or l’on sait que ces deux dernières sont très importantes en zone tropicale au point que, d’un point de vue théorique, l’évapotranspiration potentielle (ETP) peut largement excéder le total pluviométrique. Ainsi, pour le Sud-Ouest de Madagascar que nous avons étudié et où la température moyenne annuelle oscille entre 23 et 25° C, l’ETP est-elle de l’ordre de 1 400 mm, tandis que les précipitations moyennes sont de 700 mm. Ce facteur joue un rôle de premier plan quant à la formation des tsingy ou des croûtes carbonatées.

B - Le chimisme

120Les variations de température influent directement sur la corrosion, notamment dans le sens vertical, car la température varie rapidement avec la profondeur. On sait par exemple que leCO2 est plus soluble à basse température qu’à haute température et donc en théorie des eaux froides devraient être plus agressives (point de vue défendu par CORBEL). Mais cela doit être pondéré par le fait qu'une augmentation de la température a tendance à favoriser les réactions chimiques et donc la dissolution (BIROT, 1966 ; MUXART, 1971), car elle facilite la vitesse de diffusion du CO2 dans l’eau et celle de mise en solution des carbonates par l’eau chargée de CO2.

121Finalement, il est possible de considérer qu’une augmentation de température tend à annihiler largement les effets d’une plus grande solubilité duCO2 dans les eaux à basse température.

122En fait, d’une façon générale, les eaux du milieu tropical dissolvent les carbonates beaucoup plus vite que celles des milieux froids (ROSSI, 1980). Ce n’est donc pas un hasard si en Chine les résultats des datations des concrétions (sur 58 échantillons) font apparaître que les périodes de concrétionnement intense correspondent aux périodes chaudes (ZHAO SHUSEN-LIU MINGLIN, 1988).

C - Les processus biochimiques

123Ils conduisent à l’acidification des eaux d’infiltration. On pense par exemple que les lapiés littoraux, les cuvettes de dissolution et les vasques développés sur les estrans calcaires reflètent essentiellement les différences de température. Les littoraux des mers chaudes sont les seuls à posséder à la fois des encoches de dissolution et des vasques de plusieurs mètres de diamètre (jusqu’à plus de 80 m à Madagascar ; BATTISTINI, 1981).

D - Les dépôts (évaporation + processus chimiques)

124Les dépôts chimiques dépendent de l’évaporation et des processus chimiques.

125Dans le cas du “case-hardening” évoqué ci-dessus, l’intensité de l’évaporation donne lieu à un dépôt secondaire de carbonate de calcium (souvent dur et stalagmitique) qui est souvent considéré comme l’une des causes des versants très raides des reliefs résiduels des régions tropicales. Sous les tropiques les orages font tomber des trombes d’eau qui peuvent durer quelques minutes seulement. Ces averses sont suivies d'un soleil brillant qui permet une évaporation rapide de l’eau. La carapace est formée ainsi : l’eau de ruissellement, légèrement acidulée, est d’abord absorbée par le calcaire de surface (d’autant plus s’il est poreux), mais la température élevée provoque aussitôt une évaporation, souvent complète, ce qui permet le dépôt du calcaire.

126On retrouve en partie une interprétation du même type pour expliquer l’encroûtement des dunes littorales grésifiées, lesquelles s’observent essentiellement en zone tropicale ou sub-tropicale (Australie, Madagascar, Congo, Maroc, etc...).

127De tels encroûtements calcaires engendrent des roches dures en surface et leur mise en relief. Ce qui fait que les surfaces calcaires nues préservent leurs formes pendant longtemps.

E - Le non rôle du gel et la production de clastes

128Ces paramètres sont quasiment absents en zone tropicale (différence essentielle avec les zones tempérées et froides), si ce n’est dans les déserts ou en altitude.

129Le gel en particulier joue un rôle important car il favorise par cryoclastie la destruction des lapiés à mesure qu’ils se forment. Dans ces conditions ces derniers n’atteignent jamais en zones tempérées et froides les dimensions observées en zone tropicales où le temps est nécessaire pour que de grandes formes puissent se développer (cas des tsingy). Par ailleurs, à notre connaissance, des lapiés du type “Trittkarren” (“lapiés à empreintes de pas”) caractéristiques des karsts des pays froids ou d’altitude, n’ont jamais été décrits en zone tropicale. Mieux, lorsqu’un “karst tropical” est porté en altitude il perd ses caractéristiques ; TRICART (1985) cite à ce sujet plusieurs karsts portés à plus de 4 000 voire 5 000 m dans l’Himalaya et le Tibet. SWEETING (1995) corrobore cela dans ses études des karsts chinois.

130Les clastes sont issus de la cryoclastie mais aussi de la thermoclastie et de l’haloclastie qui sont des processus mécaniques rares sous les tropiques et donc peu efficaces. Toutefois le dernier processus opère, bien que modestement, mais uniquement sur les zones littorales (embruns).

131Une des caractéristiques essentielles des karsts tropicaux est donc l’absence quasi totale de manteaux étendus de débris anguleux. Ce n’est qu’en cas d’éboulements ou d’effondrements que des éclats apparaissent.

III - Le rôle de l’eau

132Si la température a une action incontestable, trop souvent négligée sinon occultée par les chercheurs, il n’en reste cependant pas moins vrai que le paramètre eau est encore plus important car - faut-il le rappeler ?-il n’y a pas de karstification possible sans elle. Son intervention joue sous deux angles : le qualitatif et le quantitatif.

A - L’agressivité de l’eau sous les tropiques (pluie, ruissellement, infiltration)

133En l’état actuel des connaissances il ne semble pas établi qu’il y ait une plus grande acidité des pluies dans les régions tropicales (les travaux manquent cependant), même si certains auteurs comme GERSTENHAUER (1960, 1966), après avoir multiplié les analyses d’eaux, ont conclu à une plus grande agressivité des eaux chaudes par rapport aux eaux froides. Toutefois, on sait que dans les régions côtières les eaux de pluie ont plus de chlorures et de sulfates et qu’elles sont plus acides. Comme les mers chaudes tropicales évaporent énormément, l’on peut penser qu’en zone littorale ce facteur n’est pas négligeable. Enfin, il a été démontré depuis longtemps que les orages tropicaux amenaient au sol de l’acide nitrique.

134Par ailleurs, on peut estimer que l’eau de ruissellement et d’infiltration en zone tropicale est au moins aussi agressive que celle des régions tempérées et froides, car elle a la possibilité de se charger en acides carboniques et organiques, lesquels sont très présents dans les sols tropicaux (cf. infra).

