Karsts et évolutions climatiques
| ,Karsts alpins et subpolaires
Glacio-karsts gypseux de la zone polaire et périglaciaire
Exemple du Spitzberg et de Sibérie orientale
Texte intégral
INTRODUCTION
1Le sol qui reste gelé pendant de longues années, et qui affecte de grandes superficies du globe terrestre dans la zone de climats polaires et modérément froids (périglaciaires), constitue un obstacle fondamental quant au développement des phénomènes karstiques. Malgré cela, sous le pergélisol, on constate la présence de zones karstiques aquifères où les eaux circulent. Le mouvement de l’eau dans les conduits karstiques peut être intense là où apparaissent des “fenêtres chaudes”, ou bien encore là où le pergélisol se présente sous forme de lentilles.
2Dans les régions subpolaires de telles “fenêtres chaudes” se forment sous les glaciers de forte épaisseur, sur les littoraux, notamment ceux qui sont sous l’influence de courants marins chauds (ex : le Gulf Stream parvenant aux côtes occidentales du Spitzberg) ou au voisinage direct de zones volcaniques (ex : en Islande ou au Kamtchatka). Dans les régions périglaciaires importantes, sous le pergélisol, les conditions favorables à la circulation karstique apparaissent :
- sous l’influence de zones thermiques locales (ex : lac Baïkal) ;
- sous les vallées des grands fleuves ;
- dans le voisinage des zones volcaniques ou tectoniquement actives.
I. CARACTERES GENERAUX DES KARSTS ETUDIES
3Dans cet article sont présentés les phénomènes du karst gypseux du Spitzberg et du Plateau d’Irkoutsk en Sibérie orientale. Au Spitzberg, on a observé la présence de phénomènes glacio-karstiques, typiques de la zone subpolaire, dans les séries gypso-calcaires du Cambrien et du Permien. Ces phénomènes se développent sous l’influence directe des eaux glaciaires pénétrant dans les conduits karstiques à travers les “fenêtres chaudes” situées sous les glaciers du Spitzberg. Par ailleurs, en Sibérie orientale le karst est largement développé dans les séries gypso-calcaires du Cambrien disposées horizontalement, entrecoupées par des “zones chaudes” liées aux grands fleuves et à l’influence “maritime” du lac Baikal. A l’intérieur du bassin-versant de l’Angara, les phénomènes karstiques gypsocalcaires ont été réactivés à la suite de la constitution du lac artificiel consécutif à l’édification de la centrale hydroélectrique de Bratsk.
4- Karst sous glaciers subpolaires : Les zones karstiques recouvertes de glaciers subpolaires sont privilégiées pour la circulation souterraine des eaux. Il existe dans les glaciers un réseau de chenaux de type karstique par lesquels les eaux circulent aussi bien au niveau intra-que sous-glaciaire (cryokarst glaciaire). L’absence de pergélisol sous le glacier permet directement l’infiltration des eaux glaciaires dans les fissures des roches karstiques. L’écoulement de ces eaux, tant sous la forme de sources froides que thermales (degré géothermique) ou même thermominérales, a lieu dans les “zones chaudes” situées le plus souvent sur les côtes ou au sein des grandes lignes tectoniques. Les régions du SW du Spitzberg constituent un bon exemple de la présence de zones karstiques aquifères et de la circulation active des eaux sous la couverture de pergélisol (partie II).
5Dans les zones périglaciaires, correspondant à de grandes surfaces à climat tempéré froid, la circulation intense des eaux souterraines affecte avant tout les secteurs qui sont occupés par les grandes vallées fluviales sous lesquelles le pergélisol disparaît. A titre d’exemple on peut citer, en Sibérie orientale, la partie supérieure des bassins-versants de l’Angara et de la Lena (cf. partie III).
6- Karst du gypse des régions subpolaires :
A côté des phénomènes karstiques qui se développent largement sous la couverture de pergélisol, se produisent également des processus de corrosion des gypses au sein même du sol gelé. Ces processus sont plus intenses dans l’horizon superficiel du pergélisol (“zone active”), c’est-à-dire dans la couche de surface, peu épaisse, qui fond au cours de l’été. Les processus de corrosion des gypses peuvent également s’effectuer sous une fine couverture de végétation ou sous des dépôts meubles. Le résultat est la constitution d’une surface morphologique, notamment sous un manteau de roches meubles (apparition de dolines). On constate aussi des effets de la corrosion des gypses au sein du pergélisol stable. Ils se manifestent le long des fissures actives (ex : à l’intérieur des éboulements vifs, sur les hautes banquettes fluviales). Ils peuvent engendrer de petites grottes tectoniques. Une autre manifestation des processus karstiques dans le pergélisol est la formation de chenaux de corrosion et de petites chambres sous l’influence de la circulation d’eaux fortement minéralisées dont la température au point de congélation est considérablement abaissée. Elle rend possible la circulation de l’eau dans la masse rocheuse congelée. De tels processus sont fréquents là où on a affaire à des roches gypseuses et à des dépôts de sel gemme accompagnant les gypses de type évaporatoire.
7Dans les zones subpolaires et périglaciaires de l’hémisphère nord les affleurements de roches gypseuses occupent des régions considérables atteignant des centaines de milliers de km2. Les roches gypseuses apparaissent aussi dans les formations orogènes plissées, le plus souvent sous forme d’étroites et longues bandes, et à l’intérieur des plateaux où se forment des complexes de roches évaporitiques disposées horizontalement.
8Les phénomènes karstiques dans les roches situées à l’intérieur du pergélisol ont été observées entre autres, dans les îles arctiques, y compris au Spitzberg (PULINA & POSTNOV, 1989), au nord du Canada (FORD & WILLIAMS, 1989) et en Sibérie orientale (PULINA, 1969 ; VOLOGOTSKIJ, 1975). Les manifestations karstiques y sont visibles sous forme de zones aquifères, de lignes d'écoulement d’eaux souterraines, de très nombreuses sources karstiques et d’un relief original. Parmi les formes superficielles, nombreuses sont les dolines, souvent sous forme de profonds entonnoirs, les “suchodoty syberyjskie”, c’est-à-dire des dépressions karstiques allongées et sèches, et de nombreux creux souvent remplis d’eau. Les formes karstiques de surface et les phénomènes thermokarstiques s’associent notamment lorsque les roches gypseuses sont recouvertes de dépôts meubles : loess et dépôts alluviaux essentiellement. Les grottes sont alors moins nombreuses et leurs orifices sont souvent remplis par des bouchons de glace.
