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Karsts et évolutions climatiques

 | 
Jean-Noël Salomon
, 
Richard Maire

Problématique et histoire de la karstologie

Géochimie des eaux et flux de matières dissoutes

L’approche objective du rôle du climat dans la karstogénèse

Michel Bakalowicz

Résumé

La dissolution spécifique de régions karstiques variées est étudiée afin de faire ressortir les facteurs responsables de la variabilité observée. Le climat n’apparaît pas comme le facteur essentiel, mais plutôt comme l’un d’entre eux, à côté de la géologie et de la morphologie. Ces derniers interviennent soit sur le flux d’eau transitant dans l’aquifère karstique, en l’augmentant (apports par ruissellement), soit sur la teneur en CO2, en l’augmentant (par limitation des échanges gazeux ou par apports profonds) ou en la diminuant (par accroissement des échanges gazeux).

Denudation rates of various karst areas are studied in order to show the factors responsible for the observed variability. Climate does not appear as the main one, but as one of them, with geological and morphological conditions. As a matter of fact, geology and morphology modify either the water flux through karst aquifer, by increasing it, with surface flow into sinkholes, or the groundwater CO2 content, by increasing (deep CO2, lack of air exchanges) or by decreasing it (high air exchanges through relict karst).

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Texte intégral

INTRODUCTION

1La karstification est un processus géomorphologique qui résulte d’une interaction entre l’eau qui circule et la roche carbonatée encaissante ; cette interaction est telle que l’eau aménage progressivement des vides dans la roche, en organisant leur répartition spatiale. A l’échelle d’un bassin-versant, la karstification met en place une structure souterraine de drainage, comparable dans son fonctionnement à celle d’un bassin-versant de surface. Les formes endo-et exokarstiques sont des éléments de cette organisation karstique (BAKALOWICZ et MANGIN, 1980).

2La karstification est toujours un processus très rapide à l’échelle géologique : la durée nécessaire à la mise en place d’une structure de drainage karstique est de l’ordre de 10 000 à 20 000 ans (BAKALOWICZ, 1979), soit un temps au moins 20 fois plus court que celui nécessaire à la mise en place d’une organisation de drainage de surface. Cette vitesse rapide doit être reliée à la cinétique des réactions de dissolution des roches carbonatées et à leur efficacité, fixée notamment par la teneur enCO2 des eaux souterraines, bien supérieure à celle des eaux de surface. Elle est aussi fonction des écoulements, de leur vitesse et de leur intensité.

3Bien qu’au cours de la karstification les mêmes mécanismes de la dissolution des carbonates interviennent partout dans le monde, la variabilité des formes karstiques et de leur agencement est remarquable, au point que les karstologues ont cherché à les classer et à déterminer les causes de leur variabilité. Parmi les causes possibles, le climat s’est imposé comme l’un des principaux responsables de la variété des formes karstiques, à la suite des travaux de H. LEHMANN (1936). Il faut remarquer cependant que les pionniers de la karstologie (CVIJIC, 1918 ; DAVIS, 1930) ne l’avaient pas mentionné dans leurs théories. Pour les auteurs anglo-saxons (SWEETING, 1964 ; JENNINGS, 1985 ; WHITE, 1988 ; DREYBRODT, 1988 ; FORD & WILLIAMS, 1989), le climat ne permet pas d’expliquer les principales différences observées de par le monde ; seuls, l’aridité et le froid extrême introduisent un certain contrôle lors de la morphogenèse.

4FORD et WILLIAMS (1989) font remarquer, à juste titre, que les karstologues français tiennent une place particulière. En effet, ils font jouer au climat le rôle essentiel, sinon unique, de variable de contrôle de la karstification (CORBEL, 1957 ; J. NICOD, 1972, 1984). Il convient de noter qu’à l’origine, il s’agissait beaucoup plus d’une hypothèse, découlant des données de la géomorphologie générale, non karstique, que d’une théorie s’appuyant sur des faits. Plusieurs approches ont alors été entreprises dans le but de mettre en évidence le rôle primordial du climat.

5Une approche géomorphologique pure, s’appuyant sur une démarche extensive, a eu pour but de dresser un inventaire des formes, ainsi que leur répartition à l’échelle globale. C’est ainsi qu’est apparue, entre autres, la notion de “karst tropical”, défini par un ensemble de formes particulières (mogotes, tours, cockpits), situées pour l’essentiel dans la zone intertropicale.