B - L’importance des totaux pluviométriques

135La quantité d’eau mise en jeu est une notion simple, souvent oubliée mais fondamentale comme l’a souligné GEZE (1971), car même si l’on observe de faibles teneurs en carbonates dans les sources karstiques lors des mesures, la valeur absolue de la dissolution peut être très importante compte tenu des grandes quantités d’eau disponibles. Par ailleurs, la plupart des mesures effectuées en continu sur plusieurs années en zone tropicale (CORBEL et MUXART, 1970 ; ROSSI, 1980 ; CROWTHER, 1984 ; SALOMON, 1987 ; PULINA, 1992) montrent que la saturation intervient rapidement, quelques mètres à peine sous la surface d’infiltration (teneurs deCaCO3 comprises entre 60 mg/l et 100 mg/l, après quelques mètres de parcours). Il convient donc de distinguer ce qui est dissolution de surface et ce qui est dissolution profonde. L’hypertrophie souvent constatée des formes en région tropicale s’explique en grande partie par l’importance jouée par la dissolution de surface.

136La structure même des pluies tient un rôle car on sait que l’agitation et la turbulence accélèrent la rapidité de la dissolution en favorisant les réactions chimiques. Les grosses gouttes des pluies tropicales provoquent par ailleurs la formation d’importantes pellicules d’eau qui s’écoulent sur les roches nues et dissolvent le carbonate de calcium plus rapidement que les pluies fines océaniques de type crachin. Par exemple, au Belice, de l’eau recueillie sur un plan incliné de calcaire, lors d’une grosse mais très courte averse (quelques dizaines de secondes), à donner des valeurs de 367 ppm (DAY, 1978). L'intensité des précipitations (les enregistrements supérieurs à 100 mm/jour ne sont pas rares) engendre de forts écoulements aptes à évacuer les argiles de décalcification ou autres matériaux meubles à la surface des affleurements. Cela explique par exemple que sur fortes pentes la roche reste à nu (“tsingy”) ; cela explique aussi que les trous sous climat tropical soient moins réguliers et circulaires que sous climat tempéré (SWEETING, 1972).

137Mais c’est surtout le volume de l’eau qui tombe ou coule sur une aire karstique qui est important. En effet sur un même terrain d’étude, et où donc seul le paramètre climatique (et notamment le total pluviométrique) est susceptible de changer rapidement, on peut relever d’une année à l’autre de grandes variations dans le taux de dénudation. PULINA (1992) signale que de 1979 à 1981 ce taux a varié de 27 à 130m3/km2/an avec une moyenne de 90 m3/km2/an, pour le bassin de Cuyaguateje, dans la célèbre Sierra de Los Organos, à Cuba. On peut attribuer essentiellement cette différence aux contrastes observés entre années sèches et années humides, le rapport pouvant être de 1 à 3, même s’il y a des temps de latence. On observe également que les carbonates sont vite redéposés sous forme de concrétions alors que dans les régions des hautes latitudes, la plupart du temps, la masse dissoute est exportée en dehors de la région karstique. Les travaux de GLAZEK au Vietnam (1970) soulignent également le rapport existant entre l’intensité de la karstification et la distribution des eaux de pluie.

138D’une façon générale on retiendra :

  • d’une part, que, en valeur absolue, plus il y a d’eau disponible, plus de calcaire pourra être dissous ;

  • mais aussi, d’autre part, que, à grande échelle, la vitesse de mise en solution des eaux chaudes tropicales permet de dissoudre les carbonates beaucoup plus rapidement qu’ailleurs et les eaux sont souvent chargées. Les mesures concernant la dureté des eaux donnent des teneurs élevées, souvent supérieures à 300 mg/l deCaCO3 (BALAZS, 1973 ; DEHARNENG, 1980 ; MAIRE, 1981). A la sortie des massifs les eaux apparaissent presque toujours sursaturées en bicarbonates ce qui prouve l’activité de la dissolution actuelle, notamment dans l’épikarst, mais aussi dans l’endokarst où le mélange des eaux relance son agressivité.

139Dès lors on comprend que seule la forte dissolution, qui affecte les milieux alpins ou montagnards méditerranéens (comme le Montenegro), puisse rivaliser avec celle constatée en milieu tropical sans pour autant atteindre des valeurs records obtenues dans le massif de Gunung Mulu (karst à tours de Sarawak, Bornéo) avec un taux de dissolution de 180 à 200 mm/millénaire (SWEETING, 1979 ; 1980), dans le massif de l’Ankarana à Madagascar (de 250 à 300 m3/km2/an ; ROSSI, 1976) ou mieux encore, des Monts Nakanaï de Nouvelle-Guinée, de l’ordre de 370 à 430m3/km2/an (MAIRE, 1980). Par contre il n’est pas étonnant d’observer des valeurs faibles, de l’ordre de 20-30 m3/km2/an, au Yucatan (CORBEL, 1959, 1967 ; PIÑA-HERAUD, 1995) ou à Madagascar (SALOMON, 1986), voire extrêmement faibles : 5 m3/km2/an en Floride (CORBEL, 1959) ou de l’ordre de 1m3/km2/an, dans le plateau de Nullarbor (BALAZS, 1968), dès que la saison sèche devient largement prépondérante.

C - La répartition des précipitations dans le temps

140Il faut tenir compte aussi du facteur temps pendant lequel leCO2 contenu dans l’eau est en contact avec le calcaire. Cela dépend donc de l’épaisseur de la masse calcaire mais aussi du degré de karstification atteint. En effet, dans un karst “ancien”, l’élargissement des conduits permet une infdtration rapide des eaux en profondeur, tandis que dans un karst “jeune” l’eau peut se charger très vite au départ et, une fois saturée, poursuit son chemin, mais avec une bien moindre efficacité.

141Dans le même ordre d’idée, pour un même total pluviométrique, la structure même de la pluie influe : dans le cas d’une brutale averse tropicale, une grande partie de l’eau n’est pas disponible pour la karstification ; par contre dans le cas d’une pluie fine et prolongée de type crachin, l’action de l’eau est plus continue dans le temps. Les karsts des Iles britanniques, où souvent les formes douces dominent, illustrent ce dernier aspect.

142De même un karst sous couverture peut évoluer constamment sous “compresse humide”, ce qui n’est pas le cas pour les karsts soumis directement à l’évaporation. Ainsi, pour une même quantité d’eau pluviométrique et toutes choses égales par ailleurs, la karstification sera-telle plus efficace si la couverture conserve longtemps une bonne humidité. C’est le cas, semble-t-il, de nombreux karsts asiatiques, notamment chinois ou thaïlandais (MOURET et al. 1993), qui évoluent en “ambiance humide” depuis des millions d’années.

143En définitive, température élevée et abondance de l’eau génèrent de puissantes altérations sur toutes les roches de la zone tropicale. Ces manteaux d’altération ont souvent recouvert les karsts et contribué à leur développement, notamment lorsqu’ils sont issus de l’érosion des socles cristallins aux roches “acides” ou d’apports éoliens abondants (cas des cendres volcaniques du Yucatan ou de Nouvelle-Guinée). Mais ces couvertures ont aussi favorisé le développement de sols complexes souvent fertiles et fortement végétalisés or la couverture végétale joue également un rôle extrêmement important.

