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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 II. Deux hauts karsts du Péloponnèse (Taygète et Helmos)

Texte intégral

INTRODUCTION

1Le Péloponnèse (ancienne Morée), vaste péninsule de la Grèce méridionale, avec une superficie de 21439 km2, est devenu une "île" depuis que l’isthme a été coupé par le canal de Corinthe. Il est divisé en sept nomes ou provinces administratives : l’Achaïe, l’Arcadie, l’Argolide, l’Elide, la Corinthie, la Laconie et la Messénie (fig. 29).

2Prolongeant la chaîne du Pinde, le Péloponnèse est une terre montagneuse, morcelée par les hauts massifs calcaires du N (Erymanthe, Aroania ou Helmos, Cyllène ou Ziria), du centre (Ménale) et du S (Taygète, Parnon), culminant entre 2000 et 2400 m. Les golfes profonds de Nauplie, de Laconie et de Messénie découpent la côte S. La population se concentre dans les petites plaines alluviales (Sparte, Kalamata, Argos) et dans les bassins intérieurs (Tripolis, Mégalopolis).

3Deux hauts massifs karstiques ont été étudiés : le Taygète (2404 m) au S et le Helmos (2341 m) au N. Ils présentent une morphologie karstique moins évoluée qu’en Crète en raison d’une genèse différente depuis le Miocène. Les indices de la glaciation würmienne sont mieux marqués en raison de la latitude ; le relief supraforestier est un compromis entre un glacio-karst sommital jeune et un nivo-karst de moyenne-haute altitude (1500-1900 m) à dolines et ouvalas. Les relations hauts karsts, karsts de moyenne montagne et piémonts sont envisagées pour retracer l’évolution morphologique générale. Les connaissances hydrologiques ont été actualisées grâce à des travaux pluridisciplinaires (MORFIS et ZOJER, Edit. 1986).

Figure 29 : Situation géographique des massifs étudiés (Helmos au N et Taygète au S).

4Le principal problème géomorphologique est celui de la morphotectonique néogène. L’activité tectonique et détritique au Quaternaire a été exagérée, comme on a pu le constater en Crète (chap. 3). En réalité, le Pléistocène n’a fait que retoucher des morphologies en majeure partie acquise au cours du Miocène supérieur, voire au Pliocène. Cette question est fondamentale dans toutes les chaînes alpines de Méditerranée orientale, comme nous avons pu également le voir pour le Taurus (chap. 4). Dans ces conditions, on constate que le karst a permis la conservation de l’essentiel des volumes montagneux (versants régularisés immunisés, circulation endokarstique), tandis que les processus "froids" ont seulement façonné des cirques sommitaux.

I - LE CONTEXTE GEOLOGIQUE ET BIOCLIMATIQUE

A. LA STRUCTURE GEOLOGIQUE

5Une grande partie de la péninsule hellénique, y compris la Crète, est occupée par les Hellénides, partie intégrante de l’orogène alpin, situées entre le bassin ionien-Mer de Libye à l’W et au S, et les massifs serbomacédoniens et du Rhodope au N et au NE. La séparation avec les Dinarides s’établit au N, le long d’un accident majeur, la ligne de Scutari-Pec. A l’Ε, le passage avec les Taurides s’effectue progressivement.

6La structure de l’édifice hellénique, acquise surtout au Cénozoïque, est liée à la subduction de la plaque africaine sous l’Egée ; en effet, les données géophysiques ont montré l’existence d’un important plan de Benioff (ou plan de subduction) plongeant sous la Crète, la mer Egée et le Péloponnèse (DERCOURT et al, 1980).

7Cet édifice hellénique comporte :

  • une zone externe à l’W, très développée, détenant l’ensemble des grands massifs calcaires de Grèce du N, du Péloponnèse et de Crète ;

  • une zone interne à l’E (Macédoine, Thessalie, Attique), composée de massifs métamorphiques et ophiolitiques ("série pélagonienne") constituant le soubassement anté-alpin des Hellénides.

