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    Plan

    Plan détaillé Texte intégral INTRODUCTION I. CADRE GEOGRAPHIQUE ET GEOLOGIQUE II. GEOLOGIE ET GEOMORPHOLOGIE GLACIAIRE III. GEOMORPHOLOGIE KARSTIQUE IV. MORPHOGENESE ET CHRONOLOGIE DES MODELES KARSTIQUES Bibliographie Annexe Notes de fin Auteurs

    Karsts et évolutions climatiques

    Ce livre est recensé par

    • Joël Humbert, Revue géographique de l’Est, mis en ligne le 7 août 2013. URL : https://journals.openedition.org/rge/4255 ; DOI : https://doi.org/10.4000/rge.4255
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    Table des matières

    Le karst résiduel du Monte Alben

    Préalpes de Bergame, Italie1

    Alfredo Bini, Carla Ferliga et Fabio Bajo

    p. 385-400

    Remerciements

    Nous sommes redevables à U. SAURO et G. OROMBELLI pour leur lecture critique du manuscrit, à S. ROSSI pour ses avis utiles et M. MINOLI pour les dessins et la rédaction de la carte géomorphologique.

    Texte intégral Bibliographie BIBLIOGRAPHIE Annexe ANNEXE * Profil 1 (depuis le sommet) * Profil 2 * Profil 3 Notes de fin Auteurs

    Texte intégral

    INTRODUCTION

    1Au cours des phases froides plio-quaternaires quelques grandes vallées pré-alpines (Imagna, Taleggio, Serina) dans la région de Bergame n’ont pas été touchées par la glaciation ou alors seulement de façon marginale : le climat froid et les processus morphogénétiques périglaciaires n’ont pas été suffisamment intenses pour détruire les modelés antérieurs.

    2L’étude des caractéristiques géomorphologiques et l’analyse des dépôts de surface permettent donc de reconstruire l’évolution géomorphologique des Préalpes bergamasques. En particulier le Mont Alben est un bon cas d’étude pour la richesse d’information qu’il procure ; aussi sa morphologie a-t-elle été étudiée en détail au cours du relevé géologique de la Province de Bergame. Comme le principal but était l’étude des phénomènes karstiques, nous avons utilisé les indications de BINI & al. (1986) pour la carte géomorphologique. De même, pour la cartographie, la base a été fournie par le fond aérophoto-grammétrique IGM 33 I SO “Serina” de la carte au 1/25 000, lequel est beaucoup plus précis que la Carte Technique Régionale au 1/10 000.

    I. CADRE GEOGRAPHIQUE ET GEOLOGIQUE

    3- Le cadre géographique : Le Mt. Alben (2019 m) se situe entre les vallées du Brembo et du Serio et forme un massif subcirculaire séparé par des vallées et des seuils des reliefs environnants : le Val Serina à l’ouest ; les larges seuils et plaines de Valpiana (1020 m), Oltre il Colle (1023 m) et Zambia (Passo della Crocetta, 1267 m) au nord ; les Valle del Riso à Test et Valle Chignoli, le seuil du Roccolo (1306 m) et Val Vertova au sud.

    4Les bordures extérieures du massif se composent de versants abrupts et de falaises rocheuses, tandis que la partie interne est un large amphithéâtre à versants doux débutant depuis le haut des crêtes (de 1700 m à 1950 m) et descendant vers Cascinetto (1435 m), Casere (1400 m) et Cascina dei Fop (1590 m). A l’intérieur de l’amphithéâtre, on distingue, d’après la morphologie, les secteurs suivants (fig. 1) :

    1. la zone centrale (terrasses de Baita Piazzoli et de Casere), caractérisée par des versants doux, qui est recouverte de dépôts glaciaires avec des blocs erratiques épars et quelques cordons morainiques de belle venue ;
    2. le versant nord de l’amphithéâtre (depuis Passo del Sappli juqu’à Passo La Forca) très affecté par les phénomènes karstiques (dolines, bogaz, chicots et lapiés), conférant à l’ensemble une morphologie ruiniforme ;
    3. la vallée SW de Cima Campelli, qui constitue un petit cirque suivi d’une vallée glaciaire, et qui est d’un point de vue géomorphologique bien séparée du reste de l’amphithéâtre ;
    4. le Plateau de Cascina dei Fop ;
    5. le Plateau de Cascinetto - Passo del Sappli.

    Figure 1 (cf. carte hors texte en couleurs) :
    Carte géomorphologique schématique de l’amphithéâtre central du Mt. Alben. (Istituto Geografico Militare, autorisation no 3158 du 26/2/1990).
    1) Zone couverte de dépôts glaciaires. 2) Karst ruiniforme. 3) Karst à cônes et dépressions (karst résiduel). 4) Modelés de versant. 5) Crête de moraine latérale ou terminale. 6) Gradin glaciaire. 7) Blocs erratiques. 8) Dépôts glacio-lacustres. 9) Roches moutonnées. 10) Cirque glaciaire. 11) Grandes dolines et “cockpit”. 12) Forte densité de chicots (dans le karst ruiniforme) et de pinacles (dans le karst résiduel). 13) Buttes en cônes et coupoles. 14) Forte densité de bogaz. 15) Vallée en V. 16) Vallée en berceau. 17) Vallée à fond plat. 18) Canyon. 19) Eboulis à gros blocs. 20) Formes de solifluxion et de ruissellement. 21) Cône de déjection. 22) Paroi abrupte.

    5Ces deux derniers sont caractérisés par un karst à cônes et dépressions.