6Une approche analytique, plus fondamentale, a consisté à analyser les processus de dissolution des carbonates et à en déduire la variable qui contrôle la quantité de roche carbonatée dissoute et exportée hors des karsts. Dans ce cas, le flux de matière est en général rapproché des formes observées, de façon à révéler le rôle du climat. Ce fut l’approche proposée par CORBEL (1959, 1964) et reprise ensuite par la plupart des karstologues. J. CORBEL s’est appuyé sur la constatation que la température est la variable qui contrôle la mise en solution du CO2 : plus elle est basse, plus la teneur en CO2 dissous est forte, donc plus l’eau peut dissoudre de calcaire.

7Par conséquent, à hauteur de précipitations égale, les régions nordiques et la haute montagne seraient celles où la karstification serait la plus active. J. CORBEL a cherché à étayer son hypothèse sur des données de terrain nombreuses, à partir desquelles il a proposé une théorie climatique de la karstogenèse. Cette théorie s’opposait alors à celle de la géomorphologie générale, selon laquelle le climat tropical favorise la morphogenèse par une altération des roches très rapide. Selon J. CORBEL, cette contradiction serait due au fait que l’altération de toutes les roches, autres que les carbonates, est liée à des réactions chimiques entre l’eau et la roche, comme l’hydrolyse par exemple ; ces réactions sont toutes favorisées par l’augmentation de la température. En revanche, dans le karst, du fait que la mise en solution est régie par un gaz, le CO2, l’effet de la température serait opposé, puisque la solubilité des gaz décroît avec la température.

8La littérature a alors fourni des données cherchant à contredire J. CORBEL et suggérant une dissolution plus active des carbonates en régions tropicales et par conséquent une karstogenèse plus rapide. Les principaux arguments retenus sont les pressions partielles en CO2 (pCO2) des sols, qui seraient bien plus fortes, et l’abondance de la matière organique et des acides associés. Dans ces conditions, la variété des formes karstiques refléterait la variété des états d’évolution des karsts : chaque type témoignerait d’une étape selon le schéma des cycles d’évolution, classique en géomorphologie. Afin de bien asseoir cette théorie, les karstologues ont cherché à établir, à l’instigation de J. CORBEL, le flux de roche carbonatée dissoute, exportée par les karsts sous diverses conditions morpho-climatiques.

9Nous nous proposons de présenter ici tout d’abord une approche théorique de la dissolution et du transport de carbonate dissous, c’est-à-dire le flux de matière, puis l’approche expérimentale tirée des données de terrain. Nous tenterons alors de mettre en évidence les facteurs qui commandent la karstification et la vitesse de karstogenèse.

I. RAPPELS SUCCINCTS DE LA CHIMIE DES CARBONATES

10La dissolution des carbonates est le résultat de processus chimiques intervenant dans l’eau et qui mettent en jeu trois phases : liquide (la solution), gazeuse (l’anhydride carbonique) et solide (le carbonate). Les réactions mises en jeu ne sont pas complètes ; ce sont des équilibres, c’est-à-dire que les composés des deux termes existent simultanément, mais dans des proportions qui dépendent des variables d’entrée. La variable d’entrée du système calco-carbonique est la pression partielle en CO2, ou pCO2, de l’atmosphère qui a fourni le CO2 : à l’équilibre, les teneurs de tous les ions intervenant dans l’ensemble des réactions (tableau 1) sont fixées par la pCO2 et par la température de la solution, dont dépendent les valeurs des constantes d’équilibre (cf. BAKALOWICZ, 1980, pour une synthèse de l’ensemble des travaux sur la question).

11Les écoulements d’eau souterraine peuvent être assez rapides pour que les équilibres ne soient pas réalisés totalement. En effet, compte tenu de la cinétique à l’interface solution-solide (plusieurs jours à quelques semaines selon la pCO2 et l’agitation de la solution), la solution n’a pas toujours le temps de se mettre à l’équilibre, soit avec la phase solide, en dissolvant la roche, soit avec la phase gazeuse, en dissolvant leCO2 ou en le perdant. Sa teneur en HCO3- ou en Ca2+ dépend alors de sapCO2 et de son écart par rapport à l’équilibre ; cet écart est mesuré par l’indice de saturation par rapport à la calcite (ISC), qui n’est autre que l’écart dpH entre le pH mesuré et le pH d’équilibre, lorsque le pH est totalement déterminé par ces équilibres. Lorsque l’eau n’a pas encore atteint la quantité maximale possible de carbonate dissous, compte tenu de sapCO2, elle est dite sous-saturée(ISc<0). Enfin, lorsqu’elle a été soumise à un abaissement depCO2 et que celui-ci n’a pas été compensé par la précipitation d’une partie du carbonate dissous, elle est dite sursaturée(ISc>0).