8Dans le Péloponnèse, la zone externe intéresse 90 % de la superficie tandis que la zone interne n’est présente qu’à l’extrême E, en Argolide.

1. Les Hellénides externes (fig. 30)

9Les grandes unités structurales de la zone externe, dites zones isopiques, sont largement représentées dans le Péloponnèse avec les nappes de GavrovoTripolitza et du Pinde-Olonos. Les hauts karsts étudiés du Taygète et du bourrelet corinthien correspondent à des fenêtres dans l’empilement des nappes.

  • La zone ionienne est un Autochtone relatif ou Parautochtone formé par l’épaisse série des marbres en plaquettes ou formation "Plattenkalk" (Permien à Eocène) visible en fenêtre au S du Péloponnèse dans les chaînes du Taygète et du Parnon.

  • La nappe de Gavrovo-Tripolitza, composée d’une puissante série carbonatée néritique du Jurassique supérieur à l’Eocène supérieur, affleure en larges fenêtres dans la nappe du Pinde-Olonos au centre (secteur des poljés de Tripolis) et au NE (coupoles du Helmos et du Ziria en Arcadie).

  • La série des Phyllades s’intercalent parfois en masse importante entre la zone ionienne et les calcaires de Gavrovo-Tripolitza, comme sur les flancs du Taygète. Il s’agit entre autres de quartzites, de métabasaltes ou de métatufs disposés en une ou plusieurs nappes d’origine complexe et issues soit d’une zone isopique particulière, soit de la base de la série de Tripolitza (DERCOURT et al, 1980 ; THIEBAULT, 1982).

  • La nappe du Pinde-Olonos, en position supérieure, est caractérisée dans le Péloponnèse par une puissante série de calcaires en plaquettes du Crétacé supérieur. C’est elle qui constitue les plis isoclinaux écaillés du haut massif de l’Erymanthe au NW, les massifs de la bordure occidentale et les hautes tables d’Arcadie à l’Ε.

2. Esquisse paléogéographique et tectonique

a. Les phases de sédimentation et les phases paléotectoniques anté-éocènes

10La sédimentation anté-éocène voit la formation de séries carbonatées et détritiques épaisses dans un contexte paléogéographique clé puisque le modèle actuel admet la naissance, du Trias au Jurassique, de deux domaines océaniques, la Téthys ou branche N et la Mésogée ou branche S, séparés par un domaine cratonique, l’Apulie (THIEBAULT, 1982 ; BIJU-DUVAL et al, 1976). Du Paléozoïque au Trias, la sédimentation terrigène proviendrait de l’érosion de reliefs hercyniens et peut-être de l’Afrique. On retrouve des éléments de cette glyptogenèse dans le Parautochtone de la zone ionienne, la nappe des Phyllades et les écailles de socle de la nappe de Gavrovo-Tripolitza.

11La naissance de l’océan téthysien au Trias moyen et supérieur marque une révolution paléogéographique. Au S, la plate-forme apulienne se fragmente pendant le Lias par extension lithosphérique et crée la Mésogée mésozoïque. L’orogenèse fini-jurassique-éocrétacée détruit en partie la branche N de la Téthys. Du Crétacé à l’Eocène moyen, on assiste à une subsidence générale et à une importante sédimentation terrigène dans le sillon pindique qui sert de réceptacle aux sédiments venus de la tectonisation des zones internes situées plus à l’E (THIEBAULT, 1982).

Figure 30 ; Carte structurale du Péloponnèse (d’après THIEBAULT,1982).
Zones externes :
1. Zone ionienne (marbres du Taygète).
2. Série des Phyllades (bordure du Taygète et du Ménale).
3. Nappes de Gavrovo-Tripolitza (karsts du Helmos, poljé de Tripolis).
a. Sous-zone de Gavrovo.
b. Sous-zone de Tripolitza.