    6- Le cadre géologique : Le Mt. Alben (fig. 2) se compose essentiellement d’une puissante série carbonatée et dolomitique (Norien/Dolomie Principale) qui apparaît presque totalement dolomitisée et recristallisée. L’ensemble est épais de 700 à 800 m bien que la base de la série soit absente du fait de la tectonique. Le sommet de l’unité est hétéropique, avec la formation de Dolomie Zonée. Tout le secteur périphérique du massif est constitué par l’étage inférieur et moyen de la Dolomie Principale ; il est caractérisé par des lihofaciès relativement monotones. On observe des bancs massifs plurimétriques liés aux cycles marins de plate-forme carbonatée ouverte avec des intercalations locales de couches dolomitiques sombres bien litées, déposées lors d’épisodes de moindre circulation. Au contraire la partie sommitale indique des lithofaciès variés. En fait, près du passage à la Dolomie Zonée, on peut observer des faciès de marges biogéniques en association avec des faciès d’arrière récif. Le complexe des marges se compose d’ilôts récifaux de Spongiostromates et de Porostromates, de lits bréchiques à grains fins et oncoïdaux, et d’horizons riches en algues de type Dasycladacées, les deux étant soit en place, soit remaniés par les courants. En s’éloignant de ce passage hétéropique, le faciès de la plate-forme interne se compose essentiellement de dolomies saccharoïdes à petits bivalves (wackestones et packstones à pellets et intraclastes) et de lits lenticulaires subordonnés de calcarénites (packstones bioclastiques à Dasycladacées). Il est aussi possible d’observer de rares faciès stromatolithiques de zone inter-et supratidale.

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    Figure 2 : (ci-contre) Carte géologique du Monte Alben et de la haute Val Serina, et schéma stratigraphique.
    1) Dépôts quaternaires indifférenciés. 2) Argilites de Riva di Solto de la zone supérieure : calcaires marneux, marnes et secondairement argilites marneuses noires. 3) Argilites de Riva di Solto de la zone inférieure : argilites, argilites marneuses, et secondairement calcaires marneux noirs. 4) Dolomie zonée : a) Arénite dolomitique et siltites bien stratifiés, b) Brèche sommitale de la Dolomie principale : brèche polygénique avec éléments de la Dolomie Zonée et de la Dolomie Principale. 5) Dolomie Principale : a) Complexe marginal : ilots récifaux à Spongiostromates et Porostromates, bancs à Dasycladacées (algues), b) Dolomie cristalline claire à stratifications plurimétriques. c) Brèche basale de la Dolomie principale : brèches à clastes calcaires dolomitiques à matrice ocrée. 6) Formation de San Giovanni Bianco : a) Gypse et cargneule en lentilles, b) Arénites grésifiées, siltites, pélites verdâtres et secondairement calcaires marneux sombres, c) Calcaires marneux noirs bien stratifiés avec intercalations de siltites et pélites verdâtres ; vers le haut, bancs de calcaires dolomitiques blancs à nodules. 7) Formation de Gorno : calcaires marneux et marnes noires bien stratifiées. 8) Arènes de Val Sabbia : arénites grésifiées en bancs fins métriques. 9) Failles. 10) Chevauchement. 11) Sens du pendage des strates

    7Des brèches synsédimentaires sont fréquentes dans toute la partie supérieure du massif. De petits dykes sédimentaires, des poches et de petites lentilles remplies de clastes venus de la fragmentation synsédimentaire de la plate-forme carbonatée, s’observent à l’intérieur du faciès du complexe marginal et en arrière de celui-ci. Dans certains cas ces dykes représentent le remplissage in situ de fractures ouvertes (brèches internes au sens de FUCHTBAUER et RICHTER, 1983), dans d’autres cas on a la preuve d’un léger transport. Ces dépôts ont été attribués à la “Brèche Sommitale” de la Dolomie Principale (JADOUL, 1986) et ont été formés au cours de la dernière phase tectonique d’extension du Norien qui a attaqué la plate-forme (JADOUL, 1986).

    8La Formation de Dolomie Zonée du Mt. Alben est représentée par des dolomies sombres bien litées et des marnes noires intercalées et dolomitisées, et des affleurements dans les versants nord-est et est du massif, entre Le Col Brassamonti et le Passo La Forca et dans la haute Val Vertova. Cette unité (environ 100 m d’épaisseur), qui est hétéropique avec la Dolomie Principale, montre des épisodes de récurrence sédimentaire carbonatée le long d’un versant, illustrés par des calcarénites et des calcaires fins, classés et laminés, avec de rares brèches. L’absence de bioturbation et la coloration sombre sont indicatives de la rareté des courants de fond. La Formation de Dolomie Zonée représente la seule preuve du développement d’une gouttière intra-plate-forme, créée par la tectonique d’extension du Norien, dans le massif du Mt. Alben.

    9- Le cadre structural : Le Mt. Alben et ses alentours (Val Serina, Haute Val Parina, Val del Riso) appartiennent à un secteur des Alpes bergamasques caractérisé par des plans de chevauchement donnant lieu à une répétition de la série sédimentaire du Trias moyen à supérieur. L’unité structurale la plus élevée est l’Alben lui même, consistant en un plateau rigide des dolomies du Norien. Il est limité à sa base par un plan de chevauchement, dont les manifestations sont : à Test, dans la Val del Riso (Passo della Crocetta- Madonna del Frassino) le décapage partiel de la Formation de San Giovanni Bianco ; au nord, (Valpiana-Passo della Crocetta), la base de la Dolomie Principale est déformée par la tectonique, et par la très grande diminution d’épaisseur de la série du Carnien entre Valpiana et Oltre il Colle ; à l’ouest, entre Comalba et Costa Serina, la Dolomie Principale surmonte tectoniquement une série du Norien supérieur et recoupe ses directions tectoniques. La série du Carnien, qui affleure sur les versants ouest (Val del Riso) et nord (Val Parina) du massif, est également allochtone ; elle est limitée à la base par un plan de chevauchement (“le chevauchement basal” de RODEGHIERO et VAILATI, 1978) qui place la Formation de Gorno au-dessus de la Formation de San Giovanni Bianco qui appartient à l’unité structurale sous-jacente. Cette dernière affleure dans la fenêtre tectonique au fond de la Val Parina et de la Val del Riso (RODEGHIERO et VAILATI, 1978).

