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La Haute Montagne calcaire

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Richard Maire

Introduction générale

Texte intégral

1Le plan adopté est le suivant : Livre I (études régionales), Livre II (études thématiques). Celui-ci obéit à un ordre chronologique dans la démarche de la recherche. Depuis septembre 1976, lorsque le sujet a été déposé, les connaissances sur la haute montagne calcaire et les remplissages endokarstiques ont beaucoup évolué. Il a fallu découvrir et explorer de nouvelles cavités, visiter des karsts d’altitude sur plusieurs continents, consulter la littérature scientifique internationale, se lancer dans de nouveaux axes de recherche (avec d’autres collègues), retourner sur certains terrains (ne pas pouvoir revenir sur d’autres) avant de synthétiser les observations, mesures et interprétations. Ce travail exploratoire, donc provisoire, peut servir de base de travail à de futurs travaux.

La notion de karst de haute montagne

2Pour les régions de moyennes et basses latitudes, la haute montagne calcaire s. s. correspond au domaine karstique supraforestier et intègre les zones alpine, proglaciaire et glaciaire. Dans l’étude du Quaternaire, cette notion morphoclimatique et bioclimatique permet d’envisager la problématique suivante :

  • fonctionnement actuel des processus ;
  • mise en évidence des “héritages” témoins des paléoclimats.

3En raison de sa situation bioclimatique “marginale”, le domaine supraforestier a été très sensible aux ruptures climatiques au cours des cycles du Pléistocène. Ces changements ont été enregistrés en surface (exokarst) et en profondeur (endokarst). Par rapport à la géomorphologie traditionnelle, on remarque l’intérêt du karst souterrain car il piège des sédiments et des concrétionnements (spéléothèmes) et les conserve souvent pendant longtemps jusqu’à ce qu’ils soient mis à jour par l’érosion.

4Compte tenu de la surrection importante des chaînes alpines au cours du Néogène, il importe de tenir compte des héritages morphologiques et sédimentaires antérieurs. Cela nous a contraint à déborder le cadre strict de la haute montagne et à étudier les conditions de l’altération des surfaces karstiques de basse altitude et des couvertures non calcaires associés. Les exemples étudiés dans le livre I mettent en évidence les spécificités régionales et la complexité de l’évolution géomorphologique.

Distribution actuelle des karsts de haute montagne

5Ils sont localisés dans des montagnes “récentes” (<100 Ma), c’est-à-dire dans les chaînes “alpines” s. l. : chaînes mésogéennes, souvent intracontinentales, qui se développent de la Méditerranée à la Chine (Pyrénées, Alpes, Afrique du Nord... Taurus, Zagros, Caucase... Pamir, Himalaya), et chaînes péripacifiques (Andes, Rocheuses, Nouvelle-Guinée, Nouvelle-Zélande).

6Cependant, ces montagnes qui ont été plissées et soulevées au cours du Cénozoïque (parfois à partir de la fin du Crétacé), ont fréquemment repris dans leur orogenèse récente des fragments de chaînes plus anciennes, datant du cycle hercynien, d’où l’existence de nombreux hauts karsts se situant dans des calcaires paléozoïques (Picos de Europa, Rhodope, Pamir, Rocheuses, Nouvelle-Zélande).

Multiplicité des évolutions géomorphologiques

7Dans les Alpes calcaires françaises de Hte-Savoie (Platé/Haut-Giffre) (chap. I), la vigueur du plissement tertiaire et le décapage plus ou moins tardif de la couverture non calcaire (Grès de Taveyannaz) font que l’essentiel de la karstification est plio-quaternaire. Dans les hauts karsts du Péloponnèse et de Crète (chap. II et III), les conditions d’évolution sont différentes. Pour trois massifs au moins (Taygète dans le S Péloponnèse, Ida et Levka Ori en Crète), on montre que l’essentiel de la surrection était acquise dès la fin du Miocène supérieur. Certaines hautes surfaces karstiques (Levka Ori) sont directement héritées d’une karstification tropicale miocène (surface fondamentale miocène des karsts crétois). Situé en bordure du fossé corinthien, le massif du Helmos a été soulevé plus récemment, mais des problèmes de chronologie subsistent.

