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La Haute Montagne calcaire

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Richard Maire

Première partie. Exemples de hauts karsts des Alpes et de Grèce

Chapitre I. Les hauts karsts de Platé et du Haut-Giffre (Haute-Savoie, France)

Texte intégral

INTRODUCTION

1Situés en Haute-Savoie, entre le massif cristallin du Mt.Blanc-Aiguilles Rouges au Sud et les nappes préalpines du Chablais au Nord, les massifs calcaires du Haut-Giffre et de Platé (300 km2) culminent à 3099 m au Mt. Buet et renferment quelques-uns des plus hauts karsts des Alpes françaises (fig. 2 et 3). Déjà étudiés à la fin du siècle dernier par CHAIX (1985), puis par MARTEL (1928), ces massifs sont un des archétypes du karst “haut-alpin”.

2Cette région présente un relief énergique et un étagement morphoclimatique complet depuis les karsts forestiers jusqu’aux karsts sous-glaciaires fonctionnels de la chaîne Ruan-Tenneverge où subsistent des glaciers actifs. Depuis 1963, date de la découverte du gouffre Jean-Bernard sur la Montagne de Foillis, ce secteur est devenu un pôle d’attraction pour les spéléologues en raison du fort potentiel spéléologique. Avec 1602 m de dénivellation totale explorée, le réseau Jean-Bernard est le premier gouffre du monde à avoir dépassé 1500 m de profondeur (année 1983), de même que le gouffre Berger avait été en 1954 la première cavité à atteindre la cote - 1000 m.

3Depuis 1975, cette région est devenue le terrain favori de la spéléologie hivernale qui a permis l’exploration, sans dangers de crues, de nouvelles cavités comme les réseaux Mirolda (- 1300 m), de la Tête des Verds (- 768 m), de la Combe des Foges (- 577 m), du gouffre de Rivière Enverse (- 329 m) (MAIRE et RIGALDIE, 1984).

I - LE CONTEXTE GEOLOGIQUE ET BIOCLIMATIQUE

A. LES CONDITIONS STRUCTURALES

4Les massifs subalpins des Alpes françaises du N vont du Vercors au Haut-Giffre en passant par la Chartreuse, les Bauges et les Bornes-Aravis. Le massif de Platé/Haut-Giffre est constitué par une puissante série de sédiments post-paléozoïques appartenant à la zone externe delphino-helvétique où dominent les terrains jurassiques, crétacés et nummulitiques.

1. Les formations karstifiables

5On observe quatre ensembles carbonatés majeurs (photos 1, 2, 3) : le Malm (Tithonique), le Barrémien supérieur-Aptien inférieur (Urgonien), le Sénonien et le Priabonien ou Nummulitique.

6- Les calcaires tithoniques (Séquanien-Portlandien ou Malm) ont une épaisseur de 150 à 250 m et une teinte gris-bleu. D’une grande compacité (porosité faible de 0,15 %), ils sont également très purs (0,1 % d’insolubles). Ils affleurent dans les Alpes de Sixt et de Samoëns sous forme d’écailles (Pte. de Sans Bet), de synclinaux couchés (Grenier de Commune) et de plis empilés (chaîne Ruan-Tenneverge) (photos 4 et 8). A la base du Tithonique et de l’Argovien, les argiles schisteuses du Bathonien-Callovien-Oxfordien forment un niveau étanche (grande vire du Tenneverge vers 1800-1900 m).

7- Les calcaires urgoniens (Barrémien sup.-Aptien infér.) ont une puissance de 200 à 250 m et présentent une patine gris-clair. Ils sont massifs, compacts (faible porosité de 0,29 0,69 %), organogènes et très purs (<1 % d’insolubles). Dans le détail, on discerne :

  • les calcaires inférieurs, massifs et récifaux, superposés au Barrémien inférieur marno-calcaire ;

  • la couche marno-gréseuse intermédiaire, épaisse de 15 m, constituée par des sédiments à Ostréidés et par une Lumachelle ;

  • les calcaires supérieurs, massifs et jaunâtres, à Orbitolines souvent silicifiées.

8C’est dans l’Urgonien que se développent les plus grands gouffres connus de Platé/Haut-Giffre et c’est au contact Hauterivien (calcaires quartzeux et marnes) et Urgonien que se sont établis les drains principaux des systèmes karstiques (photos 1 et 3).

9- Les calcaires sénoniens sont surtout représentés sur le Désert de Platé où ils atteignent 100 à 200 m de puissance (photo 3). Ils sont formés par de petits bancs décimétriques à fines intercarlations argileuses. D’une patine beige à brunclair, ils tranchent nettement avec les calcaires blancs du Priabonien sus-jacent. S’il ne permet pas le développement de beaux lapiés, le Sénonien est favorable à la karstification souterraine et engendre des puits et des galeries de grandes dimensions. A sa base se situe le mince niveau imperméable de l’Albien (Gault), béton phosphaté, composé de grès glauconieux riches en Ammonites (DELAMETTE, 1986). D’une épaisseur de 10 à 15 m dans le secteur de Flaine, cette formation conditionne le profil des gouffres de Platé en canalisant les eaux souterraines, d’où l’existence de drains suspendus au-dessus de l’Urgonien (fig. 8).

10- Les calcaires priaboniens (Nummulitique), de 50 à 100 m d’épaisseur, présentent de larges affleurements sur la moitié E du Désert de Platé. Il s’agit de calcaires récifaux à Algues, Polypiers et Nummulites, compacts (porosité de 1 %), à patine blanchâtre et très purs. A leur base se situe un horizon gréseux de 10 à 20 m (90 % de CaC03), riche en Cérithes, renfermant parfois des passées charbonneuses. Ce niveau de moindre cohérence joue un rôle hydromorphologique dans plusieurs grandes cavités (ex : galerie du Double S entre - 40 et - 300 m ; galerie du Trou du Ver entre - 35 et-100 m) (fig. 8 et 9) (photos 3, 6, 30, 31).

2. Tectonique

11Dans le massif subalpin de Platé/Haut-Giffre, les contacts tectoniques sont beaucoup moins évidents que dans les Hautes Alpes Calcaires suisses où la succession des nappes helvétiques a été reconnue depuis longtemps (nappes de Mordes, des Diablerets, du Wildhorn...). Ceci explique en partie que la notion de nappe de Morcles-Aravis, autrefois défendue par LUGEON (1914), puis par COLLET (1943), ait été refutée par GOGUEL (1951), DEBELMAS et USELLE (1966). Néanmoins, on reconnaît aujourd’hui que le massif de Platé/Haut-Giffre constitue un ensemble allochtone que PAIRIS (1975) place au-delà des Aiguilles Rouges, et qui serait le prolongement sud de la nappe de Mordes.

Figure 2 ; Carte de localisation des massifs subalpins de Platé et du Haut-Giffre (Haute-Savoie).

12Le modèle allochtoniste actuel fait apparaître trois ensembles de nappes superposées (DOUDOUX et al., 1983) :

  1. Un ensemble de nappes inférieures, assimilables à la nappe de Mordes, qui constitue le corps principal du massif. Au NW, le front subalpin est en position chevauchante depuis le Val d’Illiez, en Suisse, jusqu’à l’anticlinal de Cluses, chevauchement qui se poursuit au SW sur les molasses oligocènes, des Bauges au Vercors. Dans le secteur Platé/Haut-Giffre, le charriage à vergence NW apparaît sur la rive droite de l’Arve par des décollements de l’ordre de 10 km au sein de la série mésozoïque. Les données géophysiques indiquent que le socle cristallin passe de - 3000 m sous l’avant-pays jurassien et sous le front subalpin jusqu’à près de - 9000 m sous le centre du massif. Ce plongement du socle indique un bourrage des structures sédimentaires sous forme de répétitions tectoniques.

  2. Un ensemble de nappes moyennes représenté par l’épaisse série oligocène à matériel andésitique des “Grès de Taveyannaz” sur la partie N de Platé (GIRAUD, 1983), et qui occupe la même position structurale que la nappe des Diablerets sur la nappe de Mordes (photo 6).

  3. Des lambeaux de matériel préalpin représentés par des micro-klippes de “Wildflisch” sur les crêtes bordières de Platé (Rochers des Fis, Pte. de Platé-Dérochoir).

3. Morphostructure

13Dans le Haut-Giffre, le flanc normal de la nappe de Mordes (ou nappes inférieures) présente un style plissé de couverture avec juxtaposition d’écailles (ex : Criou, Sans Bet) (photo 4) et de vallons synclinaux parallèles (Chambres, Combe aux Puaires, Bossetan) dont les axes plongent vers le SE (fig. 7 et photo 5). Ce train de plis se terminent au N par l’anticlinal couché de l’Avouille constituant le front de la nappe. Le coeur de la nappe, par contre, apparaît nettement dans les Alpes de Sixt (Ruan, Tenneverge, Buet) qui ont été profondément disséquées par l’érosion. Les grandes parois de la Tour de St. Hubert et de la chaîne Ruan-Tenneverge révèlent ainsi de nombreuses répétitions tectoniques au sein de la série jurassique, d’où l’ampleur anormale du Malm qui atteint 600 m d’épaisseur à la Tour de St. Hubert et plus de 1000 m au Tenneverge (photos 8 et 15).

14Dans le massif de Platé, le flanc normal de la nappe offre un style plissé de couverture à grand rayon de courbure (Crétacé, Nummulitique) alors que les couches inférieures (Jurassique) sont affectées par de fortes disharmonies, bien apparentes sur la rive droite de l’Arve entre Sallanches et Cluses et anciennement décrites par De SAUSSURE dans ses “Voyages dans les Alpes” (1771).

Figure 3 : Carte générale des massifs de Platé et du Haut-Giffre.

Photo 1 :
La Pointe de Sales (2497 m) constitue l’angle NE du massif de Plate.
Vg
= Schistes valanginiens. Ht = Hauterivien quartzeux (niveau d’écoulement pour les eaux souterraines). Ug = Calcaires urgoniens. Ah = Grès du Gault (Albien). Sn = Calcaires sénoniens. Nm = Nummulitique gréseux et calcaire. Gt = Grès de Taveyannaz (Oligocène).

Photo 2 :
Les calcschistes du Berriasien couronnent la Tour de Saint-Hubert (massif du Ruait, Alpes de Sixt).
Au premier plan, l’entrée du gouffre G200 (-
70 m).
En arrière-plan, les bancs massifs de calcaires tithoniques.

Photo 3 :
Le dôme anticlinal des Grandes Platières
(2480 m, massif de Plate).
La série stratigraphique visible va de l’Urgonien aux Grès de Taveyannaz
(cf. légende de la photo 1)

Figure 4 : Caractère du plissement au niveau du coeur de la nappe (Alpes de Sixt, zone du Ruan-Tour de St. Hubert) (inspiré de COLLET, 1943).

15L’ensemble a l’allure d’un synclinorium charrié dont les bordures W, S et E forment une imposante muraille calcaire (Urgonien, Tithonique) de la Croix de Fer aux Rochers des Fis (photo 1). Le centre du massif est occupé par le dôme anticlinal des Grandes Platières dont le rôle hydrogéologique est fondamental (photo 3). Sur la périphérie, des buttes-témoins de Grès de Taveyannaz (Tête Pelouse, Tête à l’Ane, Pte. de Platé) rendent compte de l’ancienne extension des nappes moyennes ou intermédiaires qui ont été en grande partie érodées par l’érosion glaciaire plioquaternaire (photos 6 et 19).

16Rappelons les principaux évènements tectoniques. Une première phase orogénique se produit à la fin du Crétacé et au début de l’Eocène se manifestant par l’érosion partielle des calcaires sénoniens, par une période de karstification (Sidérolitique) et par l’apparition de fractures aujourd’hui masquées par les Grès de Taveyannaz (fig. 8 et 11). Le chevauchement principal de la masse subalpine (nappe de Mordes) est d’âge fini-oligocène (COLLET, 1943 ; P AIRIS, 1975), repris par des déformations tangentielles à la fin du Miocène (DOUDOUX et al., 1982). Cette tectonique fini-oligocène est également responsable de la mise en place des klippes préalpines.

B. LES CONDITIONS CLIMATIQUES

1. Les précipitations

17Le massif de Platé / Haut-Giffre est caractérisé par un climat montagnard humide, de type haut-alpin, donc froid et très neigeux. D’après les stations réparties dans le Haut-Giffre et sur le versant helvétique, on observe un gradient des précipitations de l’ordre de 81 mm / 100 m. Sur les karsts supraforestiers, entre 1800 et 2800 m, les précipitations moyennes vont de 2400 à 3200 mm / an. Le record connu est celui de la station du col de Tenneverge avec P = 3440 mm / an (alt. 2501 m). D’après la courbe de régression (fig. 5), la hauteur annuelle des précipitations (P en mm) à une altitude donnée (h en m) est : P = 0,81 h + 974.

18Le régime des précipitations présente un maximum d’été et un minimum d’hiver ; il reflète les abondantes précipitations d’ouest qui s’abattent l’été sous forme de pluies orageuses ou même de neige. En hiver, les chutes de neige tombent principalement entre la mi-novembre et fin janvier. Ce sont des neiges de redoux liées aux fronts chauds des dépressions d’ouest et de sud-ouest. En janvier et surtout février, les masses d’air polaires envahissent totalement les Alpes et n’engendrent généralement que de faibles chutes de neige d’où le caractère relativement sec du mois de février. L’enneigement annuel est important. A 2200 m, le coefficient nivométrique est de 65 à 70 % et la durée du manteau neigeux atteint près de huit mois.

19Dans les karsts de type haut-alpin, la rétention nivale est primordiale dans le calcul des bilans hydrokarstiques. A 2200 m, la fonte des neiges se situe en mai-juin-juillet. Entre 1600 et 2600 m, nous avons montré qu’il s’écoulait 61 à 84 % des précipitations annuelles en 75 à 90 jours de fonte. A 2200 m, ce taux est de 79 % environ (MAIRE, 1976). La concentration d’un tel écoulement en un temps aussi court explique que cette crue de fonte est en même temps une crue corrosive qui détermine en grande partie la valeur de la dissolution annuelle.

2. Les températures

20L’isotherme annuel de 0°C est très bas : vers 2050 m dans le Haut-Giffre et 2250 m dans les Hautes Alpes Calcaires suisses. Il existe donc une légère augmentation de la température moyenne dans les chaînes subalpines helvétiques en même temps qu’une diminution des précipitations. Le gradient des températures est de 0,62°C / 100 m. Dans le Haut-Giffre, la température annuelle moyenne (t en °C) à une altitude donnée (h en m) est (fig. 5) :

21t = 12,54 - 0,00625 h

22Dans les Hautes Alpes Calcaires suisses, elle est égale à :

23t = 13,57 - 0,0061 h

24Le régime thermique simple, à maximum estival et minimum hivernal, indique que l’on passe à 5,5 mois à températures négatives (novembre à mi-avril) à 1800 m d’altitude à plus de 8 mois (octobre à mai) à 2800 m (MAIRE, 1976, p. 65).

II - GLACIERS ET MORPHOLOGIE DU KARST

A. LES GLACIERS DU HAUT-GIFFRE

25La plupart des glaciers du Haut-Giffre recouvrent un plancher karstifié, d’où l’existence de multiples émergences perchées dans les parois de la chaîne RuanTenneverge. En considérant les glaciers du versant valaisan du massif (Ruan, Tour Sallière, Dts. du Midi), la superficie englacée en projection horizontale, d’après la carte hélvétique à 1/25 000 (état des glaciers en 1960), est de 10,6 km2 pour les névés permanents. Cet englacement correspond à 61 % des surfaces situées au-dessus de la limite des neiges permanentes (17,2 km2) (MAIRE, 1973). Ce taux d’englacement important est favorisé par les fortes précipitations et la présence de cirques et de tables calcaires entre 2500 et 3300 m.

Photo 4 :
L’auge glaciaire du Giffre en amont de Sixt et panorama du Haut-Giffre. A gauche, l’écaille tithonique de Sans Bet (2240 m). Au centre, le Tenneverge (2989 m). En arrière-plan, à gauche, les glaciers de Prazon, du Ruan et la Haute Cime (Dts. du Midi, 3257 m). A droite, la Pointe de la Finive (2834 m) et le Cheval Blanc (2831 m).

Photo 5 :
Le synclinal pincé d’Urgonien de la Combe aux Puaires plonge en direction du Latay. A gauche, la gouttière synclinale des Chambres renferme le réseau jean-Bernard ; elle est recouverte à l’aval par la dalle chevauchante du Criou (visible en haut à gauche).

Photo 6 :
Le versant des Forts de Plate ; au fond, le massif cristallin du Mont-Blanc. La série stratigraphique visible est uniquement tertiaire :
Ng = Nummulitique gréso-calcaire ; Nc
= Nummulitique calcaire (Priabonien). Sh = Schistes micacés oligocènes. Gt = Grès de Taveyannaz oligocènes (butte-témoin de la Pointe de Platé, 2554 m, témoignant de l’ancienne couverture décapée principalement par l’érosion glaciaire au Plio-Quaternaire).

Figure 5 : Evolution probable des précipitations en fonction de l’altitude dans le massif du Haut-Giffre (pour les données pluviomêtriques, cf. MAIRE, 1976). Cette droite théorique est applicable aux versants orientés au nord et à l’ouest, les versants orientaux étant en position d’abri.

Figure 6 : Evolution probable de la température en fonction de l’altitude. La droite supérieure est applicable aux Hautes Alpes Calcaires suisses du Valais et de l’Oberland. La droite inférieure est applicable aux massifs de Platé et du HautGiffre (pour les données thermométriques, cf. MAIRE, 1976).

1. La limite des neiges permanentes (LNP)

26La limite actuelle des neiges permanentes se situe en moyenne vers 2640 m : 2530 m en exposition N et 2740 m en exposition S. Cette limite très basse s’explique par l’abondance des précipitations (P> 3000 mm / an au-dessus de 2500 m) et un fort coefficient nivométrique. Dans les Hautes Alpes Calcaires helvétiques (Diablerets-Wildhorn), moins arrosées, la LNP moyenne passe à 2790 m, soit 150 m plus haut (2700 m au N et 2880 m au S), ce qui suggère que le Haut-Giffre est un peu plus froid (1,2°C de moins pour un gradient de 0,81°C / 100 m) (fig. 5), comme le confirme les températures des stations du Valais et de l’Oberland (MAIRE, 1976).

2. Les glaciers reliques

27Moribonds et sans crevasses, ces glaciers reliques sont fréquents dans l’ensemble Platé / Haut-Giffre, en particulier sur les versants N des sommets culminant vers 2600-2800 m. 11 s’agit généralement de gros névés de couloir ou de cirque supérieur, de 5 à 20 m d’épaisseur, à noyau de glace probable ; ils sont souvent limités à l’aval par des moraines de névés holocènes, toujours fonctionnels. Leur superficie est comprise entre 0,11 et 0,23 km2. Leur exposition est de secteur N dans le Haut-Giffre et de secteur S à la Tour de Sallière (ex : glacier du Foillis, photo 18).

28De 1973 à 1971, leur recul est estimé entre 27 et 41 % (MAIRE, 1973) ; ils sont donc en voie de disparition. La nature lithologique du plancher détermine le degré de la karstification sous-glaciaire. Ainsi, le glacier des Chambres ou “Grand Névé” est localisé dans un cirque-doline perché (alt. moyenne : 2425 m) à l’extrême amont du vallon synclinal des Chambres. Les pertes sous-glaciaires alimentent la partie amont du système Jean-Bernard.

3. Les glaciers régénérés

29Situés à la base des hautes murailles N ou E du massif Ruan-Tour Sallière-Dents du Midi, ils doivent leur survie sous la LNP à l’exposition favorable et à la suralimentation par avalanches de neige et chutes de séracs.

  • L’exemple du glacier des Ottans est typique. Il subsiste au pied de la paroi NW du Petit Ruan, sur le versant suisse, entre 2420 et 2140 m (ait. moyenne : 2280 m) soit 270 m sous la LNP actuelle en versant N (2530 m). Sa superficie est de 0,105 km2 (0,5 x 0,37 km) pour une pente moyenne de 32°. De 1937 à 1971, le recul serait de 12,5 % (0,120 à 0,105 km2) d’après les données cartographiques.

  • L’exemple du glacier Noir, sur le “Grand Revers” de la Tour Sallière, en versant E, est également remarquable. Ici, le glacier se développe entre 2220 et 1980 m (alt. moyenne : 2100 m), à la base d’une paroi de 1300 m de hauteur, juste sous le glacier suspendu du “Grand Revers”. La superficie du glacier Noir est de 0,174 km2 (0,62 x 0,5 km) pour une pente moyenne de 21°. Il subsiste plus de 600 m sous la LNP actuelle en versant oriental (2700 m). La suralimentation est assurée par les chutes de séracs du glacier suspendu et par les avalanches de neige qui dévalent l’immense escarpement. Le cône de glace, en forme de patte d’oie, est fendu par des crevasses radiales. Comme la couverture de débris ne dépasse pas quelques décimètres, on ne peut pas parler de glacier noir s.s.

4. Les glaciers actifs

30Il s’agit de glaciers de cirques se développant entre 2200 et 3100 m d’altitude. Le plus important est le glacier du Mt. Ruan 1,66 km2) ; il se situe sur le versant N du Grand Mt. Ruan, en territoire helvétique, entre 3140 et 2120 m, pour une altitude moyenne de 2723 m, soit près de 200 m au-dessus de la LNP en exposition identique (2520 m). On observe un plateau glaciaire important compris entre 2800 et 3000 m, une langue intermédiaire (2400-2800 m) et une zone frontale à barrières de séracs (2200-2400 m) (photo 7). Au S, une langue de diffluence alimente le glacier des Fonds (0,88 km2). Le glacier du Mt. Ruan repose sur un plancher constitué principalement de calaires du Malm (Tithonique + Argovien) dont les fissures et ouvertures karstiques absorbent une partie des eaux de fonte sous-glaciaires et proglaciaires. Il en est de même pour les glaciers à plancher karstifié du Ruan et de Prazon, sur le versant français. Ces deux derniers appareils, suspendus au-dessus des parois du “Fond de la Combe”, alimentent au moins huit émergences situées au contact Malm-Dogger ou dans le Bajocien (photos 8 et 15).

31La morphologie glacio-karstique récemment dégagée depuis la fin du “Petit Age Glaciaire” est visible sur le front du glacier du Ruan, vers 2300-2500 m (photos 8 et 14). Il s’agit d’un karst en roches moutonnées formé de banquettes de Tithonique aux rebords émoussés et striés. D’anciens puits, sans doute pré-würmiens, ont été observés et explorés à quelques mètres du glacier. Ces cavités sont obstruées entre 10 et 30 m de profondeur par des dépôts morainiques. Des lapiés, datant probablement de la période “Atlantique”, ont été à nouveau raclés par l’avancée historique du “Petit Age Glaciaire”, puis mis à jour par le recul contemporain de 1860 à aujourd’hui (photo 14).