12Par conséquent, la teneur d’une eau en carbonate dissous est déterminée par :

  1. lapCO2 régnant à l’intérieur de l’aquifère, dépendant à la fois de la production deCO2 par les sols et la végétation et du degré d’aération des sols et de l’ensemble de l’aquifère ;

  2. les conditions d’écoulement dans l’aquifère (vitesse, agitation) ;

  3. la température, intervenant dans des sens opposés selon les équilibres.

II. LE FLUX DE MATIERE DANS LE KARST

A. Définition

13L’érosion karstique (karst denudation) d’un bassin-versant karstique est exprimée par le flux de carbonate dissous exporté hors du bassin. Le flux massique instantané est donné par :

14Fi = Qi * Ci,

15avec Fi, flux instantané ; Qi, débit instantané ; Ci, teneur instantanée en carbonate dissous. La dissolution spécifique instantanée est le flux volumique rapporté à une surface unitaire, soit :

16Fi = l/(A*d) Qi * Ci,

17avec A, superficie du bassin-versant en km2 ; d, densité de la roche.

18S’il s’agit d’un karst binaire, ou allogénique, c’est-à-dire dont une fraction N est constituée de terrains carbonatés, CORBEL (1959) a montré qu’il faut rapporter la dissolution spécifique instantanée à la partie carbonatée du bassin-versant, seule susceptible d’être karstifiée ; cela revient à écrire :

19Fi = l/(N*A*d) Qi * Ci.

20Cette “correction” rend compte du fait que toute l’eau reçue par le bassin-versant, sur ses parties karstifiables comme sur ses parties non karstifiables, traverse la partie carbonatée et, par conséquent, contribue à son évolution.

21La dissolution spécifique doit être rapportée au cycle hydrologique annuel, c’est-à-dire :

22F = ʃ F(t) dt = l/(N*A*d*tR) ʃ Q(t) C(t) dt,

23avectR, nombre d’années de la chronique étudiée. L’intégration est alors approchée sur une durée d’au moins un cycle hydrologique par une sommation heure par heure, sinon jour par jour, avec nj, le nombre de jours de la chronique :

24

25- Calcul de la teneur moyenne en carbonate dissous : La concentration C en carbonate dissous est obtenue à partir de la teneur en bicarbonate. D’après les réactions de mise en solution des carbonates, il apparaît que la dissolution d’une mole deCaCO3, soit 100 g, donne 2 moles deHCO3-, soit 122 g. En effet, la mise en solution d’un ion CO32-, qui se transforme enHCO3 aux pH habituels des eaux souterraines, est accompagnée de la mise en solution d’une mole deCO2, ionisée enHCO3-. Pour une teneur enHCO3- donnée par le TAC, en °F (1 moleHCO3-= 61 g ; 1 mole = 5°F), on obtient :

26C = TAC * (100/122) * (61/5) = 10 * TAC

Tableau 1 : Les équilibres chimiques du système calco-carbonique.

Tableau 1 : Les équilibres chimiques du système calco-carbonique.

27- Approche de la dissolution spécifique : Au cours d’un cycle annuel, avec une densité moyenne d de 2.5, la dissolution spécifique peut alors être approchée à partir de valeurs moyennes journalières (BAKALOWICZ, 1979) :

28Les données recueillies en continu sur le karst expérimental du Baget ont permis de montrer que F peut être approché de façon très acceptable, à mieux que 2 %, en écrivant :

29F = 4/(N*A)Qm *TACm * 365,

30Qm est le volume d’eau écoulé en moyenne par jour, etTACm la moyenne arithmétique journalière. Or, le débit spécifique, en 1/s/km2, n’est autre que :

31q =Qm * 365/(3.15 107 * A).

32Dans ces conditions, la dissolution spécifique peut être approchée très convenablement par :

33F = 4/N q *TACm * 3.15 107 = 12.6 107 1/N qTACm.