8Pour les chaînes alpines du Proche et MoyenOrient (Taurus-Zagros), bien des recherches demeurent à faire. Les reconnaissances dans les hauts karsts du Taurus (Turquie) (chap. IV) soulignent la complexité de l’évolution karstique. La surface d’aplanissement inframiocène (donc plus ancienne qu’en Crète) apparaît nettement au-dessus de 2500-3000 m dans les marbres paléozoïques des hauts karsts du Taurus central (Bolkar Dag) ; dans les zones en subsidence, elle a été fossilisée par les calcaires miocènes. Dans le Zagros du NW iranien (chap. V), la genèse du karst est plus récente, mais la chronologie des événements et le rythme de la surrection demeurent incertains.

9Pour les chaînes péripacifiques, les exemples d’évolution sont encore différents. Dans les Andes centrales du Pérou (chap. VI), la karstification sur l’Altiplano s’établit à partir de surfaces d’aplanissement polygéniques — les surfaces de la Puna — élaborées depuis le début du Tertiaire, puis soulevées au cours du Néogène et soumises à l’action glaciaire à partir du Pliocène. En Nouvelle-Guinée (chap. VII), la karstification est d’une vigueur et d’une jeunesse peu communes. La série carbonatée miocène, très épaisse, a été portée localement jusqu’à 4000-5000 m d’altitude au cours du Plio-Quaternaire, d’où un modelé glacio-karstique d’altitude parfois fort jeune (Mt. Bangeta). L’étagement du modelé calcaire, du karst littoral au glacio-karst sommital, est le plus remarquable de la zone intertropicale.

10Autant d’exemples, autant de cas d’espèces, peuton dire, ce qui incite à la prudence dans les généralisations. Pourtant des similitudes apparaissent dans certains comportements évolutifs. Par exemple, dans les chaînes alpines du pourtour méditerranéen, on constate l’importance majeure de la surrection épirogénique au Miocène supérieur, des massifs ayant presque atteint leur altitude actuelle au début du Pliocène. Pour les régions qui étaient déjà décapées de leur couverture imperméable au Miocène, ce sont des morphologies karstiques évoluées que l’on retrouve dans d’autres conditions bioclimatiques avec l’altitude et le refroidissement du climat au Plio-Quaternaire. On comprend donc l’intérêt de l’étude des remplissages tertiaires recoupés par l’abaissement des surfaces karstiques pour comprendre les paléoenvironnements, notamment à l’Oligo-Miocène.

Karstogenèse actuelle

11L’évolution actuelle du karst peut servir de modèle de fonctionnement pour des conditions bioclimatiques et morphopédologiques données. On distingue trois types morphoclimatiques qui ont pu se recouper au cours des cycles climatiques du Pléistocène.

12- Les glacio-karsts se développent sous les glaciers de calotte ou de cirque à plancher calcaire des Alpes, des Pyrénées, d’Arménie, des Rocheuses, des Andes, de Nouvelle-Guinée et peut-être d’Himalaya. On peut y associer les karsts proglaciaires dégagés des glaces depuis la fin du “Petit Age Glaciaire”. Comme de nombreux nivo-karsts actuels (étage alpin) sont des glaciokarsts hérités des glaciations antérieures, il est indispensable d’étudier les glacio-karsts fonctionnels (chap. VIII et XV).

13On constate que la dissolution à l’interface glacerocher est réduite, au profit de l’abrasion et du débitage (“quarrying”) (chap. VIII). L’action glacio-karstique dominante se situe au fond des dépressions majeures : absorption des écoulements sous-glaciaires et de leur charge détritique. Cela se traduit par une spéléogenèse importante : creusement mécanique et dissolution dans les conduits (chap. IX), et surtout mise en charge au moment des crues de fonte et sédimentation de varves souterraines (chap. XI et XII).

14- Les nivo-karsts sont les karsts supraforestiers les plus répandus dans le domaine tempéré (karsts méditerranéens compris). Ils se situent entre l’étage forestier et la zone proglaciaire, dans la tranche 1700 et 2500-3000 m d’altitude. Les précipitations sont dominées par la neige, et la dissolution se concentre pendant la période de fusion printanière et de début d’été (> 70 % des écoulements annuels). La quasi-absence de couverture pédologique produit une infiltration rapide, d’où une corrosion endokarstique représentant 80 à 90 % de la corrosion totale.

15Les nivo-karsts simples n’ont jamais connu d’influence glaciaire au cours des périodes froides ; ils offrent une continuité morphogénétique sans “gommage” glaciaire et possèdent une morphologie “dolinaire” évoluée à champs de dépressions et poljés intramontagnards. On les rencontrent surtout dans les karsts méditerranéens et du Moyen-Orient qui ne dépassent pas, selon les régions et la latitude, 2400 à 3300 m (chaînes bétiques, Djurdjura, Péloponnèse, Crète, Mt. Liban, Taurus, Zagros...).