5. Les glaciers rocheux

32Ils sont peu représentés dans la région. Seuls deux exemples ont été remarqués au N de Platé, dans les cirques entaillés dans la couverture des grès de Taveyannaz. Le plus important est le glacier rocheux du vallon supérieur de Gers. Il mesure plus de 1000 m de long et 250 à 350 m de large, entre 1620 et 2000 m d’altitude (photo 9). Son épaisseur est estimé à 15-30 m. Il est constitué de lobes caractéristiques recouverts dans sa majeure partie par une végétation d’aunes verts (Alnus viridis). Ces glaciers rocheux (dont les petits exemples de la Combe Véret, exposition W) sont inactifs et hérités sans doute du “Dryas récent” ou du “Préboréal” ; leur limite d’activité se situait alors vers 1970-2000 m en versant N et vers 2100 en versant W. Aujourd’hui, ils forment de véritables aquifères (blocs + matrice sablo-limoneuse) dont les sources pérennes alimentent soit le lac de Gers dans le premier cas, soit la cuvette de Flaine (captage pour la station de ski).

B. LE MODELE KARSTIQUE

1. Les formes majeures du glacio-karst

33Il s’agit surtout de vallons, de cirques-dolines et de karsts à banquettes. Ce modelé s’est implanté sur les reliefs structuraux préexistants qu’il a exploité grâce à l’action mécanique des glaciers et les processus karstiques.

34- Les vallons glacio-karstiques sont des hautes vallées aveugles qui se sont établies principalement dans des gouttières synclinales comme les vallons de Bossetan, de la Combe aux Puaires et des Chambres dans les Alpes de Samoëns, et les vallons du lac de Flaine et de Sales à Platé. On les rencontre plus rarement dans l’axe transversal des plis (lac de la Vogealle, photo 10). Ce sont donc d’anciennes vallées glaciaires suspendues et plus ou moins surcreusées. La présence de lacs karstiques en amont des verrous est le résultat d’une suralimentation neigeuse par avalanches, d’une imperméabilisation du plancher et de conditions lithologiques locales. Le lac de Flaine, situé 84 m sous le verrou du col de Cou, est un bel exemple de lac glacio-karstique dont les eaux se perdent dans le plancher hauterivien (photo 11). Les pertes du lac de Foillis, à l’extrémité aval du vallon des Chambres, rejoignent directement le réseau Jean-Bernard (photo 18). Des vallons synclinaux à amont tronqué sont présents dans les Alpes de Samoëns ; ainsi, le cirque-vallon de la Vogealle, transversal aux plis, a décapité le sommet des hautes vallées des Chambres et de la Combe aux Puaires (photo 10).

  • Les combes, vraies se situent sur le versant S, en zone suisse, avec le grand vallon de Susanfe qui se développe dans le coeur du pli chevauchant de la nappe, dans les calcschistes du Berriasien-Valanginien et les calcaires du Malm. Cette combe semi-karstique est drainée en partie souterrainement, d’une part au N vers la source de la gorge du Pas d’Encel, d’autre part vers la France au S (source de la Gouille du “Fond de la Combe”) (fig. 23).

  • Les vallons glacio-karstiques remblayés (l’exemple de la Combe de Gers) : situé sur la bordure N de Platé, le vallon de Gers présente un fond colmaté par des alluvions fluvioglaciaires et des dépôts morainiques. Le surcreusement d’origine glacio-karstique, actuellement masqué, est suggéré d’abord par la source karstique de la Scierie située à 1490 m d’altitude, juste en aval du verrou ; puis prouvé par les sondages effectuées par EDF/REAL-CHAMBERY. La coupe longitudinale réalisée à partir du sondage 84-1 en amont du lac jusqu’au verrou, en passant par les sondages 83-3 et 84-2, est révélatrice (MAIRE, 1986). Dans les sondages 84-1, 83-3 et 84-2, on constate que les calcaires nummulitiques sont atteints aux cotes suivantes : 1508,5 m, 1476,65 m et 1463,8 m (fig. 11). Or le point bas du verrou se situe vers 1500 m, non loin des pertes PI et P2 du torrent de Gers placées en amont du limnigraphe supérieur d’EDF. Il existe donc un surcreusement glaciaire de 36 m au moins au niveau du sondage 84-2 masqué par le remplissage quaternaire épais de 50 à 60 m.

35Les fuites éventuelles au droit du plancher calcaire de la cuvette sont possibles dans la mesure où l’imperméabilisation par le colmatage n’est pas toujours réalisée. Les essais de perméabilité Lefranc effectués par EDF dans le sondage 83-3, soit dans la partie amont de la cuvette, indiquent que le remplissage n’est pas étanche entre 0 et - 42,8 m, la valeur de perméabilité K étant comprise entre 1.10-4 et 1.10-6 m/s (alluvions grossières et sableuses à passages limoneux ou argileux). Les 10 derniers mètres, entre - 42,8 m et - 52,9 m, sont par contre imperméables car il s’agit d’un matériel morainique argileux. Cependant, plus en aval, le remplissage est constitué d’alluvions à blocs, plus ou moins sablo-limoneux, et non étanches, d’où un transit de l’aquifère alluvial vers l’aquifère karstique du Nummulitique (EDF/REAL-CHAMBERY, in TRIBOVILLARD et COTE-REY, 1984).

Photo 7 :
Le glacier du Mt. Ruan sur le versant nord du sommet du même nom (Valais). Une partie des eaux de fusion traverse le plancher calcaire (Tithonique et Berriasien) et doivent alimenter l’émergence de la Gouille du Fond de la Combe située sur le versant français (capture karstique).

Photo 8 :
Le massif du Tenneverge (2989 m) présente des parois sommitales de Tithonique dépassant 1000 m de haut à cause des répétitions tectoniques. Au premier plan, l’extrémité du glacier du Ruan ; au second plan, le glacier suspendu de Prazon. Les eaux sous-glaciaires alimentent des émergences situées au contact Tithonique-Oxfordien.

Photo 9 :
Le vallon de Gers est creusé en grande partie dans les Grès de Taveyannaz (Oligocène). Au fond, la langue d’un glacier rocheux inactif. Au centre, le lac de Gers et le remblaiement fluvio-glaciaire masquant la dépression glacio-karstique.

36- Les cirques-dolines et bassins fermés sont des formes polygéniques caractérisées par une dépression majeure à pertes karstiques généralement barrée à l’aval par un verrou glaciaire. Les cuvettes se situent soit au fond d’un cirque glaciaire, soit à l’extrémité ou au milieu d’une vallée perchée. Le surcreusement glacio-karstique peut atteindre 5 à 85 m de profondeur pour une superficie de plusieurs dizaines d’ha à plusieurs km2. Parmi les grands cirques-dolines, citons celui du névé des Fours (1,6 km2), entre la Tête du Colonné (2692 m) et les Forts de Platé, dans la partie S de Platé. Il s’agit d’un cirque glaciaire double débouchant sur une dépression allongée en forme de petite vallée, de 40 m de profondeur environ, dont le fond est occupé par un névé permanent épais de plus de 10 m (alt. 2069-2140 m). Certains petits cirques-dolines, comme celui des Ottans, possèdent une dépression tapissée par un manteau morainique colmatant partiellement un karst en banquettes légèrement surcreusé. De tels modelés, hérités des dernières glaciations pléistocènes, évoluent activement de nos jours par un phénomène morphoclimatique d’autocatalyse classique dans les karsts de haute montagne, les accumulations de neige emprisonnées dans les cuvettes permettant leur approfondissement par dissolution et infiltration.

37- Les karsts en banquettes structurales (ou “Schichtreppenkarst”), bien représentés sur Platé et les Alpes de Samoëns, sont des surfaces structurales que l’érosion glacio-karstique a façonné en trottoirs étagés et diversement inclinés en fonction du pendage (ex : banquettes d’Urgonien du flanc W des Grandes Platières (photos 12 et 13). Les formes les plus remarquables se développent toujours sur des calcaires massifs à bancs assez épais et dont le pendage ne dépasse pas 15 à 25°. Ces surfaces sont découpées par des lapiés de diaclases très évolués, associant puits à neige et profondes fissures. Certains blocs erratiques sont perchés de 10 à 12 cm sur des socles résiduels qui figurent la dissolution superficielle au cours de l’Holocène.

38Ces karsts en banquettes sont d’anciens karsts en roches moutonnées dégagés au Tardiglaciaire et au “Dryas récent”, puis façonnés par le ruissellement et les infiltrations des eaux de fusion nivale au cours du Postglaciaire. Des couloirs sur fractures, aménagés par d’anciens torrents sous-glaciaires ou proglaciaires, sont visibles au-dessus de Flaine entre les Langards et les Grandes Platières. Les profondes fissures sont sans doute les éléments hérités, puis élargis de lapiés interglaciaires très développés, comme l’avait déjà remarqué CHAIX (1895) sur Platé et plus tard BÖGLI (1964) en Suisse centrale.

39- Le modelé mineur : les grandes dalles calcaires sont affectées par une multitude de formes de dissolution que l’on retrouve à des degrés divers dans tous les karsts nus. Les modelés les plus répandus sont, en plus des lapiés de diaclases (“Kluftkarren”), les lapiés à rigoles (“Rinnenkarren”) et à cannelures (“Rillenkarren”). Tous ont des arêtes aigües et témoignent d’une évolution récente à l’air libre ou sous manteau neigeux. Ces formes se différencient des lapiés à rigoles arrondies (“Rundkarren”) se développant sous la compresse pédologique humide de l’étage forestier à hétraie-sapinière. Les lapiés arrondis de l’étage subalpin, à pelouses discontinues, permettent ainsi d’apprécier l’abaissement de la limite de la forêt depuis la phase Atlantique (environ 200-300 m).

2. Les indices karstiques et pseudo-karstiques dans les Grès de Taveyannaz

40D’une façon générale, les Grès de Taveyannaz ne sont pas considérés comme une formation karstifiable. En effet, il s’agit d’une puissante série (plus de 500 m) constituée de grauwackes intercalés de schistes en bancs décimétriques. Les bancs gréseux atteignent jusqu’à 10 m d’épaisseur. On remarque cependant des passées schisteuses importantes, décamétriques, vers la base de la série dans la région de Gers (MARTINI, 1968 ; PAIRIS, 1975 ; GIRAUD, 1983). Plusieurs dolines et dépressions ont été observées dans la partie amont du vallon de Gers. Leur genèse est en rapport avec des conditions particulières.

41- La doline nord de Tête Pelouse : une dépression en forme de large entonnoir perce la crête située au N de Tête Pelouse vers 2340 m d’altitude, entre le col Pelouse (2225 m) et les Verdets (2387 m). Cette doline de col mesure 150 m de diamètre et 30 m de profondeur (fig. 11). La formation de l’entonnoir est due à deux facteurs favorables :

  1. forte décompression de la roche en raison de la position de crête, d’où l’existence d’une fissuration assurant une perméabilité en grand de la couche gréseuse ;

  2. proximité des calcaires sous-jacents (calcschistes et calcaires nummulitiques) estimés vers la cote 2230 m, soit 80 m sous le fond de la dépression (alt. 2310 m).

42Il existe ainsi un transfert des matériaux vers le plancher calcaire par soutirage et dissolution. La présence d’un effondrement au niveau des calcaires se répercutant dans les grès sus-jacents n’est pas à exclure. Dans les deux cas, il s’agit d’un exemple d’évolution crypto-karstique. L’analyse chimique des eaux issues des grès (cirque de Vaconnant et vallon de Gers) indique des teneurs en silice de 4 à 4,5 mg/1, en sulfates de 10 à 15 mg/1 et un TH moyen de 4,5 à 6,75°F, valeurs qui ne sont pas négligeables (TRIBOVILLARD et COTE-REY, 1984).

43- Les dépressions du lac Parchet : il s’agit d’un ancien cirque glaciaire barré à l’aval par des accumulations morainiques. Le surcreusement est difficile à déterminer. En revanche, le toit des calcaires n’est pas très éloigné. A l’aplomb du point coté 1992 m, celui-ci se situerait vers la cote 1920-1930 m, soit 70 m environ sous les grès, voire moins si l’on ne considère pas la couverture morainique. Cette hypothèse est fondée sur la proximité du réseau de la Combe des Foges dont le fond (- 577 m) se situe à la cote 1596 m, une centaine de mètres à l’Ε du lac Parchet, et sur le pendage moyen des couches observé dans le réseau (17° environ).

Photo 10 :
Le lac de la Vogealle (alt. 2000 m), ici à sec à la fin de l’été, occupe une dépression glacio-karstique en cours de formation. Les eaux s’infiltrent dans les calcschistes berriasiens et transitent vers l’émergence du Fontanil située 5,7 km au
SSW
(d’après J. SESIANO).

Photo 11 :
La cuvette glacio-karstique du lac de Plaine (alt. 1417 m) est surcreusée de 84 m par rapport au col du Cou (alt. 1501 m). Elle occupe le fond d’une auge glaciaire située dans l’axe du synclinal de Plaine. Le lac, logé dans l’Hauterivien quartzeux, présente des pertes qui alimentent l’émergence de Magland (alt. 500 m) (SESIANO, 1985).

Figure 7 : Bloc-diagramme à travers le train de plis des Alpes de Samoëns montrant l’organisation du drainage hydrogéologique.
A. Ecaille du Criou (MR = réseau Mirolda, - 1300 m). B. Synclinal des Chambres (JB = réseau Jean-Bernard, - 1535 m). C. Synclinal de la Tête à l’Homme (TP = tanne aux Pouers, - 257 m). D. Synclinal de la Combe aux Puaires (gouffre LP9, 358 m). E. Synclinal de Bossetan (PF = tanne des Pisse-Froids, - 232 m ; A3 = gouffre A3, - 550 m).
1. Sénonien. 2. Albien. 3. Urgonien. 4. Barrémien inférieur. 5. Hauterivien. 6. Valanginien.

Figure 8 (ci-dessous) : Coupe synthétique du réseau de la Combe des Foges dans son contexte géologique.

Figure 9 : Coupe géologique du bassin de Flaine et localisation des principalescavités.
Géologie : A. Grès de Taveyannaz. B. Schistes oligocènes. C. Calcaires priaboniens. D. Calcaires sénoniens. E. Grès albiens. F. Urgonien. G. Hauterivien quartzeux.
Cavités : 1. Gouffre de Rivière Enverse (- 329 m). 2. Gouffre Titus (- 314 m). 3. Gouffre TV1 (- 768 m). 4. Gouffre glacé de la Tctc des Verds (- 170 m). 5. Gouffre Martel (- 324 m). 6. Gouffre des Trois Barbus (-382 m). 7. Glacier-Abîme Noël Porret (- 180 m).

Figure 11 (ci-contre) :
Carte de la Combe de Gers (fond IGN) montrant :
- la localisation des principaux sondages réalisés par EDF/REAL Chambéry (S84-1, S84-2, S83-3) dans le remplissage fluvio-glaciaire de la dépression glacio-karstique de Gers (puissance = 40-60 m) ;
- le tracé du réseau de la Combe des Foges et la situation supposée de la faille fini-crétacée de la Croix de Fer-Déchargeux ;
- les dépressions situées dans les Grès de Taveyannaz au sud (évolution crypto-karstique).

Figure 12 : Schéma d’évolution de la cuvette de Gers durant le Pléistocène récent.

44La genèse de ce modelé est similaire à celle de la doline N de Tête Pelouse. Ici, également, les grès sont fissurés et le plancher calcaire proche, d’où l’infiltration des eaux et leur capture probable par le karst profond sousjacent. Le traçage effectué dans le lac Parchet le 18/7/84 n’a pas montré de relation avec les sources du vallon de Gers (TRIBOVILLARD et COTE-REY, 1984). Un transfert possible avec l’émergence du Déchargeux est envisageable bien que les fluocapteurs du pont des chalets de Parchet se soient révélés négatifs.

45La série des Grès de Taveyannaz peut donc présenter localement une perméabilité en grand liée à fissuration de détente et des manifestations cryptokarstiques. L étanchéité des grès n’étant pas toujours réalisée, il appartient, dans le cadre des travaux appliqués (barrages), de bien étudier les conditions géomorphologiques locales (MAIRE, 1986).

C. LES TYPES DE SOLS

46PARTY (1982) a étudié les sols du massif de Platé. Il discerne une douzaine de grands types tous liés à la nature du résidu d’altération de la roche et à l’étagement bioclimatique.

1. Les sols du karst nu

47On les rencontre principalement sur les calcaires priaboniens, urgoniens et sénoniens. Ils présentent un mode de dispersion variable selon l’abondance des résidus d’altération (pelouses abondantes sur le Sénonien).

48On observe principalement :

  • des sols minéraux bruts peu évolués localisés dans certaines fissures de lapiés et provenant des argiles de décalcification ou parfois de résidus schisto-gréseux issus de l’ancienne couverture des Grès de Taveyannaz. Ils peuvent atteindre 1 m de profondeur (mat. org. = 0,72 % ; pH = 7,5) ;

  • des sols lithocalciques humifères de faible épaisseur (10-20 cm) se développent par place sur les zones très gélifractées du Nummulitique (mat. org. = 40 % pour l’humus noir, pH = 6 à 6,5). Ils servent de support à une végétation pionnère à Carex cuwula ssp. rosae.

2. Les sols des karsts semi-forestiers et forestiers

49Ils sont caractéristiques des lapiés urgoniens semi-couverts et couverts de l’étage subalpin et montagnard supérieur entre 1500 et 1850 m. On discerne généralement :

  • des sols lithocalciques humifères à mor épais sur les dalles d’Urgonien (mat. org. = 60-70 % en Al, 2 % en B et 18 % en B(C) ; pH = 4,3 en Al et 5-6,8 en B et B(C)). Leur évolution conduit à une altération de la roche, de type crypto-karstique, donnant un horizon limoneux blanchi B et B(C). Ces sols les plus évolués se développent sous les landes à genévriers nains (Juniperus nana) de la série du pin à crochets.

  • des sols humocalciques mélaniques situés dans les fissures de colmatages karstiques et où l’humidité persiste toute l’année (mat. org. = 20-25 %, pH = 7).

III - CARACTERES GENERAUX DE L’ENDOKARST

50Dans les massifs de Platé/Haut-Giffre, le karst profond est fort développé comme l’attestent les nombreuses cavités découvertes et explorées par les spéléologues suisses et français depuis plus de 25 ans. Formations carbonatées épaisses et étendues, structures diversifiées, fort potentiel hydraulique, précipitations très importantes se conjugent pour donner un endokarst évolué, riche en formes et en remplissages.

51NB : se reporter à l’annexe en fin de chapitre pour l’historique des recherches spéléologiques et la description des principales cavités.

A. LES RESEAUX CUTANES

52On distingue plusieurs familles de cavités cutanées :

  • les lapiés de diaclases à profondes fissures et à puits à neige forment un réseau de fentes et de conduits verticaux, souvent pénétrables sur plusieurs dizaines de mètres ; c’est le domaine de l’épikarst et de l’horizon supérieur de l’endokarst. Bien connue des spéléos, cette zone à puits et fissures est le siège d’une importante dissolution ; elle est souvent colmatée à faible profondeur par des éboulis internes, des névières, ou fermée par des étroitures ;

  • les réseaux cutanés subhorizontaux sont très différents. Ainsi, les cavités épidermiques courent parallèlement à la surface des lapiés entre 1 et 5 m de profondeur en suivant le pendage des strates (ex : galerie d’entrée du réseau des Marsouins à Platé / vallon de Sales). Les réseaux cutanés de paroi se développent au contraire parallèlement à une falaise et peuvent être parcourus sur plusieurs centaines de mètres (ex : grottes du Fardet et du Minotaure à Platé / Combe des Foges et vallon de Sales). Le rôle du permafrost dans la genèse de ces types de cavités n’est pas prouvé.

B. LES GLACIERES

53En dehors des névières, accumulations temporaires, les nombreuses cavités de Platé / Haut-Giffre renferment de multiples formations permanentes de glace souterraine :

  • les glacières dynamiques, provenant d’une alimentation neigeuse directe (névé d’entrée), sont les plus fréquentes. L’exemple le plus remarquable est le glacier-abîme Noël Porret (Platé) avec son culot de glace de plusieurs milliers de m3 localisé entre - 80 et - 180 m ; toujours sur Platé, citons le puits glacé de la Tête des Verds avec son bouchon de glace suspendu au milieu d’un puits de 90 m. Dans le Haut-Giffre, signalons aussi le gouffre CP1 et ses coulées de glace associées au névé souterrain ;

  • les glacières stadodynamiques, sans névé d’entrée, sont liées au regel des eaux de fusion par la thermoventilation (aspiration d’air froid). Des formations de ce type obstruent plus ou moins entièrement l’entrée inférieure du réseau Jean-Bernard (V4). Mais le plus bel exemple demeure la "Cave à glace des Fis", dans la paroi des Rochers des Fis dominant le lac d’Anterne, avec ses domes, planchers et coulées de glace translucide.

54NB : pour plus de précision sur les glacières se reporter au chapitre 11.

C. LES GRANDS RESEAUX

55Le karst profond du désert de Platé est le siège de transferts hydrospéléologiques à grande dénivellation. La distribution altitudinale des orifices des grands réseaux connus s’établit entre 1750 et 2600 m avec une tranche préférentielle située entre 1850 m et 2250 m. Dans les autres karsts européens de type haut-alpin, on observe une distribution sensiblement identique avec près de 70 % des grands gouffres s’ouvrant entre 1800 et 2200 m. En fonction de la structure et de la disposition des réseaux d’après le niveau de base principal de la vallée, on discerne :

56- les systèmes perchés : ce sont les plus nombreux en raison des dispositifs morpho-structuraux, les aquifères de l’Urgonien et du Tithonique étant souvent perchés au-dessus du fond des vallées. Au niveau des exutoires les zones siphonnantes sont fréquentes.

57Exemples dans les Alpes de Samoëns :

  • système de Bossetan,

  • système de Sans Bet,

  • système de la Vogealle.

58Exemple sur Platé :

  • système de la Combe des Foges,

  • système de Sales (photos 16 et 17).

59Les systèmes karstiques les plus haut perchés se situent dans les Alpes de Sixt avec les émergences des karsts sous-glaciaires de Ruan-Prazon-Tenneverge (photo 15). Il existe aussi de petits systèmes localisés au-dessus de 2000-2500 m comme ceux :

  • de Barme Froide (Platé/Vallon de Sales) : source de la grotte de la Barme Froide ;

  • du Cabaret (Alpes de Sixt/Grenier de Commune) : source du Cabaret ;

  • du lac d’Anterne (limite Platé/Alpes de Sixt) : source du lac d’Anterne ;

60- les systèmes plongeants : ils sont situés dans les dispositifs dont la couche aquifère plonge sous le niveau de base. C’est le cas des gouttières synclinales du vallon des Chambres (réseau Jean-Bernard), de la Tête à l’homme et de la Combe aux Puaires ; il en est de même pour l’écaille synclinale inclinée du Criou (réseau Mirolda) (fig. 7 et 18). Les regards pénétrables sur la zone inférieure comme la grotte de l’Ermoy ou le fond du gouffre Jean-Bernard (secteur des siphons terminaux), indiquent l’existence d’un horizon noyé et épinoyé avec un gradient de mise en charge de 50 à 60 m en période de crue (fig. 17). La partie inférieure de ces systèmes plongeants est caractérisée par une organisation en “deltas souterrains” qui témoigne des stades d’approfondissement saccadé de la vallée (cf. chap. 15, relations avec le niveau de base).