II. LE GLACIO-KARST GYPSEUX DU SPITZBERG (TERRE DE NORDENSKIOLD)
9Au Spitzberg, les phénomènes glacio-karstiques apparaissent dans les roches calcaro-gypseuses du Cambrien et du Permien. Cette série, sous forme de bande étroite, coupe la partie sud-ouest du Spitzberg du nord au sud (fig. 1). Elle est plus large dans la partie centrale et se rétrécit vers le sud. Dans la partie ouest de la Terre de Nordenskiold, ces roches constituent les versants de la crête montagneuse dominant les larges terrasses maritimes de la mer du Groenland.
10Remarque : Ces roches paléozoïques font partie de ce qu’on appelle le “Groupe de Gipsalen” rapporté au Cambrien moyen et supérieur et au Permien (WINSNES, 1968). Elles appartiennent avec le Kulm et le Dévonien à la série de Hecla-Hoek. Dans la zone de contact, les roches sont très plissées, tandis qu’à l’est de cette série, elles sont disposées horizontalement. Au début des années 1980, des études géologiques et hydrogéologiques ont été entreprises dans la région du lac Kongress dans le but de reconnaître un captage éventuel des eaux du lac pour alimenter la grande cité minière de Barentsburg. Cette cité dispose d’un captage dans le petit lac de Stemme, du même côté du Grönfjord que le lac Kongress. Mais ce lac perd ses eaux par suite de la fermeture d’une partie de la vallée par une moraine latérale et un verrou rocheux, ce qui constitue un barrage partiel protecteur contre les pertes en eaux au cours des processus karstiques. Les eaux de ce lac sont évacuées par un système de sources dont les conduits souterrains sont formés au contact entre le verrou calcaire du cirque glaciaire et le noyau glaciaire de la moraine latérale. Les recherches ont été effectuées par l’expédition géologique SEVMORGEO de Leningrad et l’Université de Silésie.
Figure 1 : Esquisse géologique du Spitzberg (d'après BIKENMAJER, 1991).
(1) Région située dans l'encadrement et correspondant à la fig. 2.
(2) Failles.
(3) Séries tertiaires.
(4) Dolérites.
(5) Séries mésozoïques.
(6) Séries du Permien et du Carbonifère (gypso-calcaires).
(7) Roches précambriennes.
11Ont été déterminés le bilan de l’eau et les changements de la composition chimique des eaux au cours de l’année hydrologique, y compris pendant la nuit polaire. Un poste de mesures sur les sources karstiques a été installé (sources Kongress I : fig. 2, K). Selon l’hypothèse que les eaux du lac Kongress ont pour origine les conduits glacio-karstiques, des recherches ont été menées à l’intérieur des glaciers situés au-dessus de Grönfjord et dans le glacier d’Aldegonda. Des études ont été poursuivies dans la vallée de Linné où apparaissent de petits bassins-versants sans écoulement superficiel (PULINA et POSTNOV, 1989). Dans cette région, des recherches géomorphologiques ont été aussi effectuées par O. SALVIGSEN et A. ELGERSEN d’Oslo, qui ont constaté le manque de pergélisol à l’intérieur de ces bassins-versants et déterminé leur genèse karstique. Ils les ont nommés “talikis ouverts”
12La région décrite dans cet article se situe sur les versants E et W de la crête montagneuse, entre Grönfjord et la vallée de Linné (fig. 1 et 2). Dans la partie sud, la ceinture de roches calcaro-gypseuses passe sous les glaciers de Grönfjord et d’Aldegonda. Dans la partie centrale, elle coupe la crête à l’intérieur du col avec le lac Kongress. Cependant, dans la partie nord, elle constitue les versants W de la crête montagneuse — elle apparaît aussi sur la rive gauche du lac Linné — et traverse l’embouchure de la vallée de Linné surmontée de terrasses maritimes graveleuses.
13La zone d’alimentation du système de conduits souterrains, développés dans les roches gypso-calcaires et situés sur les versants dominant le Grönfjord, se trouve probablement sous les glaciers d’Aldegonda et de Grönfjord (photo 1). Ce fait est confirmé par le bilan négatif des eaux du glacier d’Aldegonda. L’écoulement superficiel de cet appareil, évalué à 50 l/s environ (la valeur moyenne annuelle dans les années 1983-1985), est très basse par rapport à la surface du bassinversant. Donc ce dernier est “percé” et achemine une grande partie des eaux par le biais de conduits souterrains. Les sorties de ces écoulements ont lieu à l’intérieur du col situé à 300-500 m au-dessus de leur zone d’alimentation. A cet endroit, la bande de roches calcaro-gypseuses est recoupée par une faille oblique.
14- Le lac Kongress :
15C’est sur ces sources que s’est formé un lac original : le lac Kongress. La forme du lac rappelle un entonnoir, atteignant 72 m de profondeur. Il est situé dans une petite dépression rocheuse formée dans un vaste col qui, avec une large marmite, constitue un petit bassin-versant. Le lac est alimenté par les eaux de fonte des neiges hivernales et surtout par les eaux issues du système de conduits karstiques. Dans le lac, se produit le mélange de deux types d’eaux différant considérablement d’un point de vue physico-chimique. Les eaux issues des chenaux gypso-calcaires sont fort minéralisées et possèdent une température élevée, tandis que les eaux de neige sont très faiblement minéralisées.
16Le mélange d’eaux de différentes minéralisations provoque d’intenses processus de corrosion affectant les gypses et les calcaires ; telle apparaît la cause essentielle de la formation de la cuvette lacustre et karstique. En raison de ce mélange, la stratification thermique et chimique des eaux ne change pas. C’est au printemps que la stratification est la plus nette quand, à la surface du lac, s’installent des eaux faiblement minéralisées et que les eaux du fond sont, au contraire, fortement minéralisées. Les sources karstiques qui écoulent les eaux des conduits gypso-calcaires se situent également dans la cuvette lacustre au-dessus du niveau des eaux du lac. Sur la bordure nord-ouest du lac sourdent les eaux de la source Kongress I. Elles sortent aussi dans le lac sous forme de sources sous-lacustres. Sur le bord externe du lac, du côté de la vallée de Linné, coulent les eaux des sources Kongress III et IV (dans le prolongement de Kongress I). Les écoulements des deux sources confluent au lac Linné.
