Version classiqueVersion mobile
OpenEdition Books

Karsts et évolutions climatiques

 | 
Jean-Noël Salomon
, 
Richard Maire

Karsts alpins et subpolaires

Evolution actuelle et récente des karsts de la Vanoise orientale

La Grande Motte, Tignes - Alpes, Fr.

Michel Chardon

Résumé

Dans la haute vallée de l’Isère, la région de Tignes présente deux exemples de karsts de haute montagne. Le premier est le massif en partie englacé de la Grande Motte, façonné dans des calcaires. L’écoulement, sous-glaciaire et souterrain, se fait selon un réseau rayonnant depuis le glacier. Une cavité sous-glaciaire montre des écoulements abondants : sur la roche, l’érosion est forte, générant une surface d’abrasion et des enduits carbonatés de compression dans les creux. Les eaux sont très peu minéralisées et la corrosion est insignifiante au contact glace/roche (7 mm/ka). Des émergences mineures se situent près du départ du téléphérique à Val Claret. L’analyse des eaux venant du karst englacé et récemment déglacé montre une faible dissolution spécifique évaluée à 38 mm/ka entre base du glacier et émergences. Le second exemple est celui, autour de Tignes, des champs d’entonnoirs développés dans les affleurements de gypse triasique. Ces dolines sont d’autant plus vastes et profondes que la déglaciation est ancienne : 50-100 m à Tommeuses ou au Chardonnet libres de tout englacement depuis plus de 14 000 ans. L’observation des débits et l’analyse chimique des eaux des différentes émergences montrent que des écoulements souterrains importants, venus de la Grande Motte, se font vers les sources de la vallée de Tignes (Val Claret, Vallon du Creux, Touvière, Lacs...) la Gouille de Salin, et la Daille (commune de Val d’Isère) après avoir traversé la “nappe des gypses”. La vallée de Tignes-le-lac est un synclinal ou une fossé bourré de gypse, surcreusé par les glaciers quaternaires, remblayé par des alluvions et fermé par un verrou calcaire. Les sources de Tignes-Val Claret, en plus des apports de la Grande Motte, rassemblent les eaux des versants voisins, alimentent le lac et plus bas la Gouille de Salin. Celle-ci reçoit également les eaux des karsts calcaires et dolomitiques voisins. La Daille draine les eaux des karsts du gypse (Tommeuses) et sans doute du secteur du glacier et col de la Leisse. Son bassin hydrologique est indépendant de celui des émergences de Tignes. L’analyse des eaux démontre que l’érosion karstique entre 1800 et 2500 m, dans l’étage de la prairie d’altitude, est plus faible que sur les marges glaciaires (1500 mm/ka), s’établissant pour les karsts du gypse et roches associées entre 400 et 800 mm/ka selon l’importance des précipitations.

Actual and recent geomorphologic evolution in the alpine kaRstic mountains of the eastern Vanoise: la Grande Motte - Tignes. (Alps, France). In the upper valley of Isère river, two high mountain karstic areas are described around Tignes. La Grande Motte karst is located in hard limestones (Pré-Piémontais Malm and Cretaceous) and for a large part it is a glaciated karst. Excepted towards south, the water flow, almost completely subglacial and underground, has a radial pattern. Near Col de la Leisse, a subglacial cave gives us a good idea of the glacier action. At the basis of the glacier a thick detritic strata shows that abrasion is efficient. By glacial compression of the till this processus would be able to explain slight and hard carbonate deposits, we can see just beyond the glacier front in the hollows of the bed-rock. An abundant waterflow sinks down in the bedrock thanks to numerous cracks generated by the post-glacial decompression and a tectonical uplift. At the interface ice/rock, the water mineralization and the karstic ablation are very low. Small springs are located near the departure of the téléphérique in Val Claret. Waters flowing down from glaciated and deglaciated areas are analysed : in spite ol low temperatures and a long flow, the karstic denudation rate is low and estimated to 38 mm/ky between glacier basis and the springs, id est between 3000 and 2000 m a.s.l.. Around Tignes, different karstic landforms and landscapes in high mountains are described, mainly in gypsum outcrops. Very large karstic dolines, sink-holes exist in gypsum areas deglaciated since a long time (Tommeuses, Palet), i.e. more than 10.000 years: Tignes-Le-lac valley, is a syncline of gypsum closed by a calcareous rock-bar and excavated by glaciers. Many springs gather waters from la Grande Motte karst and gypsum karstic areas. They feed Tignes lake, and down there, the most important spring called Gouille de Salin; but this latter one is also fed by waters of the next calcareous and dolomitic karstic areas. La Daille spring near Val d’Isère has an independant hydrological basin, mainly in gypsum between Bellevarde and Tovière, but likely it receives an abundant and constant water flow from the eastern part of la Grande Motte karstic area. The existence of very long water flows through thick gypsum strata between la Grande Motte and the lower valleys is an important and new feature of the alpine karstic environments. Thanks to the data of water analysis, we estimate that now in the alpine grasslands and steppes between 1800 and 2500 m a.s.l., the rate of chemical corrosion in gypsum and associated rocks is lower than this of the glacial margins: it amounts to 400-800 mm/ky according to the annual rainfall and the consequent run-off of waters.

Texte intégral

INTRODUCTION

1La haute vallée de l’Isère, en amont de Tignes-les-Brévières (1600 m), est une zone de haute montagne encore partiellement englacée où les sommets dépassent 3000 m. Les massifs karstiques occupent une large place : Grande Motte, bassin-versant de Tignes, Le Lac, Bellevarde... Jusqu’à maintenant, à notre connaissance, ils n’ont fait l’objet d’aucune étude particulière. Les explorations spéléologiques n’en sont qu’à leur début, avec un réseau de plus de 200 m de profondeur reconnu à la Petite Balme (B. DUCLUZAUX). L'éloignement, les difficultés d’accès dans quelques cas et surtout le climat de haute montagne, avec un enneigement de six mois pour le moins, expliquent ce retard. Pourtant les travaux des géologues sont nombreux. Ces dernières années, ils ont affiné l’œuvre d’ELLENBERGER (1958), bien que celle-ci reste irremplaçable pour la connaissance de cette partie des Alpes.

2C’est sur une distinction géologique autant que géographique que se fonde l’étude des karsts : les massifs calcaires des nappes de la Grande Motte-Grande Casse, “blocs-klippes” poussées vers l'ouest, sont ourlés par des affleurements de gypses qui sont la “semelle”, très inégale dans son épaisseur, de la nappe des schistes lustrés (zone dite piémontaise), démantelée par l’érosion et qui subsiste à l’état de klippes (Jovet. Aiguille du Chardonnet, Pointe de Grande Pré...). Des sommets élevés (Grande Motte, Grande Casse...) couronnent des karsts calcaires tandis que plus bas, entre 2000 et 3000 m, des formes de relief originales et des écoulements souterrains se développent dans les gypses du Trias, de part et d'autre de la vallée de Tignes-le-Lac, au sud du cours de l’Isère (fig. 2).

Figure 1 : Le karst de la Grande Motte.
1
, limite du glacier au Dryas 3 (-10 000 BP). 2, limite du glacier au Petit Age Glaciaire. 3, escarpement calcaire. 4, fractures. 5, karst en roches moutonnées. 6, banquette. 7, champs de lapiés. 8, doline. 9, puits absorbant. 10, source. 11, glacier rocheux, éboulis fluants.
Landforms in "La Grande Motte" karst.
1, glacier limit during Early Dryas (-10 000 BP). 2. Little Glacial Age glacier limit. 3. calcareous scarp. 4, fault. 5, rounded rocks karst. 6, schichttreppenkarst. 7, lapiez. 8. doline. 9. sinkhole. 10, spring. 11, rock glacier and flowing screes.