61- les étages de galeries anciennes : on les rencontre dans plusieurs grands réseaux sous la forme de niveaux de conduits forcées inactives et concrétionnées, dans la masse des calcaires urgoniens, très haut au-dessus du niveau de base actuel. Ils sont déconnectés des systèmes actifs actuels. Leur profil en long, en “montagne russe”, témoigne d’un creusement en régime noyé à proximité du niveau de base. C’est le cas dans les gouffres Jean-Bernard (galerie du Maïs, photo 20), Mirolda (vers-130 m), Karen (réseau Titus, photo 28). D’autres réseaux anciens, décapités par l’érosion, sont perchés au milieu des parois d’Urgonien (ex : Criou, Rochers des Fis) ; ils étaient en relation avec des bassins d’alimentation aujourd’hui disparus à cause du creusement glaciaire et du recul des parois.

Photo 12 :
Karst en banquettes structurales dans l’Urgonien de Plate vers 2200 m (versant W des Grandes Platières, au fond le col du Colonne, 2321 m).

Photo 13 :
Dépression rocheuse située dans le karst en banquettes d’Urgonien du col de Monthieu (2230 m) à Platé.
A noter la vire sombre des grès albiens, au-dessus les calcaires sénoniens en petits bancs.

Photo 14 :
Karst proglaciaire en banquettes moutonnées dégagé par le glacier du Ruan depuis la fin du Petit Age Glaciaire (alt. 2450 m).

IV - LE FONCTIONNEMENT HYDROLOGIQUE DU KARST

A. LE REGIME DES EMERGENCES

62Le fonctionnement précis des grandes émergences est encore imparfaitement connu en raison de l’insuffisance des stations limnigraphiques. Les sources de Sales et de Magland, sur le pourtour de Platé, ont fait l’objet d’études préliminaires (FAVRE, 1978 ; MAIRE, 1984). Depuis quelques années, plusieurs limnigraphes ont été installés sur le pourtour de Platé :

  • en 1983, sur le ruisseau de Gers, par EDF/REAL CHAMBERY, dans le cadre de l’étude du site d’un futur barrage (Station de Transfert d’Energie par Pompage) ;

  • en 1984, sur la source de Magland par J. SESIANO (Institut des Sciences de la Terre, Genève) ;

  • en 1984, sur la source de la Tour Noire (en face de la source de Magland), exutoire de la Pte. Percée-Aravis, par R. LAURENT (CNRS, LYON) et R. MAIRE.

63En fonction de l’altitude, de l’influence éventuelle des glaciers et des dispositifs structuraux, on discerne plusieurs types de régimes hydrokarstiques : les régimes glaciaire, nivo-glaciaire, nival à nivo-pluvial et nival pur.

1. Le régime glaciaire pur

64Celui-ci intéresse les émergences du massif RuanTenneverge, situées entre 1500 et 1900 m d’altitude, et alimentées exclusivement ou presque par les glaciers suspendus de Prazon, des Rosses et du Ruan (photo 15). Malgré l’absence de limnigraphe, les nombreuses observations suggèrent l’existence d’un régime simple à maximum estival (juin-juillet) dû à la fonte glaciaire. La période de rétention hivernale (décembre à mars) est caractérisée par une absence totale d’écoulement, phénomène typique du régime glaciaire pur.

2. Le régime nivo-glaciaire

65Ce type de régime caractérise plusieurs sources dont le bassin-versant supérieur est alimenté par des glaciers reliques ou actifs. Deux exemples sont fournis par les impluviums de l’émergence du réseau Jean-Bernard (bassin amont alimenté par les petits glaciers reliques et névés de Foillis et des Chambres) (photo 18) et de la Gouille de la Combe (influence probable des eaux proglaciaires et sous-glaciaires du glacier du Mt. Ruan sur le versant suisse de Susanfe) (photo 7).

66Le cas de la Gouille de la Combe est intéressant en raison de l’existence d’un phénomène de capture souterraine d’un bassin topographique au profit d’un autre (fig. 23). L’étude de cet exutoire est possible en été, mais son emplacement sur le tracé des avalanches le rend impraticable pendant les mois d’hiver.

3. Le régime nival à nivo-pluvial

67Celui-ci est le plus représentatif de la région. Comme le montre l’hydrogramme annuel (année 1984) du ruisseau de Gers, alimenté à 60 % par la source de la Scierie et à 40 % par l’exutoire aérien du lac de Gers, on distingue un régime nival à deux maximums principaux : l’un en juin à la fonte des neiges (première pulsation en mai), le second en septembre-octobre avec le regain habituel des précipitations automnales (pluie + neige) ; et deux minimums : l’un en hiver, long de 4 mois (décembre à mars), dû à la rétention nivale, l’autre estival (fin juillet à début septembre) (fig. 14).

68La variabilité des précipitations estivales modifie fréquemment le débit, d’où des minimums estivaux très différents d’une année à l’autre, pouvant se prolonger jusqu’au milieu de l’automne (ex : juillet à début novembre 1985). Selon l’altitude moyenne de l’impluvium, la phase de fusion nivale se déplace dans le temps. Pour l’émergence de Magland (ait. 502 m, alt. moyenne du bassin de Flaine : 2100 m) le maximum de fonte intervient début juin, alors qu’il se situe fin juin-début juillet pour la source de Sales (alt. 1764 m) dont le bassin-versant se situe plus haut (alt. moyenne : 2280 m).

4. Le régime nival pur

69Il ne concerne que quelques petits exutoires situés en haute altitude comme la source du Cabaret (alt. 2524 m) qui draine un aquifère de subsurface du karst du Grenier de Commune (fig. 22). Cette émergence présente un régime très similaire au régime glaciaire pur, avec un maximum de fusion nivale en juillet-août et une période d’assèchement très longue (décembre à avril) en raison de la rétention nivale.

Photo 15 :
Les émergences perchées du Ruait et de Prazon se situent à la limite Malm-Dogger (Tithonique-Oxfordien). Elles sont alimentées par les eaux glaciaires qui s’infiltrent dans le plancher tithonique des glaciers du Ruan et de Prazon.

Photo 16 :
L’émergence en paroi de la cascade de Trénant se situe au débouché du vallon de Sales, en rive droite (Platé), 15 m au-dessus du contact Urgonien-Hauterivien. Le système karstique, jeune, est alimenté par les lapiaz de la Pointe de Sales.

Photo 17 :
La grande émergence de Sales (alt. 1764 m), au débouché du vallon du même nom, débite plus de 5
 m3/s à la fonte des neiges.

Figure 13 : Courbe de restitution de la sulforhodamine à l’émergence du Déchargeux, exutoire de la Combe des Foges. Injection : 11/6/85 à 12 h (L. BOUCLIER, R. MAIRE, C. PISTEUR) ; réponse : 12/6/85 à 18 h. Analyses : laboratoire de pharmacie de Grenoble, M. ROCHAS (pour EDF/REAL Chambéry).

B. ANALYSE DES TRANSFERTS SOUTERRAINS A PARTIR DES TRAÇAGES CHIMIQUES

70Il existe plus de 25 traçages connus dans le massif de Platé / Haut-Giffre, les résultats étant résumés dans les tableaux 1 et 2 (annexe). Les injections, effectuées généralement avec de la fluorescéine, ont été réalisées soit en surface dans des pertes, soit dans des cavités, en des périodes hydrologiques variées. En crue, les vitesses de transfert (ou vitesse apparente en ligne droite du point d’injection à l’exutoire) fluctuent entre 73 et 1440 m/h. En débit moyen, les vitesses sont de l’ordre de 100 à 300 m/h. La situation en étiage est peu connue car la saison hivernale est peu propice aux traçages en altitude. Mais les comportements hydrologiques varient en fonction du type d’aquifère ou de l’horizon aquifère tracé.

1. Les aquifères récents, fissurés ou à petits drains impénétrables

71Ceux-ci ont été mis en évidence à diverses reprises. Dans le cas de la perte du lac d’Anterne (fig. 26, no 15), le système perte-émergence est jeune. La vitesse de transfert, en situation d’étiage relatif, est de 200 m/h pour une pente moyenne de 20,6 % (d’après J. SESIANO). La circulation est assez rapide et s’effectue probablement en écoulement libre.

72Dans le cas des pertes du torrent de Gers qui alimentent la source de la Scierie et la source aval de la gorge de Gers (fig. 28, no 14), la vitesse de transfert en débit moyen est plus lente, soit 108 et 98,5 m/h (d’après EDF/REAL Chambery, cf. TRIBOVILLARD, et COTE REY, 1984) (fig. 28 et tableaux 1 et 2). Entre les pertes du torrent de Gers et la source de la Scierie, la distance n’est que de 110 m pour une pente faible de 2,7 % (v = 108 m/h). Au niveau du verrou de Gers, il doit donc exister un système karstique jeune, mal organisé, constitué de fissures et de petits drains, dans un contexte noyé à semi-noyé.

2. Les grands systèmes pertes-émergences

73Les deux meilleurs exemples sont les systèmes lac de Flaine-source de Magland (potentiel hydraulique : 908 m ; fig. 28, no 1 et l’) et lac-de la Vogealle-source du Fontanil (potentiel hydraulique : 1035 m ; fig. 15). En débit moyen, les vitesses de transfert sont de 300 et 315 m/h (d’après J. SESIANO). Dans le cas de Flaine-source de Magland, celle-ci passe à 416 m/h en période de crue. En étiage, pour la perte du torrent de Vernant-source de Magland appartenant au même système karstique, la vitesse diminue à 96 m/h (pente moyenne : 21,7 %).

74Ces systèmes à pente généralement forte (17 à 22 %) présente donc une bonne organisation hydrogéologique comme l’atteste l’exploration spéléologique sur le bassin de Flaine. Les drains majeurs, au niveau des systèmes avals, peuvent manifester une circulation très rapide. Le traçage réalisé dans le vallon de Sales indique une vitesse de 1440 m/h en hautes eaux (FAVRE, 1978) (fig. 28, n°8). L’exploration confirme l’existence d’un écoulement rapide dans une galerie à circulation libre et entrecoupée de siphons. Une zone tampon aval, sans doute noyée, a été vérifiée pour le système plongeant du bassin de Flaine puisque l’exutoire de Magland, situé au contact des alluvions de la vallée de l’Arve, est de type vauclusien. Les traçages de SESIANO (1985), effectués à partir de la grotte de Balme et de la perte du Nant d’Orlier, indiquent des vitesses assez lentes de 17 à 32 m/h en débit moyen ou en petite crue (fig. 28, no 5, 5’ et 4).

75On constate des vitesses similaires en étiage, de l’ordre de 30 m/h, pour l’horizon noyé du système aval des sources du Fontanil et de la Gouille au NE de Sixt ; par contre, cette vitesse passe à 137 m/h en crue (J. SESIANO, inédit). Cette zone saturée, dont on connaît deux regards (grotte-émergence de la Gouille et grotte du Tichodrome), présente une pente de 45 % qui explique la rapidité du transfert dans les conduites forcées noyées (fig. 17).

3. Analyse de la courbe de restitution du système de la Combe des Foges

76La Combe des Foges est une unité hydrogéologique bien identifiée (annexe), renfermant un réseau souterrain de grandes dimensions (- 577 m). Le traçage que nous avons effectué en juin 1985 avec EDF/REAL Chambéry, en période de fonte de neige, à-110 m dans le trou du Ver, a permis de mettre en évidence une vitesse de 73 à 80 m/h, relativement lente pour une période de hautes eaux. La courbe de restitution de la rhodamine peut s’analyser comme une courbe de récession des débits. Elle se décompose en trois exponentielles caractérisées chacune par une pente x et mettant en évidence trois types de vidange de l’aquifère karstique (fig. 13) :

  • la droite 1, à pente très forte (x = 9,305), correspond à une vidange rapide par l’intermédiaire de drains importants avec circulation en écoulement libre. Un pic secondaire intervient le 13/6/85 vers 10 h, soit 14 h après la première détection du traceur. Comme il n’y pas eu de précipitations, il pourrait s’agir d’une circulation secondaire (diffluence ?) ;

  • la droite 2, à pente moins forte (x = 1,289), traduit la fin de la vidange rapide ;

  • la droite 3 est interrompue par un petit pic résultant d’une petite crue. Sa pente beaucoup plus faible (x = 0,0703) indique la vidange plus lente d’une circulation parallèle en fissures et petits chenaux.

Figure 14 : Hydrogrammes de l’année 1984 pour le ruisseau de Gers-station aval (1) (Q = 0,488 m3/s) et la source de la Scierie (2) (Q = 0,297 nul s), (d’après les données d’EDF/REAL Chambéry).

77Le système perché de la Combe des Foges est typique du massif de Platé/Haut-Giffre. La vidange rapide est elle-même classique d’un karst de haute montagne dont les réserves écoulables (= volume dynamique) sont faibles en raison de l’excellente organisation de l’aquifère et de la quasi-absence de rétention. Bien que nous ne possédions pas d’hydrogramme pour l’exutoire du Déchargeux, nous avons observé à la fin du mois d’octobre 1985, après une longue phase de tarissement, un débit très réduit inférieur à 2 1/s (débit moyen = 200 1/s environ). Les réserves écoulables ne paraissent donc pas dépasser quelques milliers de m3.

C. UN SYSTEME NOYE ORIGINAL : L’AQUIFERE DU REMPLISSAGE FLUVIO-GLACIAIRE DE LA CUVETTE DE GERS

78Grâce aux sondages effectués par EDF/REAL Chambéry, on sait que le fond du vallon de Gers est une dépression glacio-karstique de 1500 m de long et de 300 m de large, colmatée par un remplissage fluvio-glaciaire épais de 40 à 60 m (supra, fig. 11 et 12) (MAIRE, 1986). Ce dépôt, d’âge tardiglaciaire probable, renferme une nappe aquifère dont le niveau a été suivi par des piézomètres. Suspendu au-dessus de cette nappe, le lac de Gers n’a pas de lien avec elle car plusieurs traçages tentés au niveau de la perte n’indiquent aucune relation avec la source de la Scierie placée en aval du verrou. En hautes eaux, le lac se déverse au nord par le torrent de Gers tandis qu’un drainage souterrain s’effectue par une perte, localisée près du déversoir du lac, dont le débit d’absorption est estimé à 50 l/s. En été, Jean ORIEZ (EDF) a remarqué l’existence d’une ventilation soufflante à l’entrée de cette perte. Comme l’épaisseur des alluvions est de 30 m en cet endroit, on suppose qu’il existe un chenal creusé dans les alluvions et conduisant à la perte réelle située dans les calcaires priaboniens du plancher de la cuvette, (fig. 12, coupe du bas) Il s’agit donc d’une absorption crypto-karstique. Un traçage de SESIANO (1989) a montré la relation de cette perte avec la source du Vivier située 8 km à l’ouest dans la vallée de l’Arve, à proximité de la grosse source de Magland (ou source du Pont), exutoire du bassin de Flaine. Parallèlement, le remplissage quaternaire alimente directement l’aquifère karstique, localisé dans le Priabonien sousjacent, dont l’émergence de débordement est représenté par la source de la Scierie.

Figure 75 : Courbes de récession (décrue + tarissement) de l’émergence de la Scierie. Représentation en coordonnées semi-logarithmiques. (d’après les données hydrométriques d’EDF/REAL Chambéry).

1. Bilan hydrologique de la Combe de Gers

79D’après les valeurs recueillies en 1984 par les deux limnigraphes (EDF/REAL-Chambéry) situés en amont et en aval de la source de la Scierie, il est possible d’obtenir par soustraction les données de cette source et de calculer les éléments du bilan hydrologique (bassin-versant = 7,09 km2) (fig. 14).

80 Station aval (émergence de la Scierie + torrent supérieur issu du lac de Gers) :

  • volume total = 15 389 568 m3

  • module = 0,488 m3/s

  • débit spécifique = 68,82 1/s/km2

  • débit maximum journalier = 3 m3/s (16/6/84)

  • débit minimum journalier = 0,122 m3/s (12/3 au 27/3/84)

  • tranche écoulée = 2176 mm/an

81 Station amont (torrent supérieur sans la source de la Scierie) :

  • volume total = 6 023 376 m3

  • module = 0,191 m3/s

  • débit spécifique = 301/s/km2

  • débit maximum journalier = 1,528 m3/s (23/6/84)

  • débit minimum journalier = 0 (11/2 au 20/4/84)

  • tranche écoulée = 922 mm/an

82 Emergence de la Scierie :

  • volume total = 9 366 192 m3

  • module = 0,297 m3/s

  • débit spécifique = 41,89 1/s/km2

  • débit maximum journalier = 1,309 m3/s (22/6/84)

  • débit minimum journalier = 0,122 m3/s

  • tranche écoulée = 1254 mm/an

83Le volume écoulé par la source de la Scierie est important puisqu’il représente 61 % du volume total écoulé par le torrent de Gers à la station aval, soit un débit moyen de 297 1/s. Compte tenu de l’altitude de la source (1490 m) et de sa situation une dizaine de mètres à peine en contrebas du verrou, son alimentation provient de l’aquifère contenu dans le remplissage fluvio-glaciaire de la cuvette de Gers. Les eaux de la nappe s’infiltrent au contact du Nummulitique calcaire et transitent vers la source de la Scierie par l’intermédiaire d’un aquifère calcaire fissuré.

84En période de fort étiage, comme en septembre-octobre 1985, le débit de l’émergence est uniquement soutenu par la nappe alluviale dont le niveau piézométrique est descendu à la cote 1539,8 m, 1510,13 m, et 1497,88 m dans les sondages 84-1, 83-3 et 84-2 le 29/10/85 après trois mois sans pluie.

85 Estimation du volume des fuites karstiques :

86Comme nous ne connaissons pas encore le volume des précipitations annuelles sur. le bassin du Gers, il est impossible d’estimer le volume des fuites actuelles vers le karst profond ; apparemment, elles sont faibles. La tranche écoulée par le torrent de Gers (station aval) représente 2176 mm. En tenant compte de l’évapotranspiration, les précipitations sont supérieures à 2500 mm/an et doivent se situer dans la fourchette 2500-2800 mm, dans la mesure où 1984 est une année moyenne.

87Les fuites qui alimentent la source de la Scierie sont considérables puisqu’elles représentent plus de 9 millions de m3 en 1984. L’étanchéité est donc loin d’être réalisée au niveau du contact alluvions-calcaires nummulitiques ; par contre, la liaison hydrologique entre les calcaires nummulitiques et l’Urgonien paraît minime si Ton en juge par le débit de l’émergence de la Scierie comparé à celui des petites sources de l’Urgonien situées à l’aval des gorges (quelques l/s).

88Pourtant une réserve est à apporter ; en effet, le traçage réalisé le 24/8/84 à la perte PI du torrent de Gers situé 100 m en amont de la source de la Scierie montre une relation avec celle-ci, mais aussi avec les sources de l’Urgonien localisées en aval des gorges (TRIBOVILLARD et COTEREY, 1984). Avec la mise en eau du barrage prévu par EDF, le volume des fuites vers ces sources augmenterait.

2. Analyse des courbes de récession de la source de la Scierie

89Les courbes de tarissement de cette émergence ont été analysées pour les périodes hivernales (décembre à mars-avril) de 1983-84 et 1984-85. L’allure de ces courbes est typique d’une vidange de nappe qui transite par un aquifère saturé (fig. 15). Les deux courbes de récession sont légèrement perturbées au début par une petite fusion nivale de fin d’automne-début d’hiver (novembre-décembre). Ensuite le tarissement, non influencé, se poursuit durant 74 jours en février-mars-avril 1984 et 88 jours en janvier-février-mars 1985.

90Le coefficient de tarissement, très faible (x = 0,00261 et 0,00186), indique une vidange progressive de nappe à travers un aquifère fissuré peu karstifié (petits conduits). Le volume dynamique est important : 5,826 et 9,988 millions de m3 en 1984 et 1985, soit respectivement 63,7 et 105 % du volume annuel évacué par l’émergence. Le fort coefficient de régulation ou volume dynamique/cube annuel (k = 0,637 et 1,05), similaire à ceux des grandes sources vauclusiennes de bas-plateau, montre le puissant pouvoir régulateur de la nappe phréatique contenue dans les alluvions quaternaires.

D. PHYSICO-CHIMIE DES EAUX KARSTIQUES

91Dans les karsts haut-alpins, il existe trois facteurs favorables à la dissolution : le gros volume des précipitations, la faible évaporation et les températures froides. En revanche, le CO2 disponible demeure faible en raison de la quasi-absence de la végétation et de la maigreur des sols quand ils existent (pCO2 du karst profond = 0,01 à 0,02 %).

1. Faciès chimique

92(d’après TRIBOVILLARD et COTE-REY, 1984) :

93 L’émergence du Déchargeux (alt.1370 m), qui draine la Combe des Foges au N de Platé, est un bon exemple d’exutoire du karst supraforestier non influencé par les eaux du karst forestier. Les eaux sont bicarbonatées calciques avec un faible rapport Mg/Ca de 0,048. La résistivité est de 7640 ohms/cm et le pH est égal à 8. Les ions sulfates ne sont pas négligeables, soit 9,9 mg/1 ; en revanche, les chlorures sont faiblement représentés avec une teneur de 0,8 mg/1, les valeurs ne dépassant pas 1,2 mg/1 dans les autres sources du massif (faible contamination par les sels marins). La concentration en silice, de l’ordre de 4,6 mg/1, provient du quartz contenu dans les divers étages traversés par les eaux de fonte : grès de la base du Priabonien (7 % de quartz), calcaires sénoniens (4 % de quartz), grès de Gault (90 % de quartz), Hauterivien (23 % de quartz).

94L’absence d’ions ammonium (NH4+) et nitrites (NO2-) est normal pour un karst de haute montagne où la couverture végétale est réduite. La faiblesse de la minéralisation globale (TH = 6,75°F, résidu sec = 82 mg/1) est en relation directe avec la longue crue de fusion nivale qui évacue de grandes quantités d’eaux ne séjournant guère plus de 24 à 48 h sous terre (traçage réalisé en 1985, fig. 28, tableaux 1 et 2).

95 L’exemple de la source de la Scierie située dans les calcaires priaboniens à l’extrémité N du vallon de Gers, également au N de Platé, présente un chimisme presque similaire malgré une alimentation provenant de l’aquifère du remplissage quaternaire de la cuvette. Les sulfates sont un peu plus abondants (15,5 mg/1).