IV - Le rôle des sols et de la végétation

A - La question duCO2

144Le milieu le plus important pour la prise en charge enCO2 est le sol. Celle-ci y est beaucoup plus grande que dans l’atmosphère (jusqu’à 100 fois plus dans certaines fissures). Ce fait est à mettre en relation avec l’activité végétale et microbiologique, laquelle est beaucoup plus importante en début de saison des pluies qu'en saison sèche (ou au printemps plutôt qu’en hiver). Les teneurs deCO2 dans les sols varient donc en corrélation avec les rythmes saisonniers. Très tôt, LEHMANN, KROMMELBEIN et LOTSCHERT (1953, 1956, 1970) ont pensé que la luxuriance de la végétation tropicale devait entraîner un fort taux deCO2 dans le sol. ERASO (1975) pense qu’il y a une corrélation nette entre la température du sol et lapCO2 au cours de l’année, mais aussi la corrosion due aux acides organiques. De même BÖGLI écrivait en 1960 :

145En raison d’une production nettement plus importante de substances organiques et d’une plus grande destruction de l’humus en raison de la chaleur la teneur en CO2 des sols des climats humides tropicaux et subtropicaux est plus forte que dans les régions froides”.

146Pourtant plusieurs auteurs ont tenté de mesurer la teneur duCO2 dans les sols tropicaux avec des compteurs Draeger. Si PFEFFER (1986) à la Grande Terre a mesuré unepCO2 allant jusqu’à 8 (vol. %), MIOTKE (1973) à Porto Rico, puis JENNINGS à la Jamaïque en 1971 ne trouvèrent pas de grandes différences avec les données des climats froids et tempérés. De même CORBEL et MUXART (1970) conclurent pour les Caraïbes :

147“Sous ces conditions climatiques, les processus de dissolution sont totalement semblables de ceux des régions humides”

148Il est vrai qu’il convient d’observer que la litière des sols tropicaux est assez mince en raison d’une hyper-activité de la microfaune et de ce fait la rapide minéralisation des matières organiques a tendance à réduire les teneurs enCO2. Mais cela est compensé dans l’épikarst et l’endokarst par l’abondante biomasse (bactéries, microorganismes, levures, insectes, etc.) qui joue un rôle important en libérant des acides corrosifs. Dans les conduits karstiques le tapis de déjections est épais de plusieurs centimètres à plusieurs mètres (Pays Mikea à Madagascar ; SALOMON, 1982), et contribue à abaisser le pH des eaux qui percolent à travers. Pour les grottes du Gabon, les températures élevées (27°C), constantes toute l’année, favorisent la diffusion duCO2 et donc une dissolution accélérée du matériel carbonaté (PEYROT et MASSALA, 1987).

149LeCO2 du sol provient essentiellement de la respiration des racines et de l’activité microbiologique. Lorsque survient la décomposition des substances organiques la majeure partie du carbone est libérée sous forme deCO2. Ces processus sont, bien entendu, soumis à l’emprise des températures et de l’humidité contenue dans les sols. Comme l’a bien montré MIOKTE (1974, 1975), chaque type de sol a ses propres oscillations en pression partielle deCO2 dans les pores du sol ; cela dépend de la structure et de l’humidité du sol. Même si parfois les conditions du sol proprement dit sont très importantes (PATERSON, 1979), il faut bien admettre que les processus producteurs deCO2 sont aussi dépendants des températures et des précipitations, et donc des saisons, et par conséquent d’une façon plus générale du climat. Souvent d’ailleurs en zone tropicale la production deCO2 dépasse largement les capacités de drainage par l’eau d’infiltration : un bonne partie de ce gaz retourne donc à l’atmosphère tandis que le reste “sédimente” dans les cavités de la zone d’absorption dont l’atmosphère a souvent de fortes teneurs enCO2.

150Sur le plan local, les bas-fonds et les dépressions plus ou moins humides ont une production annuelle deCO2 beaucoup plus forte qu’ailleurs car l’influence de la saison sèche y est très pondérée. L’accumulation et la production des argiles (par décalcification des calcaires) aboutissent à maintenir une forte humidité dans celles-ci, si bien que la dissolution peut s’y exercer toute l’année (au contraire des pays tempérés ou froids où l’activité microbienne entre en dormance en hiver). On aboutit à une sorte de rétroaction positive (ou autocatalyse) dans la mesure où, une fois amorcé, le processus s’entretient de lui-même, tandis que sur les versants seuls les ruissellements épisodiques opèrent.

151On observera par ailleurs que la plupart des auteurs ont effectué leurs mesures non pas sur une année complète, mais sur la seule saison sèche (pour des raisons de commodité) à un moment où le rythme végétatif est au ralenti. ROSSI (1980), puis SALOMON (1987) ont bien montré à Madagascar que des mesures effectuées en continu faisaient apparaître le rôle fondamental de la saison des pluies (dont le corollaire est une activation intense de la vie végétale et bactérienne) dans la production et l’emmagasinement duCO2 dans les sols tropicaux. YUAN DAOXIAN (1981, 1983) a multiplié les mesures dans la région de Guilin et celles-ci montrent que l’agressivité des eaux ayant dissous duCO2 est plus élevée sous forêt (notamment sous boisements de bambous) que sous couvert herbacé. Dans la péninsule malaise les 150 mesures deCO2 dans les sols effectuées par CROWTHER (1984) dans la vallée de la Kinta montrent que les taux d’érosion chimique sont plus importants dans la plaine alluviale que sur le Turmkarst proprement dit. D’autres auteurs ont observé des sols organiques extrêmement acides au sommet de tours (WHITMORE, 1984). Les mesures effectuées à la Stone Forest de Lunan montrent que le taux de dissolution est 10 fois supérieur sur les surfaces calcaires au contact des sols que celui qui opère à la surface des tsingy (YIE QUINGTONG, 1982).

152En fait, la multiplication des mesures d’une part, et l’amélioration des protocoles et de la réflexion d’autre part, devraient permettre à l’avenir de lever toute ambiguïté. Ceci est d’autant plus nécessaire qu’une des caractéristiques essentielles des sols karstiques tropicaux est de se présenter souvent sous forme de parcelles discontinues et de profondeurs inégales alternant avec les étendues de roche nue, à plus forte raison lorsque l’on sait que les concentrations deCO2 varient avec la profondeur.

B - Le rôle des racines

153Un grand rôle doit être attribué aux racines qui émettent du dioxyde de carbone d’origine organique (la respiration des plantes peut apporter dans l’air confiné du sol des quantités de gaz carbonique qui peuvent dépasser 10 % et permettre théoriquement la dissolution de plus de 500 mg de carbonate de calcium par litre) mais aussi nombre d’acides organiques (tannique, formique, oxalique, fulvique, humique, lactique, acétique, etc.) qui font baisser le pH du sol et produisent des ions H+ (MUXART et al., 1978). A Cuba, JAKUCS (1977) signale que des blocs calcaires ont perdu jusqu’à 25 % de leur volume initial par suite de la dissolution attribuée aux racines (“Wurzelkorrosion”). Les résidus végétaux particulièrement abondants en zone tropicale, donnent des acides humiques. Les pédologues (ROBERT, VENEAU et BERRIER, 1980) ont montré de façon expérimentale l’action importante des composés organiques sur la dissolution des carbonates, complémentaire à celle duCO2.