34Si TAC est pris en °F et q en 1/s/km2, F en m3/km2/an,

35F = 0.126/NqTACm. (1)

36En général, le débit spécifique q est bien connu ; sinon, il peut être obtenu avec une approximation suffisante à partir de données climatiques, la hauteur annuelle de précipitations et l’ETR annuelle, évaluée à partir de la formule de Turc, qui est l’approche la mieux adaptée au bassin-versant et à l’échelle annuelle :

37q = 0.0317 (P-ETR),

38où 0.0317 est un coefficient permettant de transformer les hauteurs d’eau de mm/an en 1/s/km2 ; avec ETR = P/√(0.9 +P2/L2), où L = 300 + 25t + 0.05t3, avec t, température moyenne annuelle en °C.

39- L’évaluation de la teneur en carbonate dissous : En revanche, la valeur moyenne du TAC ne peut pas être approchée de façon aisée. En effet, il faut nécessairement disposer de mesures nombreuses, réparties sur l’ensemble du cycle hydrologique ; les données fournies par les karsts pyrénéens montrent qu’un échantillon hebdomadaire est un nombre acceptable (BAKALOWICZ, 1979). Mais, la variabilité du chimisme des sources d’aquifères carbonatés est d’autant plus grande que le drainage karstique de l’aquifère est mieux développé ; un échantillon hebdomadaire peut alors fournir une estimation médiocre.

40Il est clair que toute évaluation de l’érosion spécifique basée sur un nombre réduit et/ou sur une mauvaise répartition saisonnière de déterminations du TAC peut être entachée d’erreur grave.

41Une autre source d’erreur consiste à prendre en compte non pas l’alcalinité, mais la dureté totale, c’est-à-dire la teneur en calcium et en magnésium. En effet, la dureté totale correspond aux cations liés à la fois à l’alcalinité et aux sulfates. En l’absence d’évaporites dans les formations géologiques du bassin-versant, il existe malgré tout, en général, une teneur minimale en sulfates de l’ordre de 10 mg/1, provenant des précipitations ; cette teneur correspond à 0.21 mmole/1. La concentration enHCO3- est alors surestimée d’au moins 1.05 °F. Par conséquent, la dissolution spécifique est aussi surestimée d’au moins :

42F = 0.126/N q* 1.05.

43La prise en compte de la dureté conduit ainsi à surestimer considérablement la dissolution spécifique. Une autre source de surestimation porte sur l’attribution en totalité de la teneur en carbonate dissous à la dissolution de la partie carbonatée du bassin-versant. Cette surestimation concerne les karsts binaires où des marnes permettent à des écoulements superficiels de s’organiser avant de pénétrer dans l’aquifère karstique. Dans de tels cas, il faudrait estimer de la même facon la dissolution spécifique en carbonates de la partie non karstique, puis la déduire de l’estimation globale. Mais cette démarche impose l’obtention d’un nombre encore plus important de données, ce qui est très rarement envisageable.

44- Les variables de contrôle de la dissolution : L’expression (1) montre que la dissolution spécifique en régions carbonatées dépend de trois variables indépendantes :

  1. la fraction N de terrains karstifiables du système karstique,

  2. le débit spécifique q (ou la lame d’eau écoulée, P - ETR),

  3. la teneur moyenne des eaux en carbonates dissous TAC. Nous avons vu par ailleurs que la teneur enHCO3- est elle-même fixée par lapCO2, les caractéristiques de l’aquifère et la température. Le rôle du climat apparaît au travers de la température et, en partie seulement, de lapCO2 et du flux d’eau qui traverse l’aquifère. Ce flux d’eau est fonction à la fois du climat et de la proportion N des terrains carbonatés du bassin-versant.

B. Approche théorique

45WHITE (1984) a montré que la dissolution spécifique maximale d’un karst unaire (N = 1) est la dissolution spécifique lorsque les équilibres calco-carboniques sont atteints. Elle est donnée par :

46Dmax = 100/(d 3√4) [(Ks K1 K0/K2]1/3pCO21/3 (P-ETR), (2)

47expression dont toutes les variables ont été définies précédemment. La dissolution spécifique est par conséquent fonction de l’écoulement (P - ETR), de lapCO2 moyenne à l’intérieur de l’aquifère, des constantes des équilibres calco-carboniques, fonction uniquement de la température, de la densité de la roche d, et de constantes dépendant des unités choisies.