96On observe en plus une légère contamination par les nitrates (1,8 mg/1). La teneur en silice (5,4 mg/1) provient des Grès de Taveyannaz.

2. Evolution du chimisme en fonction de l’altitude

97Durant la période de fusion nivale (fin mai à juillet-août), des analyses ont été effectuées sur différentes sources drainant des bassins-versants dont l’altitude moyenne s’élève de 1800 à 2600 m. Le TH, relativement faible, fluctue entre 44-57 mg/l de CaCO3 pour l’aquifère haut perché du Grenier de Commune-Plan du Buet (source du Cabaret, alt. 2524 m) et 87-116 mg/1 pour les grandes émergences de Magland, du FontanilLa Gouille, de Bossetan alimentées par des impluviums situés plus bas (1800-2050 m environ). Il existe donc une baisse logique de la minéralisation avec l’altitude croissante de la zone d’alimentation (disparition de la végétation et des sols, baisse de la pC02), comme cela a déjà été constaté dans les karsts de moyenne montagne (DELANNOY, 1981 ; LEPILLER, 1980, p. 394).

3. Les régimes hydrochimiques

98L’évolution temporelle du chimisme des eaux karstiques de Platé est illustrée par le comportement hydrochimique de l’émergence de Magland. Les courbes du TH (dureté totale) pour les années 82-83 et 83-84 montrent :

  • un minimum très marqué en juin pendant la fusion nivale (TH = 88 mg/1 de CaCO3 équivalent), d’où le recoupement des courbes du TH et de l’hydrogramme ;

  • un maximum principal en janvier-février (TH = 180-200 mg/1) pendant la phase de rétention nivale la plus froide (écoulement faible).

99Ce régime hydrochimique à minimum printanier et à maximum hivernal, qui est à l’inverse du régime hydrologique, est classique pour les karsts haut-alpins et montagnards (MAIRE, 1984 ; DELANNOY, 1981).

100Comme le montre le tableau sur la distribution temporelle de la dissolution, on observe plusieurs phénomènes fondamentaux :

  • les mois de mai-juin-juillet (hautes eaux/fusion nivale), avec un TH moyen de 115 mg/1 et un taux d’écoulement annuel de 80 %, déterminent un taux de calcaire exporté de l’ordre de 75 % du total annuel ;

  • les autres mois de l’année (basses eaux), avec un TH moyen plus fort (150 mg/1) et un taux d’écoulement annuel faible (20 %), déterminent un taux de calcaire exporté de 25 % seulement du total annuel.

101La période de fusion nivale correspond donc à la phase de dissolution maximum.

4. Distribution spatio-temporelle de la dissolution

102 Augmentation du TH avec la profondeur :

103Plus d’une trentaine d’échantillons d’eau ont été récoltés dans différents gouffres de Platé et du Haut-Giffre jusqu’à - 750 m. La distribution spatiale des teneurs fait apparaître une augmentation du TH avec la profondeur avec des concentrations plus faibles durant la fusion nivale et des concentrations plus fortes pendant les basses eaux et notamment en hiver.

104Cependant, cette augmentation doit être nuancée : il existe une progression très rapide des teneurs dans l’épikarst (0 à - 50 m) et l’horizon supérieur du karst profond (-50 à - 100 m), et une progression plus lente des teneurs dans l’horizon karstique profond (>- 100 m).

105 Distribution spatio-temporelle :

106Pour la distribution du TH moyen et du taux de dissolution, on constate des phénomènes différents dans les différents horizons du karst et selon les périodes de l’année.

107Dans l’épikarst (karst de surface compris) et l’horizon supérieur du karst profond (de 0 à-100 m : zone de fissures et des puits à neige), on observe :

  • un TH moyen annuel de 80 mg/1 représentant 65 % de la dissolution annuelle globale ;

  • une forte dissolution à la fonte des neiges (TH moyen = 76 mg/1) représentant 71 % de la corrosion annuelle ;

  • une faible érosion mécanique des eaux d’infiltration en raison de la dispersion des écoulements ;

  • une dissolution annuelle superficielle (dénudation superficielle) de 10 à 20 % estimée à partir des blocs erratiques perchés et des mesures hydrochimiques dans les lapiés de ruissellement (chap. 8).

108Dans le karst profond (>- 100 m : zone des puits méandres et des galeries), on observe :

  • un TH moyen annuel de 124 mg/1 représentant 35 % de la dissolution annuelle globale ;

  • une dissolution profonde sensible durant la fusion nivale (TH moyen = 115 mg/1) totalisant 73 % de la corrosion annuelle profonde ;

  • une érosion mécanique importante pendant la fusion nivale en raison de la concentration des écoulements et par conséquent de la meilleure organisation du karst.

5. La dissolution spécifique

109D’après les données hydrochimiques précédentes, la dissolution spécifique moyenne pour Platé est égale à :

110X = 0,282 kg/m2 /an ou 282 T/km2/an, soit :

111X = 104 m3 /km2/an ou mm/millénaire.

112Cette vitesse de dissolution, forte dans l’absolu, est néanmoins plus faible que celle que Ton connaît par exemple sur le karst forestier du plateau du Sornin dans le Vercors

113(X = 120 mm/millénaire, DELANNO Y, 1983).

V - EVOLUTION GENERALE

A. QUELQUES ELEMENTS SUR L’EVOLUTION DE PLATE/HAUT-GIFFRE DU PERMIEN A L’EOCENE

1. Phases d’érosion et de karstification du Permien au Lias-Dogger

114La surface d’érosion post-hercynienne est bien visible sur le revers W de la chaîne cristalline des Aiguilles Rouges, au niveau du versant occidental du Brévent. Au Permien, ces reliefs gneissiques et granitiques ont subi une altération latéritique responsable de cette teinte rose caractéristique. Sous le chapeau sédimentaire du Belvédère, point culminant des Aiguilles Rouges, entre le cristallin et les quartzites du Trias, COLLET (1943, p.3) a remarqué la présence d’une couche irrégulière de carbonate (1 m maximum) à patine brune qui représenterait un dépôt chimique formé dans des lagunes continentales.

115Venant du SW, la mer triasique a transgressé la surface d’aplanissement permienne jusqu’à la zone de Chamonix et a déposé des cargneules, des calcaires dolomitiques et du gypse.

116L’émersion liasique, au niveau du “géanticlinal briançonnais”, a été bien reconnue dans le secteur Aiguilles Rouges-Dents du Midi où elle a provoqué une forte décomposition et rubéfaction des calcaires dolomitiques du Trias (Autochtone). Dans la zone de Barberine-Emosson, l’Argovien repose directement sur la surface ravinée du Trias dolomitique, de couleur jaune-rouge et riche en oxydes de fer. Le minerai de fer oolithique (chamosite) du Dogger a été anciennement exploité dans les Alpes de Sixt, en particulier au "Fond de la Combe" et au-dessus des chalets du Boret. COLLET (1943, p.20) pense que ces oolithes ferrugineuses proviennent d’une surface continentale située sur les Aiguilles Rouges entre le Bajocien et l’Argovien (secteur E), et peut-être du Trias à l’Argovien dans la zone de Barberine-Vieux Emosson. Au cours du Jurassique supérieur, on ne connaît aucune émersion dans la région du Haut-Giffre, mais une nette diminution de la profondeur de la mer en relation avec les mouvements orogéniques du Purbeckien qui ont vu l’émersion des plates-formes de bordure (Jura, NE du Massif Central) (COLLET, 1943, p.25 ; AYRTON, 1980).

2. Situation au Crétacé inférieur et moyen

117Entre le Barrémien (Urgonien) et l’Aptien, on a pu croire à une phase d’émersion sur les Aiguilles Rouges et une partie de Platé/Haut-Giffre se traduisant par un afflux de quartz détritique dans l’Urgonien terminal (DELAMETTE, 1982, et synthèse SE France BRGM, 1984, p. 329). Toutefois, rien ne permet de prouver l’existence, d’ailleurs très improbable, d’une surface d’érosion. Très fossilifère, le “béton phosphaté” à grès verts glauconieux du Gault peut atteindre 8 à 10 m de puissance dans le secteur de Flaine. Vers - 380 m, dans le réseau de la Combe des Foges, nous avons observé des formes en vasques et champignons, de dimensions décimétriques, au sommet de la couche du Gault, la sédimentation carbonatée sénonienne fossilisant cette paléotopographie. Selon DELAMETTE (1986), ce type de forme a été élaboré sous la mer du Gault, dans un contexte de bordure de plate-forme. Une telle morphologie rappelle les formes karstiques sous-marines photographiées sur les talus continentaux de la marge ibérique, entre - 1000 et - 3000 m, et qui attestent que tout indice paléokarstique, notamment dans les séries miogéoanticlinales, n’est pas obligatoirement un signe d’émersion (VANNEY et al., 1985).

3. Les paléokarsts du Crétacé terminal à l’Eocène

118Ce sont les plus remarquables des chaînes subalpines. De la fin du Crétacé à l’Eocène, à la suite de la tectorogenèse laramienne (compression), on assiste à une émersion généralisée des domaines préalpins-subalpins qui entraîne l’érosion et la karstification des séries carbonatées (GUENDON, 1984, p. 7-8).

119 Le Sidérolitique :

120Entre Arve et Rhône, celui-ci fut découvert pour la première fois en 1854 par Ph. De La HARPE dans les Dents du Midi. Ce Sidérolitique affecte les calcaires sénoniens et urgoniens et se trouve fossilisé par les calcaires lacustres de l’Eocène moyen (Lutétien supérieur) dans un golfe qui s’étendait des Bauges au Haut-Giffre. Sur les Grandes Platières, le Sénonien raviné et carié de Microcodiums (formes en boules) est scellé par le conglomérat de base à galets sénoniens de l’Eocène supérieur (Bartonien-Priabonien). Sur les Dents Blanches de Champéry à l’Avouille, COLLET (1943) et DELAMETTE (comm. orale) signalent la présence de poches de Sidérolitique logées dans le Crétacé supérieur et TUrgonien. Dans les Dents du Midi, où ces paléokarsts ont été le mieux définis, on distingue :

  • de fausses brèches localisées dans les fissures sous forme de figures de dissolution et de ciments gréseux et ferrugineux, rouges et verts ;

  • des grès ferrugineux en poches ;

  • du minerai de fer (5 à 61 % de fer) (COLLET, 1943, p. 37). Cette longue période d’érosion-karstification, d’une durée de près de 20 Ma, s’est déroulée sous un climat tropical humide. On comprend que la couverture sénonienne ait été localement très érodée comme sur Bossetan et l’Avouille où le Gault et le Crétacé supérieur ont disparu.

121 Rôle des paléostructures et paléofractures dans l’organisation hydrogéologique actuelle :

122L’orogenèse laramienne est responsable de bombements à grand rayon de courbure et de failles essentiellement subméridiennes ou N050°E parfois visibles dans le paysage. Dans la Combe des Foges, vers 2100 m d’altitude, B. PAIRIS et J.-L. PAIRIS (1975) ont signalé l’existence d’un anticlinal d’axe E-W dessiné par le Crétacé supérieur et scellé par le Nummulitique. On constate que la surface très érodée du Sénonien est caractérisée par des amas de Microcodiums et présente une petite cuesta. Dans sa thèse, PAIRIS (1975, p.70) indique également le dôme anticlinal de la Tête de Porte, juste à l’W de Sixt.

123Les paléofractures jouent parfois un rôle hydrogéologique important. Dans le réseau de la Combe des Foges, le drain perché sur le grès du Gault entre - 270 m et la salle de - 437 m est creusé à la faveur d’une importante faille méridienne que l’on ne retrouve pas en surface car elle est recouverte par les terrains tertiaires (fig. 8). Quant à la grande paléofracture de la Croix de Fer, d’orientation SWNE, on suppose que celle-ci se poursuit au NE sous le recouvrement des Grès de Taveyannaz pour réapparaître au niveau des grandes failles du Déchargeux, là où se situe l’exutoire du bassin-versant des Foges (fig. 11). Or le drain majeur du système hydrokarstique de la Combe des Foges doit rencontrer cette faille au NW, sous la zone de Gers, puis la suivre vers le NE pour émerger au Déchargeux (annexe).

124D’autres failles anténummulitiques sont à signaler sur Platé comme :

  • la faille S de la Tête des Verds sur le bassin de Flaine ; celle-ci est en partie utilisée par le drainage souterrain au niveau du réseau amont de la Tête des Verds (gouffre TV1) (fig. 25). En surface, elle constitue un escarpement jalonné par de profondes fissures élargies par la dissolution. De plus, au fond de la cuvette glacio-karstique des Verds, le large puits glacé de la Tête des Verds est creusé à ses dépens ;

  • la faille des Forts de Platé, au S du massif, va du col de Monthieu jusqu’au névé permanent de la cuvette allongée des Fours ; au centre, elle est scellée par le Priabonien de la crête Tête du Colonné-Col du Colonné.

B. EVOLUTION DE L’OLIGOCENE AU PLIOCENE

1. Situation à l’Oligo-Miocène

125Durant la sédimentation des Grès de Taveyannaz à l’Oligocène, des “slumpings” ont affectés localement la série, en particulier dans la crête de Balacha située en Flaine et Gers ; les éléments andésitiques contenus dans les strates de grauwackes ont d’abord fait penser à la démolition d’anciennes coulées sous-marines (COLLET, 1943). Cependant, des travaux récents ont montré qu’il “s’agissait plutôt d’éjecta vitreux” déposés à proximité des centres éruptifs et correspondant à l’ancien arc andésitique paléogène des Alpes occidentales (GIRAUD, 1983).

126Avec la mise en place du chevauchement principal de la nappe de Mordes à la fin de l’Oligocène, l’émersion généralisée introduit une grande phase d’érosion. Sur les piémonts W, cette période détritique se traduit dès la fin de l’Oligocène (Chattien), puis au Miocène inferieur et moyen (Aquitanien-Langhien) par le dépôt d’une série molassique qui est actuellement chevauchée sur le front des Bornes.

127Les paléoreliefs de la phase de karstification du Miocène, bien reconnus sur le pourtour méditerranéen, en Provence avec la “surface fondamentale” (NICOD, 1967 ; JULIAN et NICOD, 1984), dans le Jura, mais aussi en Vercors sur le plateau des Coulmes (DELANNOY, 1981, 1984), ou sur les hauts karsts autrichiens (BAUER et ZÖTL, 1972), sont absents sur les Ara vis, Platé et le Haut-Giffre. Cette situation s’explique par l’active tectonique tangentielle miocène et la destruction tardive des couvertures (ex : Grès de Taveyannaz), ce qui n’a pas permis la formation d’une surface d’aplanissement karstique au Miocène. Seule la grande dalle calcaire du Criou, qui tranche successivement l’Hauterivien, l’Urgonien, le Gault, le Sénonien et le Priabonien, pourrait constituer un élément relique de cette surface, basculé et poussé sur le train de plis parallèles des Alpes de Samoëns.

128Avec la seconde phase orogénique de la fin du Miocène et l’abaissement du niveau de base marin au Messinien apparaît une période d’incision caractérisée sans doute par le surcreusement des paléovallées (Rhône, Arve, Giffre) déjà esquissées au cours du Miocène.

2. Situation au Pliocène

129Au Pliocène, les massifs subalpins de Platé/Haut-Giffre présentent en gros leur structure actuelle. La phase d’érosion commencée au Miocène se poursuit, tandis que se développe de plus en plus la karstification des séries carbonatées peu à peu mises à jours avec la destruction du recouvrement imperméable des Grès de Taveyannaz, du moins sur Platé, avec le développement des glaciations à la fin du Pliocène.

130Au Tabianien-Plaisancien, le climat chaud et humide, qui voit en même temps la transgression de la vallée du Rhône (rias du Rhône), est responsable d’une importante karstification dans les massifs subalpins, dont le Vercors qui possède les plus grandes surfaces structurales. Vers 2,3 Ma, on sait que le climat devient plus sec et moins chaud, le “Villafranchien” inaugurant ensuite une période tempérée humide qui annonce les pulsations froides du Quaternaire (DEMARCQ, 1984, synthèse BRGM du SE, p. 509-510).

131Les formes paléokarstiques du Pliocène ne sont pas évidentes dans les massifs de Platé/Haut-Giffre. En revanche, des paléoconduits, perchés au flanc des hautes parois urgoniennes du Criou et des Rochers des Fis, pourraient dater du Pliocène, voire du Miocène supérieur. En effet, comme la grotte Chevalier (Dent de Crolles/Chartreuse), vaste réseau inactif et décapité qui débouche sur le Grésivaudan (MARCHAND, 1985), il existe dans la chaîne alpine plusieurs générations d’anciennes cavités sous forme de segments perchés ne se raccordant plus au drainage hypogé actuel ; on pourrait également y inclure des portions de réseaux, par la suite rajeunis et recoupés par des écoulements plus récents, comme dans le système des conduites forcées du gouffre Jean-Bernard (galerie du Maïs accessible par l’entrée V6, alt. 1860 m).

132Au-dessus du lac d’Anterne, les cavités ouvertes dans la paroi des Fis (porches en paroi, “Cave à glace des Fis”, grotte des Clus) sont des réseaux recoupés par le recul du versant. Leur ancien bassin-versant, aujourd’hui disparu, remonte à une période où la zone d’alimentation se situait plus à l’Ε. Dans la paroi d’Urgonien de la zone sommitale du Criou, de grandes ouvertures ont été observées au-dessus du lac des Chambres : là encore, il s’agit de paléodrains recoupés. Sur le sommet de la muraille calcaire qui surplombe le vallon de Salvadon, juste au N de l’Ecorchoir vers 2300 m, la grotte G1 est aussi une cavité ancienne. La conduite forcée d’entrée, très démantelée avec effondrement du toit de la galerie, est décapitée. En profondeur, le conduit est affecté par la gélifraction (forte ventilation) et le processus de détente. Ces paléodrains, autrefois creusés en régime noyé, ont été perforés par des puits au cours du Pléistocène.

C. KARSTOGENESE QUATERNAIRE

1. Karst de surface et érosion sous-glaciaire

133Au Pléistocène, les karsts haut-alpins ont évolué, à intervalles réguliers, sous d’importantes masses de glace. La morphologie actuelle est directement héritée de ces périodes pendant lesquelles les processus dominants étaient représentés en surface par l’érosion mécanique glaciaire (abrasion et débitage) et en profondeur par la double action chimique et mécanique des eaux de fusion glaciaire (destruction des concrétionnements souterrains, photo 22).

134Comme les glaciers alpins présentaient des températures positives sur le lit glaciaire tout au long de l’année, les écoulements sous-glaciaires ont joué un rôle morphologique considérable dans le creusement de certains sillons et petites gorges et surtout au niveau du karst profond par l’intermédiaire des pertes sous-glaciaires et proglaciaires. Comme dans les hauts karsts englacés de Suisse (Wildhorn) ou du Canada (Columbia Icefield/Alberta ; FORD et al, 1983), il existe un arrêt de l’écoulement sousglaciaire en hiver et de violentes crues de fusion glaciaire aux émergences au début de l’été.

135Les grandes dépressions glacio-karstiques (cirques-dolines) sont un modelé polygénique issu de l’action mécanique des glaciers, du soutirage des matériaux détritiques et de la dissolution. De plus, les formes les plus accentuées se sont élaborées dans un contexte structural favorable à dynamique glaciaire active. Les éléments majeurs du modelé glacio-karstique remonte donc au moins au Quaternaire ancien tandis que les lapiés de diaclases et à puits les plus anciens, en partie rajeunis depuis 10 000 ans, dateraient de l’interglaciaire Riss-Würm. Les lapiés de ruissellement visibles aujourd’hui sont uniquement postglaciaires car les formes préexistantes ont été gommées par l’abrasion glaciaire.

2. Evolution du karst profond et apport des datations U/Th sur concrétions

136Les grands réseaux endokarstiques, comme ceux du Jean-Bernard (Foillis), du Mirolda (Criou) ou de la Tête des Verds (Platé), sont plio-quaternaires. Mais il est encore difficile de placer le début de leur creusement car on ne sait pas encore dater avec précision la vitesse du décapage des couvertures (notamment les Grès de Taveyannaz sur Platé) et du creusement des vallées, et, par conséquent, le début du fonctionnement karstique des bassins fermés et des cirques-dolines. Toutefois les indices spéléomorphologiques de la karstification fini-tertiaire sont nombreux (conduites forcées perchées), mais il est encore impossible de les dater. Par contre, ce que l’on sait avec plus de certitude, c’est la vitesse d’évolution des réseaux depuis le milieu du Quaternaire moyen.

137A partir de 25 analyses U/Th sur spéléothèmes, dans le cadre de plusieurs séquences de remplissages (dans les gouffres Jean-Bernard, Mirolda, TV1 et Karen), 11 est possible de mettre en évidence les principales fluctuations paléoclimatiques entre 0 et 250-300 ka et cela en assez bonne concordance avec la chronologie océanique. Le diagramme comparatif (distribution des âges U/Th, position des séquences varvées, courbe des paléotempératures et stades isotopiques de l’oxygène) montre la succession suivante (fig. 16) :

  • un Tardiglaciaire-Holocène assez bien marqué (0-15 ka) : stade isotopique 1. Phase de réchauffement (concrétionnement) ;

  • un creux bien marqué entre 20 et 30 ka (Würm récent) : stade 2. C’est une phase froide, apparemment “sèche”, qui dépose peu de sédiments souterrains ;

  • un interstade vers 30-40 ka (Wiirm ancien/Würm récent) : stade 3, réchauffement et concrétionnement ;

  • un nouveau creux entre 40 et 60-70 ka (Würm ancien) : stade 4. Cette phase glaciaire, sans doute plus humide, creuse et façonne de nombreux dépôts détritiques grossiers (galets scellés par des stalagmites de 33-38 ka, +-3 ka) ;

  • un interglaciaire important et bien identifié par U/Th entre 70 et 130 ka (Riss-Würm ou Eémien s.l.) : stade 5, concrétionnement abondant ;

  • un creux très marqué entre 130 et 170 ka caractérisé par des sédiments varvés scellés par des concrétions du Riss-Würm : c’est le stade isotopique 6 correspondant au Riss s.s. (ou Riss récent si l’on admet un Riss long) ;

  • un second interglaciaire très important entre 170 et 210 ka (mieux marqué jusqu’à 220-230 ka à la Pierre St. Martin, Pyr.-Atl.) : stade 7, concrétionnement abondant dans tous les réseaux alpins et pyrénéens ;

  • une phase glaciaire avant 210-220 ka (stade 8) caractérisée par les plus puissantes séquences varvées et scellées par les concrétions du stade 7.