I. LE KARST ENGLACÉ DE LA GRANDE MOTTE (3653 m)

3Le glacier de la Grande Motte, comme celui proche du dôme de la Vanoise, repose sur une masse de calcaires métamorphisés appartenant à une nappe dite “pré-piémontaise” : calcaires noirs du Lias et marbres clairs du Malm en forment l’essentiel (ELLENBERGER, 1958). La calotte glaciaire culmine à 3653 m sur le versant nord d’un escarpement dont la face sud déglacée domine le vallon de la Leisse. Le glacier descend aujourd’hui jusque vers 2700 m en direction de Tignes et du col de la Leisse (photo 1). Les couches calcaires puissantes de 500-600 m, intensément plissées et fracturées lors des charriages alpins, sont relevés vers le S et basculés vers le NNE formant les rochers de la Grande et de la Petite Balme (2779 m) de part et d’autre du téléphérique de la Grande Motte. Les aspects karstiques sont multiples :

  • absence d’écoulement superficiel malgré une fusion estivale très abondante du glacier ;

  • présence de dépressions fermées, parfois occupées temporairement par un lac ;

  • enfouissement des eaux et existence d’un réseau souterrain.

4Pour le glacier, l’écoulement des eaux est entièrement sous-glaciaire et souterrain. La langue glaciaire du col de Leisse n’a aucun émissaire proglaciaire, tout comme celle du vallon du Creux des Balmes ou les glaciers de cirque de Pramecou.

1) La cavité sous-glaciaire et le verrou du col de la Leisse

5A 2800 m, près du front glaciaire situé au départ du télésiège de la Leisse, une cavité sous-glaciaire facilement accessible est apparue en 1989. Peu d’exemples en sont connus pour les karsts englacés. Elle permet de faire une série d’observations :

  • Le glacier forme une voûte surbaissée d’une dizaine de mètres de longueur s’appuyant à l’amont et à l’aval sur des piliers rocheux dans le substrat calcaire. La hauteur de la cavité atteint 1,80 m au maximum.

  • La partie inférieure du glacier, visible dans la cavité et en coupe sur le bord du glacier, est une

  • épaisse de 20 cm, constituée de débris fins cailloutis et petits blocs agglomérés par la glace. Cette semelle est “cannelée” dans le sens de l’écoulement glaciaire. L’eau tombe en abondance de cette semelle. Elle coule également sur les bords et les appuis rocheux. Le plancher de la cavité est recouvert de cailloutis et de blocs où l’eau s’infiltre rapidement. Des blocs de glace tombés du bord du glacier fondent progressivement. L’eau ruisselle de toutes parts sans pour autant constituer d’écoulement organisé : elle disparaît en profondeur.

  • A l’amont et à l’aval, des piliers sont densément fracturés. Le poids et la pression du glacier paraissent maintenir une certaine cohésion au bloc aval. Sur les bords, des morceaux s’en détachent : c’est un effet de la décompression latérale, des circulations d’eau et du gel-dégel fréquent pendant la saison estivale. Les débris vont grossir la couche qui tapisse le fond de la cavité. Cependant celle-ci semble formée pour l’essentiel d’éléments détachés de la voûte glaciaire et de la barre amont. Sur le flanc aval de cette dernière, les calcaires se débitent et tombent en blocs anguleux dans la cavité. La fusion de la semelle donne les nombreux cailloutis de calcaires noirs L’eau ruisselant de toutes parts est absorbée par un plancher qui est une véritable “passoire”.

6Un échantillon d’eau mesuré sur place, puis en laboratoire (tableau 1) montre la faiblesse de la dissolution : conductivité faible (47 μS/cm), minéralisation totale basse (22 mg/1 dont 9 de calcium). Une évaluation de la corrosion karstique faite sur la base d’une tranche d’eau écoulée de 1500 mm/an donne 7 mm/millénaire (7 mm/ka). Ce chiffre ne tient pas compte de l’action d’abrasion mécanique et de transport propre au glacier, action qui paraît efficace : semelle, accumulation sous-glaciaire, ride d’accumulation frontale, glace morte “sale”. La dissolution sous-glaciaire est infime.

7En avant du front glaciaire, une série d’observations confirme cette première approche. Le front du glacier se trouve sur un verrou où est construit le départ du télésiège du col de La Leisse. Il a une forme en “biseau”. Depuis 150 ans, il a beaucoup reculé et la perte de volume est considérable, prouvée par des photographies anciennes. Les calcaires montrent un modelé en roches moutonnées et polies, recouvertes de dépôts morainiques immédiatement en avant du front. L’eau stagne dans de petites vasques quand elle ne peut s’infiltrer faute d’une fracturation assez dense car les calcaires sont massifs.

850 m plus loin, le verrou formé par un anticlinal à large rayon de courbure est en partie couvert de cailloux et de blocs. Des fissures transversales, grossièrement parallèles au front, apparaissent, puis se transforment en marches d’escaliers. C’est le résultat d’un “jeu” des blocs qui se relèvent inégalement sous l’effet de la décompression post-glaciaire ou d’un soulèvement tectonique. Des gélifracts se mêlent à la moraine. Sur les dos calcaires plus éloignés, ces fractures s’ouvrent plus largement.

9L’absence d’écoulement superficiel trouve son explication dans ce réseau de fractures générant autant de points d’absorption des eaux sous le glacier comme en avant de son front. Depuis plus d’un siècle, le retrait glaciaire et la décompression consécutive, une déformation tectonique active ( ?) engendrent des phénomènes de détente dans la roche, la masse jouant en extension ce qui accroît le soutirage. L’écoulement des eaux se fait de façon diffuse. Vraisemblablement, elles se dirigent vers le lac des Nettes, situé en contrebas du verrou (parcours souterrain que seule une coloration vérifiera) par un réseau calqué sur la trame structurale.

10Près du front, les inégalités de la surface d’abrasion glaciaire sont enduites de dépôts fins carbonatés, “tartinés” dans les creux. Etant donné la minéralisation infime des eaux sous-glaciaires, plutôt qu’un dépôt d’origine chimique par précipitation des carbonates sous l’effet de la congélation, il convient d’y voir, au moins dans ce cas, une accumulation localisée, par compression, de la semelle glaciaire. La pression du glacier expulse l’eau interstitielle et la glace tout en compactant et en mastiquant les matériaux fins dans les anfractuosités. Cet “enduit” carbonaté sous-glaciaire par sa formation ne se trouve que près du front actuel. Il a disparu sur la partie aval du verrou plus anciennement déglacé, emporté par la dissolution des eaux de la fonte nivale et des pluies.