4. Nappe du Pinde-Olonos calcaires du Crétacé sup., Tables d’Arcadie).
Zones internes :
7. Zone pélagonienne (soubassement métamorphique du Paléozoïque-Trias).
8. Zone maliaque (sédiments pélagiques et volcanites mésozoïques).
9. Complexe ophiolitique.
Divers :
10. Néogène discordant.
11. Limite de nappe.

12Les phases paléotectoniques mésozoïques n’affectent donc que les Paléohellénides localisées au niveau de l’actuelle zone interne et correspondraient à l’obduction des ophiolites au cours de deux périodes de déformations, l’une fini-jurassique, l’autre crétacé supérieur (FLEURY, 1980).

b. Les phases tectoniques tertiaires

13La tectonisation des Hellénides se produit entre l’Eocène supérieur et le Pliocène sous l’effet d’un mouvement de subduction complexe. Se fondant sur la notion de subduction bloquée, THIEBAULT (1982) propose, en particulier pour le Taygète, une tectorogenèse polyphasée caractérisée par la succession de phases de sous-charriage et d’une phase de charriage :

  • la mise en place de l’édifice structural commencerait avec celle de la nappe du Pinde à l’Eocène supérieur par la subduction de la croûte pindique, d’où le décollement de la couverture pindique sous la zone pélagonienne ;

  • après le blocage de cette subduction, un accroissement des contraintes provoquerait le sous-charriage en deux temps de la zone ionienne sous la zone de GavrovoTripolitza au Miocène inférieur. La schistosité de la série des marbres du "Plattenkalk" daterait de la dernière phase de sous-charriage.

14Au Miocène moyen et supérieur (SerravalienTortonien) débute la subduction mésogéenne. Celle-ci se traduit par un puissant soulèvement de la zone interne (domaine égéen), vaste bombement isostatique qui serait responsable de la mise en place vers l’W des nappes des Phyllades et de la nappe de Gavrovo-Tripolitza.

c. La tectonique miocène à plio-quaternaire

15Le soulèvement plio-quaternaire a sans doute été variable selon les lieux et globalement exagéré. Selon ANGELIER (1979), la subduction mésogéenne se poursuit au Mio-Pliocène dans un contexte de collision intracontinentale, la marge africaine à croûte amincie plongeant sous l’arc égéen actuel. Ce mouvement privilégierait, depuis 13 Ma environ, une importante expansion égéenne, à déplacement vertical dominant, matérialisée par un découpage du bâti des zones externes par des failles normales (arc égéen externe). L’intensité du soulèvement est bien démontrée en Crète comme en Péloponnèse où les massifs, ceinturés par des grands escarpements tectoniques, sont séparés par des bassins effondrés remplis de sédiments détritiques néogènes, indispensables à connaître dans le futur pour comprendre l’évolution précise des reliefs.

16- Le Taygète, comme les hauts karsts crétois, est une fenêtre dans l’édifice des nappes dont la situation est commandée par les mouvements verticaux post-nappes. La néotectonique extensive (failles normales) est donc une caractéristique majeure du domaine hellénique depuis le Miocène moyen-supérieur alors que les indices de compression sont maigres. Dans le Péloponnèse méridional, l’extension est grossièrement E-W, accompagnée de failles subméridiennes NNWSSE affectant souvent le Pliocène. Mais la meilleure preuve de la médiocrité du soulèvement plio-quaternaire, du moins en certaines régions, se situe dans le Magne, au sud du Taygète.

17Décrit par DUFAURE (1975), le fameux paléopiémont du Magne, situé entre 200 et 400 m d’altitude, est découpé par des rias renfermant du Pliocène marin (Pliocène inférieur). Ces vallées plongeant dans la mer sont donc fini-miocènes. Dans ces conditions, la surrection plio-quaternaire, en 5 Ma environ, n’a pas dû dépasser 200 à 400 m. Cette constatation est conforme à nos observations récentes faites en Crète (chap. 3) (R. MAIRE et S. POMEL, travaux en cours).