17Un autre trait original de ce lac réside dans son débit. L’écoulement superficiel ne se produit qu’au printemps. L’eau du lac se déverse alors au travers du verrou rocheux, situé dans la partie orientale du lac, et coule vers la gorge rocheuse qui se termine par une petite cascade, puis rejoint la rivière Kongress. Toutefois, il existe une alimentation souterraine permanente dans le lac par des conduits karstiques dont les ponors se trouvent dans la partie amont de la dépression. Le lac est aussi alimenté par les sources karstiques situées dans le fond de la vallée de la Kongress, audessous du col surmontant le lac. Ces sources se produisent dans deux secteurs. L’un est situé dans la partie gauche de la vallée (Kongress II), l’autre dans le lit même d'un ruisseau (Kongress II a). Au-dessus de ces deux systèmes se forme la rivière Kongress dont l’écoulement hivernal est de l’ordre de 0,2 m3/s et celui d’été de 0,5 m3/s, c’est-à-dire supérieur à ce que l’on pourrait attendre de la part du bassin-versant apparent. En hiver, il n’y a pas d’écoulement superficiel, mais en même temps il y a vidange par voie souterraine via les sources de la vallée de la Kongress. A la fin de l’hiver, le niveau du lac baisse de quelques mètres à une vingtaine de m.
18- Genèse karstique du lac Kongress :
19Au cours des recherches menées sur la physico-chimie des eaux, on a pu appréhender la genèse karstique du lac Kongress. Cinq types d’eaux ont été distingués dans cette région :
- des eaux issues de la fonte des neiges et des précipitations s’écoulant sur les versants non glacés, et des eaux venues de la fonte en surface des glaciers (notamment celui d’Aldegonda). Ces eaux se caractérisent par une très faible minéralisation ;
- des eaux issues de l’intérieur du glacier d’Aldegonda dont les propriétés varient au cours de l’année hydrologique : depuis les eaux de printemps faiblement minéralisées jusqu’à celles d’été à forte minéralisation (par suite de la dissolution des roches gypso-calcaires) et celles, également fortement minéralisées, d'hiver (par suite de processus cryo-chimiques) ;
- des eaux de sources karstiques issues des conduits calcaro-gypseux du lac Kongress et de ses alentours. Elles sont fortement minéralisées, avec une température relativement élevée (jusqu’à 3,9° F) ;
- des eaux de sources karstiques issues du lac dont le chimisme varie en fonction du degré de mélange des eaux au sein du lac et de l’endroit où elles quittent le lac ;
- des eaux de sources qui déposent des sédiments de gypse et de calcite par suite de processus cryo-chimiques. D’importants dépôts de cette nature, y compris ceux apparaissant sous forme d'efflorescences gypseuses, ont été observés sur le bord sud du lac Linné en été 1985 (photo 2).
20-Les dépressions de la vallée de Linné :
21A l’embouchure de la vallée de Linné, dans la partie est, apparaît un ensemble de petits bassins-versants (fig. 2). Ce sont des formes situées dans la couverture de dépôts sablo-graveleux de petite épaisseur qui construisent une terrasse marine de 25 m de hauteur. Elles se sont développées sous forme d’entonnoirs et de cuvettes à parois abruptes. L’angle de l’inclinaison de ces parois constitue la pente naturelle des dépôts graveleux meubles. Les plus grandes dépressions apparaissent dans la partie centrale de cet ensemble ; elles atteignent un diamètre de quelques dizaines de mètres et une profondeur de quelques mètres (photo 3). Ici, elles prennent la forme d’un cône découpé, à fond plat, développé déjà dans la roche compacte. Par contre, les petites dépressions sont le plus souvent à peine déprimées et peu profondes, avec un surcreusement plus marqué dans leur fond. Certaines d’entre-elles ont des dimensions modestes, de quelques mètres à une vingtaine de mètres de diamètre.
Figure 2 :
Phénomènes glaciokarstiques dans la région de Grönfjord. Esquisse de la région.
(A) Glacier d’Aldegonda.
(B) Cité minière de Barentsburg
(I) Isfjordradio.
(K) Lac Kongress.
(L) Lac Linné.
(S) Lac Stemma.
1-23 : prises des échantillons d’eau pour analyse.
La zone encadrée correspond au karst gypseux situé au nord du lac Linné.
22La genèse de ces dépressions remplies d’eau est liée à la dénudation chimique des gypses ainsi qu’à la suffosion mécanique (soutirage). Ces formes se développent sur le substratum gypsocalcaire et la cuvette même constitue une dépression en cône. Elle se forme par la dissolution de la masse de gypse et par le soutirage de matières au détriment des dépôts graveleux. On observe un écoulement d’eaux lié à ces formes du côté du versant oriental de la vallée. Les lacs situés dans le secteur est, le plus haut, ont des eaux faiblement minéralisées, mais à mesure que l’on s’approche du milieu de la vallée, cette minéralisation augmente (fig. 2). Le filtrage des eaux a lieu au travers des dépôts meubles des terrasses. Ces lacs ne forment pas une nappe d’eau unique car on constate des liaisons entre-eux, l’eau s’écoulant des niveaux supérieurs vers l’aval. Le filtrage hydrique s’effectue en partie dans des dépôts graveleux et en partie dans des chenaux modelés dans le gypse. Des eaux issues des conduits karstiques, développés dans un affleurement gypso-calcaire qui coupe la vallée de Linné, aboutissent aussi dans ces lacs.
23La mesure des quantités de matières dissoutes issues des roches karstiques et exportées (dénudation chimique) permet d’apprécier l’intensité des processus karstiques actuels. Les mesures et les calculs effectués dans la région de Grönfjord montrent que la dénudation actuelle est très importante. Dans le secteur du lac Kongress environ 2000 m3 de gypses et de calcaires sont évacués par an. Cette masse énorme de matière est évacuée par les eaux dont l’écoulement est estimé à 0,2 m3/s. L’importance de cette masse peut être comparée à la contenance du lac Kongress, évaluée à quelques dizaines de milliers de m3. Si le processus de dissolution de ces roches avait été concentré uniquement dans la région du lac, quelques années auraient été nécessaires à la formation de ce dernier. Bien sûr, la dissolution a lieu le long de toute la série karstique constituant la crête montagneuse ; cependant la formation des cavités et des morphologies superficielles dans les alentours est très rapide.