Figure 16 : Chronostratigraphie des remplissages fluvio-glaciaires des gouffres de Platé et du Haut-Giffre. Comparaison avec la courbe des paléotempératures des carottes marines (in “Géologie de la Préhistoire”, 1987, Géopré, p. 1018).Deux grands interglaciaires (stades isotopiques 5 et 7) et glaciaires (stades 6 et 8) sont mis en évidence par les datations U/Th des stalagmites (analyses : CERAK, Y. QUNIF, Univ. de Mons, Belgique).

138L’étude des remplissages des karsts haut-alpins du Haut-Giffre est confirmée par d’autres recherches effectuées dans le gouffre pyrénéen de la Pierre Saint-Martin (MAIRE et QUINIF, 1988) (chap. 12). Si des galeries et des puits se sont formés au cours des deux ou trois derniers cycles climatiques, d’autres datations supérieures à 350 ka indiquent que d’anciens conduits (ex : Passage Bubon dans le réseau de la Tête des Verds, entre - 400 et - 500 m) n’ont pas changé de morphologie depuis cette époque.

139Analyses U/Th : Laboratoire du CERAK (Y. QUINIF) ; Fac. Polytechnique de Mons, Belgique.

Annexes

Annexe. Unites hydrogeologiques et cavites

INTRODUCTION : historique des recherches spéléologiques

H.B. De SAUSSURE est un des premiers à décrire le karst et plusieurs cavités du massif de Platé. Dans ses “voyages dans les Alpes” (1779), il cite également la grotte de Balme située près de Magland et dépeint avec précision la formation de la calcite flottante et les planchers stalagmitiques. En 1894, le naturaliste genevois E. CHAIX (1895) lève la carte topographique à 1/5000 du versant occidental des Grandes Platières en compagnie de J. BRIQUET et G. BORDIER. En 1897, sur les indications de CHAIX, E.-A. MARTEL organise une coûteuse et pénible expédition dans le secteur de Flaine. Les 3 et 4 juillet, avec Μ. PITTARD et A. Le ROYER de Genève et le Dr. GRISEL de Cluses, MARTEL descend la “Tanna des Verds” qui ne “livra que 47 m de creux”. Cette cavité est connue aujourd’hui sous le nom de gouffre Martel, celui-ci ayant été poursuivi jusqu’à - 324 m entre 1970 et 1976. Le même été 1897, CHAIX, PITTARD et GRISEL se font prêter le matériel de MARTEL et explorent la grotte de Balme où ils descendent le puits qui avait arrêté De SAUSSURE en 1764. Du 5 au 9 juillet 1897, Le ROYER réalise une topographie remarquable de cette grotte devenue célèbre (Le ROYER, 1898, in VUILLEUMIER, 1986), ce plan demeurant aujourd’hui un des premiers relevés topographiques précis du domaine souterrain.

Au N, le massif du Haut-Giffre, moins accessible, ne paraît pas avoir attiré les précurseurs de la spéléologie, souffrant en cela de la concurrence des lapiés spectaculaires du Parmelan et du Désert de Platé. Dans la “France Ignorée, SE de la France”, MARTEL se contente de signaler la visite de H. TAVERNIER (Annuaire du C.A.F., 1878, p. 657) à la “Tan-na de l’Ermoê” (actuelle grotte de l’Ermoy) que les guides de Samoëns faisaient visiter aux montagnards sur la route de la Montagne de Foillis. Sur le revers S du Mt. Buet, la grotte de Salenton (alt. 2400 m), est connue des gens du pays depuis des siècles. Elle est topographiée pour la première fois par P. CHEVALIER et Y. FRANCOIS le 11 août 1937. Un peu auparavant, en 1922, le géographe hautsavoyard R. PERRET publie une carte topogéologique à 1/20 000 de la vallée de Sales et du cirque des Fonts sur laquelle il indique de nombreux gouffres. Comme MARTEL, PERRET est persuadé de l’existence de réseaux souterrains aboutissant à des émergences. En 1931, il publie “l’Evolution morphologique du Faucigny”.

Ce n’est que dans les 1950 que des spéléologues suisses et français prospectent à nouveau les lapiés de Platé (TISSERANT, 1960 ; LAURENT, 1967). Depuis 1960, les recherches les plus importantes ont été accomplies par la Section suisse de Spéléologie de Genève, la Section spéléo de la IIème d’Aix-en-Provence, le Spéléo-Club de Lyon et le Groupe d’Etude du Karst Haut-Alpin (G.E.K.H.A.). La S.S.S. de Genève s’est d’abord illustrée par la découverte de la suite de la grotte de Balme en 1961, portant le développement du réseau à 2370 m (MARTINI, 1967). Dans les années 1970, leurs recherches se sont surtout concentrées sur le vallon de Sales où plusieurs cavités sont explorées comme la grotte labyrinthique de la Barme froide, longue de plus de 4 km, et le gouffre des Pierres Volantes profond de 210 m (FAVRE et BOURNE, 1975 ; FAVRE, 1986).

A la fin des années 1960, M. FELIX (gendre de N. CASTERET), N. PORRET et C. MORET commencent une prospection systématique du versant NW des Grandes Platières, au-dessus de la station de Flaine. Avec les spéléos de la Ilème d’Aix-en-Provence, entre 1970 et 1974, ils atteignent - 190 m au gouffre de Rivière Enverse, - 280 m au gouffre Karen, - 360 m au gouffre des Trois Barbus, - 170 m au glacier-abîme Noël Porret, -170 m au gouffre des Marmottes, - 150 m au puits glacé de la Tête des Verds et - 150 m au gouffre Martel. De 1974 à 1976, le Spéléo-Club de Lyon découvre et explore le grand réseau de la Combe des Foges jusqu’à - 522 m, tandis que les difficiles gouffres de Rivière Enverse et Martel sont poursuivis jusqu’à - 329 et - 324 m.

A partir de 1977, le G.E.K.H.A. atteint - 315 m au gouffre des Lanches Blanches (E7), - 369 m au gouffre Karen, -382 m au gouffre des Trois Barbus (réseau du grappineur), - 563 m au gouffre du Double S (jonction avec le réseau de la Combe des Foges/- 577 m), - 768 m au réseau de la Tête des Verds (TV1-Marmottes) et - 300 m aux gouffres de la Petite Marielle et du Colonné (MAIRE et RIGALDIE, 1984). En 1987, peu de temps avant sa mort, Lucien BOUCLIER explore le gouffre Bub (-270 m). Dans le même temps, des recherches et des explorations sont réalisées par d’autres groupes spéléos : G.S.Bourg, S.C.MontBlanc (Cluses), S.C.Passy-Chedde, G.R.S.I.F. (Paris), A.S.C.O. (Dijon), S.D.N.O.S.S. (Oyonnax), S.C.Savoie (Chambéry), G.S.Dolomites et H.S.Néanderthal (Lyon).

Dans le Haut-Giffre, le groupe Vulcain commence des recherches en 1959 ; la même année, il découvre le gouffre du 14 juillet qui deviendra plus tard une des neufs entrées du réseau Jean-Bernard. En 1961, il prospecte le karst de l’Avouille, au-dessus de Bossetan, et descend un gouffre de 140 m de profondeur. Ce n’est qu’en août 1963, que le groupe Vulcain découvre l’entrée du gouffre Jean-Bernard (V4-V4 bis) sur la Montagne du Foillis ; cette année-là, le Jean-Bernard est exploré jusqu’à-100 m seulement. Le drain collecteur du réseau est découvert en 1964 à la cote - 210 m. En 1969, une grosse expédition interclubs dirigée par le groupe Vulcain permet d’atteindre un siphon à - 623 m. Devant ces résultats prometteurs, le Spéléo-Club d’Annemasse et différents groupes lyonnais s’intéressent peu à peu à cette région karstique difficile. Des camps d’été sont organisés sur plusieurs massifs : le Spéléo-Club de Lyon sur le Grenier de Commune (1971-72) et le Ruan (1973), le groupe Aven de Lyon sur le Criou (1971-73) et l’Avouille (1974). En 1975, le Spéléo-Club de Fontaine la Tronche (F.L.T.) explorent les gouffres Amin Dada (-296 m) et des Morts Vivants (-365 m) sur le Criou, avant de reprendre avec succès les prospections sur la zone de Sans Bet en 1976-77 (Tanne Cassina : - 505 m). En 1973-74, le groupe Aven découvre la suite de la grotte de l’Ermoy après le puits de 50 m (-110 m, + 120 m).

Il faut attendre 1980 pour qu’une nouvelle grande exploration débute, celle du gouffre Mirolda sur le Criou avec le Spéléo-Club de Lyon (-900 m en 1980-81), rejoint par le Spéléo-Club du Chablais (Thonon), le Groupe Spéléo Cavernicole (Lyon) et la S.S.S. Genève. Durant les années 1970, le groupe Vulcain progresse dans le réseau Jean-Bernard (jonction avec le B19 en 1975 :-1208 m ; jonction avec le B21 en 1979 :-1358 m, premier record mondial de profondeur). Au cours des hivers 1980-81-82, les plongées des siphons terminaux permettent d’atteindre la cote - 1494 m. La cote 1535 m est atteinte en 1983 après l’exploration de galeries dans le système amont du B21. En février 1989, le réseau du Mirolda atteint 1300 m de dénivellation (D. COLLIARD et groupe Ursus). A la fin de l’année 1989, après une jonction avec un gouffre supérieur, le Jean-Bernard atteint-1602 m.

NB : Bibliographie in MAIRE et RIGALDIE, 1984

I - HYDROGEOLOGIE ET CAVITES DU HAUT-GIFFRE

L’organisation hydrogéologique du Haut-Giffre est très compartimentée en raison d’une évolution morpho-structurale diversifiée : couverture crétacée plissée selon un train de plis parallèles d’axe SW-NE dans les Alpes de Samoëns, cœur jurassique da la nappe mise à jour par l’érosion dans les Alpes de Sixt (fig. 4).

A. LES GOUTTIERES SYNCLINALES DE LA COUVERTURE CRETACEE DES ALPES DE SAMOENS

Située en rive droite du Giffre, au NE de Samoëns, cette zone est constituée par une succession de synclinaux étroits et parallèles, plongeant vers le SW (pendage axial variable de 2 à 25°). Au S, le synclinal du vallon des Chambres est recouvert partiellement par l’écaille du Criou. L’altitude moyenne des karsts supra-forestiers est de 2100 m et le potentiel hydraulique maximum est de 1900 m environ (fig. 17).

1. Le vallon de Bossetan

Accès : Samoëns, les Allamands, chemin Allamands-refuge de Bossetan.

Limité au N par l’anticlinal couché de l’Avouille et au S par l’anticlinal déjeté des Dents d’Odda, le vallon de Bossetan forme une belle gouttière synclinale dont les eaux souterraines émergent à la source des Allamands (alt. 880 m) en partie captée. En 1983, le Spéléo-Club d’Annemasse découvre le collecteur souterrain vers - 300 m dans l’axe du synclinal en forçant le chemin au fond du gouffre A3 jusque-là encombré par une glacière dynamique dont le volume estimé à 4000-5000 m3 en 1978 (bachage de l’entrée) est passé à 2000 m3 environ en 1983 (VON ALLMEN, 1984, Spéléalpes). Le flanc N de l’anticlinal de l’Avouille est sans doute drainé par la source de Terres Maudites.

Potentiel hydraulique : 1500 m depuis le sommet de l’Avouille.

a) Le gouffre A3 :

- Coordonnées : X : 943,61 Y : 135,02 Z : 1969 m.

- Spéléométrie : dénivellation : - 550 m ; développement :> 4800 m ; indice de verticalité : 0,57.

- Accès : le gouffre se situe sur le flanc SSE de l’Avouille, à 600 m au NE du refuge Tornay.

- Historique : l’entrée est découverte en 1961 par le groupe Vulcain (- 20 m, arrêt sur neige). La cavité est redécouverte en 1972 par le Spéléo-Club d’Annemasse qui atteint - 130 m en 1974 dans un glacier souterrain. Après obturation artificielle de l’entrée en 1978, le drain actif majeur est atteint en 1983 à la cote - 294 m. Arrêt vers - 550 m sur siphon en 1985-86 (VON ALLMEN, 1984,1986, Spéléalpes).

- Description : le tracé du réseau est classique ; un regard constitué par un escalier de puits, orienté sur une faille perpendiculaire à l’axe synclinal WSW-ENE, jonctionne avec le drain majeur vers - 294 m, ce dernier s’écoulant dans le fond de la gouttière structurale. En raison de la faiblesse du pendage axial dans cette partie moyenne du synclinal, la galerie active n’a pas un profil cascadant ; il s’agit d’un “méandre” long de 2100 m, haut de 20 à 60 m et large de 0,8 à 1,5 m, parcouru par un ruisseau d’un débit de 15 1/s à l’étiage et de 500 à 800 1/s en crue. Le niveau de l’eau peut monter de 6 m dans les secteurs rétrécis. L’Hauterivien n’est atteint que localement après - 500 m. Un siphon placé sur une faille stoppe l’exploration dans le collecteur vers - 550 m (d’après VON ALLMEN, 1986, Spéléalpes).

- Potentiel en profondeur : 1090 m environ.

2. La zone de Foillis-Couarra-Combe aux Puaires

Accès : Samoëns, route des Allamands, le Latay, chemin du refuge de Foillis (fig. 16).

Cette zone assez complexe est formée par trois synclinaux parallèles plongeant vers le Latay, au SW.

a) Le synclinal de la Combe aux Puaires :

La seule source connue est une grosse exsurgence temporaire apparaissant à 845 m d’altitude au pied de la Pte. du Tuet lors des grandes crues. La cavité la plus importante est le LP9 (- 358 m).

Potentiel hydraulique : 1600 m.

◊ Le gouffre LP9 :

- Coordonnées : X : 945,15 Y : 133,80 Z : 2350 m.

- Spéléométrie : dénivellation : - 358 m ; indice de verticalité : 0,7 ; développement : 710 m ; extension : 240 m

- Accès : l’entrée de la cavité se situe à proximité du point coté 2354,5 m sur l’épaulement qui surplombe au S la Combe aux Puaires (lh30 de marche depuis le refuge de Foillis).

- Historique : le gouffre est découvert et exploré par le groupe Vulcain (1978-82).

- Equipement : PI8 m, PI7 m + P6 m, P4 m, P40 m + P5 m, P5 m, P6 m, P8 m, P5 m, P10 m, P4 m, P14 m + P7m + P4 m + P9 m, P86 ni, P15 m.

- Karstologie : le gouffre s’ouvre dans les calcaires turoniens. Le premier "méandre" se développe sur l’Albien qui est traversé au niveau du puits de 40 m. Le réseau pénètre ensuite l’Urgonien et atteint l’Hauterivien dans lequel est creusé le dernier puits (P15 m) et la galerie terminale active ; cette dernière constitue sans doute le drain principal amont du système de la Combe aux Puaires.

- Potentiel en profondeur : 1500 m environ.

Figure 17 : Situation des principales émergences et cavités du Haut-Giffre. Emergences : a. Source des Allamands. b. Trop-plein du Tuet. c. Trop-plein de l’Ermoy. d. Trop-plein du Jean-Bernard, e. Source du Fontanil. f. Sce. temporaire de la Gouille (trop-plein du Fontanil). g. Sces, temporaires de la Tour de St. Hubert et du glacier du Ruan. g’. Gouille du Fond de la Combe, h. Sce. temporaire de la Méridienne, i. See. temporaire de la Fontaine de l’Or. j. Sce. du Vivier, k. Sce. De Sixt.
Cavités : 1. Gouffre de Bossetan (A3). 2. Tanne des PisseFroids. 3. Glacière CPI. 4. Tanne aux Pouers ou CP12. 5. Gouffre LP9. 6. Grotte de l’Ermoy. 7. Gouffre Jean-Bernard. 8. Gouffre B19. 9. Gouffre B21. 10. Gouffre B22. 11. Gouffre Mirolda. 12. Gouffre des Morts-Vivants. 13. Gouffre Amin Dada. 14. Gouffre Daniel. 15. Tanne Cassina. 16. Tanne du Bourdon. 17. Gouffre G200.
Les traçages connus sont indiqués par des flèches (d’après J. SESIANO, les groupes Vulcain et Ursus).

b) Le synclinal de la Tête à l’Homme :

Les eaux souterraines émergent vers 810 m d’altitude à l’exsurgence temporaire située sous l’entrée de la grotte de l’Ermoy à la base de la paroi NW de la Pte. du Criou. En surface, la structure synclinale n’est pas nette et on n’observe pas de vallon. La grotte de l’Ermoy déjà signalée par MARTEL (1931), constitue l’ancienne émergence du bassin-versant de la Tête à l’Homme.

Potentiel hydraulique : 1700 m environ.

La tanne aux Pouers ou CP12 :

- Coordonnées : X : 944,35 Y : 133,58 Z : 2020 m.

- Spéléométrie : dénivellation : - 257 m ; indice de verticalité : 0,74 (jusqu’à - 257 m) ; développement> 2 km ; extension> 500 m.

- Accès : le gouffre se situe dans la partie intermédiaire de la Combe aux Puaires au niveau d’un petit vallon perché au S (1h de marche depuis le refuge de Foillis).

- Historique : la première exploration est effectuée par le groupe Vulcain en 1977-78 ; le même groupe découvre le drain actif aval en 1986.

- Equipement : P21 m + P26 m, P10 m, P4 m, P26 m, P14 m, P14 m, P4 m, P18 m, P20 m.

- Karstologie : le CP12 s’ouvre au toit de l’Urgonien et perce toute la couche. La grande conduite forcée inactive de - 250 se développe sur l’Hauterivien. Un réseau amont recoupe un drain actif ; celui-ci mène dans une galerie importante qui semble être le drain majeur du synclinal de la Tête à l’Homme.

- Potentiel en profondeur : 1210 m environ.

- Bibliographie : LIPS, 1982 ; MAIRE et RIGALDIE, 1984.

Figure 18 : Situation des principales cavités de la zone de Foillis-Couarra-Tête à l’Homme-Combe aux Puaires. 3. Glacière CP1. 4. Gouffre CP12. 5. Gouffre LP9. 6. Grotte de l’Ermoy. 7. Gouffre Jean-Bernard (V4-V4 bis-V6). 8. Gouffre B19. 9. Gouffre B21. 10. Gouffre B22.

◊ La grotte de l’Ermoy :

- Coordonnées : X : 941,26 Y : 131,60 Z : 860 m.

- Spéléométrie : Dénivellation :-110m, + 120m ; indice de verticalité : 0,5 ; développement : 3500 m ; extension : 900 m.

- Accès : indiquée sur la carte topographique au 1/25000, la cavité se situe au pied de la paroi N de la Pte. du Criou non loin du Latay (20 mn de marche depuis le parking du Pied du Crêt).

- Historique : Dans “La France ignorée-SE”, MARTEL (1931) signale la visite de TAVERNIER (Annuaire du C.A.F., 1878) à la "Tanna de l’Ermoê". L’exploration et la topographie du réseau actuel ont été effectuées par le groupe Aven de Lyon en 1973 et 1974.

- Equipement : P10 m, P50 m, P25 m, El7 m (escalade), E25 m (escalade), P30 m, E6 m (escalade), P7 m.

- Karstologie : la grotte de l’Ermoy est sans doute l’ancien exutoire de trop-plein du système karstique de la Tête à l’Homme. Elle se développe à la base de l’Urgonien, les points bas étant dans le Barrémien inférieur. En basses eaux, les divers siphons de la cote-100 m correspondent au niveau de l’horizon noyé. En hautes eaux, la mise en charge est de l’ordre de 60 m noyant ainsi le réseau sur plusieurs centaines de mètres jusqu’à l’étroiture située en bas du puits de 50 m dans la zone d’entrée. L’exploration n’est donc possible que par grand froid. Le drain actif principal n’a pas été atteint malgré l’importance de la ventilation thermique en période d’étiage, ce qui suggère une relation avec un réseau amont important, probablement celui du système de la Tête à l’Homme. L’ensemble de ce réseau est du type “delta souterrain” constitué par un système de conduits “en montagne russe” creusé en régime noyé et correspondant à l’abaissement du niveau de base au cours du Pléistocène.

c) Le synclinal du vallon des Chambres et le réseau Jean-Bernard :

L’exutoire temporaire se situe au pied de la paroi NW de la Pte. du Criou juste au N du hameau du Chevret (alt. 760 m). C’est dans le dispositif synclinal plongeant du vallon des Chambres, entre 1800 et 2250 m que s’ouvrent les multiples entrées du Jean-Bernard. Avec une extension de 3300 m, cet important réseau de 1602 m de dénivellation et de plus de 18 km de développement s’enfonce sous l’écaille du Criou. On observe une organisation hydrologique simple : plusieurs regards transversaux, par l’intermédiaire de puits-méandres, débouchent vers - 250 m dans le collecteur actif placé au coeur du synclinal à la base de l’Urgonien. Le ruisseau souterrain suit un parcours oblique dans une haute galerie en méandres à profil cascadant jusqu’à l’horizon épinoyé situé entre 716 m et 800 m d’altitude. La fonte estivale du glacier du Foillis et les pertes du lac des Chambres alimentent le système souterrain et rendent le collecteur impraticable en été.

Photo 18 :
Le synclinal des Chambres, dans lequel se développe le réseau Jean-Bernard, plonge sous la dalle chevauchante du Criou (à gauche, paroi sombre). Au premier plan, le glacier résiduel du Foillis sur le versant nord des Avoudrues, suivi du lac des Chambres encombré de glace. En arrière-plan, vallées du Giffre et de l’Arve avec les bordures des klippes préalpines du Chablais (à droite) et du massif subalpin des Bornes (à gauche).

Photo 19 :
La Combe des Foges, à Platé, provient du décapage progressif des Grès de Taveyannaz dont la cuesta est visible à droite (au fond la butte de Tête Pelouse, 2475 m). Au premier plan, doline herbeuse dans les calcaires blancs du Priabonien ; l’entrée du gouffre du Double S se situe 15 m à droite de la tente.

Le caractère temporaire des émergences de ce secteur provient de l’alluvionnement fluvio-glaciaire qui a remblayé la zone du Latay. En période d’étiage, les eaux n’apparaissent pas et diffusent directement à travers les alluvions. En crue, le gradient de mise en charge atteint sans doute plus de 60 m au fond du gouffre Jean-Bernard.

Le réseau Jean-Bernard possède 10 entrées connues (en 1989) ; les gouffres V4, V4 bis, V5, V6, du 14 juillet, V1l, B19, B21, B22 et C37. Après un rapide historique, sont décrits le réseau supérieur par le B21 et le réseau aval par le V4-V4 bis (fig. 18 et 19).

- Historique général :

1963 : découverte du gouffre Jean-Bernard (V4-V4 bis) par le groupe Vulcain et exploration jusqu’à-100 m.

1969 : siphon atteint à - 623 m.

1975 : jonction du gouffre B19 avec le Jean-Bernard (cote - 1208 m).

1976 : siphon terminal atteint à-1298 m.

1979 : le gouffre B21 jonctionne avec le réseau (cote - 1358 m).