48Ainsi, cette formulation théorique (2) doit être rapprochée de l’expression (1), qui découle du bilan de matière. Elle montre que l’érosion spécifique en régions karstiques combine les trois variables : la pluie P, la température t et la teneur enCO2,pCO2. Mais, chacune de ces variables intervient avec un poids très différent.

49La lame précipitée P varie grossièrement de 200 à 8000 mm/an. En revanche, l’ETR est soumise à une variabilité beaucoup plus faible, entre 200 et 1000 mm/an. Les données disponibles montrent une variabilité de la lame écoulée de 30 à 6000 mm/an, soit 1 à 200 1/s/km2, soit un facteur 200.

50LapCO2 subit aussi de fortes variations, depuis environ 2.10-4 sous-sol nu, en montagne, jusqu’à 5.10-2, sous-sol riche en matières organiques, soit un facteur 250. Mais, comme cette variable est affectée d’une puissance 1/3, elle n'intervient alors que par un facteur de variation 6.2.

51Enfin, la température t, qui intervient déjà dans la lame écoulée, par l’ETR, mais très modestement, a un effet combiné sur les 4 constantes d’équilibre. Pour une variation de 5 à 25°C, et pour une même valeur de P et depCO2, la valeur deDmax ne varie que d’un facteur 0.3 environ.

52Il est par conséquent évident que la lame écoulée annuellement, ou la lame précipitée, est la variable qui contrôle pour l’essentiel le processus de karstification.

C. Approche expérimentale

53Il n’est pas possible a priori de déterminer si les variables de contrôle du flux de matière dissoute issu du karst, et en particulier le flux d’eau, dépendent uniquement ou principalement du climat. L’approche théorique incite à considérer les précipitations comme le facteur essentiel. Mais nous avons vu que le flux d’eau dépend aussi de la proportion de terrains carbonatés dans le bassin-versant. Aussi, une approche expérimentale est-elle nécessaire pour obtenir des données nombreuses sur la dissolution spécifique en fonction du climat et en fonction de conditions géologiques et morphologiques variées.

54La dissolution spécifique en région karstique peut être abordée expérimentalement de deux façons :

  1. en mesurant sur des témoins la quantité de matière dissoute pendant un temps donné ;

  2. par l’estimation de la quantité, ou flux, de matières dissoutes évacuées par un aquifère karstique.

55La première méthode (GAMS, 1981) s’appuie sur des témoins, introduits (plaquettes) ou non en différents points d’un karst. La mesure de la quantité de matière dissoute est faite par pesée (plaquettes) ou par mesure micrométrique sur les surfaces de roches prises comme témoin. Les données de la littérature (GAMS, 1981 ; DAY, 1984 ; TRUDGILL & al., 1981) montrent qu’il existe un effet d’échelle considérable, puisque les valeurs obtenues sont toujours nettement plus faibles que celles provenant du flux de matière d’un système karstique. Cette méthode introduit en outre une variabilité spatiale remarquable, qu’il n’est pas toujours possible de relier à des facteurs morphoclimatiques ou géologiques.

56La seconde méthode est certainement la démarche la plus correcte. En effet, c’est une approche globale, qui tient compte du fonctionnement de chaque système karstique, et non pas seulement de certaines de ses parties. Les données existantes montrent qu’elles sont toujours régionalisables, au point que certains auteurs (PULINA, 1974) ont été conduits à proposer une formule d’estimation de la dissolution spécifique, connaissant les précipitations. Cependant, cette méthode exige des données nombreuses et de qualité, comme nous l’avons montré plus haut.

57Nous avons rassemblé les valeurs connues (tableau 2), pour lesquelles nous disposions aussi des hauteurs de précipitation ou de lame d’eau écoulée.

58Il existe une corrélation très significative (r = 0.941, n = 51) entre le débit spécifique et l’érosion spécifique. La régression linéaire a la forme :

59F = 1.722 q + 8.738,

60F est exprimé en m3/km2/an, q en 1/s/km2

III. DISCUSSION

61Les variations observées de la dissolution spécifique (fig. 1) des régions karstiques doivent donc être attribuées pour l’essentiel à la quantité d’eau qui transite dans les aquifères karstiques ; cette quantité d’eau est en général directement liée à la pluie. SMITH et ATKINSON (1976) avaient déjà mis en évidence cette relation ; ils avaient remarqué que la dureté des eaux, donc leur teneur en carbonates dissous, varie très peu en fonction du climat, mais qu’en revanche la lame d’eau écoulée est soumise à une haute variabilité.