Figure 2 : Reliefs, stades glaciaires récents et écoulements possibles dans les karsts de la Grande Motte - Tignes et Val d’Isère. (CHARDON, novembre 1990). 1, glacier actuel. 2, accumulation morainique, glacier rocheux. 3, accumulations glaciaires du Dryas (D1 ancien, D2 moyen, D3 récent). 4, limite du glacier au Petit Age Glaciaire (XVII-XIXème siècle). 5, champ de dolines. 6, doline-entonnoir de grandes dimensions. 7, puits, orifice d’absorption des eaux, gouffre... 8, émergence. 9, écoulement probable. 10, écoulement hypothétique. 11, gare du téléphérique de la Grande Motte.
Landforms, recent glacial stages and probable underground flows in the karstic area “La Grande Motte-Tignes-Val d’Isère”. 1, glacier. 2, moraine, rock glacier. 3, Dryas and tardiglacial morainic deposits (D1, Early Dryas, D2, Middle Dryas, D3, date Dryas). 4, glacier limit during the Little Glacial Age (XVII-XIX°C). 5, doline. 6, very large dolines. 7, pits, sinkholes. 8, spring. 9, probable underground flow. 10, hypothetic flow. 11, “La Grande Motte Téléphérique”station.

2. Le haut karst de la Grande Motte : Grande et Petite Balme, abords du glacier

11Au-dessus du col de la Leisse, le recul du glacier a fait apparaître des plateaux proglaciaires karstifiés. Plusieurs modelés peuvent être distingués.

12On observe un karst en roches moutonnées et polies sur les dos calcaires. Les dépressions de taille métrique sont occupées par des névés, des puits à neige, des lacs réduits. La fracturation, moins dense que sur le verrou de la Leisse, permet à l’eau de stagner de façon prolongée pendant l’été. Sur les arêtes et les seuils : elle favorise le débitage de la roche par le gel. Il se constitue des tapis de débris se mêlant aux apports morainiques et à ceux produits par la construction du téléphérique et du funiculaire. Le karst proglaciaire n’est pas toujours “nu”, mais également “couvert”, en fonction des conditions locales.

13Des cuvettes et des points d’absorption des eaux apparaissent. Aucun écoulement superficiel n’existe en avant du front glaciaire sur le replat du Plan. A l’est de la gare d’arrivée du 2ème tronçon du téléphérique, une dépression, partiellement occupée par un culot de glace sale et un névé, est le point évident d’enfouissement des eaux glaciaires et nivales.

14Le karst de haute montagne est représenté par les Rochers de la Petite Balme, découverts par le recul du glacier depuis le Dryas récent (- 10 000 ans BP). C’est un “fjell” karstique : tables de lapiez aux arêtes vives et aux sillons profonds de dimension métrique se calquant sur des dislocations structurales, banquettes ou escaliers, dépressions et puits d’origine glacio-karstique. L’écoulement subaérien est inexistant. Sur la bordure NE, des eaux venues des versants schisteux de l’arête du Grand Pré s’écoulent vers la dépression de la Masuin (2479 m) où elles dessinent des chenaux divagants. Cette dépression glacio-karstique, d’origine structurale (longueur : 400 m, largeur de 100 m), est encadrée par des fractures. Elle a été façonnée par les glaciers et colmatée par un remblaiement alluvial, d’où son fond plat. C’est un vallon karstique perché et actif au printemps et pendant l’été, mais incapable d’absorber la totalité des eaux de fusion nivale qui se déversent dans le vallon Paquis.

15Au nord du col de la Leisse, le long du chemin venant de Tignes, plusieurs dépressions fermées apparaissent dans les calcaires de la nappe de la Grande Motte : perte 2698, point 2738... Cette dernière, au contact calcaires-formations périglaciaires, draine les eaux de la partie centrale du versant de la Pointe de Grand Pré. Celles-ci sont absorbées par un gouffre. L’une et l’autre sont d’anciens puits d’absorption des eaux sous-glaciaires de la Grande Motte.

3) L’écoulement apparent des eaux et le problème de réseaux profonds et lointains

16Au nord du point côté 2779, les puits ont été explorés par le Spéléo Groupe du Forez. Un réseau de 230 m a été découvert au gouffre de la Petite Balme (2710 m) par C. BERTHIER et B. DUCLUZAUX. Plus récemment, les travaux de construction du funiculaire de la Grande Motte ont rencontré, à une cinquantaine de mètres du départ, une cavité avec des venues d’eau estimées à 100 1/s. (G. REVIAL, communication orale). Un réseau souterrain existe : l’écoulement est réduit (1 à 2 1/s d’après C. BERTHIER) dans la partie haute alimentée par les seules eaux de fusion nivale des Rochers de la Petite Balme. Plus bas, près de la gare de départ du téléphérique, les débits plus importants de la cavité sont vraisemblablement en relation avec l’écoulement souterrain du glacier de la Grande Motte. A l’ouest de la zone considérée (figure 2) une partie des eaux sous-glaciaires des glaciers de Pramecou, de Prémou et de Rosolin derrière rejoignent sans doute les sources du Doron de Prémou, alimentant le Doron de Champagny. Le drainage apparent de l’ensemble englacé Grande MottePramecou est rayonnant : vers le W (Prémou), l’ESE (lac des Nettes) et le N (vallon de Tignes-Val Claret).

17Vers Val Claret, on rencontre les aspects caractéristiques des bordures de karsts alpins englacés : le vallon glacio-karstique du Creux des Balmes, modelé en auge glaciaire, se termine à l'amont en “fer à cheval”. Des émergences se trouvent près de la gare de départ du téléphérique, à la tête des talwegs : elles ne sont que temporaires. Des venues d’eau plus importantes se font de façon diffuse sous la couverture morainique et alimentent directement le Rieutord : situation typique des bordures des karsts alpins. De ce fait, le débit total est difficile à estimer, d’autant qu’en surface (hormis le Rieutord), il reste très faible. Pendant l’année 1989, il a été abondant en mai-juin au moment de la fusion nivale, soutenu en août et en septembre du fait de l’alimentation glaciaire. Avec les premiers froids d’octobre et après un été très sec, le 22 octobre ces émergences (et le Rieutord lui-même) étaient taries. Seule celle du vallon du creux des Balmes avait un débit de 2 à 3 l/s.

18Ainsi se trouve posé le problème de l’écoulement des eaux sous-glaciaires de la Grande Motte. Les sources apparentes n’ont qu’un débit réduit et temporaire, le ruisseau du Rieutord, de régime purement nival (tarissement à la fin de l’été, hautes eaux de printemps, début de l’été) est alimenté en grande partie par la fusion nivale et les eaux de la zone schisteuse de Grand-Pré.

19Or la Grande Motte est un prodigieux réservoir. Les précipitations ont été évaluées à 1570 mm entre 2000 et 3600 m (CHARDON, 1991) et la lame d’eau écoulée chiffrée à 1213 mm/an. Près de là, dans le bassin de l’Averole, en partie englacée, elle s’élève à 1362 mm/an. Le glacier de la Grande Motte est une calotte de plus de 4 km2 et d’altitude moyenne 3030 m. La fusion glaciaire est considérable, s’ajoutant à la lame d’eau écoulée des précipitations sur une superficie karstifiée totale de l’ordre de 10 km2 (quadrilatère, Col de Fresse, Lac des Nettes, sommet Grande Motte, Col du Palet). Les quelques sources énumérées (Nettes, Val Claret..) et le Rieutord, avec des débits de l’ordre de la dizaine de litres, ne peuvent rendre compte de l’évacuation d’un débit spécifique de plus de 40 l/s/km2 soit au total plus de 400 1/s. Force est d’admettre que les eaux, pour les 3/4 au moins, sont évacuées par des émergences plus lointaines : Touvière, émergence centrale (EC), Gouille de Salin et sans doute Daille de Val d’Isère. Les sources proches du départ du téléphérique et du funiculaire ne sont que les trop-pleins d’écoulements souterrains plus considérables.