    10A l’ouest, dans la Val Serina, deux régions, différentes d’un point de vue tectonique et stratigraphique, peuvent se distinguer : dans la région septentrionale, les affleurements des formations du Carnien et du Norien inférieur relativement peu tectonisées (Formations de Gorno, de San Giovanni Bianco, Dolomie Principale basale), et au sud, les unités du Norien (Dolomie Principale moyenne et supérieure, Dolomie Zonate, Argilliti di Riva di Solto), disséquées par les fractures (NNE-SSW et N-S) et décrochements correspondants. Ces lignes tectoniques disparaissent en liaison avec le versant occidental du Mt. Alben (Comalba - Costa Serina) et le versant oriental de Pizzo Rabbioso, où elles sont tronquées par des plans de chevauchements.

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    Figure 3 : Rapport entre les dépôts glaciaires et le karst ruiniforme.
    1) Butte à coupole et chicot. 2) Blocs écroulés du chicot.
    3) Moraine de la chapelle.
    4) Plaine de contact glaciaire.
    5) Moraine mineure.

    II. GEOLOGIE ET GEOMORPHOLOGIE GLACIAIRE

    11La partie centrale de l’amphithéâtre de l’Alben, la vallée SW de Cima Campelli et les versants allant du Passo La Força à la mare au nord de Cascina dei Fop, sont caractérisés par la présence d’une couverture étendue de dépôts glaciaires (photo 1). Plusieurs moraines bien conservées peuvent s’observer à Casere dont la plus large (“la moraine de la Chapelle”) s’étend depuis 1520 m, au-dessous de Casere Basse, jusqu’à 1610 m, où elle est coupée par une petite vallée. Au-dessus on peut encore la voir, mais elle est bien moins développée, sur le chaînon méridional de Cima della Spada (1650 m). Vers Passo la Força (1848 m) et La Croce (1978 m), qui forment les partie hautes du bassin d’alimentation des glaciers quaternaires, les moraines sont absentes ; on n’y observe que quelques blocs erratiques, de petits dépôts glaciaires et des roches moutonnées. Sur le flanc externe de la “Moraine de la Chapelle”, les dépôts glaciaires ou les traces d’abrasion glaciaires plus anciennes sont absentes. La moraine coiffe directement le versant karstique (fig. 4).

    12A l’intérieur de la “Moraine de la Chapelle”, plusieurs moraines plus petites sont présentes et soulignent la forme du glacier au cours de son retrait. Une plaine lacustre intermorainique s’observe à Casere Alte. La terrasse de Baita Piazzoli est caractérisée par de petites moraines latérales, des bloc erratiques alignés et des dépôts glaciaires peu importants au centre de l’amphithéâtre qui sont parallèles à la direction découlement du glacier. Ces modelés peuvent être interprétés comme des restes de moraines médianes abandonnés au cours d’un retrait rapide. Sur les hauteurs les plus grandes par rapport à Baita Piazzoli, sur le versant W du Mont Alben, il n’y a que quelques blocs erratiques et de petits amas de dépôts glaciaires le plus souvent surmontés par des dépôts de versant postérieurs au dernier retrait glaciaire.

    13Vers le sud, le versant est couvert de dépôts glaciaires continus ; cependant des moraines bien conservées peuvent s’observer seulement dans la vallée SW de Cima Campelli. La limite méridionale des dépôts n’est pas définie par une moraine terminale comme sur le côté nord, mais seulement par des blocs erratiques épars et des sédiments sans morphologie particulière. En raison de l’évidence du modelé, des géométries et de l’absence d’altération, ces dépôts de l'Alben peuvent être rapportés au Complexe du Brembo (JADOUL et al., sous presse) d’âge pléistocène supérieur (Würm récent).

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    Photo 1 : Le replat de Casere est constitué par des dépôts glaciaires. La moraine la plus externe est bien visible comme plusieurs moraines internes. Le replat, au centre, représente une étendue lacustre et fluvioglaciaire surcreusée au centre par le torrent. Au fond apparaît le karst ruiniforme du versant nord.

    14L’absence de formes et de dépôts plus anciens que ceux du Complexe du Brembo indique que le glacier würmien a dépassé les avancées extrêmes (ou a eu la même extension) des glaciers des précédentes glaciations. Toutefois on ne peut pas exclure que des glaciers anciens, dont on n’a pas de preuves jusqu’à présent, aient couvert autrefois des étendues beaucoup plus importantes de l'amphithéâtre.

    15La disposition des différents dépôts indique qu’un seul glacier a rempli l’amphithéâtre au cours du maximum glaciaire. Au cours de la phase régressive le glacier s’est divisé en deux branches : la première a occupé la zone centrale, entre Passo la Forca, le Mt. Alben et Casere ; la seconde, plus petite, a emprunté la vallée SW de Cima Campelli. D’autres dépôts glaciaires du même complexe peuvent s’observer dans toutes les vallées N du Mt. Alben, montrant des morphologies de cirque et d’auge glaciaire (Vallée à l'Ε de Passo la Forca et probablement Val Vertova).