154En zone tropicale, les racines pénètrent le long des fissures et peuvent ainsi disloquer les roches grâce à la pression qu’elles exercent en augmentant le diamètre dans les fentes préexistantes où elles se sont insinuées (jusqu’à 15 kg/cm2), et les sillons dus à leur action sont très fréquents. Il n’est d’ailleurs pas rare d’observer des racines d’arbres au toit des cavités tropicales et ce à des profondeurs parfois surprenantes (plusieurs dizaines de mètres). A une échelle moindre, les effets de la dissolution par les radicelles peuvent rendre rugueuse la surface des calcaires bien que sous couverture pédologique ; ils donnent ce que les auteurs allemands nomment des “Deckenkarren”. Ces lapiés particuliers ont souvent été décrits en zone tropicale (Sarawak, Porto Rico, Jamaïque, Nouvelle-Guinée, Madagascar, etc.).

155Il faut tenir compte aussi des lichens et des algues (épilithes ou endolithes) responsables de l’apparition de petits trous de 0,1 mm à 1 mm de profondeur qui seront utilisés par la suite par les gouttes de pluie, ce qui développe ainsi les phénomènes de dissolution. En zone littorale, cette action du biokarst est responsable de la formation des encoches marines de corrosion tandis que celle des animaux fouisseurs (Echinodermes notamment) explique en partie la formation de platiers récifaux extrêmement lapiésés (cf. supra).

156Un autre fait est que la population biologique des lacs et rivières souterraines est plus importante qu’en zone tempérée, car la vie est plus variée grâce à la température plus élevée de l’eau et aux apports de l’extérieur, plus nombreux et fréquemment renouvelés. Le pouvoir agressif de l’eau est accru et la karstification continue à opérer plus longtemps.

157Les mesures en zone tropicale sont relativement rares, cependant des études (SWEETING, 1972) ont montré que la teneur de l’eau de ruissellement en carbonates, après avoir coulé sur quelques mètres, était :

  • sur roche nue, de 20 à 30 mg/l en zone tempérée, et de 100mg/l en zone tropicale ;

  • de 60 à 80 mg/l en zone tempérée, et de 150 mg/1 en zone tropicale, après un petit parcours dans une fissure remplie d’humus.

158Par ailleurs, en reprenant les données de JACKUZ (1977), on peut dresser le tableau 8 comparatif ci-dessous :

159La lecture de la rangée A montré que la part duCO2 atmosphérique n’intervient pratiquement pas dans la corrosion en zone tropicale (bien que l’atmosphère tropicale contienne légèrement plus deCO2 qu’ailleurs). Par contre si elle est très importante (en proportion et non en valeur absolue) dans les régions froides ou désertiques, c’est parce que la part relative duCO2 et des acides d’origine organique y est très faible en raison soit de l’absence d’eau, soit d’un trop grand froid, facteurs limitatifs de l’activité biologique.

Tableau 8 : Contribution (en pourcentage) des principaux agents de corrosion à la karstification selon les grandes zones climatiques.

160La lecture de la seconde rangée indique qu’il n’y a pas de grandes différences quant auCO2 d’origine non organique, le rapport entre les extrêmes n’étant que de 1 à 6.

161L’analyse de la rangée C souligne la part fondamentale prise par leCO2 d’origine biologique, car si l’on excepte les déserts où la vie est rare, il représente à lui seul près de la moitié de l’efficacité corrosive. Il faut signaler également qu’il n’y a guère de différences sensibles entre les zones tempérées et tropicales de ce point de vue.

162La rangée D montre que la part importante (toujours en pourcentage) des acides inorganiques dans les déserts est à mettre au compte du fait qu’il s’agit de pourcentages relatifs, et comme la vie est peu développée, les autres facteurs prennent de l’importance.

163Surtout, la lecture de la rangée E indique que la part des acides organiques sous les tropiques est très importante, ce qui s’explique par l’intensité de la vie sous toutes ses formes, favorisée toute l’année (il n’y a pas de saison morte) par de bonnes conditions de température et d’humidité.

164En définitive, on s’aperçoit que les facteurs non organiques prennent de l’importance à mesure que la température et l’humidité augmentent (cela favorise les réactions chimiques), et qu’ils sont de 2 à 10 fois plus importants dans la zone tropicale qu’ailleurs, pourtant ces facteurs ne jouent pas un rôle fondamental. Celui-ci est dévolu aux deux agents principaux que sont leCO2 d’origine biogénique et les acides organiques. Pour la zone tropicale ils représentent plus de 90 % de l’efficacité de la karstification.

165Au total, il faut considérer que l’apport deCO2 par le sol, et en acides organiques, est en moyenne de 2 à 4 fois plus important en zone tropicale qu’en zone tempérée. Ces apports compensent très largement le handicap théorique de plus grande absorption deCO2 dans des eaux plus froides. La dissolution superficielle est donc beaucoup plus importante en zone tropicale (les taux d’ablation supérieurs à 100 m3/km2/an y sont fréquents ; RODRIGUEZ et al. ; 1989) qu’en zone tempérée.

166Une conséquence directe de ce qui précède est qu’en zone tropicale, les argiles de décalcification (différentes des terra rossa ou terra fusca) sont très abondantes et ont provoqué des colmatages accélérés dans les fonds des dépressions. Un grand nombre d’entre-elles possèdent des pièces d’eau ou des marais, lesquels ont tendance à s’élargir sur le plan latéral (par corrosion), puisque il y a blocage des infiltrations en profondeur, ou à profiter des axes de drainage (souvent guidés par la fracturation).

167De même la trame polygonale mise en exergue par WILLIAMS (1972) pour les karsts de Nouvelle-Guinée ne peut pas être attribuée à la seule fracturation : elle doit beaucoup à la dissolution in situ à cause de l’abondance des pluies et de la couverture pédologique et végétale qui joue le rôle d'une compresse humide acide permanente. Cette “compresse” est à la base du processus de cryptokarstification sous couverture (FABRE et NICOD, 1982), lequel peut opérer parfois à grande profondeur (jusqu’à plusieurs centaines de mètres en Centrafrique ; BOULVERT et SALOMON, 1988).

168L’homme, par son effet sur la végétation (l’ampleur de la déforestation en zone tropicale est suivie d’importantes érosions de sols, d’épandages d’engrais acidifiants, de choix des plantes cultivées, etc...), peut agir indirectement, mais efficacement, sur les processus de karstification et les conditions hydrogéologiques en profondeur.

V - Le facteur temps

169Dans la nature aucune action physique ou chimique ne peut être sensible de façon instantanée, aussi la dimension temporelle joue-t-elle sur de multiples registres, à différentes échelles et à des vitesses variables. C’est le plus souvent au cours de millions d’années ou, tout au moins, de longs millénaires qu’un paysage karstique s’élabore. Il convient donc de tenir compte des héritages successifs des différentes époques géologiques et climatiques.