4) Essai d’évaluation de la dissolution karstique dans la haute montagne déglacée

20Le schéma des circulations hydrologiques esquissé ci-dessus nécessite l’analyse des eaux des sources du Vallon du Creux, ce qui permet de mesurer la dissolution karstique entre le glacier et l’émergence de la vallée. Cependant, ces eaux se distinguent nettement des émergences du centre de la station (infra) :

  • la température se situe près de 4°C ;

  • la conductivité est faible : 60 à 120 mS/cm (179 à 20°C en laboratoire), légèrement supérieure à celle des eaux sous-glaciaires ;

  • minéralisation totale reste médiocre (100 à 120 mg/1) et la dissolution karstique apparaît faible ;

  • faiblement agressive est bicarbonatée calcique, secondairement magnésienne. En effet, elle traverse une tranche de terrains gypsifères sur le pourtour de la Grande Motte.

21L’évaluation de l’érosion karstique globale a été faite à partir d’une analyse chimique complète selon la méthode d’HAKIM (1984). Pour des écoulements estimés de 1200 à 1500 mm/an, le taux de dissolution karstique est de 79 à 99 mm/millénaire dont 40 à 51 pour les roches carbonatées (51 % de l’apport), 38 à 48 mm pour les roches sulfatées (49 %). La dissolution est faible dans les calcaires métamorphisés. Si l’on retranche les 7 mm/ka d’érosion sous-glaciaire, elle s’établit entre 33 et 44 mm/ka soit en moyenne vers 38,5 mm/an pour la haute montagne non englacée dans sa globalité. L’absence de CO2 d’origine biologique limite la karstification dans ce domaine de haute montagne. Au total, les volumes d’eau énormes qui transitent par ce karst et ses réseaux souterrains ont une action dissolvante plus par leur masse que par leur agressivité. Ils s’évacuent loin de ce château d’eau souterrain qu’est la Grande Motte traversant la nappe des gypses.

II. LES KARSTS DU GYPSE EN HAUTE MONTAGNE AUTOUR DE TIGNES

22Les formes karstiques se développent entre 1800 et 2700 m. A l'ouest comme à l’est de Tignes, des dolines-entonnoirs, de dimensions métriques à pluri-décamétriques échancrent les hauteurs, les versants, les replats que forment des dômes et des bombements de gypses triasiques. Ceux-ci sont le soubassement de la nappe piémontaise des schistes lustrés (fig. 3) formant elle-même les sommets de la Pointe de Grand Pré, Col de Freysse et de l'Aiguille du Chardonnet. Les affleurements du gypse s’étendent du Col du Palet (2652 m) aux abords de Bellevarde (2827 m), du Col de Leisse au Lavachet où ils recouvrent les calcaires mésozoïques du verrou de Tignes-Roc de la Tovière. Cette masse charriée s’appuie contre celle de la Grande Motte et les versants méridionaux du Mont Pourri.

23La géométrie spatiale du gypse, tout comme sa situation structurale, ne sont pas éclaircies et restent discutées. Son épaisseur est inégale et très variable. Elle est importante, mais inconnue au droit du lac de Tignes où existe un synclinal N-S, synclinal qu’ELLENBERGER (1958) qualifie “d’énorme fosse gypseuse’’ développée sous la nappe des schistes lustrés, démantelée par l’érosion. Au nord du lac du Chardonnet et de la Tovière, les gypses disparaissent. Aux cols de la Leisse et du Palet, le gypse affleure à 2650 m, vers 2100 m à Tignes même et se retrouve vers 1850 m à la Daille. Les cartes d’ELLENBERGER donnent une représentation précise de ces affleurements qui sont en continuité dans un polygone Palet, Tignes, Daille, Collet du Grand Pré, Col de la Leisse, pourtour nord de la Grande Motte, Palet. Cette continuité est une donnée fondamentale pour les circulations hydrologiques puisqu’elle induit des pendages et des pentes locales et générales. ELLENBERGER (1958) individualise ceux-ci en une “nappe des gypses”, véritable unité tectonique autonome et d’épaisseur variable en raison des conditions initiales, très inégales, de dépôt, mais surtout en fonction du charriage de la nappe des schistes lustrés. Celle-ci a généré des laminages et des bourrages localisés en dômes, fossés, anticlinaux pincés... Vers Tignes et Val Claret, l’épaisseur pourrait être de plusieurs centaines de mètres. Des liaisons hydrogéologiques Col de la Leisse, Val Claret, Lac de Tignes ou Col du Palet, Lac de Tignes ou encore Col de la Leisse, Col de Fresse, Daille sont possibles à travers cette masse de roches sulfatées.

Photo 1 : (en haut) Le glacier de la Grande Motte vu du col de la Leisse.
The “Grande Motte”glacier from the “col de la Leisse”.

Photo 2 : Doline de 50 m de diamètre dans les gypses à l’est du col du Palet (août 1990).
East of “col du Palet”, in gypsum and anhydrit, a fifty meters large doline.

24L’intérêt de la région tient également à la présence de stades tardiglaciaires identifiés (fig. 2). Au Petit Age Glaciaire (XIXeS.), le glacier de la Grande Motte descendait dans le vallon du Creux des Balmes. Plus bas, en suivant le schéma des stages tardiglaciaires, il est possible d’attribuer au Dryas récent (D3 : 10 000 BP) les moraines de Val Claret, au Dryas moyen (D2 : 12 000 BP) celles du lac de Tignes et au stade plus ancien du Dryas (D1 : 14 000 BP) les accumulations tapissant les versants de Val Claret vers 2100 m et se poursuivant par les moraines de la combe d’amont au nord du Lavachet. Le front glaciaire devait alors se situer sur les rives du lac du Chevril. Les crêtes vers 2500-3000 m (Pointe de Freysse, Chardonnet...) étaient ourlées de névés et de glaciers de cirque. Une active évolution karstique en milieu périglaciaire de haute montagne commençait il y a quelques 13 000 ans pour le moins.

1) Les aspects des karsts de Tignes

25Plusieurs systèmes exokarstiques peuvent être distingués :

  • Le crypto-karst des versants de la Pointe de Grand Pré (3059 m) à l'est du col de la Leisse : Des dolines-entonnoirs de dimensions plurimétriques par leur diamètre et leur profondeur apparaissent dans les formations périglaciaires (éboulis fluants, coulées de pierres...) données dans le haut du versant par les schistes lustrés. Le soutirage est dû à la karstification du gypse sous-jacent qui apparaît localement. Certaines dépressions sont obstruées par ce colluvionnement et occupées par des lacs. C’est un exemple d’évolution rapide, récente et actuelle de la karstification au niveau de l’étage périglaciaire et supra-périglaciaire (2500-3000 m) dans la haute montagne empierrée et rocheuse. Dans ce cas, l’évolution des formes karstiques prenant le pas sur la morphogenèse périglaciaire, peut être mis en relation avec le recul de cette dernière depuis la fin du Petit Age Glaciaire.

  • Le crypto-karst de Val Claret : Le replat de Val Claret et ses abords sont parsemés de dolines atteignant quelquefois une dizaine de mètres dans leur diamètre. Dans les dépôts morainiques et colluviaux, leur formation est due à la dissolution du gypse sous-jacent par des circulations d’eau d’origine locale (versant des Tommeuses) et extérieure. Celles-ci forment un réseau souterrain et des cavités, d’où des phénomènes d’effondrement et d’approfondissement des dolines. Une cavité souterraine a été découverte lors de travaux de génie civil (G. REVIAL). Dans ce replat glaciaire du Dryas récent, les dolines (5-10 m) se sont formées depuis 10 000 ans.