    III. GEOMORPHOLOGIE KARSTIQUE

    16L’amphithéâtre du Monte Alben montre deux principaux paysages karstiques : l’un ruiniforme (versant nord), l’autre à cônes et dépressions (terrasses de Cascinetto et Cascina dei Fop).

    A. Le karst ruiniforme du versant nord

    17Tout le versant nord de l’amphithéâtre depuis Passo del Sappli (1500 m), jusqu’à Cima della Spada (1952 m) et Passo La Forca (1848 m) est caractérisé par une surface de karstification intense avec des étendues ruiniformes. Cette morphologie se développe particulièrement bien sur les dolomies massives saccharoïdes où elles est contrôlées par une forte porosité et une lithologie hétérogène responsable de zones de sensibilités différentes à la dissolution (NICOD, 1969, 1971, 1972). La morphologie ruiniforme du Mt. Alben est accentuée par la grande variabilité du faciès de la Dolomie Principale. En fait, les reliefs résiduels en chicots et pinacles sont souvent formés dans les brèches.

    18Entre Cima della Spada et le sommet à 1908 m, comme sur la crête faisant face au Passo del Sappli, les formes karstiques, en partie tron çonnées par le recul des abrupts septentrionaux du massif, se situent sur la chaîne proprement dite, en continuité avec les formes du versant. Vers le sud le karst ruiniforme est recouvert par les dépôts glaciaires de Casere et de Baita Piazzoli, tandis que vers le plateau de Cascinetto et la vallée faisant la liaison entre ce dernier et la terrasse de Casere, il y a une transition vers le karst à cônes et dépressions. Les modelés ruiniformes ne sont affectés par l’abrasion glaciaire que dans la partie plus orientale du secteur d’étude, à La Croce et à Passo La Forca.

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    Figure 4 : Coupe schématique à travers le Mont Alben et la Val Serina (WNW-ESE).
    1) Dépôts glaciaires. 2) Karst ruiniforme. 3) Karst à cônes. 4) Escarpement en recul. 5) Sols fossiles. 6) Paléokarst à poches de Terra Rossa.

    19En tenant compte des relations entre les différentes morphologies karstiques et glaciaires, il est clair que le karst ruiniforme est antérieur au Pléistocène supérieur et représente l’évolution sur un versant montagnard du modelé karstique à cônes et dépressions observé à Cascinetto. On observe les paysages suivants :

    201) les bogaz : ces modelés, les plus courants, sont complètement inféodés aux fractures (avec des directions de 100° et 170°) et apparaissent sous des tailles variées. Les murs sont le plus souvent subverticaux avec la paroi vers l’amont moins inclinée. Le fond est encombré de débris. Toutes les formes intermédiaires entre les kluft-karren, plus profonds que larges, et les bogaz sont représentées (photo 2). Les bogaz, rarement isolés, tendent à constituer un réseau avec un maillage variable en largeur. La plus grande densité est observée sur la crête sud du sommet à 1908 m, et sur le versant, entre la mare sise à 1702 m et Cascinetto. Des puits de profondeur de 20 m environ et des dolines se situent aux carrefours d’un ou de plusieurs bogaz. Le développement de ces puits a eu lieu avant celui des bogaz. La morphologie et la profondeur des puits indique que ces cavités faisaient partie d’un système hypogé inconnu (comme les puits de surface du Moncodeno, BINI et al., 1977, 1986) recoupé par l’évolution de la surface et par l’approfondissement des bogaz évoluant le long des mêmes fractures ayant favorisé la venue des puits. Au contraire, les dolines situées aux recoupements de bogaz sont dues aux effondrements de parois et, de façon subordonnée, à la corrosion et à la cryoclastie de ces mêmes recoupements.

    21- les dolines : les dolines d’effondrement et de corrosion sont éparpillées dans toute la région. Généralement petites ces dolines ont un grand axe de l’ordre de la dizaine de mètres et un fond parsemé de débris issus à la fois de la corrosion et de la gélifraction. Quelques “dolines de subsidence” (JENNINGS, 1985), (ou “dolines de suffosion” de FORD et WILLIAMS, 1989 ; ou “dolines alluviales” de SAURO, 1986) peuvent s’observer à la terrasse de Baita Piazzoli, qui sont indicatrices d’une karstification sous les dépôts glaciaires.

    22- les buttes en coupole, les chicots : la grande densité des chicots, à côté des bogaz, confère au paysage son aspect ruiniforme. Ce sont des formes résiduelles illustrées par des pinacles trapus ou des piles de blocs, souvent localisées ou sommet des buttes en coupole. Ces dernières ne se trouvent que sur les versants peu inclinés, par exemple sur la terrasse entre la mare de la cote 1702 et la colline de la cote 1700 à l’ouest de Casere. En outre, on observe des restes de réseau fluvial caractérisé par de petites vallées développées à la fois de façon parallèle au versant et horizontalement. Des liaisons de type anastomosé entre les deux sortes de vallées (par ex. au nord de la colline 1700) sont indicatrices d’une origine commune, laquelle n’est pas en rapport avec la topographie actuelle.

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    Photo 2 : Bogaz et Kluftkarren du karst ruiniforme sur le versant nord du Mt. Alben.

    23- les lapiés : On constate la présence de Rinnenkarren, Kluftkarren, Rillenkarren, de conduits interstrates, des petites kamenitzas et cupules, dont la répartition dépend de la lithologie du substratum. Les formes les plus courantes sont les cupules et les sillons dus à la corrosion différentielle de la dolomie, des calcaires dolomitiques et des brèches synsédimentaires. La répartition et la densité des lapiés se fait en fonction des différentes lithologies sur les versants montagneux. Plusieurs générations de lapiés peuvent être identifiées : des Rinnenkarren fossiles, peu profonds et irréguliers sont recoupés par des kluftkarren plus récents. Tant sur les blocs détachés par le démantèlement des chicots puis écroulés le long des versants que sur les blocs erratiques, les lapiés sont en position anormale, par exemple sur le fond ou sur le côté, tandis que des sillons plus récents, en position normale, recoupent les précédents. La plupart des Rinnenkarren sont arrondis et irréguliers, sans doute en raison d’une formation sous couverture pédologique.