24Une question se pose alors : le lac Kongress et le système de conduits karstiques sont-ils des formations contemporaines, liées à la dernière période de réchauffement et à la récession des glaciers du Spitzberg ?
III. LE KARST GYPSO-CALCAIRE EN SIBERIE ORIENTALE
25Sur la bordure sud de la zone de pergélisol, au sud du lac Baikal, apparaissent dans les affleurements gypso-calcaires des phénomènes karstiques de belle venue. Dans la région du Baikal, sous l’influence “maritime” de ses eaux, et dans la partie centrale de la Sibérie orientale qui est coupée par les vallées profondes des fleuves qui la traversent (2), le pergélisol apparaît sous formes “d’îles” et sa puissance se réduit à quelques mètres ou dizaines de mètres.
26Remarque : Le Plateau d’Irkoutsk est parcouru par plusieurs fleuves allogènes. Le plus grand, l’Angara, est issu du lac Baikal, d’autres prennent leurs sources dans les montagnes du Sajan oriental. Ce fait a une grande importance pour les aquifères du Plateau d'Irkoutsk. Celui-ci se trouve au centre de l’anticyclone sibérien qui se caractérise par de très petites précipitations : 403 mm à Irkoutsk, 378 mm à Bataganska (au centre de la partie S du Plateau), 1309 mm à Chamar Daban dans les montagnes autour du Baïkal. Les fleuves allogènes apportent de grandes quantités d’eaux aux grands aquifères karstiques du Plateau. Ce sont eux qui contribuent au grand développement de l’hydrographie karstique.
27Les régions affectées par les phénomènes karstiques sont liées aux séries gypso-calcaires cambriennes non métamorphisées qui reposent horizontalement sur le socle rocheux précambrien (“socle de Baikal”) qui construit l’amphithéâtre d’Irkoutsk (fig. 3). La surface occupée par ces roches atteint plus de 200 000 km2. La puissance de ce complexe atteint 200 à 400 m. L’ensemble se compose de roches carbonatées lardées de gypses. A la base, elles sont au contact de roches dolomitiques comprenant des lentilles de sel gemme sous lesquelles reposent des dépôts de sel gemme et d’argiles interstratifiées. Au toit des gypses (surtout dans la partie méridionale du Plateau d'Irkoutsk) reposent des dépôts de l’Ordovicien avec des roches carbonatées, des dépôts jurassiques avec de la houille ainsi que des dépôts tertiaires et quaternaires, surtout terrigènes. Dans la partie centrale du Plateau les roches calcaro-gypseuses se situent le plus souvent en surface, sous une couverture loessique épaisse de plusieurs mètres à une vingtaine de mètres.
28- Des vallées sèches karstifiés, les “suchodoty” (photo 4) :
29Un relief de plateau s’est élaboré dans la partie méridionale du Plateau d’Irkoutsk, affecté de nombreuses formes karstiques développées dans les gypso-calcaires. On y observe des morphologies originales dérivant des formes karstiques classiques. Leurs particularités ont fait qu’on a proposé d’appeler ce karst, “karst de type sibérien” dont le facteur principal est le rôle essentiel joué par le pergélisol. Parmi de très nombreuses formes karstiques originales apparaissent des mésoformes nommées “suchodoty”. Ce sont des dépressions allongées et fermées des deux côtés qui se situent au fond de vallées sèches qui atteignent quelques dizaines de km. Les “suchodoty” les découpent en plusieurs segments. Les dimensions de “suchodoty” sont de quelques centaines de mètres à quelques kilomètres de long et de quelques dizaines à quelques centaines de mètres de large.
30Le “suchodoty” est le plus souvent méandriforme et a des versants inclinés dissymétriques qui résultent de l’intensité des processus périglaciaires. Une couche de pergélisol se maintient très souvent sur les versants d’exposition froide. Les formes de solifluxion et de ségrégation par le gel y sont très nombreuses. Le fond du “suchodoty” est soit sec (situé au-dessus de l’aquifère karstique), soit semi-actif (écoulement périodique). Il y a également des orifices qui conduisent aux systèmes de conduits souterrains ou à des grottes spacieuses.
31A la surface du plateau apparaissent de nombreuses dolines le plus souvent affectant les dépôts de loess qui recouvrent les gypso-calcaires. Ce sont soit d’anciennes dolines à versants doux, soit des puits abrupts dont la profondeur ne dépasse pas quelques mètres. Les dolines se réunissent pour former ainsi un relief à nombreuses morphologies karstiques : dolines, ouvalas, etc...). Certaines dolines se sont formées à la suite d'effondrements de salles et de galeries de grottes, d’autres sont liées à un lent processus de dissolution et de soutirage de matériaux fins du loess.
32- Les grottes :
33Les régions karstiques de ce type sont truffées de galeries karstiques et de vastes grottes (TRZCINSKIJ, 1977). Le plus souvent ce sont des systèmes horizontaux à plusieurs niveaux. Ces grottes sont liées à la zone dénoyée des rivières souterraines venant du Sajan oriental et acheminant les eaux vers des vallées profondes situées dans la partie centrale du Plateau d’Irkoutsk. On observe une liaison directe entre ces grottes et le parcours des “suchodoty”. Dans certains “suchodoty” profonds, ces rivières apparaissent à l’air libre sur de courts segments. On observe également que les grottes se forment sous une couche de pergélisol épaisse de quelques mètres à une vingtaine de mètres. Cette couche disparaît à l’intérieur des “suchodoty” et réapparaît sur le plateau entre deux “suchodoty”. Nous décrirons plus loin l’une de ces formes, située dans la région de Melchituj, ainsi que la grotte de Ba Aganska, la plus grande de cette région.
Figure 3 :
Régions karstiques du Plateau d’Irkoutsk, Sibérie orientale. (1) Régions karstiques du Plateau d'Irkoutsk avec prédominance des roches carbonatées (calcaires et dolomies) et sulfatées (gypses et anhydrites). (2) Régions du plateau où apparaissent des roches solubles. (3) Régions karstiques. (I) Karst de la partie sud du plateau d'Irkoutsk. (II) Karst de la partie ouest des Monts Chamar-Daban. (Ill) Karst des Alpes de Tunkinks.
Figure 4 :
Phénomènes karstiques dans la partie sud du plateau d’irkoutsk (avant la construction de la centrale de Bratsk).
(1) Limite des régions karstiques.