1980 à 82 : franchissement des 3 siphons terminaux (cote - 1494 m).

1983 : la cote + 41 m est atteinte dans l’amont par le gouffre B22 (dénivellation totale : 1535 m).

1989 : jonction avec le C37 (- 1602 m).

le gouffre B21 :

- Coordonnées : X : 944,475 Y : 132,450 Z : 2210 m.

- Accès : le B21 s’ouvre au NE du lac des Chambres, juste derrière la crête dominant le vallon des Chambres et au-dessus d’un grand puits d’effondrement (B20) large de 15 m.

- Equipement : P35 m, P15 m, P4 m, P4 m, P20 m, P30 m, PI 40 m, E10 m (escalade), P30 m, P3 m, main courante + E14 m (escalade).

- Karstologie : la cavité se situe au contact des calcaires priaboniens et turoniens. Elle perce ensuite l’Albien très mince au niveau du boyau boueux et traverse rapidement l’Urgonien par un escalier de puits dont un puits de 140 m en cloche. Un “méandre” actif, la rivière de la Gadoue, aboutit au bout de 150 m, par un puits de 14 m, dans une galerie ébouleuse menant à la base des puits du gouffre B19. Le drain actif majeur se développe au fond de la gouttière synclinale par un beau “méandre”, la rivière aux Excentriques, qui aboutit après 600 m sur une série de siphons. Des conduites forcées inactives, creusées dans le sens du pendage ou perpendiculaire à celui-ci, permettent soit de rejoindre le réseau actif (jonction dans les gouffres V4-V4 bis-V6 vers - 200 m à la base du puits Alain), soit de l’entrée du V6 par la galerie du Maïs, système de vieilles conduites forcées circulaires disposées en “montagne russe” et riches en remplissages fluvio-glaciaires et en concrétionnements érodés (plusieurs datations U/Th comprises entre 180 et 240 ka (photo 20).

La galerie du Maïs pourrait être pré-quaternaire car sa disposition et sa morphologie sont typiques d’un creusement en régime noyé contrôlé par un ancien niveau de base, à une époque où les vallées étaient beaucoup moins profondes.

◊ Le gouffre V4-V4 bis :

- Coordonnées du V4 bis : X : 943,41 Y : 132,15 Z : 1860 m

- Accès : ces deux entrées rapprochées se situent au-dessus du refuge de Foillis là où le sentier traverse une série de petites combes herbeuses, avant la pente de neige qui subsiste au pied des falaises du Criou. L’entrée V4, la plus basse (alt. 1840 m) est visible du sentier (30 mn de marche depuis le refuge).

- Equipement : MAIRE et RIGALDIE, 1984, p. 54-56.

- Description : l’entrée inférieure (V4) est obstruée au début de l’été par des bouchons de glace de regel, d’où la nécessité d’emprunter l’entrée V4 bis placée 20 m plus haut. Le gouffre se développe dans le sens du pendage par une conduite forcée inclinée à 30° jusqu’au puits des Savoyards (P40). A la base du puits Alain (P15 + P15), un petit méandre actif, la rivière des Cascatelles, rejoint la galerie principale. Cette dernière est un haut méandre, localisé dans l’axe du synclinal orienté WSW-ENE, qui reçoit en rive gauche la rivière principale (arrivée de la cascade Jean Dupont). Ce drain principal est entrecoupé par quelques puits (P8 m, P6 m, P30 m, P10 m, P15 m, P27 m). La base du puits des Affreux (cote - 384 m depuis le V4 bis) est le point extrême que l’on peut atteindre en été, durant la fonte nivale. Plus bas, le méandre, large de 1 à 1,5 m, est caractérisé par des cascades jusqu’à - 550 m (bivouac).

Afin d’éviter le siphon de - 623 m, on continue dans le réseau inactif qui débute au niveau du bivouac. On rejoint la rivière après une série de puits vers - 670 m. L’eau coule dans une galerie très haute (30 à 50 m ?), large de 2 à 3 m. A partir de la cascade de la Toussaint (P10 m), le pendage axial augmente et la pente du réseau s’accentue. Après le bivouac de - 900 m, le réseau se rétrécit à l’approche des siphons terminaux. Un conduit inactif en diaclase, la galerie de Sezhommes, permet d’atteindre le siphon 1 à la cote - 1008 m (depuis le V4 bis) (-1358 m depuis le B21). Les siphons 2 (40 m, - 6 m) et 3 (30 m, - 3 m) sont séparés par une galerie basse, en "montagne russe", typique d’une ancienne zone noyée. Au-delà du siphon 3 franchi par P. PENEZ, la galerie monte et descend à nouveau, et se termine sur un siphon obstrué par des blocs à la cote-1144 m (depuis le V4 bis) (-1494 m depuis le B21). On se trouve ici à l’altitude de 716 m, soit en gros à la même altitude que Samoëns, et 35 m environ sous la source de trop-plein du réseau JeanBernard qui apparaît vers 750 m en période de crue à travers les alluvions, au pied de la paroi W du Criou, près du Chevret.

Figure 19 : Coupe et plan du réseau Jean-Bernard (topographie : groupe Vulcain, Lyon). A noter le réseau subhorizontal inactif de la galerie du Maïs (profil en long en “montagne russe”), riche en vieux concrétionnements, qui pourrait cor respondre à un ancien niveau de creusement pré-quaternaire (cf. photos 20 à 22).

3. La Montagne du Criou

Accès : Samoëns, hameau du Vallon d’En Haut, route forestière des chalets du Criou.

La Montagne du Criou forme une dalle triangulaire chevauchant au N le synclinal du vallon des Chambres (fig. 17). Ce contact chevauchant, bien visible au-dessus du refuge de Foillis et des entrées V4-V4 bis et V6, est constitué par un niveau de coins de calcaires urgoniens, sénoniens et d’Hauterivien, arrachés par le charriage. La grande écaille du Criou constitue elle-même une large gouttière synclinale plongeant à 30° vers la vallée du Giffre. Un exutoire de trop-plein est connu en période de forte crue à 250 m au N du vallon d’En Bas (Pétéret), mais l’ensemble des eaux souterraines passe directement dans la nappe phréatique alluvionnaire de la vallée du Giffre.

Potentiel hydraulique : 1870 m environ.

a) Le gouffre Mirolda ou CD11 :

Deuxième-1000 du massif, cette cavité est un important regard sur le système karstique du Criou (fig. 20). Après une série de puits-méandres, le réseau se développe obliquement au contact Urgonien-Hauterivien en suivant le pendage général et des fractures transversales. Le collecteur, souvent plus large que celui du Jean-Bernard, reçoit des affluents importants, ce qui laisse supposer un complexe aux ramifications nombreuses liées à la structure en large synclinal.

- Coordonnées : X : 942,70 Y : 130,67 Z : 1800 m.

- Spéléométrie : dénivellation : 1300 m environ (- 1060 m, + 240 m) ; indice de verticalité : 0,44 ; développement :>10 km environ.

- Accès : le gouffre se situe à 20 mn de marche des chalets du Criou (1671 m) dans la combe qui monte au NE en direction de la Tête du Fer à Cheval.

- Historique : la cavité est découverte en 1973 par le groupe Aven et explorée la même année jusqu’à-127 m. Le Spéléo-Club de Lyon reprend l’exploration du gouffre en 1980 et découvre une première rivière à-183 m (D. COLLIARD) ; il est ensuite aidé par des membres du G.S.Cavernicole et du S.C.Chablais. Le fond du gouffre, vers - 920 m, est atteint en 1981. Une conduite forcée semi-noyée, située juste au-dessus du siphon terminal, est poursuivie jusqu’à - 950 m environ (1986). En février 1989, la cote-1060 m est atteinte après désobstruction d’une trémie.

- Description : le gouffre débute par un petit “méandre” ; après plusieurs puits (P10 m, P28 m, P20 m), un passage supérieur inactif sur faille (carrefour de-110 m) conduit sur une série de petits puits et un “méandre” étroit (étroiture Bichon). A - 186 m, on débouche dans une galerie importante empruntée par un ruisseau pérenne. A partie de là, un réseau amont a été exploré jusqu’à la cote + 240 m environ. A l’aval la galerie descend dans le sens du pendage en suivant localement des fractures obliques. Après le bivouac de - 270 m et les passages étroits suivants, on rejoint une salle d’effondrement de 30 à 40 m de diamètre. Le conduit actif, creusé au contact de l’Hauterivien, est entrecoupé par des ressauts et de petits puits.

Un ruisseau important qui draine la partie E et NE du Criou conflue en rive gauche, à la cote - 493 m, par une cascade de 5 m. A partir de ce point, on se trouve dans le drain majeur du Criou qui descend en direction du SW. Vers - 600 m, la rivière se perd dans un passage inférieur ; on ne la retrouve plus jusqu’au fond. La galerie supérieure présente à partir de - 630 m un lit concrétionné mondmilcheux glissant parcouru par un petit écoulement, lequel aboutit dans un siphon à - 684 m. A - 650 m, un passage supérieur inactif sur faille rejoint la galerie principale à lit concretionné (5 m x 10 m) et parcouru désormais à partir de - 750 m par une rivière assez importante. A - 900 m, on accède à une galerie en partie noyée (“la rue d’eau”). Une petite conduite forcée démarrant 2 m au-dessus du plan d’eau terminal, a été suivi sur plus de 50 m de dénivellation. Vers - 900, un réseau parallèle de conduites forcées (-1060 m), semi-actif et labyrinthique, court-circuite le siphon.

Photo 20 :
Dans le gouffre Jean-Bernard, les conduites forcées inactives et concrétionnées de la galerie du Maïs (ici à 30 m à peine de l’entrée du V6, alt. 1860 m) correspondent à un vieux réseau, sans doute pré-quaternaire, creusé à partir d’un ancien niveau de base alors que les vallées étaient moins profondes. Ces conduits disposés en "montagne russe" ont été recoupés par de multiples infiltrations, (cliché J. CHOPPY).

Photo 21 :
Dans le gouffre B22 (réseau Jean-Bernard), vieille galerie inactive riche en remplissages détritiques située vers - 200 m en aval des “Champs-Elysées”.

Photo 22 :
Dans le gouffre B22, ancienne conduite forcée vers - 200 m en partie colmatée par des remplissages d’origine glaciaire. Comme dans la galerie du Maïs, d’abondants concrétionnements ont été détruits par les crues glaciaires au cours du Pléistocène.

Figure 20 : Coupe du réseau Mirolda (d’après le S.C.Lyon pour le réseau principal et le S.C.Chablais-S.S.S.Genève pour le réseau de - 400). Le réseau inactif de conduites forcées (profil en “montagne russe”) vers - 120 m correspondrait, comme pour la galerie du Maïs au Jean-Bernard, à un ancien niveau de creusement pré-quaternaire lorsque la vallée du Giffre était moins profonde.

b) Le gouffre des Morts Vivants :

- Coordonées : X : 943,74 Y : 129,90 Z : 1930 m.

- Spéléométrie : Dénivellation : > - 600 m ; indice de verticalité : 0,63 jusqu’à - 395 m ; développement : > 2km.

- Historique : après la découverte et l’exploration du gouffre jusqu’à - 365 m par le groupe de Fontaine-la Tronche en 1975, le gouffre Ursus découvre un réseau parallèle et dépasse la cote - 600 m en 1987 (traçage positif avec le trop-plein de Pétéret).

B. LES UNITES JURASSIQUES DU COEUR DE LA NAPPE DES ALPES DE SIXT

Située à l’Ε de Sixt, cette région est drainée au NE par le Giffre-Bas (Fer à Cheval) et au SE par le Giffre-Haut (cirque des Fonts). Au cours du Miocène et du PlioQuaternaire, l’érosion a détruit le flanc normal de la nappe et mis à jour le coeur jurassique intensément plissé. Sur le versant suisse, au niveau du front de la nappe, il ne subsiste parfois que le flanc inverse (ex : Combe de Susanfe).

1. La dalle de Sans Bet

Accès : Sixt, hameau du Crot, sentier des chalets de Salvadon (fig. 19).

Le karst de Sans Bet qui borde au S l’alpage de la Montagne de Salvadon est constitué par une dalle triangulaire de Malm, épaisse de 150 m, chevauchant le Berriasien schisteux. Une partie des eaux karstiques émerge à la source perchée de Salvadon (alt.1350 m) tandis qu’une autre partie, sans doute plus importante, rejoint l’émergence du Fontanil localisée à 930 m d’altitude en aval de Nant Bride. La source de la Gouille (alt. 1065 m) n’est qu’un trop-plein temporaire du Fontanil. Cette petite unité karstique renferme plusieurs gouffres actuellement reliés, le réseau de Sans Bet (- 685 m) qui est la cavité du Malm la plus profonde des Alpes françaises.

Potentiel hydraulique : 1308 m.

a) Le réseau de Sans Bet (-685 m) :

Il présente 5 entrées, dont la tanne Cassina et la tanne du Bourdon.

- Coordonnées :

. Tanne Cassina : X : 945,87 Y : 130,64 Z : 1875 m.

. Tanne du Bourdon : X : 945,32 Y : 130,56 Z : 1875 m.

. Entrée des Artistes : X : 945,68 Y : 130,69 Z : 1775 m.

. Tanne de l’inaccessible : X : 945,50 Y : 130,66 Z : 1755 m.

- Historique : l’Entrée des Artistes et les tannes Cassina et de l’inaccessible ont été découvertes en 1976 par le groupe spéléo de Fontaine-la-Tronche (FLT).

La tanne du Bourdon est découverte enl977 par le même club, la jonction avec l’ensemble du réseau étant réalisé en 1982.

Figure 21 : L’unité tithonique de l’écaille de Sans Bet (karst de Salvadon). Situation des émergences et des principales cavités. 1. Tanne Cassina (- 505 m). 2. Tanne du Bourdon (- 560 m).

- Karstologie : le réseau se développe entièrement dans les calcaires gris du Tithonique charriés sur le Berriasien. Dans la tanne Cassina, à partir de la Soufflerie (-130 m), la galerie est creusée au contact Malm-Berriasien. La relation hydrologique avec la source du Fontanil, prouvée par le traçage du FLT, suppose un transfert à travers la couche de calcschistes semi-étanche du Berriasien, puis dans la couche de Malm sous-jacente, les eaux émergeant à proximité du contact calcaires argoviens-schistes argileux du Dogger.

- Potentiel en profondeur : 945 m depuis la tanne Cassina.

2. Le bassin de la Vogealle

Accès : Fer à Cheval, chemin du Fond de la Combe, sentier du Pas du Boret et du refuge de la Vogealle (fig. 23).

Situé au N du cirque du Fer à Cheval, le bassin du lac de la vogealle a décapité la partie amont des vallons synclinaux des Chambres et de la Combe aux Puaires. Le lac de la Vogealle (alt. 2000 m), de type glacio-karstique, est logé dans les calcschistes berriasiens. Le Tithonique, très proche, affleure 500 m au SE, au niveau du verrou qui surplombe le chalet-refuge. Un traçage effectué par J. SESIANO à partir de la perte du lac prouve la relation entre le secteur karstique de la Vogealle et les sources du Fontanil et de la Gouille, conformément au pendage (11°) de la couche de Malm vers le SW. La vitesse de transfert, de 315 m/h (situation hydrologique moyenne), indique une circulation hypogée rapide, probablement en écoulement libre. Cette relation avait déjà été envisagée au siècle dernier par les habitants de la vallée. Il n’existe encore aucune cavité connue dans cette zone de la Vogealle car les puits sont rares et petits, et les quelques pertes recensées sont impénétrables. Cette jeunesse de la karstification provient du décapage assez récent de la couverture de Berriasien et du Valanginien schisteux sus-jacent au cours du Quaternaire.

Le système karstique aval présente deux regards partiels au-dessus du hameau de Nant Bride :

- la grotte-émergence de la Gouille (X : 945,55 Y : 129,08 Z : 1070 m) n’est pénétrable qu’à letiage. Son développement connu est de 540 m. Un gros siphon, plongé sur 190 m en 1978-79 par la S.S.S. Genève (1984), a permis d’atteindre la cote - 55 m, mais le drain majeur actif descendant de la Vogealle n’a pas été découvert. En basses eaux, un traçage effectué par J. SESIANO en 1986 a prouvé la relation avec le Fontanil, mais la vitesse lente (30 m/h) révèle l’existence d’un système noyé assez important, bien que suspendu au-dessus de la vallée ;

- la grotte du Tichodrome, située 30 m au-dessous, a été également tracée par J. SESIANO en 1986, mais en période de crue ; bien que plus rapide, la vitesse de transfert de l’ordre de 137 m/h est toujours ralentie par cet horizon noyé.

Figure 22 : Le massif du Buet et du Grenier de Commune. Localisation des émergences et des principales cavités. 1. Gouffre C2 (- 72 m). 2. Réseau cutané A4/A6/A17 (dév. 250 m). 3. Grotte de Salenton (dév. 307 m).

3. Le massif du Buet et du Grenier de Commune

Accès : Sixt, Salvagny, route forestière du chalet-refuge du Grenairon, sentier du Grenairon.

Situé sur les contreforts NW du Mt. Buet entre 2500 et 2800 m, le haut karst du Grenier de Commune-Plan du Buet (2 km2) se développe dans les calcaires tithoniques du flanc supérieur d’un synclinal couché de Malm à coeur berriasien. Les nombreux puits à neige atteignent en moyenne 40 à 70 m de profondeur, mais aucune cavité ne donne encore accès au système actif profond, sans doute en raison des bouchons de glace, des éboulis et des étroitures (jeunesse des conduits). Les exutoires se situent aux sources de Sixt (ait. 755 m) et du Vivier (alt. 780 m) (traçage positif effectué par J. SESIANO en 1986, fig. 17). On observe aussi un aquifère cutané indépendant ; ainsi, une grotte active, longue de 250 m, est pénétrable par plusieurs puits (complexe A4-A4 bis-A6-A17) : l’eau émerge sans doute à la petite source du Cabaret (alt. 2525 m).

Potentiel hydraulique : 2045 m.

4. Le massif du Ruan

Accès : Fer à Cheval, sentier du refuge de la Vogealle, col du Sagerou, Tête des Ottans (fig. 23).

Situé au NNE du cirque du Fer à Cheval, ce haut karst s’étend de la Tête des Ottans (2549 m) au Grand Mt. Ruan (3040 m). L’aquifère principal se développe dans les calcaires tithoniques épais de plusieurs centaines de mètres à cause des répétitions tectoniques. Les gouffres explorés ne dépassent pas 50 à 70 m de profondeur (G200 : - 70 m, alt. 2410 m, Tour de St. Hubert). Il existe un karst sous-glaciaire sous le glacier du Ruan (0,73 km2) entre 2300 et 2850 m. Une partie des eaux sous-glaciaires et proglaciaires alimente les deux sources rapprochées du Folon localisées en contrebas du glacier, vers 1850 m d’altitude, dans les calcaires du Bajocien (potentiel hydraulique : 1000 m). L’émergence de la Tour de St. Hubert (alt.1615 m) paraît drainer la zone de St. Hubert et la rive droite du glacier du Ruan (potentiel hydraulique : 1200 m environ).

La source du "Fond de la Combe" (alt. 1050 m), en rive droite du Giffre, est à la fois la plus basse et la plus grosse du secteur Ruan-Tenneverge. Son alimentation est original. En effet, durant le fort étiage d’octobre 1985, alors que toutes les émergences du Haut-Giffre ne débitaient plus que quelques l/s chacune, celle-ci présentait un débit de 200 l/s environ. En l’absence de traçage, une étude précise de la structure géologique montre que seules les eaux du bassin topographique suisse de Susanfe, en particulier les eaux du glacier du Mt. Ruan (1,66 km2), peuvent expliquer un tel débit en période de sécheresse. Ce glacier présente un plancher perméable constitué par des calcaires tithoniques. De plus, l’examen de la structure géologique prouve qu’il existe un plongement axial du coeur de la nappe vers le SW et notamment du Malm. Les eaux souterraines originaires du territoire helvétique doivent franchir plusieurs anticlinaux couchés de Malm, mais on ne remarque aucun écran étanche. Ce phénomène de capture souterraine d’un bassin-versant topographique au profit d’un autre a déjà été signalé dans les Hautes Alpes Calcaires suisses (ex : perte du lac de la Gemmi sur le bassin rhénan alimentant des sources situées en Valais sur le bassin rhodanien, MAIRE, 1976).

5. Le massif de Prazon-Tenneverge

Accès : par le refuge de la Vogealle et le glacier du Ruan. Accès direct, mais délicat, par la Croix-Moccand et les vires du Tenneverge. Par la Suisse, prendre la route du barrage d’Emosson (fig. 23).

Comme dans la zone du Mt. Ruan, ce massif est caractérisé par une puissante armature de Malm atteignant près de 1000 m de puissance en raison de l’empilement des plis, les petites vires suspendues indiquant le coeur des synclinaux berriasiens. Le glacier de Prazon (1,24 km2), perché au-dessus des parois du "Fond de la Combe" entre 2400 et 2900 m d’altitude, repose sur un plancher tithonique fissuré et karstifié. Il existe au moins cinq émergences en relation avec les pertes sous-glaciaires. A l’W du glacier, au contact Malm-Dogger, surgissent les sources de Prazon vers 1950 m (potentiel hydraulique : 950 m environ). Au SW, les sources du Tenneverge sont mieux visibles : la célèbre émergence de la Méridienne sort de la paroi de Bajocien (alt. 1500 m, potentiel hydraulique : 1400 m) tel "un robinet vissé dans un mur" selon l’expression imagée de PERRET (1931) ; la source de la Fontaine de l’Or apparaît plus haut (ait. 1900 m, potentiel hydraulique : 1000 m), au pied de la paroi supérieure de la Corne du Chamois, au contact Malm-Dogger, par une petite conduite forcée de 0,5 x 0,7 m impénétrable en hautes eaux (l’exutoire n’a jamais été vu en hiver en raison des dangers d’avalanches). Ces deux émergences du Tenneverge sont apparemment liées aux pertes du glacier des Rosses et des grands névés localisés dans des dépressions allongées sur le versant suisse de Barberine. Il existerait ici un autre phénomène de capture d’un bassin topographique vers un autre.

II - HYDROGEOLOGIE ET CAVITES DE PLATE

En raison de sa structure massive centrée sur le dôme anticlinal des Grandes Platières (alt. 2480 m), on observe une organisation hydrogéologique divergente selon cinq bassins-versants hydrokarstiques (fig. 24 et 28).