  • Le karst des crêtes entre 2400 et 2700 m : Il apparaît dans un bombement éventré par de grandes dolines au Col du Palet (2652 m). Le gypse est recouvert de cargneules et de dolomies formant des chicots ruiniformes (photo 2). Quand cette couverture a été dégagée, sur les versants est et ouest, l’évolution a été rapide d’autant que des dépressions glacio-karstiques ont pu se former et fonctionner jusqu’au Dryas avant d’être transformées en combes à neige. Sur le versant occidental, des dolines-entonnoirs (plus de 10 m de profondeur) percent le gypse (photo 3). Des cavités verticales se creusent, dégageant un petit pont naturel. Elles sont fragiles. L’altération et la désagrégation du gypse et des cargneules colmatent les orifices initiaux du réseau profond. Ceci montre cependant, et c’est assez rare, toute l'importance et la rapidité de la karstification profonde des masses de gypse, karstification très évolutive qui est à l’origine du développement accéléré des formes superficielles.

Figure 3 : Coupe S-N de la Grande Motte au lac du Chevril - Tignes-les-Brèvières (en fond les reliefs du versant ouest du bassin de Tignes). Légende : 1, calcaires de la Grande Motte. 2, gypse du Trias. 3, schistes lustrés de la zone piémontaise. 4, socle métamorphique. 5, moraines et alluvions. 6, replat glaciaire du Dryas ancien (13 000 BP). 7, émergence.
South-North profile from “La Grande Motte” to “Lac du chevril" (in the background, landforms of the western side of Tignes-le-Lac valley). 1, “La Grande Motte" limestones. 2, gypsum (Trias). 3, metamorphic schists of the alpine intern thrust. 4, metamorphic rocks of the “Mont Pourri" basement. 5, glacial and alluvial deposits. 6, old Dryas glacial accumulations (13 000 BP). 7, spring.

26Celle-ci est en relation avec des structures anticlinales en dôme. Sur les versants, des dolines circulaires (diamètre de 30 à 50 m), partiellement occupées par la neige fin août 1990, se développent dans les gypses et leurs colluvions (photo 2) : le soutirage profond se manifeste par des phénomènes de foirage sur les versants. Elles sont parfois occupées par des lacs temporaires dont les eaux froides sont faiblement minéralisées : le 22 août 1990, nous avons relevé une résistivité de 100 000 ohm/cm quand la température de l’eau était de + 2 à 6°C (selon la proximité du névé), le pH de 8,6. La minéralisation totale atteignait seulement 10 mg/1. La faiblesse de cette dissolution superficielle (quand les eaux ne ruissellent pas) est une preuve supplémentaire de l’origine souterraine de l’évolution des formes de surface. En effet, comme on le verra, les eaux des émergences sont très minéralisées. Le site d’interfluve, l’altitude, l’existence de petits cirques glaciaires et la présence sporadique de névés, conduisent à considérer ce karst comme un “dôme-écumoire” déglacé depuis le Dryas récent. De dimensions limitées, il est resté recouvert par des dolomies et cargneules plus longtemps que celui du Gébroulaz (CHARDON, 1991), ce qui a retardé son évolution. A la différence de celui-ci, aucun glacier de vallée n’a décapé ces roches. Elles se sont maintenues en “chapeau” sur l’anticlinal, mais dans les cirques glaciaires elles ont été déblayées.

27- Les karsts des replats et des plateaux (fig. 2) : Tommeuses, Borsat, Combe du Santon à l’est de la crête Tovière-Col de Fresse, Grattalou, Chardonnet à l’ouest du Val Claret... auxquels on peut joindre celui des Bormes dans la vallée de Champagny (doline géante de 70 m de profondeur, diamètre de 100 m) sont dans la tranche altitudinale 2200-2500 m. Toujours situés au-dessus des moraines latérales des glaciers de vallée au Dryas ancien (-14 000 BP), ils se localisent en contrebas de crêtes encore englacées au Tardiglaciaire. L’évolution postglaciaire a pu commencer il y a 13 000 ans pour le moins. Au Chardonnet, au Plan des Tommeuses, les bombements de gypse expliquent la taille des dolines : 50 à 100 m de large, 10 à 20 m de profondeur pour les plus grandes. C’est un stade plus avancé de l’évolution morphologique des bombements gypseux. L’écoulement souterrain des eaux est connu par des sondages et les émergences de la vallée de Tignes-Le-Lac.

28- La vallée de Tignes-Le-Lac à Val Claret : C’est une auge glaciaire creusée dans le gypse qui affleure sur ses bords. Phénomène original, mais non unique puisque l’on peut citer la vallée de la Clarée, le lac du Cenis (pour partie)... Elle est barrée par un verrou glaciaire formé par les calcaires mésozoïques de la couverture sédimentaire du Mont Pourri recouverts de moraine. Le lac de Tignes est une cuvette de surcreusement dont le fond est obstrué et colmaté à l’aval (moraine, colluvions ?). L’émissaire du lac évacue les eaux, mais celles-ci circulent aussi souterrainement avant de parvenir à l’émergence de la Gouille de Salin en contrebas.

29La taille des entonnoirs varie en fonction de leur âge. Les plus récents, postérieurs au Petit Age Glaciaire, sont de dimensions métriques (Gébroulaz, Col de la Leisse). Leur diamètre atteint plusieurs dizaines de mètres pour les affleurements déglacés depuis 10 000 ans et plus ou moins colmatés par les dépôts glaciaires : Col du Palet. Sur les replats plus anciennement déglacés (15 000 ans ?) le diamètre peut dépasser les 50 m (Tommeuses, Bonnes).

2) Les émergences karstiques

30Celles-ci étaient nombreuses autour de la gare du téléphérique du Val Claret, mais en partie souterraines et de faible débit. Elles se font dans la masse de dépôts morainiques et alluviaux qui colmatent le fond de l’auge glaciaire. L’urbanisation, la création de parkings et de terrains de jeux, la canalisation du Rieutord contribuent à les faire disparaître. Aujourd’hui, seules les plus importantes se maintiennent et sont aménagées entre le lac de Tignes et Val Claret. La Touvière, au sud du terrain de golf, la plus abondante, est partiellement captée et aménagée. Son débit est assez important même après un été très sec : 50-100 1/s, en hiver 20 à 50 l/s (Décembre 91)

31Des sources secondaires alimentent une vasque d’où est issu un ruisseau qui va au Lac de Tignes, parallèlement au Rieutord. Elles sont situées immédiatement après le carrefour de la route de Val Claret avec le chemin du golf sur la droite. Les débits à la sortie de la vasque varient de quelques litres à 100 1/s à la fusion des neiges. C’est ce que nous appellerons les émergences centrales (de la vallée) ou Ec. Dans cette vasque se trouvent également des griffons dont les orifices sont observables par beau temps avec un éclairage rasant, au printemps et en été. Il en serait de même dans le lac de Tignes, mais nous n’avons pu les observer.