    B. Le karst à cônes et dépressions des plateaux de Cascinetto et Cascina dei Fop

    24Les plateaux de Cascinetto et de Cascina dei Fop sont caractérisés par des modelés qui ne diffèrent que dans le détail. Le plateau de Cascinetto consiste en une série de cônes et de dépressions à fonds plats et pinacles épars. Le plateau de Cascina dei Fop montre des cônes, de grandes dolines en entonnoir mais pas de pinacles. Les deux plateaux sont forestés. Ces modelés karstiques apparaissent immédiatement en dehors des débris glaciaires du Complexe du Brembo (environ 100 m à l’extérieur de la “Moraine de la Chapelle”, quelques dizaines de mètres en dehors de la mare, à la limite sud des dépôts morainiques). Les formes karstiques observées sont les suivantes :

    25- Les cônes et buttes résiduelles : une dizaine de grandes buttes et plusieurs plus petites peuvent se voir à Cascinetto. Les plus grandes ont une base circulaire ou allongée, à contours irréguliers. Le diamètre à la base dépasse 100 m, la forme est conique avec un sommet en dôme et la hauteur varie de 20 à 70-90 m. Toutefois la mesure des hauteur n’est pas précise à cause de la surface irrégulière du soubassement entre les altitudes de 1400 et 1500 m. Des seuils avec des largeurs et des morphologies variables relient les cônes et les dépressions. Des pinacles et des éléments de pinacles écroulés, des grandes fractures ouvertes et des bogaz sont disséminés sur les versants et les sommets des collines coniques (photo 3). Les bogaz peuvent présenter des restes d’un colmatage de sols rouges de type Terra Rossa.

    26Les modelés plus petits sont plus fréquents et ont des diamètres à la base de l’ordre de quelques dizaines de mètres, des hauteurs de quelques mètres (<10 m), et des formes en dômes surbaissés et irréguliers. Ces modelés s’observent à la base des plus grandes formes et à l’intérieur des dépressions. Les versants des dômes plus petits sont affectés de lapiés (la plupart du temps des Kluftkarren).

    27Au sud de la vallée reliant Cascinetto à Casere, il y a de grandes buttes avec des pinacles ruiniformes épars (chicots) et des blocs sur les versants. Ces derniers et les cônes de la partie septentrionale du secteur sont recoupés par le recul des parois externes du massif. A Cascina dei Fop, on remarque quelques grandes buttes en coupoles, moins grandes que celles de Cascinetto, sans pinacles, et beaucoup de petites buttes. Le recul du mur méridional du massif recoupe des cônes et les dépressions karstiques.

    28- les dépressions : à Cascinetto les cônes sont reliés par de grandes dépressions dont le diamètre varie entre 100 et 200 m. Le contour de ces formes est mal cerné car les dépressions font transition de façon graduelle vers les seuils inter-cônes et parfois vers les versants des cônes avec une forme en étoile (sur la carte géomorphologique le symbole “dépression” indique le fond de cette dernière). Les dépressions passent ainsi sans interruption à un réseau de petites vallées fossiles (en incluant la vallée entre Cascinetto et Casere). Dans chaque dépression, il y a des cavités absorbantes, et le fond est plat, formé de dépôts résiduels. Des pinacles bien conservés hérissent à la fois les fonds et les versants des dépressions (photo 4).

    29- les dolines : on peut observer de petites dolines hémisphériques ou à fond plat à l’intérieur des dépressions ou à la base des cônes. Une grande doline (environ 300 m de largeur) se situe dans le fond de la vallée entre Cascinetto et Casere. A Cascina dei Fop on trouve des dolines en entonnoir, larges de plusieurs dizaines de mètres et des dolines à fond plat et chicots qui ressemblent aux dépressions de Cascinetto, mais elles sont en partie érodées.

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    Photo 3 : Sommet d’un petit cône à nombreux pinacles (Haut plateau de Cascinetto).

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    Photo 4 : Grande dépression à pinacles épars. A droite on observe un col inter-cône et le versant d'un cône (Haut plateau de Cascinetto).

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    Figure 5 : Schéma des cavités paléokarstiques de Corone.
    A) Sols actuels. B) Terra Rossa. C)Brèches.
    D) Dolomie Principale.

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    Photo 5 : Un des pinacles de la dépression de Cascinetto.

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    Figure 6 : Schéma des relations stratigraphiques entre les dépôts quaternaires de Lepreno. A) Dolomie Principale et cavités paléokarstiques. B) Formation de San Giovanni Bianco à morphologie de buttes. C) Débris altérés et en place de la Formation de San Giovanni Bianco.

    30- Les pinacles : le plateau de Cascinetto est caractérisé par les pinacles situés à la fois sur les cônes et dans les dépressions. La forme typique est conique avec un sommet pointu et des flancs montrant des Rinnenkarren, des Rillenkarren et des cupules. De nombreux pinacles sont en partie érodés (photo 5). Des blocs issus des pinacles écroulés, avec une densité maximale dans la vallée SW de la dépression du Passo del Sappli, où on trouve des chaos de bloc empilés, se dispersent sur les versants des buttes coniques, couverts de bois épais. Ces gros blocs sont lapiésés avant leur écroulement. Sur les versants des cônes adjacents à la vallée on retrouve des pinacles, bien que contingentés dans la partie supérieure.