(2) Karst des vallées fluviales.
(3) Ponors.
(4) Lignes ferroviaires.
(5) Limites de la figure 7 dans les encadrements.
(6) Prise des échantillons pour analyse. La région située dans l’encadrement correspond à la figure 7.
34- Les aquifères karstiques :
35Dans les gypso-calcaires du Plateau d’Irkoutsk apparaît un vaste niveau aquifère karstique. La hauteur de la nappe correspond au large fond de la vallée de l’Angara ainsi qu’à celui des rivières affluentes. Cet aquifère est alimenté par les eaux s’écoulant des versants non karstiques du Sajan oriental ainsi que par les eaux du Baikal, par infiltration des eaux de l’Angara. Au contact des dépôts karstiques du plateau, les rivières à fort débit qui viennent du Sajan oriental perdent complètement ou partiellement leurs eaux, par le biais des systèmes de pertes qui les acheminent dans les conduits et l’aquifère karstiques.
36L’Angara perd une partie de ses eaux sur le plateau et par infiltration au travers des dépôts meubles des fonds de vallée. A la surface du plateau, il n’y a pas d’écoulement superficiel pérenne, sauf dans quelques vallées profondes parcourues par les rivières tributaires de l’Angara. Les eaux souterraines provenant des ponors de la partie SE du plateau résurgent par de grosses sources localisées le plus souvent dans la vallée de l’Angara ou dans des vallées incisant profondément le plateau. Pourtant la plupart des eaux alimentent directement l’aquifère dont le niveau est réglé par le niveau des eaux dans la vallée de l’Angara et le grand aquifère karstique de la vallée de la Léna, proche de l’Angara. Ces deux grands aquifères sont liés hydrauliquement, ce qui explique des oscillations de niveau dépendant de cycles longs. La hauteur du niveau des eaux de ces aquifères dépend de la quantité d’eau qu’ils reçoivent et qui varie selon les différentes années hydrologiques. (PINNEKER & SHENKMAN, 1992).
37- Impact du barrage de Bratsk :
38Au début des années 1960, l’Angara a été fermé par le grand barrage de la centrale hydroélectrique de Bratsk. Il s’est formé un immense lac artificiel de 570 km de longueur qui a envahi le fond de la vallée de l’Angara et les régions avoisinantes. L’élévation artificielle du niveau des eaux dans la vallée (en partie karstique !) a atteint quelques dizaines de mètres (près du barrage le rehaussement maximal des eaux dépasse 100 m) et a causé un changement brutal des relations hydrogéologiques ainsi qu’un amenuisement subit des plaques de pergélisol au sein du plateau d’Irkoutsk.
39En outre, cela a provoqué une dissolution intense dans les gypses, et a réactivé l’ancien aquifère du sel gemme ; cette formation d’halite repose sous forme de plaques à la base des dépôts cambriens. Aux débouchés des conduits karstiques acheminant les eaux du Sajan oriental vers la vallée de l’Angara, les eaux souterraines sont remontées. Une forte élévation du niveau des eaux dans l’aquifère karstique d’une part, puis l’influence des eaux de la vallée de l’Angara, faiblement minéralisées et très agressives chimiquement d’autre part, ont engendré d’intenses processus d’attaque chimique : corrosion intense par mélange des eaux (effet de “Mischungkorrosion”).
40La submersion de la vallée de l’Angara par les eaux du barrage de Bratsk a causé non seulement une élévation inégale de la nappe karstique dans les roches carbonatées et sulfatées, mais aussi l’afflux d’eaux issues soit des dolomies karstifiées contenant des plaques de sel gemme, soit directement des séries de roches salifères. Le résultat de tout cela a été une baisse du niveau des eaux douces pour les régions situées au voisinage de la vallée de l’Angara au profit d’eaux sulfatées et chlorées fortement minéralisées (PAVLOV, 1978). Ces changements ont été observés dans la ligne de forages effectués dans cette région (fig. 6c) et au cours des recherches menées par l’auteur lors de l’hiver 1964. Ils sont perceptibles au travers des eaux fortement minéralisées de la grotte de Bataganska et des entonnoirs karstiques de la vallée de Melchituj (fig. 5).
41A ces processus de dissolution se sont ajoutés les effets mécaniques de l’amenuisement du pergélisol (celui-ci contribuait à la stabilisation de la surface karstifiée). A la suite de ces actions sont apparus de nouveaux conduits karstiques tandis qu’en surface se formaient de nombreux puits au travers du loess. La genèse de ces puits a été brutale. L’effondrement de la surface s’accompagnait d’un fracas aussi fort qu’une cannonade. La photo illustre l’un de ces puits apparu au cours des recherches de l’hiver de 1964. Les effets de la brutale élévation de la nappe karstique au sein du plateau d’Irkoutsk sont visibles comme la grande déformation des terrasses de l’Angara tantôt émergées tantôt submergées, ou bien sur le plateau, à l’intérieur des zones de galeries karstiques. Quelques années après la mise en service du barrage, la surface des terrasses s’est couverte de dépressions et de puits : le paysage paraît avoir subi les effets d’un intense bombardement aérien !
42Des systèmes de grottes ont été submergés ainsi que nombre de morphologies karstiques comprenant les “suchodoty” et les dolines. Au cours de l’élévation du niveau du lac dans la vallée de l'Angara pendant l'hiver de 1964, on a observé également une élévation du niveau de l’eau dans les dolines inondées. Leur surface était gelée à la température de - 40°C environ. La pression ainsi engendrée a provoqué un fort bombement de la surface englacée. Dans la région de Melchituj, le forage de la glace dans une doline a créé une fontaine jaillissant jusqu’à 1,5 m. La figure 5/D montre cette doline submergée et sa surface bombée.
Photo 5 : Fond de la vallée du “Suchodoty", devant l’entrée de la grotte de Bataganska (Sibérie orientale). Hiver 1964.
43- Les “suchodoty” et la grotte de Bataganska :
44La vallée sèche de Melchituj, avec quelques “suchodoty ” allongés dans son fond, constitue “l’affluent” gauche de l’Angara. Sa partie inférieure est actuellement submergée par l’eau du lac artificiel formé par suite de la construction de la centrale hydroélectrique de Bratsk (au sud de Batagansk). (fig. 4).