62Les données recueillies sur le karst expérimental du Baget (BAKALOWICZ, 1979) au cours de cinq cycles hydrologiques successifs montrent clairement cette relation (tableau 3). La variabilité interannuelle observée est de l’ordre de ± 25 % ; elle est en partie due à la variabilité des précipitations. Mais, un autre facteur parait intervenir, puisque le cycle le plus arrosé (1975) n’est pas celui qui présente la plus forte érosion (1977) ; il semble que la répartition des crues au cours du cycle influe sur le flux de matière dissoutes : des crues d’été ou de début de cycle représentent un flux plus important, à débit égal, que des crues de printemps qui fournissent des eaux moins minéralisées parce que l’aquifère a perdu au cours des crues successives une partie importante duCO2 (BAKALOWICZ, 1979).

63La dispersion autour de la droite de régression est due en grande partie à la variabilité de lapCO2. En effet, les points situés sous la droite correspondent à des karsts nus, sans couverture végétal, donc à très faible teneur enCO2. Il s’agit d’un effet climatique indirect, car l’aridité et le froid extrême s’opposent au développement de sols et de végétation et, donc, à la production deCO2. Quant aux points situés au-dessus de la droite de régression, ils correspondent au contraire à des karsts où la dissolution spécifique est élevée, généralement du fait de fortes teneurs en carbonates dissous. Trois exemples régionaux aideront à comprendre certaines des causes de cette dispersion, qui ne sont pas liées au climat.

A. Les karsts des Pyrénées ariégeoises

64Les données sont des valeurs moyennes sur la période 1973-1980. Elles concernent des systèmes karstiques de référence (le Baget, Aliou et Fontestorbes) et deux aquifères épikarstiques (la Bièle et le Gers), étudiés par le Laboratoire Souterrain du CNRS, tant sur le plan hydrogéologique (MANGIN, 1975 ; BAKALOWICZ, 1979) que sur le plan hydrobiologique (ROUCH, 1975 ; LESCHER MOUTOUE, 1975).

  • 1 Les valeurs publiées précédemment (BAKALOWICZ, 1979) ne tenaient pas compte de la proportion de ter (...)

65La variabilité observée (± 20 %) est en partie liée à lapCO2 (tableau 4). Mais, le Baget se distingue nettement des autres systèmes karstiques par une dissolution spécifique élevée1.

66Cette valeur forte (110m3/km2/an) est de toute évidence due à l’importance des terrains non karstifiables, qui couvrent le tiers de la surface du bassin-versant. Cette proportion est nettement plus élevée que pour les systèmes karstiques de Fontestorbes et d’Aliou, dont la dissolution spécifique est plus faible. Ainsi, dans le cas des aquifères binaires, où il existe à l’entrée des calcaires un écoulement de surface sur des terrains imperméables, le flux d’eau traversant le karst est d’autant plus grand que la proportion de terrains non carbonatés est grande ; c’est là qu’intervient la fraction N de terrains karstifiables dans le système considéré. Plus la valeur de N est faible, plus la dissolution spécifique doit être élevée. Cette valeur dépend uniquement des conditions locales géologiques et morphologiques.

Tableau 2 : Dissolution spécifique en régions karstiques dans le monde (références : T. & T. = Tissot et Tresse ; M. & J. = Marjolet et Salado)

Tableau 2 : Dissolution spécifique en régions karstiques dans le monde (références : T. & T. = Tissot et Tresse ; M. & J. = Marjolet et Salado)

67Il s’agit d’un facteur très difficile à évaluer correctement ; cela suppose une bonne connaissance hydrogéologique du système, décrivant avec précision ses limites en s’appuyant sur la géologie, des traçages et le bilan hydrique. Or, dans le tableau 2, il ne semble pas que ce facteur ait été pris en compte dans la plupart des données recueillies, soit parce qu’aucune information n’est disponible, soit parce que le débit spécifique régional a été déduit de la lame écoulée. Les valeurs analysées dans ce tableau représentent donc plutôt le cas des aquifères unaires, sans ruissellement de surface sur un imperméable à l’entrée des calcaires. Or, les grands réseaux souterrains connus à travers le monde sont tous liés, hormis les karsts hydrothermaux (BAKALOWICZ et al., 1990) à l’existence d’écoulements de surface sur des terrains imperméables. Ces derniers assurent un développement très rapide du drainage souterrain, indépendamment de toute influence climatique. Il est clair que ce facteur accroît fortement l’efficacité de la karstification indépendamment du climat.