18- Le "bourrelet corinthien", dans le Péloponnèse septentrional, présente de puissants jeux de failles normales qui ont délimité deux compartiments :

  • le golfe de Corinthe, en position de subsidence (profond graben) ;

  • le bourrelet sud, en situation de marge de "rift". Celui-ci se soulève fortement au Néogène, tandis que l’érosion dégage en fenêtres les coupoles du Helmos et du Ziria et dépose les épaisses formations conglomératiques du versant nord. La question est de savoir si ces conglomérats se sont vraiment formés et soulevés uniquement au Plio-Villafranchien, en 2 à 2,5 Ma, comme le suppose DUFAURE (1977). Une estimation chiffrée du volume global de roche enlevée est révélateur. Pour une superficie actuelle de plus de 1000 km2 de conglomérats et une épaisseur moyenne de 500 m (puissance sans doute plus importante lors du dépôt), on obtient une masse détritique de 500 km3, ce qui suppose une tranche totale détruite de plusieurs centaines de mètres. En fait, le fort soulèvement des conglomérats n’a provoqué, ultérieurement, que le dépôt d’un tablier de brèches scellant la racine du piémont supérieur, le bassin amont étant déjà relativement réduit.

19Même si le bourrelet corinthien a subi une évolution différente du Taygète — les dépôts corrélatifs du soulèvement étant eux-mêmes portés très haut en altitude alors qu’ils sont en mer (fosse de - 5000 m, SW Péloponnèse) ou dans le bassin subsident de Sparte dans le cas du Taygète — la tectonique du Miocène supérieur reste prépondérante partout dans les Hellénides.

20ANGELIER (1979, p. 150-151) remet en question l’ancienne conception néotectonique d’une "révolution pliocène", l’importance exagérée accordée aux critères de structure générale devant être revisée par l’analyse détaillée de la stratigraphie et de la paléogéographie. Par conséquent, c’est l’ensemble de l’étude du Néogène qu’il faut reprendre en détail, en utilisant pour cela, outre les méthodes classiques de la stratigraphie, les critères conjugués du karst (remplissages), de la morphopédologie (altérités) et du volcanisme de l’arc égéen interne (tephra) (cf. chap. 3. pour les retombées distales de Santorin sur la Crète).

Figure 31 :
Carte pluviométrique du Péloponnèse
(d’après l’Atlas économique et social de Grèce, 1964, Centre des Sciences sociales d’Athènes).

B. LES CONDITIONS BIOCLIMATIQUES

1. Le climat (fig. 31)

21Plus de 75 % du Péloponnèse se situent à l’intérieur de l’isohyète 800 mm/an. Les hautes montagnes du bourrelet corinthien (Erymanthe, Helmos, Ziria) et du Taygète recueillent des précipitations assez importantes de l’ordre de :

  • 1200-1400 mm/an entre 1000 et 1500 m ;

  • 1400-1600 mm/an entre 1500 et 2000 m ;

  • 1600-1800 mm/an probablement au-dessus de 2000 m.

22Pour le karst situé entre 1600 et 2400 m, les précipitations annuelles sont de 1600 mm environ. Ces valeurs sont semblables à celles de Crète centrale (Mt. Ida) et à celles du S du Pinde et du Parnasse, mais elles sont inférieures à celles de Crète occidentale (Levka Ori : 2000-3000 mm/an) et du N du Pinde (Tymfi :> 2000mm/an).

23Comme dans l’ensemble de la péninsule hellénique et en Crète, l’opposition climatique entre les façades occidentale et orientale est évidente. Ainsi la chaîne du Parnon, en position d’abri à l’Ε du Taygète, ne reçoit plus que 1000-1200 mm/an. En position centrale, la zone des poljés de Tripolis reste bien arrosée avec 1000-1400 mm/an.