32La source de “La Gouille de Salin”, sous le verrou du Lavachet, est la plus importante. Il s’agit d’une ligne d’émergences, dominée par des griffons (trop-pleins ?) situés 5 à 10 m plus haut dans la paroi. Au cours de l’automne 1990, le débit de l’ensemble est resté soutenu malgré une longue période de sécheresse. Il en a été de même fin novembre-décembre 91 après trois semaines de froid sec et vif. Les sources multiples et l’eau cascadante rendent difficile l’estimation du débit global. Cet ensemble paraît avoir, après nos visites en toutes saisons, un débit pérenne assez constant de Tordre de 0,1 à 0,5 m3/s ou plus. Ce sont des sources de nappe. De façon visible, l'exsurgence principale de la vasque est située sur le contact entre des micaschistes du socle et des calcaires mésozoïques, ce qui explique à la fois l’abondance et la constance des débits. Faute de moyens, nous n’avons pu procéder à des mesures suivies et précises.

33La source de la Daille (commune de Val d’Isère), située au pied de Bellevarde et de l’ensemble Tommeuses, Lavachet, Roc de la Tovière, appartient à cet ensemble karstique avec un débit soutenu : 200-300 l/s.

34Ces deux dernières émergences, à la différence des précédentes, ont des températures légèrement plus élevées et sont incrustantes : des précipitations de carbonates se font sur les bords de la vasque de la Gouille et les bordures de la Daille où existent d’anciens tufs. Leur débit apparemment plus constant est beaucoup plus abondant.

3) Analyses physico-chimiques des eaux des émergences

35L’ensemble des émergences du vallon de Tignes, de la gare du téléphérique à la Gouille de Salin, ainsi que la Daille, montrent des caractéristiques communes au vu des analyses :

  • températures de l’ordre de 2,4 à 3°C pour la partie amont, de 3,5 à 4°C pour la Gouille de Salins et la Daille ;

  • le pH des eaux varie de 7,4 à 8,2, se situant le plus souvent vers 7,8-8 ;

  • la conductivité est assez élevée. Mesurée sur le terrain à quatre reprises, elle fait apparaître les caractères voisins des eaux de la Touvière, de l’émergence centrale et de la Grande Motte avec des valeurs de 600 à 700 μS/cm. Celle-ci, plus fortes à la fin août et en septembre, s’abaisse en octobre après des pluies abondantes. Ce paramètre les distingue nettement des eaux d’origine glaciaire et nivale du karst calcaire de la Grande Motte dont la conductivité est faible (supra). La conductivité, sensiblement plus basse des eaux des sources de la Gouille, peut s’expliquer par le mélange des eaux venues des sources et du lac de Tignes avec un apport beaucoup moins minéralisé des karsts des calcaires du Lavachet et des dolomies de l’Aiguille Percée. D’après les chiffres du tableau 1 concernant Tignes et la Gouille, les apports se situent dans des proportions de 4/5 et 1/5 pour les deux approvisionnements. La minéralisation totale, mesurée sur place, varie dans le même sens tout en restant élevée : de 460 à 620 près du lac et à l’amont, de 400 à 500 à la Gouille. Les mesures effectuées en laboratoire (à 20°C) par les services de la commune de Tignes sur les eaux des émergences ou des captages proches du lac, donnent des valeurs un peu plus élevées pour la conductivité.

36La Daille s’individualise par rapport aux émergences de Tignes. La température varie entre 2,8 et 4°C. La conductivité et la minéralisation sont plus élevées qu’à la Gouille de Salin et à Tignes. Le taux de calcium s’élève à plus de 300 mg/1. De toute évidence, les eaux viennent et ont circulé à travers l’ensemble gypseux s’étendant de la Pointe du Pré à la Tovière-Tommeuses et aux contreforts de Bellevarde, soit un espace de l’ordre de 8,5 km2 entre 1800 et 2800 m d’altitude. La minéralisation forte en sulfates, plus faible en carbonates réduit à de faibles quantités les apports des karsts calcaires du Roc de la Tovière et de Bellevarde. Tout se passe comme si un axe synclinal s’abaissant vers le nord canalisait vers la Daille les eaux des terrains gypseux entre Tovière et Bellevarde. La Tovière-Lavachet à l’ouest, Bellevarde à Test se situent à l’emplacement des bombements structuraux jouant le rôle de ligne de partage des eaux.

37La nappe des gypses (ELLENBERGER, 1958) constitue un réservoir naturel formé de deux compartiments distincts : à l’ouest celui de Tignes-Gouille de Salin, à Test celui de la Daille drainant Bellevarde-Tovière-Borsat-Col de Fresse. Les analyses chimiques complètes effectuées par la ville de Tignes et le Laboratoire Régional des Eaux, à notre demande, vont dans le même sens.

4) Hypothèses sur les circulations hydrogéologiques des karsts Tignes-Grande Motte (fig. 3)

38Les observations et les analyses des eaux permettent un certain nombre de conclusions. Le débit des émergences majeures est important et pérenne : il reste soutenu après une longue période de sécheresse d’été et d’automne (1989, 1990) et pendant les froids prolongés et secs de l’hiver (1991). Si l’abondance des eaux au printemps et en été est due à la fusion nivale, seule une alimentation soutenue par un stockage considérable peut expliquer la permanence des écoulements des grandes sources. Lors des périodes de sécheresse le Rieutord, les sources du vallon du Creux tarissent ; dans le karst du gypse, les lacs des dolines-entonnoirs disparaissent ; quant aux talwegs superficiels, comme le ruisseau de la Tovière, ils ne sont actifs qu’après les orages et aux moments de fusion nivale.

39Tout se passe comme si les karsts du gypse étaient incapables de retenir et de gérer un important volume d'eau. Celle-ci ruisselle superficiellement ou bien s’enfouit pour circuler rapidement et réapparaître aux émergences. Le débit pérenne des grosses émergences (Touvière, Gouille, Daille...) doit trouver son origine dans la fusion glaciaire de la calotte de la Grande Motte et de ses annexes. Elle est maximale au moment des sécheresses estivales et se poursuit au contact de la glace/rocher pendant l’hiver comme l’ont montré les travaux de D. FORD, R. MAIRE, R.VIVIAN.... De toute évidence, la fusion de ces glaciers entièrement constitués de glace tempérée est accélérée par le réchauffement climatique rapide de ces dernières années. Il fournit un flot abondant et relativement constant.

40Faute de mesures continues aux émergences, il n’est pas possible de quantifier la répartition géographique des flux. Les résultats des analyses et l’importance relative des débits permettent d’envisager trois aires de circulation hydrogéologique :

  • Celui de la Daille s’étend sur tout le bassin-versant apparent du torrent de la Tovière, mais sans doute au-delà draine-t-il, à travers les gypses, les karsts du Col de la Leisse, les pertes cotées 2698 et 2761, la partie orientale de la calotte glaciaire (secteur de la Leisse). Le pendage et la continuité des gypses, l'enchassement de l’écaille de la Grande Motte dans la nappe des gypses expliquent l’existence d’un flux souterrain dans les gypses, ce qui rend compte à la fois du débit important et pérenne de cette source et de la forte minéralisation de ses eaux.

  • Le glacier de la Grande Motte alimente les émergences du Val Claret : Touvière, Emergence centrale, gare du téléphérique. Vallon du Creux et chalets de la Balme. La nappe souterraine du Val Claret jaillit dans la vasque de l'émergence centrale et le lac de Tignes (aujourd’hui en partie artificiel). Elle reçoit aussi les apports des karsts du gypse situés sur les deux versants : Palet, Chardonnet, Tovière... La minéralisation modérée des eaux tient à ces deux apports et à leur mélange qui se fait dans la nappe alluviale (alluvions et dépôts glaciaires) de Val Claret.