45Dans la partie aval de la vallée de Melchituj apparaît un vaste “suchodoty” de 2 km de longueur (photo 4). Ses versants à exposition froide sont abmpts, constitués de calcaires et dolomies compactes du Cambrien inférieur. Au fond se trouvent quelques dépressions et effondrements karstiques. Le fond et les versants du “suchodoty” sont constellés de dolines régulières. Sur les versants, elles sont localisées dans le prolongement des vallées aveugles et des ponors. Leur présence a été également constatée au fond du “suchodoty”, sur des crêtes plates séparant les cuvettes karstiques. Dans la partie inférieure, elles ont quelques mètres de profondeur et une vingtaine de mètres de diamètre. Certaines d’entre-elles sont submergées par les eaux du lac de Bratsk.
46Au pied du versant abrupt du “suchodoty” de Melchituj, on aperçoit l’entrée de la grotte de Bataganska (photos 5 et 6). Il s’agit de la plus grande grotte de Sibérie orientale. L’entrée se trouve à 394 m d'altitude et sa longueur est de 1200 m. Elle se compose de quatre niveaux de galeries et de salles dont le plus bas, situé au-dessous du “suchodoty”, constitue un tronçon de rivière souterraine. Les conduits et les salles sont typiques des roches gypseuses à calcaires rubanés interstratifiés. Les galeries inférieures et intermédiaires se trouvaient au sein du pergélisol, sous l’emprise d’un microclimat équilibré.
47En hiver 1964, la température de l’air était de - 32° C à l’intérieur contre - 40° C en surface. Dans la zone microclimatique de la grotte, zone dynamique proche de l’entrée, il y avait des concrétions glaciaires imposantes. Leur minéralisation (fig. 5B) indiquait qu’elles s’étaient formées à partir d’eaux moyennement minéralisées s’écoulant pendant l’été sur le versant (fonte de la couche active du pergélisol). A 50 m de l’orifice, on a observé d’importantes quantités de glace de sublimation recouvrant le toit ainsi que les parois des galeries se trouvant au voisinage direct des galeries inondées. La faible minéralisation de cette glace indique que son origine est due à la congélation de la vapeur qui se forme au-dessus de l’eau remplissant les galeries.
48Durant l’hiver 1964, le fond du “suchodoty” était sec. Cependant, dans la grotte de Bataganska, les galeries inférieures étaient submergées (horizon III et IV sur la fig. 5B) par suite de l’élévation de la nappe karstique causée par le remplissage du lac artificiel. En 1970, le remplissage total du lac a causé la submersion de cette partie de la vallée de Melchituj avec le “suchodoty” et la grotte de Bataganska. Mais il est fort probable que l’horizon supérieur de la grotte n’a pas été submergé.
IV. CONCLUSIONS SUR LES KARSTS DU GYPSE EN ZONE SUBPOLAIRE
49On a présenté dans cet article les phénomènes actuels du karst du gypse se développant dans les régions recouvertes de glaciers (Spitzberg) et de pergélisol (Sibérie orientale). Nous résumerons en dix remarques les traits caractéristiques et la classification de ce karst original.
501) Dans les régions polaires et périglaciaires, un préalable indispensable au développement des phénomènes karstiques dans le gypse est la rétention des eaux sous le manteau imperméable du pergélisol.
512) La pénétration des eaux sous le manteau du pergélisol se produit par le biais de “fenêtres chaudes” qui, dans les régions polaires, apparaissent le plus souvent sous les glaciers “chauds” de faible épaisseur, où arrivent directement les eaux acheminées par les conduits cryokarstiques du glacier. De plus, la disparition locale du pergélisol est observée tant dans les régions volcaniquement active que sur le littoral. Dans les secteurs à pergélisol continental les “fenêtres chaudes” s’observent aux extrémités de ces derniers, au sein des grandes vallées, sous l’influence des grands lacs, ou bien encore dans les zones tectoniquement actives.
Figures 5 : Formes karstiques dans la région du “suchodoty” Melchituj, dans le plateau d’Irkoutsk.
(A) Esquisse géologique des “suchodoty” Melchituj et Sza ot : 1) Alluvions de la vallée de l’Angara. 2) Argiles, marnes et dolomies stratifiées de gypses (Cambrien supérieur). 3) Marnes, argiles et plaques de gypses (Cambrien supérieur). 4) Calcaires magnésiens, dolomies, calcaires avec plaques de gypses et brèchess à silex (Cambrien inférieur). 5) Grotte de Bataganska. 6) Dolines. 7) Analyses chimiques des eaux, numérotation conforme au tableau 3. Etendue du lac artificiel de la centrale de Bratsk en hiver 1964.
(B) Plan de la grotte de Bataganska (état en hiver 1964) : 1) Niveau supérieur des galeries. 2) Niveau intermédiaire des galeries (à hauteur de l'entrée et du fond du “suchodoty”). 3) et 4) Niveaux plus bas (submergés partiellement en hiver 1964). A-B : Coupe longitudinale de la grande salle.
(C) Coupe géologique le long de la ligne Grotte Bataganska-Vallée de l’Angara (SW-NE) : 1) Gypses. 2) Dolomies et calcaires. 3) Marnes. 4) Loess. 5) Alluvions de la vallée de l’Angara. 6) Grotte de Bataganska. 7) Niveau d’eaux karstiques en 1958, 1964 et 1967. (D) Doline au débouché du “suchodoty” Melchituj. Cette doline est inondée par l’élévation de la nappe karstique provoquée par le remplissage du lac artificiel de Bratsk (état en hiver 1964).
Figures 6/A, 6/B, 6/C : Changements géomorphologiques et hydrologiques de la vallée de l’Angara dus à la construction du lac artificiel de la centrale de Bratsk dans le secteur de Bataganska.
Figure 6/A (à gauche) : Schéma géologique de la vallée de l’Angara dans le secteur de la centrale de Bratsk : 1) et 2) Roches karstiques du Cambrien (carbonatées et sulfatées). 3) à 6) Roches non karstiques de l’Ordovicien. 7) Roches non karstiques du Jurassique. 8) Trappes. 9) et 10) Dépôts de loess. 11) Dépôts sableux. 12) Eboulements (a, actifs - b, inertes). 13) Formes karstiques. 14) Bords lessivés. 15) Bords non lessivés, (d’après Puljajevskij et Ovcinnikov, 1978.).