24Long et rude au-dessus de 1600 m, l’hiver est caractérisé par des neiges abondantes dépassant souvent 2 m d’épaisseur réelle vers 2000 m. Les premières neiges tombent dès novembre et persistent jusqu’en mai-juin sur les hauts sommets. En versant N, des plaques résiduelles peuvent subsister jusqu’en juillet aout. Une couverture neigeuse continue de 3 à 4 mois est la règle sur les hautes cimes du Péloponnèse.

25Le régime des précipitations est un peu moins accentué qu’en Crète centrale et occidentale. Les précipitations tombent cependant à plus de 75 % pendant le semestre d’automne-hiver sous l’effet des dépressions de secteur W, SW et NW provenant soit directement de l’Atlantique (type cyclonique d’W et de NW), soit de la Méditerranée occidentale (type cyclonique de NW Golfe de Gènes), soit encore de la Méditerranée centrale (type cyclonique de SW). En hiver, des dépressions dynamiques peuvent naître dans la région à la suite d’advection d’air froid venu du N.

26L’ensoleillement hivernal et l’encadrement montagneux provoquent des inversions thermiques remarquables entre les fonds de vallée et de poljés humides et froids, et les hauts adrets fortement irradiés (rôle de la sublimation de la neige). La saison sèche dure 3 à 5 mois en Péloponnèse contre 6 à 7 mois en Crète et 2 à 3 mois en Grèce du N. Mais en Péloponnèse du S, le Taygète est soumis à une saison sèche plus marquée, de 4 à 5 mois, qui annonce celle de la Crète. L’aridité estivale est atténuée par quelques précipitations orographiques. Quant aux vents étésiens, venus 70 des plaines balkaniques, ils sont forts, secs et chauds, et bénéficient de l’effet de foehn.

2. La végétation

27Dans le Péloponnèse, l’étagement de la végétation diffère nettement de celui de la Crète. L’étage collinéen et montagnard inférieur (0-800 m) est caractérisé par une forêt sempervirente à chênes verts (Quercus ilex) et chênes kermès (Quercus coccifera) sur sol calcaire mince, mais aussi par une forêt mixte à chênes décidus et sempervirents.

28L’étage montagnard moyen et supérieur (800-1700 m) est colonisé par des sapinières typiques à Abies cephalonica. Ces conifères spécifiques à la Grèce continentale et au Péloponnèse sont capables de résister à des hivers rigoureux et neigeux ; ce sont par excellence les arbres de la montagne calcaire : on les rencontre spécialement sur les pentes du Taygète et du Helmos, parfois associés au pin noir (Pinus nigra). Espèce affine d’Abies alba, le sapin de Céphalonie est également adapté à la sécheresse estivale, mais il doit alors puiser ses réserves dans les secteurs où les sols sont relativement épais, dans les dépressions et les profondes fissures colmatées des lapiés. Il peut monter localement jusqu’à 1900-2000 m d’altitude (Helmos).

29La qualité de ce bois a été reconnue dès l’Antiquité, notamment par THEOPHRASTE, pour la construction des charpentes et des navires. Aussi la destruction des forêts d’Abies cephalonica peut-elle poser un problème, car si l’érosion des sols nettoie les fonds de lapiés, le sapin de Céphalonie ne peut reconquérir ces versants. Comme le souligne DUFAURE (1975), la sapinière climacique d’altitude protège les modelés karstiques les plus évolués entre 1400 et 1600 m en empêchant l’érosion des sols et la gélifraction.

30L’étage alpin, au-dessus de 1800 m, est constitué par une pelouse xérophyte très dégradée par les surpâturages, la haute montagne servant toujours d’estives pour les troupeaux de moutons.