A. LE BASSIN DE FLAINE

Avec une étendue de 19 km2, le bassin de Flaine est la plus grande unité hydrogéologique de Platé et du Haut-Giffre avec une forte densité de gouffres importants (15 cavités dépassent - 200 m). Toutefois, en dépit d’un potentiel hydraulique de 2100 à 2200 m (depuis les crêtes du Colonné, alt. 2692 m), la structure en cuvette synclinale barrée par le pli couché de l’Arbaron est un obstacle aux explorations spéléologiques très profondes. Ainsi, le réseau de la Tête des Verds (-768 m), le plus important de Platé, est apparemment interrompu, au niveau de l’exploration humaine, par une zone noyée suspendue située au fond du repli synclinal lac de Flaine-Pte. de Véret d’axe SW-NE. La coupe géologique montre que les gouffres se développent principalement sur le flanc W et NW des Grandes Platières dans le Sénonien et l’Urgonien, et sur le rebord NW de l’Arbaron pour venir ensuite se concentrer dans le coeur du synclinal (fig. 9).

Figure 23 : Le massif Ruan-Tenneverge. Localisation du gouffre G200 (1) et des principales émergences. A. Sources de la Tour de St. Hubert et du glacier du Ruan. B. Sces, de Prazon. C. Sce. de la Méridienne. D. Sce. de la Fontaine de l’Or. E. Gouille du Fond de la Combe (alimentée par le glacier du Mt. Ruan sur le versant suisse).

La couche d’Urgonien, épaisse de 250 m, est souvent percée par de grands puits comme le P217 m du TV1, le P186 m du Titus, le P180 m du glacier-abîme Noël Porret, le P123 m des Trois Barbus. Huit traçages ont été effectués dans les secteurs du lac de Flaine, de la Combe Vernant et du plateau d’Araches, principalement par SESIANO (1985), prouvant qu’il existe bien un seul exutoire, l’émergence de Magland, située à 502 m d’altitude au N du village du même nom, au lieu-dit "Chez Party" (Q = 1100 1/s environ) (tableaux 1 et 2).

1. Le réseau de la Tête des Verds (BUGNET, 1985)

Ce réseau important renferme trois gouffres actuellement reliés : le TVI ou Petit Loir (-751 m), les Marmottes (-170 m, entrée supérieure) et le puits glacé de la Tête des Verds (-170 m) (fig. 25, 26,27).

- Coordonnées : X : 938,80 Y : 119,80 Z : 2065 m (Entrée du TVl).

- Spéléométrie : dénivellation : - 768 m (depuis les Marmottes) ; indice de verticalité : 0,88 jusqu’à - 400 m ; développement :> 7500 m ; extension : 1900 m.

- Accès : les entrées se situent juste au SW de la Tête des Verds (2123 m), au-dessus de la petite butte qui domine la doline d’effondrement du puits glacé de la Tête des Verds. On y accède depuis Flaine en empruntant le sentier qui monte sous la ligne du téléphérique (1 h de marche).

Figure 24 : Les bassins hydrokarstiques du massif de Platé. Localisation des émergences et des principales cavités. 1. Gouffre de Rivière Enverse. 2. G. Titus. 3. G. du Petit Loir. 4. G. de la Tête des Verds. 5. G. Martel. 6. G. Karen. 7. G. des Trois Barbus. 8. Glacier-Abîme Noël Porret. 9. G. des Lunches Blanches. 10. G. des Rataillons 11. Tanne aux Lucarnes. 12. Grotte de Balme. 13. Puits du Solitaire. 14. Trou du Ver. 15. G. du Double S. 16. Réseau des Marsouins. 17. Perte du Plan de Sales. 18. Gouffre-perte n°57. 19. G. des Pierres Volantes. 20. Cave à glace des Fis. 21. G. du Sautet.

Figure 25 (ci-dessous) : Coupe du réseau de la Tête des Verds (TV1) (Topographie : G.E.K.H.A.).

Photo 23 :
Dans le gouffre TV1 (réseau de la Tête des Verds, Plate), sommet du puits de 217 m au niveau du deuxième fractionnement. Ce puits traverse les 3/4 de la couche d’Urgonien. C’est le plus grand de Platé/Ht.-Giffre après celui de l’Amin Dada (P231).

Photo 24 :
Pendule dans le Puits de 50 m du gouffre de la Petite Marielle (Platé). Calcaires sénoniens du versant
W des Grandes Platières.

Photo 25 :
"L’Enfer de la boue" dans le passage Bubon, vers - 420 m dans le réseau de la Tête des Verds (Platé). Ce dédale de conduites forcées inactives et concrétionnées permet de rejoindre l’aval actif du réseau. Plusieurs datations U/Th de stalagmites ont donné un âge supérieur à 350 000 ans prouvant l’ancienneté de ce système situé au contact Urgonien-Hauterivien (chap, remplissages). (analyses : CERAK, Fac. Polytechn. de Mons, Belgique).

- Historique : l’entrée du TV1 a été découverte en 1981 par Y. MICHEL (club G.E.K.H.A.). Très étroite, elle est dynamitée en raison du fort courant d’air soufflant. Durant l’automne 81, froid et sec, les spéléos du G.E.K.H.A atteignent une rivière souterraine vers - 400 m. Du 27 au 29/12/81, une équipe atteint le siphon terminal. En 1983, la jonction est effectuée avec le gouffre des Marmottes. De 1983 à 1986, la rivière amont est remontée jusqu’à la cote-180 m.

- Equipement (de l’entrée des Marmottes au passage bas du Rustico/-400 m) : P15 m, P 217 m, P7 m, P 28 m, P20 m, P13 m, P23 m, P7 m, P7 m.

- Description : le profil général du gouffre est conforme à la structure. La zone de transfert vertical va de 0 à - 400 m. Les puits d’entrée du TV1 (P7 m) et des Marmottes (P15 m) sont creusés dans le Sénonien. L’Albien, épais de 7 à 8 m, est traversé au sommet du grands puits de 217 m (photo 23). Le P217 m perce une grande partie de l’Urgonien ; il est suivi par trois puits (P7 m, P28 m, P20 m). Vers - 300 m, un petit "méandre", de 170 m de long, aboutit à deux puits (P13 m, P23 m). Suit un boyau, de 150 m de développement, qui débouche sur deux puits de 7 m chacun, puis sur une galerie basse dénommée "Rustico". A la cote - 393 m, on prend pied dans le drain actif principal qui est façonné au contact Urgonien-Hauterivien.

La zone de transfert oblique est représentée par cette rivière, dite du "L", circulant entièrement dans l’Hauterivien quartzeux. Le réseau amont est connu sur plus de 1500 m, pour une extension de 900 m environ en direction du SE, c’est-à-dire vers le sommet des Grandes Platières. A l’aval, le ruisseau disparaît dans un siphon (-471 m). A - 411, une galerie sèche située en rive gauche ("Passage Bubon") permet de rejoindre, par un dédale de conduits inactifs et boueux (photo 25), une vaste galerie sur faille (-500 m), uniquement active en période de hautes eaux. Cette "galerie des Géants", de 4 à 7 m de large sur 10 à 30 m de haut, représente un ancien drain majeur, actuellement court-circuité par le ruisseau pérenne qui doit emprunter un conduit plus jeune et plus étroit. Cette grande galerie, longue de 600 m, est entrecoupée de ressauts et de bassins. A la cote - 620 m, après un puits de 15 m, un ruisseau émerge en rive droite d’un conduit impénétrable. Axée sur des fractures, la galerie devient ensuite plus étroite (1 à 2 m de large) ; elle est agrémentée de bassins, de quelques passages bas et par plusieurs cascades importantes (P40 m sur faille, P6 m). A -729 m, un ensemble de galeries localisées en rive gauche permet de court-circuiter le siphon 1 de - 750 m ainsi que le siphon 2 suivant. A ce niveau se développe un réseau de grandes conduites forcées en partie colmatées par d’abondants remplissages argilo-limoneux d’origine fluvio-glaciaire. Le siphon 3 (-768 m) correspond à une galerie en méandre noyée.

B. LE BASSIN DES FORTS DE PLATE

Accès : par Flaine ou par le plateau d’Assy (chemin des Egratz).

Il s’agit d’une cuvette synclinale (7 km2) tronquée au S par la muraille urgonienne qui domine Passy et le plateau d’Assy. On connaît un seul exutoire, l’émergence de Praz Coutant situé vers 1300 m d’altitude (Q = 450 1/s environ). Ce secteur détient la cavité la plus haute de Platé, le gouffre du Sautet (-200 m), dont l’entrée est placée légèrement en contrebas de la crête Colonné-Sautet (versant Forts de Platé), vers 2600 m. D’autres cavités comprises entre 100 et 250 m de profondeur ont été explorées par le Spéléo-Club de Passy (M. DELAMETTE), puis par le Spéléo-Club de Chamonix (G. PUECH). Le potentiel hydraulique est de l’ordre de 1350 m.

C. LE BASSIN DE SALES

Accès : par Flaine et les Grandes Platières ou par Sixt, Salvagny, chalets du Lignon, sentier de Sales, refuge de Sales.

Situé entre les Grandes Platières et les Rochers des Fis, le bassin de Sales forme une large gouttière synclinale (15 km2) surcreusée au centre par le vallon glacio-karstique des chalets de Sales. L’exutoire principal est l’émergence de Sales (alt. 1764 m) ; celle-ci sort en cascade d’un joint de strate, non loin du contact Urgonien-Hauterivien, 1 km au N des chalets de Sales (photo 7). Il existe peu de cavités profondes (gouffre IF84 : - 302 m ; gouffre des Pierres Volantes : - 210 m ; réseau des Marsouins : -150 m ; gouffre des Pierres Stagnantes : -160 m ; grotte de la Barme Froide : - 115 m), sans doute en raison de l’altitude élevée de la source et de l’absence de cavités pénétrables sur le grand versant nummulitique oriental des Grandes Platières.

Sur cinq traçages réalisés sur ce bassin-versant, trois intéressent le système karstique principal (fig. 28 et tableaux 1 et 2). La coloration effectuée par FAVRE (1978) dans la perte du Plan de Sales (alt. 1905 m) confirme l’existence d’un drain majeur à écoulement rapide situé sous le haut vallon de Sales (v = 1440 m/h). Nous avons d’ailleurs atteint ce collecteur souterrain dans sa partie aval en 1976, par un petit conduit de trop-plein, le S1 (MAIRE, 1978). La rivière hypogée de Sales, d’un débit de 400 à 500 1/s en août, s’écoule dans une galerie surbaissée sur joint de strate, de 5 à 6 m de large sur 0,8 à 1,6 m de haut limitée par des siphons en amont et aval (coordonnées de l’entrée : X : 941,90 Y : 120,26 Z : 1790 m).

Potentiel hydraulique : 940 m environ.

1. Le réseau des Marsouins

- Coordonnées : X : 941,20 Y : 120,60 Z : 2090 m (fig. 24).

- Spéléométrie : dénivellation : - 145 m, + 5 m ; indice de verticalité : 0,5 ; développement : 2000 m environ ; extension : 625 m.

- Accès : Emprunter le sentier des chalets de Saies-Combe des Foges. L’entrée, une petite grotte-émergence peu visible, se situe sur le grand plan semi-herbeux dominant à l’W l’émergence de Sales.

- Historique : la cavité est découverte et explorée par le S.C.Lyon en 1975 et 1976.

- Equipement : P7 m, P10 m, P6 m, P4 m, étroiture (échelle de 5 m), P15 m, P30 m ; pontonnière utile pour les laminoirs du fond.

Figure 26 : Plan du réseau de la Tête des Verds (projection horizontale) intégré au fond de carte IGN (les carrés Lambert mesurent 1 km de côté). Autorisation IGN no 70-1786.

Photo 26 :
Dans les puits arrosés du gouffre de Rivière Enverse (Plate), vers - 50 m, entre les PM) et P35 (calcaires blancs du Priabonien). Ce réseau jeune, d’âge quaternaire, provient d’une perte située au contact des Grès de Taveyannaz et du Priabonien après décapage glaciaire de la couverture imperméable.

Photo 27 :
Puits de 10 m à paroi cupulée, vers - 140 m, dans le gouffre de Rivière Enverse. Le faciès à petits bancs et microlits argileux des calcaires sénoniens apparaît clairement.

Photo 28 :
Dans le gouffre Karen (Platé), entre - 230 et - 250 m, les conduites forcées inactives du réseau Titus sont perchées dans la masse de l’Urgonien. Elles correspondent à un réseau peutêtre pré-quaternaire qui a été trépané par de nombreux conduits (cheminées, puits). De puissants remplissages détritiques varvés ont été datés d’une glaciation antérieure à l’interglaciaire du stade isotopique
7 (170-220 ka) (analyses : CERAK, Fac. Polytechn. de Mons, Belgique).

- Description : ce réseau est l’un des plus originaux du massif. La cavité débute par une petite grotte-émergence (1 x 0,7 m) qui recoupe au bout de 55 m de développement un petit conduit aval localisé en rive droite. Après quelques puits (P7 m, P10 m, P6 m), on débouche à - 49 m dans un conduit actif, le "Méandre du Crocodile" caractérisé par une section en lame de couteau (érosion différentielle mettant en relief les lits argileux indurés du Sénonien). Le réseau se développe ainsi dans la couche de Sénonien jusqu’à la rotonde de - 60 m, puis il traverse l’Albien, épais de 10 m, au niveau d’un puits de 4 m sur faille (étroiture dynamitée) et du sommet du puits de 15 m suivant. Le reste de la cavité se développe dans la partie supérieure de l’Urgonien.

A la base du grand puits de 30 m en cloche, le ruisseau coule sur un horizon siliceux (chailles), épais de 1 m, responsable du plancher suspendu de rognons noirs entrelacés que l’on suit dans le "Méandre du Grillage". Depuis la salle du Téléphone (-118 m), l’aval actif se poursuit par une galerie à voûte basse longue de 450 m. Arrêt sur étroiture soufflante à - 145 m. Un traçage, effectué à la cote - 55 m, a montré que les eaux émergeaient à la grande source de Sales ; le potentiel ne dépasse donc pas 316 m de dénivellation.

D. LA COMBE DES FOGES

Accès : Flaine, chemin de Balacha, col Pelouse, col N de Tête Pelouse.

Située au N de Platé selon un axe N-S, la Combe des Foges constitue le plus petit impluvium du massif avec une superficie de 3 km2, mais renferme en revanche le grand réseau souterrain du Solitaire - Trou du Ver - Double S ou réseau de la Combe des Foges profond de 577 m. L’exutoire de ce bassin est représenté par l’émergence du Déchargeux (alt. 1370 m, Q = 200 l/s environ) localisée au N, à la base de la paroi d’Urgonien dominant les chalets des Parchets.

Deux traçages positifs ont été réalisés (1975 et 1985) à partir du réseau de la Combe des Foges, prouvant la relation avec la source du Déchargeux. L’expérience de juin 1985, effectuée durant la fonte nivale, indique une vitesse apparente de 73 m/h ; cette relative lenteur s’explique en partie à cause du trajet réel des eaux souterraines. En effet, le plan de la cavité montre que celle-ci se développe partiellement sous la Combe de Gers puisque le fond du gouffre Double S se situe presque à l’aplomb du lac Parchet. Il est probable que les eaux se dirigent encore quelque peu sous le vallon de Gers conformément au pendage W, puis sont détournées vers le NNE par la grande faille anté-nummulitique de la Croix de Fer (trajet supposé). Cette grande fracture, déjà signalée par PAIRIS (1975), réapparaît au niveau de la paroi du Déchargeux.

Potentiel hydraulique : 950 m environ.

1. Le réseau de la Combe des Foges

Cette cavité importante possède trois entrées : le puits du Solitaire, le trou du Ver et le gouffre du Double S (fig. 27) (photo 19).

- Coordonnées :

. Puits du Solitaire : X : 941,19 Y : 121,31 Z : 2122 m.

. Trou du Ver : X : 941,13 Y : 121,19 Z : 2173 m.

. Gouffre du Double S : X : 941,13 Y : 121,49 Z : 2158 m.

- Spéléométrie : dénivellation : - 522 m (Solitaire-Ver), - 563 m (Double S), - 577 m (ensemble du réseau) ; indice de verticalité : 0,64 (Solitaire-Ver), 0,56 (Double S) ; développement total> 5000 m ; extension totale : 800 m environ.

- Accès : l’entrée du puits du Solitaire se situe sur le flanc d’une bosse, 15 m au-dessus du sentier Sales-Foges. Le trou du Ver est placé 51 m plus haut, dans la barre de calcaires priaboniens, à 10 m sous le point coté 2183 m. Le Double S s’ouvre 200 m plus au N par un puits d’une dizaine de mètres de profondeur.

- Historique : l’entrée du puits du Solitaire est découverte en 1974 par R. MAIRE (S.C.Lyon). La jonction Trou du Ver-puits du Solitaire est réalisée à - 280 m par la S.S.S. Genève en 1975. La cote - 522 m est atteinte par le S.C.Lyon pendant l’hiver 75-76. Le double S est découvert en 1978 par le G.E.K.H.A. (M. BUGNET et R. MAIRE) ; la jonction avec la partie Solitaire-Ver est réalisé en 1979, tandis que le fond, à - 563 m (-577 m depuis le Ver), est atteint durant l’hiver 79-80.

- Equipement : BUGNET, 1982 ; MAIRE et RIGALDIE, 1984, p.139 et 142.

- Description : le réseau traverse quatre couches : le Priabonien, le Sénonien, l’Albien et l’Urgonien. Il existe ainsi trois niveaux (fig. 8 et 27) :

. la grande galerie du trou du Ver (-40 à - 100 m) (photo 31) et la rivière du Double S (- 45 à - 250 m) (photo 30) se développant dans les grès nummulitiques ;

. le "méandre" du puits du Solitaire (- 120 à - 230 m) et le grand collecteur du Solitaire (- 288 à - 400 m) sur les grès de l’Albien ;

. le drain principal sur l’Hauterivien qui n’a pas encore été découvert.

L’ensemble du réseau est axé sur de grandes failles. Le puits du Solitaire (0 à - 230 m) et le trou du Ver (0 à - 288 m) constituent deux regards transversaux façonnés dans le sens du pendage et recoupant à angle droit un collecteur sur Albien axé sur une fracture N-S. En revanche, le Double S est un réseau axé sur une série de fractures se dirigeant vers la Combe de Gers et recoupant perpendiculairement le réseau Solitaire-Ver (salle d’effondrement importante à - 413 m).

Potentiel en profondeur : 800 m environ.

E. LA COMBE DE GERS

Accès : par Flaine (chemin de Balacha) ou par la vallée du Giffre (Sixt, Englène, GR96, Samoëns, Vercland, route forestière des chalets de Porte).

Situé au N de Platé, ce bassin semi-karstique (6,6 km2) est resté à l’écart des prospections spéléologiques en raison de l’absence de cavités intéressantes. L’épaisse série des Grès de Taveyannaz a été en partie érodée par les glaciers de sorte que les calcaires priaboniens et l’Urgonien affleurent dans le secteur aval du vallon de Gers, au niveau du verrou, vers 1500-1530 m d’altitude.

Photo 29 :
Méandre concrétionné vers - 100 m dans le Trou du Ver (réseau de la Combe des Foges, Platé), juste avant le puits de 82 m. Galerie orientée sur fracture, sommet des calcaires sénoniens.

Photo 30 :
Dans le gouffre du Double S (Plate), vers - 90 m, cette galerie est creusée dans les grès à Cérithes du Nummulitique et se poursuit dans cette couche jusqu’à - 250 m environ.

Photo 31 :
Dans le Trou du Ver (Platé), une grande galerie ébouleuse plonge dans le sens du pendage entre - 40 et - 100 m, au contact des grès nummulitiques et des calcaires sénoniens.

Photo 32 :
Dans le gouffre des Trois Barbus (Platé), vers - 330 m (audessus du P50 terminal du réseau du Grappineur), cette petite conduite forcée inactive et concrétionnée est creusée sur une fracture oblique.

Figure 27 : Coupe du réseau de la Combe des Foges (Topographie S.C.Lyon et G.E.K.FI.A.).

Les cavités connues sont des grottes ouvertes en paroi ou en base de paroi, en aval du verrou et dans la muraille située entre l’émergence du Déchargeux et le canyon de Gers. L’exutoire karstique est constitué par la source de la Scierie (alt. 1490 m) qui évacue plus de 60 % des écoulements du bassin-versant. Son alimentation provient de la nappe phréatique contenue dans le remplissage fluvio-glaciaire de la dépression glacio-karstique, l’eau transitant ensuite par les calcaires nummulitiques. Le potentiel hydraulique est donc faible (50 m maximum).

Trois cavités ont été recensées sur le verrou et dans le canyon de Gers, dont la grotte G1 (X : 941,00 Y : 124,87 Z : 1360 m) ; celle-ci présente un large porche de 8 m de haut et de 5 m de large situé à la sortie de la gorge, 60 m au-dessus du torrent, en rive gauche. Il s’agit probablement d’une ancienne source vauclusienne qui a dû fonctionner pendant les épisodes glaciaires et dont l’aire d’alimentation devait se placer au niveau de la Combe de Gers. Près d’une dizaine de grottes ont été explorées en rive droite, dans la paroi d’Entre Deux Nants. La plus longue, la grotte DI 5 ou grotte de l’Ours (X : 124,34 Y : 941,62 Z : 1420 m), mesure 120 m de développement. Toutes sont colmatées à plus ou moins faible distance de l’entrée par des dépôts d’origine glaciaire ou par des coulées stalagmitiques, et sont déconnectées du système karstique actuel. Elles ont dû fonctionner également pendant les glaciations quaternaires.

F. LE KARST D’ANTERNE

Accès : Sixt, Salvagny, cascade du Rouget, chemin de Sales et du lac d’Anterne (GR5) accès possible au S par Passy et le col d’Anterne (fig. 22).

Localisé à la limite des massifs de Platé et du Haut-Giffre, le bassin d’Anterne s’étend entre l’imposante muraille orientale des Fis et le Mt. Buet, et correspond à un affleurement de Malm. La même couche apparaît en coupe naturelle juste au N avec le célèbre pli couché basal de la Pte. de Sales ou "Faucilles du Chantet" qui constitue le coeur plissé de la nappe et dont on retrouve la continuité dans la vallée de l’Arve avec le pli de l’Arpennaz. Logé au contact des argiles schisteuses du Dogger, le lac d’Anterne se déverse à son extrémité NW dans une fissure du Tithonique ; les eaux résurgent 1 km au NW à 1889 m d’altitude (v = 200 m/h, SESIANO, 1983) (tableaux 1 et 2 et fig. 28). Ce système, impénétrable à l’homme, est jeune. Par contre, il existe des indices d’une karstification profonde plus ancienne comme la grotte du Pas du Mulet (X : 944,39 Y : 121,96 Z : 1785 m) (FAVRE, 1977). Longue de 134 m, cette cavité présente une galerie principale en conduite forcée sur strate de 3 à 4 m de diamètre, comblée à son extrémité par des dépôts glaciaires.