  • La Gouille de Salin (alt. 1950 m) est l’émergence d’une nappe plus profonde résultant d'une triple alimentation par :

  • les pertes du lac de Tignes et de la nappe de Val Claret à travers les calcaires du verrou de Tignes ;

  • les apports peu minéralisés des versants (Lavachet, Aiguille Percée) ;

  • des apports profonds venus de la Grande Motte ( ?).

Photo 3 : Cavités karstiques dans le gypse au col du Palet (août 1990).
"Col du Palet" : karstic caves and pits ingypsum.

Photo 4 : Les sources de la Gouille de Salins vues de la route de Tignes (juin 1990).
From the road to “Tignes-le-Lac”, a view of “la Gouille de Salins” (spring 1990).

41Les analyses des eaux montrent une indépendance probable des deux systèmes : Val Claret, Tignes, Gouille à l’ouest et Leisse, Fresse, Tommeuses à Test. Le 3 février 1992, après une période de froid continu et sans chute de neige importante depuis le 22 décembre, le débit de la Daille reste très soutenu, de l’ordre de 200-300 1/s et les eaux conservent les mêmes caractéristiques physico-chimiques. Celui de la Gouille a sensiblement diminué (200 1/s ?). Ces observations confirment l’indépendance des deux bassins-versants et les conclusions précédentes.

5. Evaluation de la dissolution karstique dans les gypses (tableau 1)

42Sur la base de la méthode définie par HAKIM (1984) et de la tranche d’eau écoulée par l’Isère à Val d’Isère, soit 1213 mm/an (moyenne sur 10 ans), il est possible, grâce aux données des analyses complètes des eaux, de tenter une approche de l’érosion karstique.

43La tranche d’érosion par dissolution karstique et par millénaire s’élève à 383 mm à Tignes, 322 à la Gouille et 653 à la Daille. L’originalité de cette dernière apparaît : 84 % de cette érosion est due à la dissolution des roches sulfatées et salines. Ces chiffres permettent une approche de la dissolution karstique globale, essentiellement souterraine (cf. supra) en montagne alpine dans la tranche altitudinale 1800 à 2800 m.

44Si la dissolution dans les gypses peut être légèrement supérieure à 552 mm/1000 ans, puisque les apports non connus et moins minéralisés venus des roches carbonatées diminuent la minéralisation globale des eaux, elle doit être corrigée par le fait que les eaux de ruissellement superficiel (une faible partie de l’écoulement) sont moins minéralisées. Au total, ce chiffre de 552 mm/ka apparaît comme une moyenne. Les valeurs générales de 383 à 653 mm/1000 ans, donnent une idée de la tranche érodée dans une montagne alpine associant roches sulfatées et carbonatées (que ce soit des dolomies, des calcaires...) comme c’est généralement le cas.

CONCLUSION

45L'étude des karsts de Tignes et de la Grande Motte présente deux domaines dont l’évolution et l’hydrologie sont distincts. Le karst calcaire de la Grande Motte, encore englacé, au drainage divergent vers le nord, l’est et l’ouest, confirme la faible corrosion chimique des eaux glaciaires et nivales en haute montagne. L’évolution morphologique est ralentie. La dissolution chimique en profondeur est médiocre.

46Les karsts de gypse se distinguent par une évolution accélérée. La corrosion chimique profonde du karst détermine l’évolution des formes de surface. Autour de Tignes, on peut distinguer :

  • une karstification de surface par les eaux et l’altération superficielle ;

  • une circulation souterraine des eaux aboutissant à des nappes pérennes qui affleurent dans le lac de Tignes, le Val Claret, la Gouille de Salin et la Daille ;

  • une circulation profonde venue des calcaires mésozoïques fissurés de la Grande Motte se mêlant à la précédente. L’ensemble de ces karsts est “barré” (affleurement de micaschistes du socle), d’où une nappe constante émergeant à la Gouille de Salin.

Lieu- Altitude - date

P’= 1000

P’= 1200

P’= 1500

Glacier-Col de Leisse (2700 m, 20/06/90)
Source du Vallon-(2150 m, 22/10/90) canon à neige

4,8
66
(34 + 32)

5,7
79
(40 + 38)

7,0
99
(51+48)

Tignes/Sce. Centrale (2100 m, 21/10/90)

319,8
(22,8 + 297)

383,9
(27,4 + 356,4)

580
(34 + 446)

Gouille Salins (1950 m, 21/10/90)

264,7
(75,7 + 189)

317,6
(90,8 + 226,8)

397
(114 + 283)

La Daille (1800 m, 21/10/90)

544,2
(84,2 + 460)

653
(101 +552)

816
(126 + 690)

Tableau 1 : Evaluation de la dissolution karstique en mm/millénaire en fonction de la tranche d’eau écoulée P’. Les estimations ont été faites en fonction de trois valeurs de PL La plus vraisemblable est calculée à partir de P'= 1500 mm. Sous le chiffre total, sont indiqués, entre parenthèses et dans l’ordre, le chiffre de la dissolution des carbonates, puis celui des roches sulfatées et salines. NB : la dissolution souterraine entre le glacier et la source du Vallon dans les seuls calcaires est de : 51 - 7 = 44 mm.
An evaluation of the karstic corrosion in mm/ky in relation according to the amount of the annual runoff (P) in mountains.

47La présence de grandes circulations hydrogéologiques à travers la masse des gypses triasiques est un phénomène majeur révélé par cette région : au moins 6 km entre La Leisse et La Daille, 5 km entre glacier de la Grande Motte et Val Claret, lac de Tignes.

48La dissolution karstique est faible sous les glaciers, que ce soit pour les calcaires ou les gypses (CHARDON, 1991). En haute montagne alpine déglacée, dans les karsts du gypse, l’exemple de la Daille montre que dans le milieu des prairies alpines d’altitude, elle est plus faible (552 mm/ka) que dans la haute montagne périglaciaire dénudée où ROVERA (1990) et CHARDON (1991) l’estiment à 1500 mm/ka.

Bibliographie

BIBLIOGRAPHIE

BÖGLI A. (1970) : Le Hölloch et son karst, Ed. de la Bacconnière, 100 p., Neuchâtel (Switzerland).

CHARDON M. (1984) : Le rôle des héritages quaternaires dans les karsts alpins : les Alpes du Nord. Karstologia, no 3, p. 12-15.

CHARDON M. (1989) : Montagnes et milieux montagnards, géographie physique des montagnes. coll. Grenoble Sciences (2° édition), Grenoble, 240 p.

CHARDON M. (1991) : Approche géomorphologique des karsts du gypse de la Vanoise : la zone alpine et glaciaire du vallon du Fruit-Gébroulaz (Alpes-France). Karstologia, no 17, p. 31-43.

CHARDON M. (1992) : Karstic dénudation and tufas deposits in high alpine mountains (Alpes, France) - Zeitschrift für géomorphologie, N.F., suppl. Bd 85, p. 1-20.

CORBEL J. (1957) : Karsts haut-alpins. Rev. Géogr. Lyon, vol. XXXII, no 2, p. 135-158.

DUCLUZAUX B. (1987) : Savoie, le Gouffre de la Petite Balme. Spelunca, no 26 et l’Aven Bull. S.C. de la Seine, no 50, p. 28-31.