Tableau 3 : Dissolution spécifique sur le système karstique du Baget (Pyrénées ariégeoises) au cours de 5 cycles.

cycle

V roche
m
3

F
m
3 /km2/an

q
l/s/km
2

1973

636

68.6

28.80

1974

1096

118.6

46.68

1975

1172

125.7

48.53

1976

743

80.0

30.56

1977

1179

127.1

44.76

Tableau 4 : Dissolution spécifique dans les Pyrénées ariégeoises (K, degré de karstification fonctionnelle ; - : faible ; + : fort. N : proportion de terrains karstifiables dans le bassin-versant).

Tableau 4 : Dissolution spécifique dans les Pyrénées ariégeoises (K, degré de karstification fonctionnelle ; - : faible ; + : fort. N : proportion de terrains karstifiables dans le bassin-versant).

Figure 1 : Relation entre la dissolution spécifique et le débit spécifique.

Figure 1 : Relation entre la dissolution spécifique et le débit spécifique.

68Par ailleurs, les aquifères épikarstiques, non concernés par la présence d’un imperméable, présentent aussi une forte dissolution spécifique, associée à despCO2 élevée. Au contraire des aquifères karstiques, ils ne possèdent pas une zone d’infiltration très développée. Nous savons que les aquifères épikarstiques jouent un rôle essentiel dans la genèse des karsts coniques (MANGIN et BAKALOWICZ, 1990). Or, c’est dans la zone d’infiltration qu’existent des cavités permettant avec l’extérieur des échanges d’air, d’autant plus aisés que le relief est marqué. Dans les régions montagneuses, les mouvements de surrection ont joué un rôle considérable en favorisant le développement de réseaux de drainage successifs, incorporés dans la zone d’infiltration ; ce sont ces réseaux, hydrologiquement non fonctionnels, qui drainent vers l’extérieur une partie duCO2 provenant des sols et de la zone épikarstique.

B. Le Causse de Martel

69Ce causse est situé au nord du Quercy, entre Souillac et Brive. L’étude hydrogéologique a été menée par FABRE (1983), MUET (1985) et MARCHET (1991), à qui sont empruntées ces données (tableau 5). Ces auteurs ont montré que les conditions climatiques étaient homogènes et que les périodes étudiées étaient soit communes, soit comparables de ce point de vue ; le débit spécifique est donc identique pour tous les aquifères karstiques étudiés. Cependant, la dissolution spécifique est soumise à une forte variabilité : 44 ± 4m3/km2/an, soit ± 10 %. Elle ne peut donc pas être attribuée au climat.

70Ces aquifères se distinguent entre eux par leur degré de karstification fonctionnelle et par l’existence d'un recouvrement de sidérolitique plus ou moins important selon les cas. Ces deux caractéristiques contribuent certainement à modifier lespCO2 à l’intérieur des zones d’infiltration respectives. Ainsi, le degré de karstification fonctionnelle fixe en partie les proportions relatives d’infiltration lente et d’infiltration rapide. Or, cette dernière tend à fournir des eaux d’autant plus sous-saturées, donc moins chargées de carbonates dissous, que l’eau circule vite.

71Mais le facteur le plus important en Quercy est probablement l’existence d’une couverture sédimentaire peu perméable, constituée par le sidérolitique. En effet, cette couverture limite l’évasion deCO2 vers l’atmosphère, aussi bien à partir des sols qu’au niveau de la zone d’infiltration, en partie colmatée. Ceci a pour effet de maintenir dans l’aquifère despCO2 plus fortes qu’en l’absence de recouvrement.

72Ce phénomène est très important dans les régions où les couvertures d’altération sont bien développées. Ce cas est fréquent dans les régions subtropicales et tropicales où ces recouvrements sont bien connus. MILLER (1981) a montré à Belize que la forte variabilité spatiale despCO2 des sols était due à la variabilité de l’épaisseur de la couverture. Par conséquent, cet exemple met en relief un facteur responsable de la variabilité de la dissolution spécifique, liée à celle de lapCO2, qui est indépendant du climat. Il s’agit ici d’un facteur géologique et géomorphologique.