Figure 6/B (à droite) : Pronostic sur le développement des bords du lac artificiel de Bratsk dans le secteur de Bataganska : 1) et 2) Ruissellement superficiel et linéaire des versants alluviaux. 2) et 4) Ruissellement des versants colluvionnés. 5) Processus karstiques intenses dans les roches carbonatées et sulfatées. 6) à 8) Ensembles de dolines et dépressions, éboulements liés à la construction de la centrale de Bratsk.
Figure 6/C : Profils hydrochimiques de la vallée de l’Angara : a, avant le lac artificiel, b, après la venue de celui-ci. (d'après PAVLOV, 1978). Types hydrochimiques d'eau circulant dans les roches karstiques :
1) HCO3 2) HCO3- SO4 3) SO - HCl. 5) Limite des eaux salées. 6) Forages.
Figure 7 : Erosion chimique de type karstique en Sibérie orientale.Isolignes d'érosion chimique en m3/km2/an ou en mm/millénaire.
1) Dans le plateau d’Irkoutsk.
2) Dans les roches carbonatées. 3) Dans les roches sulfatées, dans les Monts du Sajan.
4) Dans les marbres et dolomies.
T, teneur en sels dilués, en mg/l. q, débit spécifique en l/s/km2.
523) Dans les régions subpolaires, le karst du gypse a le caractère typique du glacio-karst, c’est-à-dire que le développement des formes karstiques dépend pour une grande part des eaux de fonte du glacier. Cela se manifeste par la présence des conduits souterrains (grottes), symptômes caractéristiques de l’hydrologie karstique (pertes, système de sources) ainsi que par des morphologies de surface (dolines en eau ou ouvertes).
534) Le karst du gypse et gypso-calcaire qui se développe dans la zone active du pergélisol continental, notamment à ses extrémités, possède des traits originaux. On pourrait le nommer thermokarst gypso-calcaire ou encore “karst de type sibérien”.
545) Le thermokarst gypso-calcaire se développe le plus souvent sous une couche de pergélisol épaisse de quelques mètres à une vingtaine de mètres. Le pergélisol stabilise la surface morphologique de telle façon que seules les formes liées à un processus intense de karstification s’y développent (ex : les dolines). Ces formes peuvent aussi apparaître emboîtées dans des formes plus amples telles les “suchodoty” en formant des micro et méso-reliefs karstiques. A l'intérieur de ces formes, le pergélisol disparaît alors qu’il subsiste sur les versants exposés au froid. Là, on a affaire à une juxtaposition de formes karstiques et périglaciaires. La dissymétrie des versants des principales formes karstiques doit être mis en rapport avec l’exposition solaire.
556) La surface du plateau où se développe le thermokarst gypso-calcaire, recouverte d’une couche de pergélisol, est privée d’écoulements et d’aquifères superficiels. La couche de pergélisol ne la protège pas de l’infiltration des eaux vers l’aquifère karstique et le système de galeries qui se développe sous le pergélisol. En effet, cette couche est fissurée et en été les eaux s’infiltrent. Cependant, dans la zone active du pergélisol, on observe une modification des morphologies karstiques superficielles, notamment sur les versants avec un colmatage de ces dernières par les produits de pente soliflués. Finalement, la surface du plateau, avec les phénomènes thermokarstiques affectant les gypso-calcaires, diffère du relief thermokarstique classique que l’on observe dans des roches “non karstiques”, avec de nombreuses formes de type “allasy” ou bien des dépressions thermokarstiques à aquifères dont la surface tourbo-fangeuse est difficile à parcourir en été.
567) Les phénomènes karstiques dans les gypso-calcaires se développent largement sous une couche de pergélisol épaisse (de quelques m, à 20 m). On y trouve un aquifère karstique bien alimenté grâce aux eaux de transit issues des montagnes à fortes précipitations.
578) Dans cette région, il existe des grottes actives liées aux zones souterraines de drainage des rivières allogènes. Ce sont des grottes du gypse typiques avec un labyrinthe de galeries suivant les systèmes de fissures. Près des entrées, on observe une zone à microclimat dynamique correspondant à la zone active du pergélisol, avec des concrétions de glace et des phénomènes de sublimation. Cependant, à l’intérieur de ces cavités, dans la zone de climat statique, on observe des températures négatives avec des conditions microclimatiques stabilisées (amplitudes annuelles faibles). Ce sont des conditions qui conviennent à la zone de pergélisol. Pourtant, dans les grottes traversées par les écoulements souterrains, et notamment celles qui sont noyées par les eaux de la centrale de Bratsk, on constate un changement brutal du microclimat suivi d’une disparition locale du pergélisol.
589) Les aquifères karstiques souterrains dans les gypso-calcaires de Sibérie orientale, en dépit du pergélisol, sont très importants. Les oscillations de la nappe karstique dépendent des relations hydrauliques entre les différents aquifères.
5910) L’intrusion de l’homme dans cette région (construction de grands barrages) a réactivé les processus karstiques par suite d’une augmentation de l’agressivité des eaux (“Mischungkorrosion”) et des déformations mécaniques liées à l’amenuisement du pergélisol.
Bibliographie
BIBLIOGRAPHIE
BIRKENMAJER K. - 1990 - “Geology of the Hornsund Area, Spitzbergen”, Expl. to the map 1/75 000, 42 p., Univ. of Silesia, Katowice.
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PAVLOV S.H. - 1978 - “Gidrodinamiczeskije i gidrochimiczeskije osobiennosti zony podpora na werchnem uczastkie Bratskogo Wodochraniliszcza”, Regionalnaja Gidrogeologia i Inzinierna Geologia Vostocnoj Sibirii, p. 97-109, Nauka. Novosibirsk.
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WOLOGOTSKII G.P. - 1975 - “Karst of the Irkutsk Amphiteater”, Nauka, 119 p., Moscou.