EK C. (1964) : Note sur les eaux de fonte des glaciers de la Haute Maurienne. Revue belge de géographie, 88° année, f. 1 et 2, p. 127-156.

FABRE D. et DAYRE M. (1982) : Propriétés géotechniques des gypses et anhydrites du Trias des Alpes de Savoie, Bull. Ass. Int. Geol. Ing., tome 25, p. 91-98, Paris.

HAKIM B. (1984) : Nouvelle approche pour l’évaluation de la dissolution spécifique. Karstologia, no 4, p. 56.

HUGONIN F. (1988) : Le Quaternaire de la haute vallée de l’Arc. Thèse Univ. J. Fourier, 465 p., Institut de Géologie-Dolomieu, Grenoble.

MAIRE R. (1976) : Recherches géomorphologiques sur les karsts haut-alpins... Nice, UER Lettres, Thèse de 3ème cycle, 455 p., Université de Nice.

MAIRE R. (1978) : Les karsts sous-glaciaires et leurs relations avec le karst profond. Rev. Géogr. Alpine, t. LXVI, f. 2, p. 139-149.

MAIRE R. (1990) : Recherches géomorphologiques et spéléologiques sur les karsts de haute montagne. Thèse d’Etat, 2 vol. (336 et 407 p) et Karstologia-Mémoires, no3, 732 p., Nice, Institut de Géographie.

MARTINOT J.P. (1979) : Ecologie et gestion piscicole des lacs de haute altitude du P.N. de la Vanoise, Thèse de 3ème cycle, 90 p., Grenoble, Univ. J. Fourier, Biologie animale.

NICOD J. (1976) : Karsts des gypses et des évaporites associées. Annales de Géographie, no 471, p. 513-554.

PULINA M. (1984) : Glacier-karst phenomena in Spitsbergen. Norsk Geogr. Tidsskr., vol. 38. p. 163-168.

RAMPNOUX J.P. et NICOUD G. (1979) : Les circulations souterraines entre le col de la Vanoise et Pralognan. Trav. scientifiques Parc National Vanoise, tome X, p. 71-82.

REVIAL G. (1986) : Contribution à l’étude limnologique du lac de Tignes (Savoie), Mémoire de Maîtrise, 60 p., Grenoble, Inst. Géogr. Alpine.

REYNAUD L. (1988) : Gébroulaz, un glacier de Vanoise. Lab. de Glaciologie et Géophysique de l'environnement du C.N.R.S., BP 96, 38402 St Martin d’Hères, 22 p.

ROVERA G. (1985) : Quelques aspects de l’évolution superficielle d'un karst du gypse d’altitude anthropisé : l’exemple de la Plagne en moyenne Tarentaise (Savoie), Travaux de l'URA 903, no XIV, p. 23-28, Aix en Provence, Inst. Géographie.

ROVERA G. (1990) : Géomorphologie dynamique et aménagement des versants en moyenne Tarentaise. Thèse d'Université, 465 p., Institut de Géographie Alpine, Grenoble.

RUET H. (1987) : L’alimentation en eau des Quatre Vallées (Vanoise), Mém. DEA, 12. Inst. Géogr. Alpine, Grenoble.

VIVIAN R. (1969) : Le glacier de Gébroulaz. Rev. Géogr. Alpine, t. LVII, f. 2, p. 429-432.

VOIRON H. (1983) : Les régimes nivométriques de la Vanoise. Travaux scientifiques du Parc National de la Vanoise, vol. XIII, p. 81-89.

Table des illustrations

Légende Figure 1 : Le karst de la Grande Motte.1, limite du glacier au Dryas 3 (-10 000 BP). 2, limite du glacier au Petit Age Glaciaire. 3, escarpement calcaire. 4, fractures. 5, karst en roches moutonnées. 6, banquette. 7, champs de lapiés. 8, doline. 9, puits absorbant. 10, source. 11, glacier rocheux, éboulis fluants.Landforms in "La Grande Motte" karst.1, glacier limit during Early Dryas (-10 000 BP). 2. Little Glacial Age glacier limit. 3. calcareous scarp. 4, fault. 5, rounded rocks karst. 6, schichttreppenkarst. 7, lapiez. 8. doline. 9. sinkhole. 10, spring. 11, rock glacier and flowing screes.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/10958/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 220k
Légende Figure 2 : Reliefs, stades glaciaires récents et écoulements possibles dans les karsts de la Grande Motte - Tignes et Val d’Isère. (CHARDON, novembre 1990). 1, glacier actuel. 2, accumulation morainique, glacier rocheux. 3, accumulations glaciaires du Dryas (D1 ancien, D2 moyen, D3 récent). 4, limite du glacier au Petit Age Glaciaire (XVII-XIXème siècle). 5, champ de dolines. 6, doline-entonnoir de grandes dimensions. 7, puits, orifice d’absorption des eaux, gouffre... 8, émergence. 9, écoulement probable. 10, écoulement hypothétique. 11, gare du téléphérique de la Grande Motte.Landforms, recent glacial stages and probable underground flows in the karstic area “La Grande Motte-Tignes-Val d’Isère”. 1, glacier. 2, moraine, rock glacier. 3, Dryas and tardiglacial morainic deposits (D1, Early Dryas, D2, Middle Dryas, D3, date Dryas). 4, glacier limit during the Little Glacial Age (XVII-XIX°C). 5, doline. 6, very large dolines. 7, pits, sinkholes. 8, spring. 9, probable underground flow. 10, hypothetic flow. 11, “La Grande Motte Téléphérique”station.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/10958/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 300k
Légende Photo 1 : (en haut) Le glacier de la Grande Motte vu du col de la Leisse.The “Grande Motte”glacier from the “col de la Leisse”.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/10958/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 340k
Légende Photo 2 : Doline de 50 m de diamètre dans les gypses à l’est du col du Palet (août 1990).East of “col du Palet”, in gypsum and anhydrit, a fifty meters large doline.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/10958/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 368k
Légende Figure 3 : Coupe S-N de la Grande Motte au lac du Chevril - Tignes-les-Brèvières (en fond les reliefs du versant ouest du bassin de Tignes). Légende : 1, calcaires de la Grande Motte. 2, gypse du Trias. 3, schistes lustrés de la zone piémontaise. 4, socle métamorphique. 5, moraines et alluvions. 6, replat glaciaire du Dryas ancien (13 000 BP). 7, émergence.South-North profile from “La Grande Motte” to “Lac du chevril" (in the background, landforms of the western side of Tignes-le-Lac valley). 1, “La Grande Motte" limestones. 2, gypsum (Trias). 3, metamorphic schists of the alpine intern thrust. 4, metamorphic rocks of the “Mont Pourri" basement. 5, glacial and alluvial deposits. 6, old Dryas glacial accumulations (13 000 BP). 7, spring.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/10958/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 124k
Légende Photo 3 : Cavités karstiques dans le gypse au col du Palet (août 1990)."Col du Palet" : karstic caves and pits ingypsum.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/10958/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 344k
Légende Photo 4 : Les sources de la Gouille de Salins vues de la route de Tignes (juin 1990).From the road to “Tignes-le-Lac”, a view of “la Gouille de Salins” (spring 1990).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/10958/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 305k

Auteur

Institut de Géographie Alpine Rue M. Gignoux - 38031 Grenoble Cedex (Fr.)

© Presses Universitaires de Bordeaux, 1992

Conditions d’utilisation : http://www.openedition.org/6540