    31-Les lapiés et les bogaz : la surface des cônes est caractérisée par des kluftkarren et des bogaz étroits et profonds. Certains bogaz sont si profonds qu’ils conservent des restes de glace et de névés (dépression du Passo del Sappli). Les pinacles, les rochers et les affleurements sont burinés par les Rinnenkarren, les Rillenkarren, les Kamenitza, les Kluftkarren et les cupules. Les mêmes reflexions que l’on a pu faire pour le karst ruiniforme restent valables.

    32-Le karst profond : de nos jours on connaît mal l’endokarst du Mt. Alben. Une quinzaine de petits gouffres, dont l’entrée se trouve à l’intérieur et à la jonction des bogaz, ont été explorés. Par ailleurs il existe des cavités non explorées à Cascinetto (de l’air froid sort de deux d’entre-elles), et il y a un gouffre à Cascina dei Fop (air froid).

    33A l’intérieur du massif il doit y avoir un ancien système karstique, en liaison avec l’activité des dépressions (lesquelles ne sont pas fonctionnelles de nos jours), et qui est rajeuni par l’hydrologie actuelle. A la base du massif, à Cornalba (900 m), on observe des sources karstiques en rapport avec des fractures qui représentent probablement des résurgences d’eaux collectées dans l’amphithéâtre.

    IV. MORPHOGENESE ET CHRONOLOGIE DES MODELES KARSTIQUES

    34Les formes karstiques de Cascinetto et de Cascina dei Fop peuvent s’interpréter comme un karst à cônes de type tropical, c’est-à-dire Kegelkarst de type Sewu (SWEETING, 1972 ; JENNINGS, 1985 ; DREW, 1985 ; NICOD, 1972) avec des dépressions de type “cockpit” entre les buttes coniques. Les “cockpits” sont mis en rapport avec les paléo-réseaux hydrographiques comme ont pu le mettre en évidence WILLIAMS (1972), DREW (1985), JENNINGS (1985) et QUINIF (1985, 1986) dans les karsts tropicaux actuels.

    35Les pinacles, les grands Kluftkarren et bogaz sont des formes typiques du Kegelkarst (JENNINGS, 1985) qui se développent en forêt tropicale humide. C’est pourquoi le karst observé sur le plateau de Cascinetto est probablement le reste d’un modelé développé dans des conditions de milieu fort différentes de celles d’aujourd’hui lorsque la région était soumise à des climats de type tropical. Des cas similaires sont bien connus dans les Préalpes italiennes (plateau du Cansiglio, SAURO, comm. personnelle ; plateau de Serle, CHARDON, 1975, 1977) et d’autres régions (SWEETING, 1972 ; JENNINGS, 1985 ; FABRE et MAIRE, 1984 ; MAIRE, 1990 ; NICOD, 1969, 1972).

    36Cependant, le karst du Mt. Alben se distingue par son excellente conservation malgré son extension limitée. Le karst ruiniforme du versant nord de l’amphithéâtre fait la transition vers l’ouest avec le karst de Cascinetto. Le versant faisant face au plateau est caractérisé par des pinacles érodés tandis qu’il n’y a pas de cônes et de dépressions en raison de l’angle du versant de la montagne. Les collines coniques existent sous forme mineures sur la terrasse entre les cotes 1702 et 1700 à l’ouest de la “Moraine de la Chapelle”. Vers l’est le modelé karstique se dégrade progressivement. En fait, il n’y a que des collines en coupoles démantelées par l’érosion et des chicots qui font une transition latérale avec le paysage marqué de façon dominante par l’empreinte glaciaire.

    37Ainsi, le karst ruiniforme du versant nord peut être interprété comme le résultat d’une évolution sur versant montagnard du karst tropical du plateau de Cascinetto lequel a été fortement affecté par l’action du gel au cours des périodes froides plio-quatemaires. Pendant ces épisodes froids la végétation a dû également disparaître dans le secteur de Cascinetto. En conséquence l’action du gel/dégel s’est exercée sur les pinacles et les cônes, et elle est probalement responsable à la fois de l’adoucissement des pinacles, de leur délabrement et de la formation des piles de blocs chaotiques dans la vallée sud-ouest de Passo del Sappli.

    Image

    Figure 7 :
    Profils de sols de Valpiana. A) Profils. B) Vue frontale de l'affleurement. 1) Clastes non altérés.
    2) Clastes complètement altérés. 3) Clastes altérés en surface. 4) Limons. 5) Structure polyédrique.
    6) Langues plus sombres.

    38La présence d’un karst ruiniforme et hérité, situé immédiatement au delà de la limite atteinte par le glacier durant l’épisode correspondant au Complexe du Brembo (Unité de l’Alben), montre que les glaciers les plus anciens n’ont pas dépassé cette limite. Il est possible qu’un glacier plus important ait recouvert la région comprise entre Passo la Forca et Cima della Spada et, depuis ce dernier lieu, atteint Casere. A partir de ces considérations, il apparaît que la forme en amphithéâtre du Monte Alben n’est liée qu’en partie à l’érosion glaciaire : plus précisément ce n’est pas un cirque (à l’exception du secteur compris entre La Croce et Cima Campelli), mais un amphithéâtre influencé par la structure.