C. Les Corbières et le Languedoc

73Les données présentées au tableau 6 sont extraites des travaux de MARJOLET et SALADO (1976) sur la source du Lez à Montpellier et de BOUCHAALA (1991) sur le massif de Mouthoumet (Corbières occidentales).

74A nouveau, la variabilité régionale est élevée (± 30 %). Mais, ici un nouveau facteur influe sur lapCO2, qui varie fortement entre 0.5 et 7.3 %. Il existe en effet dans cette région des apports deCO2 d’origine profonde, plus ou moins importants selon les sites (BAKALOWICZ, 1990). Ces apports, bien marqués à la source du Lez et à celle de Termes, ne sont que partiellement utilisés pour un accroissement de la charge en carbonates dissous : ces eaux sont nettement sous-saturées, du fait probablement de la remontée rapide de ceCO2 au voisinage de la source. Ces apports deCO2 profond doivent être mis en relation avec une activité tectonique récente. Leur rôle est méconnu et de ce fait sous-estimé. Nous pensons que ceCO2 profond est intervenu activement dans de nombreuses régions en initiant le développement de l’endokarst. Ce facteur est donc d’ordre purement géodynamique.

CONCLUSION

75La dissolution spécifique est définie par le flux de carbonate dissous issu des systèmes karstiques ; elle est fixée par le flux d’eau et deCO2 traversant les aquifères. La dissolution spécifique est par conséquent l’expression du potentiel de karstification, défini par MANGIN (1978). L’analyse des données montre que ce flux est soumis à une forte variabilité à l’échelle globale, couvrant approximativement la gamme 20-200m3/km2/an, soit un facteur 10. Cette variabilité est déterminée par des facteurs d’origines très différentes :

  • le climat, qui fixe en partie la lame d’eau écoulée et la présence ou l’absence de production deCO2 ;

  • la géologie et la morphologie, qui contribuent à accroître considérablement la quantité d’eau transitant dans le karst en organisant des écoulements de surface sur des terrains imperméables, à l’entrée de nombreux aquifères karstiques ;

  • l’évolution récente régionale, qui crée des éléments susceptibles de modifier profondément lapCO2, comme la néotectonique ou une couverture sédimentaire qui l’augmentent, ou comme des phases successives de karstification qui l’abaissent.

76Bien que les exemples présentés ne couvrent pas l’ensemble des climats du globe, et en particulier le climat tropical, nous pouvons généraliser les facteurs mis en évidence et qui déterminent en grande partie la dissolution spécifique dans le karst. En effet, la plupart de ces facteurs dépendent des conditions géologiques ou morphologiques, indépendantes de la situation sur le globe. Ces facteurs contribuent très fortement à la variabilité régionale et globale de la dissolution spécifique.

77En conséquence, mis à part les climats extrêmes, aride ou très froid, où le karst ne peut guère se développer, le climat ne joue un rôle ni unique, ni fondamental dans la karstogenèse. Dans ces conditions, il est vain de chercher à attribuer au climat un rôle primordial non seulement dans les vitesses d’évolution du karst, mais surtout dans les types morphologiques et dans leur agencement.

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Notes de fin

1 Les valeurs publiées précédemment (BAKALOWICZ, 1979) ne tenaient pas compte de la proportion de terrains karstifiables (66 %). Le flux de matière était donc rapporté à la totalité du bassin-versant, soit 13,25 km2. Elles étaient donc plus faibles, 72,8 m3/km2/an en moyenne.

Table des illustrations

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Titre Tableau 1 : Les équilibres chimiques du système calco-carbonique.
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Titre Tableau 2 : Dissolution spécifique en régions karstiques dans le monde (références : T. & T. = Tissot et Tresse ; M. & J. = Marjolet et Salado)
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Titre Tableau 4 : Dissolution spécifique dans les Pyrénées ariégeoises (K, degré de karstification fonctionnelle ; - : faible ; + : fort. N : proportion de terrains karstifiables dans le bassin-versant).
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Titre Figure 1 : Relation entre la dissolution spécifique et le débit spécifique.
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Auteur

Laboratoire Souterrain du CNRS, Moulis 09200 Saint-Girons (Fr.)

© Presses Universitaires de Bordeaux, 1992

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