A - Le long terme : l’influence de la dérive des continents

170Sur de très longues périodes par exemple, la dérive des continents explique la présence de calcaires loin de leurs lieux de formation tels ceux du Spitzberg (Permo-Carbonifère) ou du Svartisen dans le Nord de la Norvège ou encore en Antarctique. Les vieux karsts permiens de Grande Bretagne par exemple ont parfois conservé quelques traits très anciens (sous forme de dépôts essentiellement). Au Vietnam, le début de la karstification date du Trias (lapiés remplis de sables triasiques ; MY ét al., 1976), mais le façonnement du paysage actuel n’a réellement commencé qu’au Miocène. Depuis, il évolue sans interruption et a été favorisé par les multiples soulèvements tectoniques néogènes. Sans remonter aussi loin dans le temps, il n’est pas inutile de noter que certaines régions, comme la Chine ou Madagascar, évoluent également sous une ambiance tropicale depuis le Crétacé au moins, tandis que d’autres ont pu gagner des latitudes plus élevées (cas de l’Inde).

171Dans le cas de la Chine, (la permanence des terrains carbonatés - presque 200 millions d’années sous l’influence des climats tropicaux-) l’étude géomorphologique permet d’envisager la succession de cycles complets allant du stade de jeunesse au stade de sénilité du karst en passant par celui de la maturité. C’est pourquoi l’on peut dire qu’en Chine la genèse du karst est sans équivoque polygénique, chaque cycle durant plusieurs dizaines de millions d’années.

172Précisément ce type d’évolution est exceptionnel dans la mesure où la plupart des karsts, notamment en Europe et dans le “Karst” dinarique, ne peuvent être comparés puisqu’ils ont été soumis à la fois à de vigoureux soulèvements tectoniques, à des variations climatiques récentes tranchées, et que par ailleurs les calcaires y sont beaucoup plus jeunes. En un lieu donné, le passage théorique d’un karst à dolines à celui d’un Turmkarst et plaine de corrosion karstique (paysage de fenglin) demande un temps considérable, au moins plusieurs dizaines de millions d’années, en conjonction avec un calme tectonique relatif (lente épirogenèse). L’évolution s’initiera, à partir d’un potentiel hydraulique donné, d’abord dans le sens vertical, puis à partir d’un certain blocage (généré par la fabrication et le dépôt d’argiles de décalcification ou alluviales), dans le sens horizontal.

173La dérive des continents évoquée ci-dessus, explique aussi bien des aspects tectoniques anciens ou actuels. Par exemple les multiples soulèvements observés dans de nombreuses régions tropicales (Caraïbes, Chine du Sud, Java, Nouvelle-Guinée, etc.) et liés aux collisions de plaques, sont autant de facteurs favorables au découpage et à l’évolution karstique au point que certains auteurs n’expliquent plus les karsts tropicaux qu’en termes de néotectonique, ce qui est insuffisant et donc abusif. Ces soulèvements sont loin d’être uniformes : certains sont très lents, d’autres au contraire très rapides attestés par de gigantesques escaliers de terrasses marines exondées (Pointe de Maïsi, à l’Est de Cuba ; Presqu’île de Huon, en Nouvelle-Guinée). Les variations des niveaux de base et notamment celles du niveau marin jouent également un rôle du même ordre : nombre de canyons et de réseaux, et particulièrement ceux de la bordure méditerranéenne doivent leur originalité à ces dernières (régression messinienne). Sous les tropiques les trous bleus et les conduits noyés littoraux s’expliquent également en terme de variation eustatique. De même les grottes-tunnels de Chine du Sud offrent des paysages d’une ampleur inconnue en Europe. Outre la dimension continentale des karsts chinois, cela tient essentiellement à l’ancienneté de l’évolution géomorphologique étroitement liée aux phases tectoniques et à la permanence d’un climat humide à cette latitude.

174Etudiant le bassin du Kwilu (Zaïre), QUINIF (1985) suit la même logique et attribue le paysage karstique à la stabilité du craton lequel a été “stable dans des calcaires précambriens peu tectonisés”. Or, écrit-il :

175“On observe une évolution vers une morphologie de cônes et de tours. Nous en déduisons donc la prépondérance des facteurs climatiques dans le façonnement de ces reliefs”.

B - Le rôle des variations climatiques

176Bien entendu, les paléoclimats doivent aussi être pris en considération pour expliquer certains paysages karstiques. Ceci est particulièrement vrai pour les karsts des régions arides et semi-arides (cf. infra), mais joue également pour les régions tropicales qui ont pu, dans le temps, être soumises à des précipitations moindres, ou au contraire plus accentuées, sans que l’on sache pour autant dans quelle mesure. Elles ont pu également porter des couvertures végétales et pédologiques bien différentes. Ces conditions paléo-environnementales ont certainement exercé des actions de karstification différentes de l’actuelle, mais parfois elles ont laissé leurs empreintes et des traces, en particulier dans l’endokarst.

177Mais c’est surtout en terme de variations climatiques (en terme de sècheresse ou de pluviosité abondante pour les Tropiques, ou bien de régimes fluviaux ou glaciaires, pour les zones tempérées ou froides) qu’il convient d’aborder la dimension temporelle quant à l’évolution karstique, car les principaux processus morphogénétiques de l’érosion leur sont liés.

178Finalement, en tenant compte de tout ce qui précède, au sein d’un continuum, il convient de parler de différents stades de karstification, chaque stade étant lui-même l’aboutissement d’une évolution plus ou moins complexe. A chaque déséquilibre induit par la modification d’un des paramètres d’évolution, le paysage karstique tend à un réajustement par rapport aux nouvelles données. A partir d’exemples australiens JENNINGS (1982) a bien posé le problème. Selon lui un karst peut avoir trois composantes “historiques”. Selon le cas on aura un karst actif, un karst hérité, ou un karst exhumé et plus ou moins réactivé. Les changements climatiques depuis le Miocène, puis au Pliocène, au Pléistocène et à l’Holocène, font que les formes observées aujourd'hui ne sont pas nécessairement directement inféodées au climat actuel, mais plutôt, la plupart du temps, héritées : ce sont des formes fossiles qui ont souvent été ensevelies, à peu près préservées, puis exhumées pour être retouchées par l’ambiance climatique actuelle. Les “Stone forests” du Lunan (Yunnan-Chine) sont à ce titre exemplaires.

179Dans la genèse du karst à pitons du sud de la Chine (karst de Dushan) les chercheurs chinois ont reconnu les phases (Fig. 110) :

  • Phase 1 : karst à dolines (A) ;

  • Phase 2 : karst à pitons ou cônes (fenglin- ouvala) ; les formes positives l’emportent sur les formes négatives (B) ;

  • Phase 3 : karst à pitons ou groupes de pitons isolés (fenglin-poljé et fenglin-plaine de corrosion) ; la karstification latérale l’emporte (C) ;

  • Phase 3 bis : karst à pitons rajeuni par une phase de surrection (surcreusement des dépressions et des vallées) (C’) ;

  • Phase 4 : karst à plaine de corrosion correspondant à un aplanissement chimique total (C”) ;

  • Phase 5 : surrection entraînant un nouveau karst à dolines (cf. phase 1). (D).