A l’W, dans la haute paroi des Rochers des Fis, FAVRE (1977) décrit une autre cavité, la grotte des Clus (X : 934,80 Y : 120,95 Z : 2100 m), creusée dans l’Hauterivien ; celle-ci se développe sur 305 m jusqu’à la cote-100 m, en suivant le pendage. 150 m plus haut, à la base de l’Urgonien, s’ouvre la "Cave à glace des Fis" (X : 943,77 Y : 120,93 Z : 2250 m) qui est occupée par une importante glacière stato-dynamique (PAHUD, 1972 ; MAIRE et RIGALDIE, 1984). Ces deux cavités suspendues doivent remonter à une époque où l’eau pouvait arriver latéralement, ce qui suppose une érosion complète du Berriasien-Valanginien.

Figure 28 : Carte des traçages chimiques de Platé et localisation des principales cavités (fond IGN, Cluses 1/50 000, autorisation IGN no 70-1786). Se reporter aux tableaux des traçages pour la numérotation 1 à 14 correspondant aux points d’injection ; le no 15 correspond à la coloration de la perte du lac d’Anterne située en dehors du périmètre de Platé s.s.
Emergences : A. Sce. de Magland ("Chez Party"). B. Sce. de Praz Contant. C. Sce. de Sales. D. Cascade du Trénant. E. Sce du Déchargeux. F. Sce de la Scierie. G. Sce. du Pont des Challenles. H. Sce. de Barme Froide. I. See. de la perte du lac d’Anterne.
Cavités : a. Grotte de Balme. b. Gouffre de Rivière Enverse. c. Réseau de la Tête des Verds (TV1-Marmottes). d. Gouffre Titus, e. Gouffre Martel, f. Gouffre Karen, g. Gouffre des Trois Barbus, h. Glacier-Abîme Noël Porret. i. Gouffre de la Petite Marielle. j. Gouffre E7 ou des hanches Blanches, k. Gouffre du col du Colonné. I. Gouffre des Rataillons. ni, Tanne aux Lucarnes, n. Gouffre du Sautet. o. Gouffre du Double S. p. Puits du Solitaire, q. Trou du Ver. r. Réseau des Marsouins, s. Gouffre des Pierres Volantes, t. Grotte de Barme Froide.

Pour le karst actuel du Malm, signalons qu’aucune émergence n’a été observée au N au pied des "Faucilles du Chantet" et dans le canyon des Fonts.

Potentiel hydraulique : 1150 m environ.

NB : Bibliographie spéléologique de Platé/Haut-Giffre dans MAIRE et RIGALDIE, 1984 ; revue CDS Hte. Savoie (Spéléalpes) ; revue CDS Rhône (Spéléologie Dossiers) ; revue S.S.S. Genève (Hypogées) ; revue CDS Isère (Scialet) ; revue groupe Vulcain (Echo des Vulcains).

Tableaux 1 et 2 : Liste des principaux traçages chimiques effectués sur le massif de Platé.

Tableaux 1 et 2 : Liste des principaux traçages chimiques effectués sur le massif de Platé.

Tableau 1 (ci-dessus) : Points d’injection
Tableau 2 (ci-dessous) : Points de réapparition

Table des illustrations

Légende Figure 2 ; Carte de localisation des massifs subalpins de Platé et du Haut-Giffre (Haute-Savoie).
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Légende Figure 3 : Carte générale des massifs de Platé et du Haut-Giffre.
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Légende Photo 1 :La Pointe de Sales (2497 m) constitue l’angle NE du massif de Plate.Vg = Schistes valanginiens. Ht = Hauterivien quartzeux (niveau d’écoulement pour les eaux souterraines). Ug = Calcaires urgoniens. Ah = Grès du Gault (Albien). Sn = Calcaires sénoniens. Nm = Nummulitique gréseux et calcaire. Gt = Grès de Taveyannaz (Oligocène).
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Légende Photo 2 :Les calcschistes du Berriasien couronnent la Tour de Saint-Hubert (massif du Ruait, Alpes de Sixt).Au premier plan, l’entrée du gouffre G200 (- 70 m).En arrière-plan, les bancs massifs de calcaires tithoniques.
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Légende Photo 3 :Le dôme anticlinal des Grandes Platières(2480 m, massif de Plate).La série stratigraphique visible va de l’Urgonien aux Grès de Taveyannaz(cf. légende de la photo 1)
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Légende Figure 4 : Caractère du plissement au niveau du coeur de la nappe (Alpes de Sixt, zone du Ruan-Tour de St. Hubert) (inspiré de COLLET, 1943).
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Légende Photo 4 :L’auge glaciaire du Giffre en amont de Sixt et panorama du Haut-Giffre. A gauche, l’écaille tithonique de Sans Bet (2240 m). Au centre, le Tenneverge (2989 m). En arrière-plan, à gauche, les glaciers de Prazon, du Ruan et la Haute Cime (Dts. du Midi, 3257 m). A droite, la Pointe de la Finive (2834 m) et le Cheval Blanc (2831 m).
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Légende Photo 5 :Le synclinal pincé d’Urgonien de la Combe aux Puaires plonge en direction du Latay. A gauche, la gouttière synclinale des Chambres renferme le réseau jean-Bernard ; elle est recouverte à l’aval par la dalle chevauchante du Criou (visible en haut à gauche).
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Légende Photo 6 :Le versant des Forts de Plate ; au fond, le massif cristallin du Mont-Blanc. La série stratigraphique visible est uniquement tertiaire :Ng = Nummulitique gréso-calcaire ; Nc = Nummulitique calcaire (Priabonien). Sh = Schistes micacés oligocènes. Gt = Grès de Taveyannaz oligocènes (butte-témoin de la Pointe de Platé, 2554 m, témoignant de l’ancienne couverture décapée principalement par l’érosion glaciaire au Plio-Quaternaire).
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Légende Figure 5 : Evolution probable des précipitations en fonction de l’altitude dans le massif du Haut-Giffre (pour les données pluviomêtriques, cf. MAIRE, 1976). Cette droite théorique est applicable aux versants orientés au nord et à l’ouest, les versants orientaux étant en position d’abri.
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Légende Figure 6 : Evolution probable de la température en fonction de l’altitude. La droite supérieure est applicable aux Hautes Alpes Calcaires suisses du Valais et de l’Oberland. La droite inférieure est applicable aux massifs de Platé et du HautGiffre (pour les données thermométriques, cf. MAIRE, 1976).
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Légende Photo 7 :Le glacier du Mt. Ruan sur le versant nord du sommet du même nom (Valais). Une partie des eaux de fusion traverse le plancher calcaire (Tithonique et Berriasien) et doivent alimenter l’émergence de la Gouille du Fond de la Combe située sur le versant français (capture karstique).
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Légende Photo 8 :Le massif du Tenneverge (2989 m) présente des parois sommitales de Tithonique dépassant 1000 m de haut à cause des répétitions tectoniques. Au premier plan, l’extrémité du glacier du Ruan ; au second plan, le glacier suspendu de Prazon. Les eaux sous-glaciaires alimentent des émergences situées au contact Tithonique-Oxfordien.
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Légende Photo 9 :Le vallon de Gers est creusé en grande partie dans les Grès de Taveyannaz (Oligocène). Au fond, la langue d’un glacier rocheux inactif. Au centre, le lac de Gers et le remblaiement fluvio-glaciaire masquant la dépression glacio-karstique.
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Légende Photo 10 :Le lac de la Vogealle (alt. 2000 m), ici à sec à la fin de l’été, occupe une dépression glacio-karstique en cours de formation. Les eaux s’infiltrent dans les calcschistes berriasiens et transitent vers l’émergence du Fontanil située 5,7 km au SSW(d’après J. SESIANO).
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Légende Photo 11 :La cuvette glacio-karstique du lac de Plaine (alt. 1417 m) est surcreusée de 84 m par rapport au col du Cou (alt. 1501 m). Elle occupe le fond d’une auge glaciaire située dans l’axe du synclinal de Plaine. Le lac, logé dans l’Hauterivien quartzeux, présente des pertes qui alimentent l’émergence de Magland (alt. 500 m) (SESIANO, 1985).
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Légende Figure 7 : Bloc-diagramme à travers le train de plis des Alpes de Samoëns montrant l’organisation du drainage hydrogéologique.A. Ecaille du Criou (MR = réseau Mirolda, - 1300 m). B. Synclinal des Chambres (JB = réseau Jean-Bernard, - 1535 m). C. Synclinal de la Tête à l’Homme (TP = tanne aux Pouers, - 257 m). D. Synclinal de la Combe aux Puaires (gouffre LP9, 358 m). E. Synclinal de Bossetan (PF = tanne des Pisse-Froids, - 232 m ; A3 = gouffre A3, - 550 m).1. Sénonien. 2. Albien. 3. Urgonien. 4. Barrémien inférieur. 5. Hauterivien. 6. Valanginien.
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Légende Figure 8 (ci-dessous) : Coupe synthétique du réseau de la Combe des Foges dans son contexte géologique.
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Légende Figure 9 : Coupe géologique du bassin de Flaine et localisation des principalescavités.Géologie : A. Grès de Taveyannaz. B. Schistes oligocènes. C. Calcaires priaboniens. D. Calcaires sénoniens. E. Grès albiens. F. Urgonien. G. Hauterivien quartzeux.Cavités : 1. Gouffre de Rivière Enverse (- 329 m). 2. Gouffre Titus (- 314 m). 3. Gouffre TV1 (- 768 m). 4. Gouffre glacé de la Tctc des Verds (- 170 m). 5. Gouffre Martel (- 324 m). 6. Gouffre des Trois Barbus (-382 m). 7. Glacier-Abîme Noël Porret (- 180 m).
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Légende Figure 11 (ci-contre) :Carte de la Combe de Gers (fond IGN) montrant :- la localisation des principaux sondages réalisés par EDF/REAL Chambéry (S84-1, S84-2, S83-3) dans le remplissage fluvio-glaciaire de la dépression glacio-karstique de Gers (puissance = 40-60 m) ;- le tracé du réseau de la Combe des Foges et la situation supposée de la faille fini-crétacée de la Croix de Fer-Déchargeux ;- les dépressions situées dans les Grès de Taveyannaz au sud (évolution crypto-karstique).
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Légende Figure 12 : Schéma d’évolution de la cuvette de Gers durant le Pléistocène récent.
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Légende Photo 12 :Karst en banquettes structurales dans l’Urgonien de Plate vers 2200 m (versant W des Grandes Platières, au fond le col du Colonne, 2321 m).
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Légende Photo 13 :Dépression rocheuse située dans le karst en banquettes d’Urgonien du col de Monthieu (2230 m) à Platé.A noter la vire sombre des grès albiens, au-dessus les calcaires sénoniens en petits bancs.
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Légende Photo 14 :Karst proglaciaire en banquettes moutonnées dégagé par le glacier du Ruan depuis la fin du Petit Age Glaciaire (alt. 2450 m).
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Légende Photo 15 :Les émergences perchées du Ruait et de Prazon se situent à la limite Malm-Dogger (Tithonique-Oxfordien). Elles sont alimentées par les eaux glaciaires qui s’infiltrent dans le plancher tithonique des glaciers du Ruan et de Prazon.
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Légende Photo 16 :L’émergence en paroi de la cascade de Trénant se situe au débouché du vallon de Sales, en rive droite (Platé), 15 m au-dessus du contact Urgonien-Hauterivien. Le système karstique, jeune, est alimenté par les lapiaz de la Pointe de Sales.
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Légende Photo 17 :La grande émergence de Sales (alt. 1764 m), au débouché du vallon du même nom, débite plus de 5 m3/s à la fonte des neiges.
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Légende Figure 13 : Courbe de restitution de la sulforhodamine à l’émergence du Déchargeux, exutoire de la Combe des Foges. Injection : 11/6/85 à 12 h (L. BOUCLIER, R. MAIRE, C. PISTEUR) ; réponse : 12/6/85 à 18 h. Analyses : laboratoire de pharmacie de Grenoble, M. ROCHAS (pour EDF/REAL Chambéry).
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Légende Figure 14 : Hydrogrammes de l’année 1984 pour le ruisseau de Gers-station aval (1) (Q = 0,488 m3/s) et la source de la Scierie (2) (Q = 0,297 nul s), (d’après les données d’EDF/REAL Chambéry).
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Légende Figure 75 : Courbes de récession (décrue + tarissement) de l’émergence de la Scierie. Représentation en coordonnées semi-logarithmiques. (d’après les données hydrométriques d’EDF/REAL Chambéry).
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Légende Figure 16 : Chronostratigraphie des remplissages fluvio-glaciaires des gouffres de Platé et du Haut-Giffre. Comparaison avec la courbe des paléotempératures des carottes marines (in “Géologie de la Préhistoire”, 1987, Géopré, p. 1018).Deux grands interglaciaires (stades isotopiques 5 et 7) et glaciaires (stades 6 et 8) sont mis en évidence par les datations U/Th des stalagmites (analyses : CERAK, Y. QUNIF, Univ. de Mons, Belgique).
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Légende Figure 17 : Situation des principales émergences et cavités du Haut-Giffre. Emergences : a. Source des Allamands. b. Trop-plein du Tuet. c. Trop-plein de l’Ermoy. d. Trop-plein du Jean-Bernard, e. Source du Fontanil. f. Sce. temporaire de la Gouille (trop-plein du Fontanil). g. Sces, temporaires de la Tour de St. Hubert et du glacier du Ruan. g’. Gouille du Fond de la Combe, h. Sce. temporaire de la Méridienne, i. See. temporaire de la Fontaine de l’Or. j. Sce. du Vivier, k. Sce. De Sixt.Cavités : 1. Gouffre de Bossetan (A3). 2. Tanne des PisseFroids. 3. Glacière CPI. 4. Tanne aux Pouers ou CP12. 5. Gouffre LP9. 6. Grotte de l’Ermoy. 7. Gouffre Jean-Bernard. 8. Gouffre B19. 9. Gouffre B21. 10. Gouffre B22. 11. Gouffre Mirolda. 12. Gouffre des Morts-Vivants. 13. Gouffre Amin Dada. 14. Gouffre Daniel. 15. Tanne Cassina. 16. Tanne du Bourdon. 17. Gouffre G200.Les traçages connus sont indiqués par des flèches (d’après J. SESIANO, les groupes Vulcain et Ursus).
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Légende Photo 18 :Le synclinal des Chambres, dans lequel se développe le réseau Jean-Bernard, plonge sous la dalle chevauchante du Criou (à gauche, paroi sombre). Au premier plan, le glacier résiduel du Foillis sur le versant nord des Avoudrues, suivi du lac des Chambres encombré de glace. En arrière-plan, vallées du Giffre et de l’Arve avec les bordures des klippes préalpines du Chablais (à droite) et du massif subalpin des Bornes (à gauche).
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Légende Photo 19 :La Combe des Foges, à Platé, provient du décapage progressif des Grès de Taveyannaz dont la cuesta est visible à droite (au fond la butte de Tête Pelouse, 2475 m). Au premier plan, doline herbeuse dans les calcaires blancs du Priabonien ; l’entrée du gouffre du Double S se situe 15 m à droite de la tente.
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Légende Figure 19 : Coupe et plan du réseau Jean-Bernard (topographie : groupe Vulcain, Lyon). A noter le réseau subhorizontal inactif de la galerie du Maïs (profil en long en “montagne russe”), riche en vieux concrétionnements, qui pourrait cor respondre à un ancien niveau de creusement pré-quaternaire (cf. photos 20 à 22).
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Légende Photo 20 :Dans le gouffre Jean-Bernard, les conduites forcées inactives et concrétionnées de la galerie du Maïs (ici à 30 m à peine de l’entrée du V6, alt. 1860 m) correspondent à un vieux réseau, sans doute pré-quaternaire, creusé à partir d’un ancien niveau de base alors que les vallées étaient moins profondes. Ces conduits disposés en "montagne russe" ont été recoupés par de multiples infiltrations, (cliché J. CHOPPY).
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Légende Photo 21 :Dans le gouffre B22 (réseau Jean-Bernard), vieille galerie inactive riche en remplissages détritiques située vers - 200 m en aval des “Champs-Elysées”.
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Légende Photo 22 :Dans le gouffre B22, ancienne conduite forcée vers - 200 m en partie colmatée par des remplissages d’origine glaciaire. Comme dans la galerie du Maïs, d’abondants concrétionnements ont été détruits par les crues glaciaires au cours du Pléistocène.
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Légende Figure 20 : Coupe du réseau Mirolda (d’après le S.C.Lyon pour le réseau principal et le S.C.Chablais-S.S.S.Genève pour le réseau de - 400). Le réseau inactif de conduites forcées (profil en “montagne russe”) vers - 120 m correspondrait, comme pour la galerie du Maïs au Jean-Bernard, à un ancien niveau de creusement pré-quaternaire lorsque la vallée du Giffre était moins profonde.
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Légende Figure 21 : L’unité tithonique de l’écaille de Sans Bet (karst de Salvadon). Situation des émergences et des principales cavités. 1. Tanne Cassina (- 505 m). 2. Tanne du Bourdon (- 560 m).
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Légende Figure 22 : Le massif du Buet et du Grenier de Commune. Localisation des émergences et des principales cavités. 1. Gouffre C2 (- 72 m). 2. Réseau cutané A4/A6/A17 (dév. 250 m). 3. Grotte de Salenton (dév. 307 m).
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Légende Figure 23 : Le massif Ruan-Tenneverge. Localisation du gouffre G200 (1) et des principales émergences. A. Sources de la Tour de St. Hubert et du glacier du Ruan. B. Sces, de Prazon. C. Sce. de la Méridienne. D. Sce. de la Fontaine de l’Or. E. Gouille du Fond de la Combe (alimentée par le glacier du Mt. Ruan sur le versant suisse).
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Légende Figure 24 : Les bassins hydrokarstiques du massif de Platé. Localisation des émergences et des principales cavités. 1. Gouffre de Rivière Enverse. 2. G. Titus. 3. G. du Petit Loir. 4. G. de la Tête des Verds. 5. G. Martel. 6. G. Karen. 7. G. des Trois Barbus. 8. Glacier-Abîme Noël Porret. 9. G. des Lunches Blanches. 10. G. des Rataillons 11. Tanne aux Lucarnes. 12. Grotte de Balme. 13. Puits du Solitaire. 14. Trou du Ver. 15. G. du Double S. 16. Réseau des Marsouins. 17. Perte du Plan de Sales. 18. Gouffre-perte n°57. 19. G. des Pierres Volantes. 20. Cave à glace des Fis. 21. G. du Sautet.
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Légende Figure 25 (ci-dessous) : Coupe du réseau de la Tête des Verds (TV1) (Topographie : G.E.K.H.A.).
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Légende Photo 23 :Dans le gouffre TV1 (réseau de la Tête des Verds, Plate), sommet du puits de 217 m au niveau du deuxième fractionnement. Ce puits traverse les 3/4 de la couche d’Urgonien. C’est le plus grand de Platé/Ht.-Giffre après celui de l’Amin Dada (P231).
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Légende Photo 24 :Pendule dans le Puits de 50 m du gouffre de la Petite Marielle (Platé). Calcaires sénoniens du versant W des Grandes Platières.
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Légende Figure 26 : Plan du réseau de la Tête des Verds (projection horizontale) intégré au fond de carte IGN (les carrés Lambert mesurent 1 km de côté). Autorisation IGN no 70-1786.
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Légende Photo 26 :Dans les puits arrosés du gouffre de Rivière Enverse (Plate), vers - 50 m, entre les PM) et P35 (calcaires blancs du Priabonien). Ce réseau jeune, d’âge quaternaire, provient d’une perte située au contact des Grès de Taveyannaz et du Priabonien après décapage glaciaire de la couverture imperméable.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11117/img-51.jpg
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Légende Photo 27 :Puits de 10 m à paroi cupulée, vers - 140 m, dans le gouffre de Rivière Enverse. Le faciès à petits bancs et microlits argileux des calcaires sénoniens apparaît clairement.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11117/img-52.jpg
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Légende Photo 28 :Dans le gouffre Karen (Platé), entre - 230 et - 250 m, les conduites forcées inactives du réseau Titus sont perchées dans la masse de l’Urgonien. Elles correspondent à un réseau peutêtre pré-quaternaire qui a été trépané par de nombreux conduits (cheminées, puits). De puissants remplissages détritiques varvés ont été datés d’une glaciation antérieure à l’interglaciaire du stade isotopique 7 (170-220 ka) (analyses : CERAK, Fac. Polytechn. de Mons, Belgique).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11117/img-53.jpg
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Légende Photo 29 :Méandre concrétionné vers - 100 m dans le Trou du Ver (réseau de la Combe des Foges, Platé), juste avant le puits de 82 m. Galerie orientée sur fracture, sommet des calcaires sénoniens.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11117/img-54.jpg
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Légende Photo 30 :Dans le gouffre du Double S (Plate), vers - 90 m, cette galerie est creusée dans les grès à Cérithes du Nummulitique et se poursuit dans cette couche jusqu’à - 250 m environ.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11117/img-55.jpg
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Légende Photo 31 :Dans le Trou du Ver (Platé), une grande galerie ébouleuse plonge dans le sens du pendage entre - 40 et - 100 m, au contact des grès nummulitiques et des calcaires sénoniens.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11117/img-56.jpg
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Légende Figure 27 : Coupe du réseau de la Combe des Foges (Topographie S.C.Lyon et G.E.K.FI.A.).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11117/img-57.jpg
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Légende Figure 28 : Carte des traçages chimiques de Platé et localisation des principales cavités (fond IGN, Cluses 1/50 000, autorisation IGN no 70-1786). Se reporter aux tableaux des traçages pour la numérotation 1 à 14 correspondant aux points d’injection ; le no 15 correspond à la coloration de la perte du lac d’Anterne située en dehors du périmètre de Platé s.s.Emergences : A. Sce. de Magland ("Chez Party"). B. Sce. de Praz Contant. C. Sce. de Sales. D. Cascade du Trénant. E. Sce du Déchargeux. F. Sce de la Scierie. G. Sce. du Pont des Challenles. H. Sce. de Barme Froide. I. See. de la perte du lac d’Anterne.Cavités : a. Grotte de Balme. b. Gouffre de Rivière Enverse. c. Réseau de la Tête des Verds (TV1-Marmottes). d. Gouffre Titus, e. Gouffre Martel, f. Gouffre Karen, g. Gouffre des Trois Barbus, h. Glacier-Abîme Noël Porret. i. Gouffre de la Petite Marielle. j. Gouffre E7 ou des hanches Blanches, k. Gouffre du col du Colonné. I. Gouffre des Rataillons. ni, Tanne aux Lucarnes, n. Gouffre du Sautet. o. Gouffre du Double S. p. Puits du Solitaire, q. Trou du Ver. r. Réseau des Marsouins, s. Gouffre des Pierres Volantes, t. Grotte de Barme Froide.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11117/img-58.jpg
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Titre Tableaux 1 et 2 : Liste des principaux traçages chimiques effectués sur le massif de Platé.
Légende Tableau 1 (ci-dessus) : Points d’injectionTableau 2 (ci-dessous) : Points de réapparition
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© Presses Universitaires de Bordeaux, 1990

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