16Les nivo-karsts complexes, à héritages glaciokarstiques, sont les plus fréquents en zone tempérée humide. Ce sont les karsts haut-alpins classiques du type Dachstein (Autriche), Désert de Platé (Hte.-Savoie, Fr.), Pierre Saint-Martin (Pyr.-Atl., Fr.). Ils sont caractérisés par des karsts à banquettes, des puits à neige, des entonnoirs, des champs de lapiés (de diaclases et de ruissellement). Comme chaque phase glaciaire produit un décapage des formes de dissolution interglaciaires et des éventuels dépôts, c’est dans l’endokarst qu’il faut aller chercher les témoignages des glaciations antérieures (les phases de réchauffement étant marquées par une reprise du concrétionnement) (chap. X, XI, XII).

17Dans les deux cas, l’érosion glaciaire ou l’abaissement des surfaces par la dissolution peut mettre à jour des paléoconduits et des remplissages karstiques tertiaires datant de périodes où la montagne était moins haute et dans des conditions bioclimatiques totalement différentes (ex : Pierre Saint-Martin, Crète....). Outre les dépôts attribués au sidérolitique (fini crétacé à oligocène), il s’agit aussi de sédiments et spéléothèmes néogènes contemporains des phases de surrection, d’où leur puissant intérêt (chap. XIII).

18- Les pluvio-karsts de haute montagne sont sous le contrôle des précipitations pluvieuses. Ils sont rares et sont localisés dans la zone supraforestière à pelouses et steppe du domaine intertropical où le climat est caractérisé par l’absence de saison thermique. C’est le cas dans les “Altos Cuchumatanes” (alt. 3300-3800 m, Guatémala), dans les Andes du Pérou (Altiplano vers 3600-4200 m) (chap. VI) ou dans les hauts karsts de Nouvelle-Guinée entre 3700 et 4300 m (chap. VII). La karstification est dominée par une crypto-dissolution sous compresse pédologique (peu de lapiés de ruissellement, présence d’entonnoirs...). Les héritages glaciokarstiques peuvent exister comme au Pérou ou en Nouvelle-Guinée.

19L’étude du fonctionnement global (géochimie, hydrologie, pédologie, géomorphologie, néotectonique) des systèmes morphoclimatiques actuels est donc indispensable à la compréhension de l’évolution géologique et géomorphologique à moyen et long terme. Mais cela n’est pas suffisant car des conditions bioclimatiques anciennes, comme au Permien ou à l’Oligocène, ne se retrouvent plus aujourd’hui. Les modèles fonctionnels n’existant plus, il faut donc étudier les paléoenvironnements à partir des dépôts et notamment ceux piégés dans le karst. Les chapitres régionaux du livre I ne font que soulever de nombreux problèmes qui seront traités plus en détail dans le livre II.

LOCALISATION DES HAUTS KARSTS ETUDIES

LOCALISATION DES HAUTS KARSTS ETUDIES

Figure 1 :
LOCALISATION DES HAUTS KARSTS ETUDIES.
Les numéros correspondent aux chapitres traitant de ces régions. 1. Platé et Ht.-Giffre (Hte.-Savoie, France). 2. Helmos et Taygète (Péloponnèse, Grèce). 3. Ida et Levka Ori (Crète, Grèce). 4. Taurus (Turquie). 5. Zagros de Kermanshah (Iran). 6. Andes centrales (Junin, Pérou). 7. NouvelleGuinée. 16. Pierre St.-Martin et Larra (Pyrénées, France-Espagne).

Table des illustrations

Titre LOCALISATION DES HAUTS KARSTS ETUDIES
Légende Figure 1 :LOCALISATION DES HAUTS KARSTS ETUDIES.Les numéros correspondent aux chapitres traitant de ces régions. 1. Platé et Ht.-Giffre (Hte.-Savoie, France). 2. Helmos et Taygète (Péloponnèse, Grèce). 3. Ida et Levka Ori (Crète, Grèce). 4. Taurus (Turquie). 5. Zagros de Kermanshah (Iran). 6. Andes centrales (Junin, Pérou). 7. NouvelleGuinée. 16. Pierre St.-Martin et Larra (Pyrénées, France-Espagne).
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© Presses Universitaires de Bordeaux, 1990

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