180Comme le souligne Richard MAIRE :

181“Ce modèle d’évolution a dû fonctionner plusieurs fois depuis le Jurassique, parfois incomplètement à cause des phases tectoniques de Yanshan (du Jurassique à l’Eocène) et himalayenne (de l’Oligocène au Quaternaire)”.

182Les karsts subtropicaux et tropicaux de Chine méridionale, par l’ancienneté de leur évolution, constituent un modèle de karstification tropicale. Leur ampleur est également significative.

183Il n’est donc pas étonnant d’observer des karsts “tropicaux” (d’origine tropicale) sous des latitudes tempérées (Jura polonais, Jura franconien, Périgord, Quercy, Basse Provence, voire Grande-Bretagne, etc. ; NICOD et SALOMON, 1990) dans la mesure où ces régions ont évolué pendant longtemps sous des climats chauds et humides. Cependant, de nos jours, ils ont perdu la plus grande partie de leur spécificité, ne fut-ce que sous l’influence ultérieure des climats froids et du gel (gélifracts).

Conclusion

184La relation entre le climat, les processus et les formes ne saurait être sérieusement mise en doute. Cependant, même si cette relation est incontestablement forte, il faut convenir que les morphologies acquièrent leurs caractéristiques propres par le biais de l’interaction des différents processus, sur une structure donnée, et ce à travers le temps. Il y a accord général sur le fait que la nature pétrographique du calcaire (pureté, structure cristalline, porosité, perméabilité, taille des grains, dureté, etc. ; DAY, 1982), son faciès, la puissance de ce dernier, la plus ou moins grande tectonisation de la roche etc., sont d’une très grande importance dans la genèse du karst. Et l’observation de SWEETING (1979) selon laquelle les karsts à pitons peuvent être considérés comme “des inselbergs dans un contexte karstique” est en grande partie fondée. On sait désormais que la végétation, les sols et les micro-organismes jouent un rôle très important. Loin de vouloir expliquer un paysage karstique par le biais de la seule composante climatique (ou de toute autre prise isolément), il faut admettre que ce dernier est la résultante de multiples processus s’exerçant sur un canevas structural et lithologique pré-établi et soumis à des dynamiques d’inégale amplitude dans le temps. Encore que dans une étude récente sur la constitution des carbonates (et donc des calcaires) HUBBARD (1996) en arrive à écrire : “The importance of the role of climate factors in interpreting the geological record is underestimated’.

Figure 110 : Evolution des karsts de la Chine du Sud selon divers auteurs chinois (inspiré de SONG LINHUA, 1986).

185La question de savoir quelle est la part respective de ces différents paramètres dans l’explication du paysage ne doit pas alors se poser forcément en termes généraux, mais plutôt en termes régionaux, voire locaux. En effet, par exemple, on a remarqué depuis longtemps que les formes karstiques les plus belles ne se formaient que dans des couches calcaires épaisses et de grande pureté, tandis que dans un calcaire marneux les morphologies rappellent davantage celles des régions tempérées. La place du climat en tant que facteur explicatif ne doit être ni surestimée, ni minimisée, et l’on ne peut absolument pas adhérer à l’opinion de MANGIN (1979, p. 225) affirmant que les karsts à mogotes sont uniquement liés à la tectonique de soulèvement :

186Les régions où ces mouvements sont effectivement observés actuellement ou observés récemment se trouvent précisément dans les zones tropicales actuelles : ce n'est qu’une coïncidence” (sic !).

187Bien au contraire, sous les tropiques, il est souvent possible d’attribuer au climat le caractère exacerbé des formes tant mineures (lapiés), que plus importantes (dépressions, avens, buttes résiduelles). Si les formes spécifiques des karsts tropicaux et la morphologie polygonale sont peu présentes (voire inexistantes) dans les zones tempérées ou froides, c’est à cause des multiples ruptures climatiques qui ont sévi au Quaternaire et de la succession des phases tectoniques tertiaires, souvent fortes. A une autre échelle, PERRITAZ (1996) a parfaitement démontré que seul l’élément climatique intervenait dans l’élaboration du “karst en vagues” du Haut-Atlas marocain.

188Enfin, si le facteur climatique ne jouait pas, comment admettre, comme le font différents auteurs (notamment anglo-saxons), l’existence de karsts de pays froids ou arides, mais pas celle de karsts tropicaux ? Comme le souligne GEZE (1965) : il n’y a “aucune possibilité de cavernes dans une région entièrement recouverte par des glaces pérennes et pas davantage dans un désert totalement privé de circulations hydriques”.

189La différence essentielle entre le karst tempéré et le karst tropical se trouve donc dans la rapidité de genèse des formes. L’importance de la dissolution par les eaux tropicales est incontestablement supérieure à celles des régions froides. Ce fait a été souligné par BLEAHU dès 1974 (p. 116-119). Les meilleures analyses, effectuées en suivi sur le terrain, de la dissolution spécifique, comme celles menées par les équipes cubano-polonaises à Cuba (RODRIGUEZ et al., 1989) et qui indiquent que celle-ci dépasse souvent plus 100m3/km2/an, en sont l’illustration principale.

190Dans une intéressante tentative de comparaison entre les karsts de Maros (Célèbes Indonésie) et d’Aggtelek (Hongrie) ayant des données géologiques en grande partie comparables et formés tous deux récemment, BALAZS (1973) arrive aux conclusions que les différences constatées étaient principalement dues au climat et notamment au total pluviométrique ce que confirme Troester, (1984), (Tab. 7).

191Dans une autre approche, mais tout aussi intéressante, de la dissolution karstique, GOMBERT (1995) propose une formulation mathématique de la dissolution maximale potentielle (DMP) (Tab. 9) laquelle correspond à la hauteur de calcaire théoriquement dissous pendant un millénaire (expression d’un bilan géochimique). Cette DMP tient compte essentiellement de la pluviosité et de la température annuelle moyenne, mais aussi de l’agressivité de l’eau et de la production de CO2. Appliquant son analyse à partir de 243 stations météorologiques représentatives, GOMBERT aboutit aux résultats suivants, soulignant eux aussi l’importance des climats intertropicaux chauds et humides.

192Finalement, il est possible d'admettre qu’il existe une zonation karstique laquelle est variable selon les critères utilisés. En première échelle apparaît incontestablement le facteur climatique. Puis viennent les considérations géologiques et structurales d’ensemble, enfin on peut distinguer des sous zones karstiques en fonction des disparités régionales ou locales.

Tableau 9 : DMP moyenne par type climatique mondial (GOMBERT. 1995).