    39Du point de vue de la karstification, le caractère tropical est indicatif de la période néogène. En outre, nous devons considérer que le plateau de Cascinetto se situe à une altitude d’environ 1430 m, qui domine d’environ 600 m Serina (800 m) et 400 m Valpiana (1020 m). Ces dernières régions n’ont pas été touchées par les actions glaciaires et se caractérisent par des buttes en coupole développées dans la Dolomie Principale et la Formation de San Giovanni Bianco. De plus, il existe des sols rouges fossiles et enterrés (cf. annexe), hérités de phénomènes pédogénétiques de type climatique chaud et humide. Ces conditions climatiques chaudes et humides pouvaient exister seulement au Pliocène ou au début du Pléistocène. C’est pourquoi les régions de Serina, Corone, Lepreno et Valpiana conservent, au moins en partie, des modelés engendrés lors d’anciennes phases morphogénétiques. On doit en conséquence considérer que le karst du plateau de Cascinetto est encore plus ancien (Miocène ?).

    40Après la karstification du plateau, il y a eu une phase d’érosion au cours de laquelle se sont formées les vallées adjacentes ; le plateau a été tronqué et s’est trouvé suspendu au-dessus de la Val Serina, quoique la tectonique ait pu jouer également un rôle. Si ce schéma évolutif est vraisemblable, la troncature du plateau s’est probablement effectuée au cours de la grande phase d’érosion du Messinien (BINI, CITA & GAETANI, 1978 ; CITA & CORSELLI, 1990 ; CITA, BINI & CORSELLI, 1990).

    41Les phases froides du Quaternaire mettent en valeur le recul des parois extérieures du massif et donc le démantèlement des formes karstiques du plateau, phénomène qui se poursuit de nos jours.

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    Annexe

    ANNEXE

    La description de quelques sols fossiles observés dans la Val Serina est donnée ici car leur étude a été utile pour nos conclusions.

    - A 1Έ de Serina, le plateau de Corone (alt. 1000 m) est couvert par de la Terra Rossa. Deux coupes sont décrites : la première est d’accès difficile car elle est située dans le glissement E de Corone, et elle montre la surface de la Dolomie principale irrégulière à cause du paléokarst. Cette surface est couverte par des brèches bien cimentées, d’épaisseur variable, constituées d’éléments de Dolomie Principale et d’un ciment rouge. La brèche est recouverte par de la Terra Rossa de couleur brun-rougeâtre sombre (5YR3/3). Les clastes de dolomie, corrodés, sont plus communs vers la base. La puissance exacte de la Terra Rossa n’est pas connue. La seconde coupe, localisée sur le bord de la route (W de la maison, alt. 1034 m), est caractérisée par des paléo-cavités développées dans la Dolomie Principale et dans lesquelles ont été observés :

    • 0-30 cm : sol actuel noir avec racines ;
    • 30-200 cm : argile et limon. Clastes de dolomie altérée épars au sommet, abondant à la base. Teinte brun-rougeâtre sombre (5YR3/3) ;
    • 200-220 cm (épaisseur variable) : brèche bien cimentée. Clastes de dolomie et matrice rouge ;
    • substratum (Dolomie Principale) à surface irrégulière et altérée.

    Le long de la route entre Lepreno et Manzo affleure la Formation de San Giovanni Bianco. Cette unité est recouverte par un dépôt dont la surface sommitale présente une morphologie à buttes, constituée d’éléments altérés de cette formation et noyés dans une matrice fine. Ce dépôt est dû à une altération in situ du substratum. Latéralement, les buttes sont couvertes par un dépôt formé d’éléments altérés de Dolomie Principale noyés dans une matrice fine et mis en place par gravité. A la base du dépôt, on observe une “stone line” : les clastes sont plus concentrés à la base et plus rares au sommet. La couleur de la matrice est gris-rosâtre à la base (5YR6/2) et devient progressivement plus sombre vers le sommet (brun-rougeâtre sombre, 5YR3/3). A l’amont, la surface altérée du subtratum (Dolomie Principale) est altérée avec des formes paléokarstiques couvertes par une Terra Rossa similaire à celle de Corone. La figure 6 montre les relations entre ces dépôts et le substratum.

    A Valpiana, trois profils ont été étudiés là où la route recoupe la piste de ski de fond, au centre d’une petite vallée entre le versant du Mt. Alben et les buttes développées dans la Dolomie principale (fig. 7).

    * Profil 1 (depuis le sommet)

    0-17 cm : limon et argile (fines granules). Eléments de dolomie : absents au sommet, communs vers le bas. Teinte brun-grisâtre foncé (10YR4/2) à très foncé (10YR3/2). “Stone line” à la base de 7 cm d’épaisseur. Clastes à surface altérée.

    17-47 cm : limon (agrégats polyédriques). Clastes de dolomie à la base. Brun-jaunâtre (10YR5/6). “Stone line” à la base de 10 cm d’épaisseur constituée d’éléments de taille moyenne ou petite légèrement altérés en surface. Langues brun-grisâtre (10YR4/2), foncées au sommet.

    47-57 cm : limon avec de rares cailloux (agrégats polyédriques). Brun-jaunâtre foncé (10YR4/4).

    57-70 cm : “stone-line” à éléments grossiers subanguleux.

    70-120 cm : limon et argile Pas de graviers. Agrégats grossiers à polyédriques. Brun à brun foncé (7,5YR4/4). Limite inférieure nette et irrégulière.

    120-170 cm : limon avec cailloux abondants. Clastes très altérés de Dolomie Principale (quelques éléments à coeur non altérés). Gris-rosâtre (5YR6/2). Transition graduelle vers une couche caillouteuse basale. Texture limon/argile et teinte jaune-rougeâtre (7,5YR6/8).

    * Profil 2

    0-15 cm : limon et argile. Agrégats fins. Cailloux fréquents. Brun-grisâtre foncé (10YR4/2). Limite inférieure nette.

    15-25 cm : limon. Agrégats grossiers. Cailloux rares. Brun-jaunâtre (10YR5/6) à langues brungrisâtre foncé (10YR4/2). Limite inférieure graduelle.