Table des illustrations
Légende | Figure 1 : Esquisse géologique du Spitzberg (d'après BIKENMAJER, 1991).(1) Région située dans l'encadrement et correspondant à la fig. 2.(2) Failles.(3) Séries tertiaires.(4) Dolérites.(5) Séries mésozoïques.(6) Séries du Permien et du Carbonifère (gypso-calcaires).(7) Roches précambriennes. |
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URL | http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/10952/img-1.jpg |
Fichier | image/jpeg, 236k |
Légende | Photo 1 : Front du glacier d'Aldegonda au-dessus de Grönfjord (Spitzberg). Eté 1985. |
URL | http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/10952/img-2.jpg |
Fichier | image/jpeg, 317k |
Légende | Photo 2 : Précipitation de gypse dans la glace de type “naled” (lac Stemma, Spitzberg, été 1985). |
URL | http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/10952/img-3.jpg |
Fichier | image/jpeg, 323k |
Légende | Figure 2 :Phénomènes glaciokarstiques dans la région de Grönfjord. Esquisse de la région.(A) Glacier d’Aldegonda.(B) Cité minière de Barentsburg(I) Isfjordradio.(K) Lac Kongress.(L) Lac Linné.(S) Lac Stemma.1-23 : prises des échantillons d’eau pour analyse.La zone encadrée correspond au karst gypseux situé au nord du lac Linné. |
URL | http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/10952/img-4.jpg |
Fichier | image/jpeg, 225k |
Légende | Photo 3 :Dolines cryo-karstiques à l’embouchure de la vallée de Linné (Spitzberg, été 1985). |
URL | http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/10952/img-5.jpg |
Fichier | image/jpeg, 184k |
Légende | Figure 3 :Régions karstiques du Plateau d’Irkoutsk, Sibérie orientale. (1) Régions karstiques du Plateau d'Irkoutsk avec prédominance des roches carbonatées (calcaires et dolomies) et sulfatées (gypses et anhydrites). (2) Régions du plateau où apparaissent des roches solubles. (3) Régions karstiques. (I) Karst de la partie sud du plateau d'Irkoutsk. (II) Karst de la partie ouest des Monts Chamar-Daban. (Ill) Karst des Alpes de Tunkinks. |
URL | http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/10952/img-6.jpg |
Fichier | image/jpeg, 518k |
Légende | Figure 4 :Phénomènes karstiques dans la partie sud du plateau d’irkoutsk (avant la construction de la centrale de Bratsk).(1) Limite des régions karstiques.(2) Karst des vallées fluviales.(3) Ponors.(4) Lignes ferroviaires.(5) Limites de la figure 7 dans les encadrements.(6) Prise des échantillons pour analyse. La région située dans l’encadrement correspond à la figure 7. |
URL | http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/10952/img-7.jpg |
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Légende | Photo 4 : “Suchodoty” Melchituj (Sibérie orientale) Hiver 1964. |
URL | http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/10952/img-8.jpg |
Fichier | image/jpeg, 296k |
Légende | Photo 5 : Fond de la vallée du “Suchodoty", devant l’entrée de la grotte de Bataganska (Sibérie orientale). Hiver 1964. |
URL | http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/10952/img-9.jpg |
Fichier | image/jpeg, 293k |
Légende | Figures 5 : Formes karstiques dans la région du “suchodoty” Melchituj, dans le plateau d’Irkoutsk.(A) Esquisse géologique des “suchodoty” Melchituj et Sza ot : 1) Alluvions de la vallée de l’Angara. 2) Argiles, marnes et dolomies stratifiées de gypses (Cambrien supérieur). 3) Marnes, argiles et plaques de gypses (Cambrien supérieur). 4) Calcaires magnésiens, dolomies, calcaires avec plaques de gypses et brèchess à silex (Cambrien inférieur). 5) Grotte de Bataganska. 6) Dolines. 7) Analyses chimiques des eaux, numérotation conforme au tableau 3. Etendue du lac artificiel de la centrale de Bratsk en hiver 1964.(B) Plan de la grotte de Bataganska (état en hiver 1964) : 1) Niveau supérieur des galeries. 2) Niveau intermédiaire des galeries (à hauteur de l'entrée et du fond du “suchodoty”). 3) et 4) Niveaux plus bas (submergés partiellement en hiver 1964). A-B : Coupe longitudinale de la grande salle.(C) Coupe géologique le long de la ligne Grotte Bataganska-Vallée de l’Angara (SW-NE) : 1) Gypses. 2) Dolomies et calcaires. 3) Marnes. 4) Loess. 5) Alluvions de la vallée de l’Angara. 6) Grotte de Bataganska. 7) Niveau d’eaux karstiques en 1958, 1964 et 1967. (D) Doline au débouché du “suchodoty” Melchituj. Cette doline est inondée par l’élévation de la nappe karstique provoquée par le remplissage du lac artificiel de Bratsk (état en hiver 1964). |
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Légende | Photo 6 : Entrée de la grotte de Bataganska. (Sibérie orientale). Hiver 1964. |
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Légende | Figures 6/A, 6/B, 6/C : Changements géomorphologiques et hydrologiques de la vallée de l’Angara dus à la construction du lac artificiel de la centrale de Bratsk dans le secteur de Bataganska.Figure 6/A (à gauche) : Schéma géologique de la vallée de l’Angara dans le secteur de la centrale de Bratsk : 1) et 2) Roches karstiques du Cambrien (carbonatées et sulfatées). 3) à 6) Roches non karstiques de l’Ordovicien. 7) Roches non karstiques du Jurassique. 8) Trappes. 9) et 10) Dépôts de loess. 11) Dépôts sableux. 12) Eboulements (a, actifs - b, inertes). 13) Formes karstiques. 14) Bords lessivés. 15) Bords non lessivés, (d’après Puljajevskij et Ovcinnikov, 1978.).Figure 6/B (à droite) : Pronostic sur le développement des bords du lac artificiel de Bratsk dans le secteur de Bataganska : 1) et 2) Ruissellement superficiel et linéaire des versants alluviaux. 2) et 4) Ruissellement des versants colluvionnés. 5) Processus karstiques intenses dans les roches carbonatées et sulfatées. 6) à 8) Ensembles de dolines et dépressions, éboulements liés à la construction de la centrale de Bratsk. |
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Légende | Figure 6/C : Profils hydrochimiques de la vallée de l’Angara : a, avant le lac artificiel, b, après la venue de celui-ci. (d'après PAVLOV, 1978). Types hydrochimiques d'eau circulant dans les roches karstiques :1) HCO3 2) HCO3- SO4 3) SO - HCl. 5) Limite des eaux salées. 6) Forages. |
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Légende | Figure 7 : Erosion chimique de type karstique en Sibérie orientale.Isolignes d'érosion chimique en m3/km2/an ou en mm/millénaire.1) Dans le plateau d’Irkoutsk.2) Dans les roches carbonatées. 3) Dans les roches sulfatées, dans les Monts du Sajan.4) Dans les marbres et dolomies.T, teneur en sels dilués, en mg/l. q, débit spécifique en l/s/km2. |
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