193Par exemple, pour SWEETING (1976), le karst à tour serait associé à des calcaires dolomitiques granulaires à porosité primaire faible, mais à bonne porosité secondaire, avec des lignes structurales bien marquées. Chaque lit a sa propre porosité et sa propre texture. Les constituants non-carbonatés (en particulier le quartz) jouent un rôle sans doute important. Tout ceci montre qu’il est nécessaire d’examiner chaque paysage, chaque cas en détail (propriétés lithologiques des calcaires), en relation avec chaque type de climat. C’est à partir de considérations de ce type que ZHANG SHOUYUE et MAIRE (1991) ont pu écrire que :

194“le karst chinois peut être divisé en quatre régions, huit zones et quatorze sous-zones. Cette zonation constitue une base scientifique de travail pour l’évaluation et l’exploitation du karst dans le cadre de l’économie du pays”.

Notes

12 affection bronchique parfois suffisamment grave pour entraîner la mort et due aux spores d’un champignon (Histoplasma capsulatum)

Table des illustrations

Légende Figure 70 : Le rôle de la structure sur le paysage karstique jamaïcain (d’après Pfeffer, 1983).
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Légende Figure 71 : Une cuvette karstique tropicale caractéristique : Barbecue-Bottom, près de Clarks Town (Jamaïque).
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Légende Figure 72 : Ouvala au sud de Chanal, Nord-est du Chiapas (Mexique) (d’après Gerstenhauer).
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Légende Figure 73 : Coupe schématique au travers d’un cockpit (d’après Jennings, 1987).
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Légende Figure 74 : Cockpit Karst du Nord de Porto Rico (d’après la carte géologique, Jennings, 1987).
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Légende Figure 75 : Paysages et générations de reliefs à la Jamaïque (d'après Pfeffer, 1983).
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Légende Figure 76 : Paysages de Karst à cônes A - cônes groupés ; B - cônes isolés.
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Légende Figure 77 : Karst à cônes, dépressions associées et vallées sèches en Chine (d’après Tan Ming, in Sweeting).
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Légende Figure 78 : Types de karsts à cônes au Vietnam (d’après Pham Khang, 1991)
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Titre Photo 26 : Paysage de karst à cônes de la région de Guizhang (Guizhou, Chine du Sud), (photo : J.-N. Salomon).
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Titre Photo 27 : Paysage caractéristique de karst à cônes. Secteur de Guizhang (Chine du Sud), (photo : J.-N. Salomon).
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Légende Tableau 6 : Classification des principaux types de karst d’après les auteurs chinois.
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Légende Figure 79 : Schéma théorique de l’évolution des différents types de karsts tropicaux chinois (Salomon, 2000).
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Légende Figure 80 : Maillage de cellules variées du karst polygonal de différentes régions tropicales (d'après Ford et Williams, 1989).
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Légende Figure 81 : Coupe d’une tourelle karstique tropicale (karst) avec encoche basale et encroûtement stalagmitique de paroi (“case-hardening”). Sierra de Los Organos (Cuba).
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Légende Figure 82 : Kuppen et poljé de Lluidas Vale (d'après Landmann, 1990).
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Légende Figure 83 : Répartition des Kuppen (coupoles), (en noir), d’après les photographies aériennes et les relevés de terrain en Jamaïque (d’après K.H. Pfeffer, 1967).1 - Plaine de corrosion karstique de Pepper ;2 - Karst à cônes entre Pepper et Nain ;3 - Karst à cônes entre Spur Tree et Mandeville ;4-Changement dans la répartition des coupoles karstiques près de Nain :5 - Karst à cônes et coupoles naissantes entre les cours d’eau intermittent et les reliefs collinaires des Montagnes de Santa Cruz.6 - plaine de corrosion karstique près de LitizLes figures 1, 2, 3 et 6 permettent de dresser un profil Nord-Sud du bâti karstique typique : plaine de corrosion karstique ; karst à cônes avec de grosses coupoles ; transition vers des formes plus denses ; plaine de corrosion avec de petites tours et coupoles résiduelles.
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Titre Photo 28 : Mogotes typiques et champs de manioc (Sierra de Los Organos, Cuba), (photo : J.-N. Salomon).
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Titre Photo 29 : Mogotes (Parc des Haïtises, Saint Domingue), (photo : J.-N. Salomon).
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Légende Figure 84 : Paysages de Karst à Tours : A - Tours groupées ; B - Tours isolées
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Légende Figure 85 : La cueva de Santo Tomas dans la Sierra de Los Organos, à Cuba.L'étagement des grottes montre qu’à mesure que la Sierra se soulève, la rivière creuse une nouvelle grotte. La Cueva Alta est la plus ancienne. En période de crue les niveaux 5 et 6 fonctionnent simultanément.
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Titre Photo 30 : Tour karstique d’environ 500 m de hauteur (Rivière Lijiang, Guizhou, Chine du Sud). (photo : J.-N. Salomon).
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Titre Photo 31 : Tour karstique massive et flux de bateaux touristiques sur la rivière Lijiang (Guizhou, Chine du Sud). La rivière Lijiang, 437 km, est un affluent de la rivière Zhujiang originaire des Monts Cat Xingan (nord de Guilin). Seuls 83 km sont concernés par les parcours touristiques organisés (chutes d’eau, cascades, grottes, etc.), (photo : J.-N. Salomon).
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Titre Photo 32 : Paysage de karst à cônes se réflétant dans la Rivière Lijiang. (Guizhou, Chine du Sud). (photo : J.-N. Salomon).
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Légende Figure 86 : Mogote de la Sierra de Los Organos et grottes-tunnels, près de Kubie (Cuba), (d’après Pulina, 1999).
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Légende Figure 87 : Grotte-Tunnel et évolution d’une tour karstique dans le temps (d’après Williams, 1987).
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Titre Photo 33 : Basse terrasse de la rivière Lijiang avec paysage de karst à tours en arrière-plan, (photo : J.-N. Salomon).
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Titre Photo 34 : Tour et cône karstiques et rizières. Secteur de Yangshuo (Guizhou, Chine du Sud), (photo : J.-N. Salomon).
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Légende Figure 88 : Bloc diagramme schématique du système karstique à tours du secteur de Yagi (Guilin, Chine) (d’après Yuan-Daoxian).
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Titre Photo 35 : Grotte et rivière sortant à la base du karst. Visites touristiques très prisées. Baie d’Along (Vietnam), (photo : G. Leder).
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Titre Photo 36 : Paysage typique de la Baie d’Along. La remontée flandrienne a envahi un karst à cônes désormais en mer. Noter l’encoche marine à la base des reliefs résiduels, (photo : G. Leder).
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Légende Figure 89 : La baie d’Along (Pham Khang, 1991).
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Légende Figure 90 : Coupe géologique de la vallée de la Kinta, Preak, Malaisie occidentale. Un bon exemple de plaine de corrosion karstique (en partie d’après Ingham et Bradford, in Jennings).
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Titre Photo 37 : Encoche basale le long des parois des reliefs résiduels. Baie d’Along, (photo : G. Leder).
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Titre Photo 38 : La formation de l’encoche est ici étroitement liée aux fluctuations saisonnières du niveau du marais qui s’élève en saison des pluies. Karst d’Along, (photo : G. Leder).