    25-45 cm : limon. Agrégats grossiers. Pas de cailloux. Brun-jaunâtre foncé (10YR4/4). Langues sombres rares. Limite inférieure graduelle.

    45-165 cm : argile et limon. Pas de cailloux. Agrégats polyédriques à très grossiers. Brun à brun foncé (7,5YR4/4).

    * Profil 3

    0-10 cm : limon et argile. Clastes fréquents de dolomie en partie altérée. Agrégats fins. Brungrisâtre foncé (10YR4/2). Limite inférieure irrégulière et graduelle.

    10-20 cm : limon avec rares cailloux. Agrégats grossiers. Brun-jaunâtre (10YR5/6). Langues sombres fréquentes. “Stone line” à la base avec cailloux grossiers. Limite inférieure nette et irrégulière.

    20-170 cm : limon avec cailloux abondants. Clastes de Dolomie principale complètement altérés. Gris-rosâtre (5YR6/2) avec nuances de jaune-rougeâtre (7,5YR6/8) plus communs vers le sommet.

    La couche inférieure de limons gris représente l’horizon C d'un paléosol fossilisé. Cette couche a été érodée et chenalisée au centre de l’affleurement, et elle constitue la base d’un sol développé sous des conditions chaudes et humides. Au-dessus, la couche de silt/argile constitué de terra rossa, autrefois développé sur un substrat dolomitique, s’est déplacée le long de la pente. C’est l’horizon B d’un sol évolué engendré sous un climat chaud à saisons contrastés. La terra rossa est recouverte par plusieurs horizons à dominante loessique, qui se sont déplacés le long du versant d’une petite vallée et sont séparés par une “stone line” représentant des débris de pente pratiquement pas affectés par l’action des eaux courantes. Les profils décrits sont représentatifs de conditions climatiques alternativement différentes, depuis le chaud-humide jusqu’au glaciaire, qui ont affecté la zone étudiée durant le Quaternaire.

    Notes de fin

    1 Cette recherche a reçu le soutien du Ministère des Universités et de la Recherche Scientifique et Technologique pour 40 % (“Géomorphologie structurale et évolution du relief en Italie et dans les régions méditerranéennes", Responsable national : P.R. FEDERICI)

    Auteurs

    • Alfredo Bini

      Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Milano Via Mangiagalli 34, 20133 Milano (Italie)

    • Carla Ferliga

      Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Milano Via Mangiagalli 34, 20133 Milano (Italie)

    • Fabio Bajo

      Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Milano Via Mangiagalli 34, 20133 Milano (Italie)

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    1 Cette recherche a reçu le soutien du Ministère des Universités et de la Recherche Scientifique et Technologique pour 40 % (“Géomorphologie structurale et évolution du relief en Italie et dans les régions méditerranéennes", Responsable national : P.R. FEDERICI)

    Karsts et évolutions climatiques

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    Ce livre est cité par

    • Goldberg, Paul. McPherron, Shannon J. P.. Dibble, Harold L.. Sandgathe, Dennis M.. (2018) Cave and Karst Systems of the World The Middle Paleolithic Site of Pech de l'Azé IV. DOI: 10.1007/978-3-319-57524-7_2
    • Maire, R.. Pomel, S.. (1994) Groundwater Ecology. DOI: 10.1016/B978-0-08-050762-0.50012-7
    • Ford, Derek. (2014) H2Karst Research in Limestone Hydrogeology. DOI: 10.1007/978-3-319-06139-9_1
    • (2013) Karst Hydrogeology and Geomorphology. DOI: 10.1002/9781118684986.refs
    • Salomon, Jean-Noël. (2006) Précis de Karstologie. DOI: 10.4000/books.pub.992
    • Battiau-Queney, Yvonne. (1997) Preservation of old palaeosurfaces in glaciated areas: examples from the French western Alps. Geological Society, London, Special Publications, 120. DOI: 10.1144/GSL.SP.1997.120.01.08
    • Quinif, Yves. (1999) Karst et évolution des rivières : le cas de l’Ardenne. Geodinamica Acta, 12. DOI: 10.1080/09853111.1999.11105349

    Karsts et évolutions climatiques

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    Bini, A., Ferliga, C., & Bajo, F. (1992). Le karst résiduel du Monte Alben. In J.-N. Salomon & R. Maire (éds.), Karsts et évolutions climatiques (1‑). Presses Universitaires de Bordeaux. https://doi.org/10.4000/books.pub.11012
    Bini, Alfredo, Carla Ferliga, et Fabio Bajo. « Le karst résiduel du Monte Alben ». In Karsts et évolutions climatiques, édité par Jean-Noël Salomon et Richard Maire. Pessac: Presses Universitaires de Bordeaux, 1992. https://doi.org/10.4000/books.pub.11012.
    Bini, Alfredo, et al. « Le karst résiduel du Monte Alben ». Karsts et évolutions climatiques, édité par Jean-Noël Salomon et Richard Maire, Presses Universitaires de Bordeaux, 1992, https://doi.org/10.4000/books.pub.11012.

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    Salomon, J.-N., & Maire, R. (éds.). (1992). Karsts et évolutions climatiques (1‑). Presses Universitaires de Bordeaux. https://doi.org/10.4000/books.pub.10814
    Salomon, Jean-Noël, et Richard Maire, éd. Karsts et évolutions climatiques. Pessac: Presses Universitaires de Bordeaux, 1992. https://doi.org/10.4000/books.pub.10814.
    Salomon, Jean-Noël, et Richard Maire, éditeurs. Karsts et évolutions climatiques. Presses Universitaires de Bordeaux, 1992, https://doi.org/10.4000/books.pub.10814.
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