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Légende Figure 91 : Les différents types d’inselbergs tropicaux et leur extension (en partie selon Mark).
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Légende Figure 92 : Zonalité régionale de la couverture détritique (du nord au sud), adapté de Stakhov (in Smirnov, 1982).
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Légende Figure 93 : Exemple de tsingy dans les Mulu Hills (Sarawak), (en partie d’après Osmaston, 1980).
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Titre Photo 39 : Tsingy de la Forêt de pierres, secteur de Shiilin, (Yunnan, Chine). Il s’agit de mégalapiés, très pointus, pouvant dépasser 30 m de hauteur, (photo : J.-N. Salomon).
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Titre Photo 40 : Détails de tsingy sommitaux (Forêt de pierres). Noter la mise en valeur du joint de stratification, (photo : J.-N. Salomon).
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Titre Photo 41 : Illustration de la genèse des tsingy. La roche calcaire est altérée tout d’abord sous gangue d’altérites, puis acquiert ses aspects pointus dès qu’elle est à l’air libre. Secteur de Shillin (Yunnan, Chine), (photo : J.-N. Salomon).
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Légende Figure 94 : Coupe d’une tourelle de la “Forêt de pierres” de Naigu (Lunan, Yunnan, Chine)
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Légende Figure 95 : Les différents stades évolutifs de la morphologie d’une “forêt de pierres”.
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Titre Photo 42 : Dents de dragon, secteur de shillin (Yunnan, Chine du Sud). Ces lapiés émoussés émergent de la gangue argileuse altéritique à la suite d’une déforestation et de l’érosion des sols, (photo : J.-N. Salomon).
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Titre Photo 43 : Doline cultivée (Yunnan, Chine). Noter l’importance des latérites argileuses rouges, (photo : J.-N. Salomon).
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Titre Photo 44 : Karst polygonal (secteur nord de St-Domingue). La densité des dolines fait que leurs contours se recoupent, (photo : J.-N. Salomon).
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Légende Tableau 7 : Comparaison des morphologies karstique des zones tropicale et tempérée (Troester, 1984).
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Légende Figure 96 : Modèle de la croissance de l’évolution des karsts polygonaux de Nouvelle-Guinée, (Williams, 1972).
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Titre Photo 45 : Poljé de Naigu (Yunnan, Chine) contrastant avec le paysage de tsingy du premier plan, (photo : J.-N. Salomon).
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Titre Photo 46 : Encoche basale à Cuba. L’encoche se forme essentiellement lors de l’envahissement de la dépression karstique par l’eau d’inondation consécutive à la saison de pluies, (photo : J.-N. Salomon).
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Légende Figure 97 : Le poljé de Vinales (Sierra de Los Organos, Cuba) : un exemple d’aplanissement latéral corrosif.
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Légende Figure 98 : Détail de l'érosion par les eaux de ruissellement d'une tour karstique (en partie selon Mac Donald, 1976).
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Titre Photo 47 : La grotte du Requin dans le parc de Los Haïtises (Saint Domingue), illustration d’un karst ancien envahi par la mer, (photo : J.-N. Salomon).
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Titre Photo 48 : Pendeloques de parois sur un mogotes de la Sierra de los Organos (Cuba), (photo : J.-N. Salomon).
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Légende Figure 99 : Coupe schématique de la genèse d’une encoche à Wat Tham Sua(Thaïlande).Le développement vertical de l’encoche tend à se raccorder au niveau de la grotte (A), puis finalement à le faire (B) ; (en partie selon Mark. 1991).
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Légende Figure 100 : Tour karstique typique avec encroûtement de parois (pendeloques) et profil schématique d’un “mur basal” (Mark, 1991).
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Légende Figure 101 : Mogote et “case hardening”, centre-nord de Porto Rico.Noter l'épaisseur et l'étendue de l'encroûtement sous la couverture de sables, ce qui montre que ces derniers ont été déposés ultérieurement (d’après Ireland. 1979).
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Titre Photo 49 : Cascade de tuf de la célèbre chute de Huangguoshu (74 m de haut pour 81 de large). De façon exceptionnelle, cette chute d’eau a tendance à progresser vers l’aval du fait de l’intense concrétionnement, alors que les chutes d’eau “normales” reculent vers l’amont. Derrière les tufs, elle abrite une grotte naturelle (Fig. 102) de 134 m de long (ouest du Guizhou, Chine du Sud), (photo : J.-N. Salomon).
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Titre Photo 50 : Terrasse soulevée de St Domingue. Cette disposition, qui voit les calcaires récifaux portés en hauteur, est très favorable à la formation d’une karstification verticale, (photo : J.-N. Salomon).
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Légende Figure 102 : La chute Orange (Huangguoshu fall) sur la rivière Daabng, Guizhou (d’après Sweeting, 1995).
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Légende Figure 103 : Profils d’encoches de corrosion liées au biokarst (Sud de la Baie des Assassins, SW de Madagascar).
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Légende Figure 104 : Encoches étagées de Makatea (Océanie).
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Légende Figure 105 : Types de cuvettes de dissolution de l’étage supralittoral dus au biokarst (Betalio, Sud-ouest de Madagascar).
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Légende Figure 106 : Le complexe des terrasses marines soulevées de Maïsi, entre les rios Jauco et Ovando (Est de Cuba) (Salomon, 1995).
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Légende Figure 107 : Croquis géomorphologique de l’Ankarana,dans le Nord de Madagascar.L’Ankaran développe plus de 150 km de réseau sur 150 km2 et surtout un extraordinaire paysage de tsingy.
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Légende Figure 108 : Grotte-tunnel dans un karst de calcaires permiens et carbonifères, Chine,(Maire et al., 2004).
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Légende Figure 109 : Grotte-tunnel et parcours souterrain de la rivière Yijiche (Zhijin-Guizhou, Chine), (Barbary et al., 1991).
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Légende Tableau 8 : Contribution (en pourcentage) des principaux agents de corrosion à la karstification selon les grandes zones climatiques.
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Légende Figure 110 : Evolution des karsts de la Chine du Sud selon divers auteurs chinois (inspiré de SONG LINHUA, 1986).
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Légende Tableau 9 : DMP moyenne par type climatique mondial (GOMBERT. 1995).
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Auteur

Professeur de Géographie Physique à l’Institut de Géographie de l’Université Michel de Montaigne-Bordeaux 3, où il a longtemps dirigé le Laboratoire de Géographie Physique Appliquée (L.G.P.A.). Il y dirige actuellement l’équipe TERRENA. Ses travaux portent en grande partie sur l’étude des karsts tropicaux, tant humides qu’arides ou sub-arides. Il est l’auteur d’un Précis de karstologie et de nombreux articles, parus notamment en France dans la revue Karstologia ou à l’étranger. Il a également une certaine approche des problèmes karstiques des pays froids ayant accompagné Marian PULINA dans plusieurs expéditions scientifiques (ex : Spitzberg, 2005).

© Presses Universitaires de Bordeaux, 2005

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