II - LE HAUT KARST DU TAYGETE

31Longue de plus de 100 km du N au S et large de 15 à 20 km, la chaîne du Taygète se poursuit dans le Magne par le Sangias (1214 m). Le culmen, le Prophitis Ilias (2407 m), est aussi le plus haut de la péninsule. Au printemps, depuis la plaine de Sparte, la haute barrière enneigée du Taygète est impressionnante. Une seule route (Sparte-Kalamata) traverse la haute chaîne centrale en passant par les profondes gorges de Langada à l’Ε et du Nédon à l’W qui entaillent transversalement l’anticlinorium faillé. Le Taygète alimente en grande partie par ses émergences karstiques les plaines de Sparte et de Kalamata.

32Le karst de haute montagne, d’une superficie restreinte en raison de l’étroitesse de la haute chaîne, est constitué soit par de petits plateaux à dolines et ouvalas, soit par un glacio-karst sommital jeune, similaire à celui du Helmos. La jeunesse relative de ce karst pose le problème d’une évolution particulière : dégagement tardif de la couverture schisteuse, quasi-absence de topographie tabulaire de haute altitude à cause d’une structure anticlinale étroite, sauf au nord (plateau de Poliana).

A. CARACTERES LITHO-STRUCTURAUX

1. Les formations du Taygète (fig. 32)

33La haute chaîne est essentiellement constituée par les terrains métamorphiques parautochtones de la zone ionienne :

  • marbres dolomitiques du Parautochtone mésozoïque, d’une puissance supérieure à 1000 m et situés dans l’axe de la chaîne (haut karst actuel) ;

  • phyllades allochtones du Permien sur les flancs W et E.

34Au S, cette zone ionienne passe "en tunnel" sous l’édifice hellénique et réapparaît en Crète où elle forme son soubassement (Levka Ori, Mt. Ida). Les nappes helléniques qui surmontent cette série épimétamorphique ont été en grande partie détruites par l’érosion au centre de la chaîne. La nappe de Tripolitza (flyschs, calcaires et dolomies mésozoïques) subsiste en lambeaux sur le rebord oriental ; en revanche elle est bien représentée au N de Kalamata. Les calcaires de la nappe du Pinde affleurent seulement à basse altitude au N du Taygète.

2. La série des marbres de la formation "Plattenkalk"

35Le karst d’altitude se développe exclusivement dans cette puissante série. On distingue de bas en haut (ΒΙΖΟΝ et al, 1976) (fig. 38) :

  • des dolomies grenues, plus ou moins stratifiées, à structure granoblastique ;

  • une épaisse série de marbres gris ou noirs, en bancs assez minces (faciès "Plattenkalk") et à horizons irréguliers de quartzites micacés (photo 39). L’échantillon de roche GP1R récolté vers 1600 m dans la chaîne centrale, renferme 73 % de dolomite et 27 % de calcite. Les argiles sont uniquement représentées par des smectites (traces d’illite) ; la présence d’apatite témoigne de la métamorphisation des dolomies (analayse : laboratoire de géomorphologie de Caen) ;

  • une couche assez épaisse de marbres polychromes stratifiés (blancs, verts ou violets) qui affleure largement sur la crête médiane ; elle est également fortement dolomitique, mais pauvres en niveaux siliceux ;

  • un flysch calcaire situé presque uniquement sur le flanc W ; il a livré une microfaune riche en Globigérines, datant ainsi le sommet de la série de l’Eocène supérieur-Oligocène inférieur.

B. LES PLATEAUX INTERMEDIAIRES

36L’évolution morphologique de la haute chaîne ne peut s’interpréter sans connaître celle des plateaux intermédiaires et bordures qui traduisent par leurs replats et les immenses escarpement de failles le rôle majeur de la tectonique miocène et les retouches plio-quaternaires.

Figure 32 :
Carte géologique du Taygète et du Magne avec indication des grands éléments morphologiques
(d’après THIEBAULT, 1982, et complétée).
1. Néogène discordant.
2. Série calcaire du Pinde-Olonos (Pinde arcadien).
3. Flysch de Gavrovo-Tripolitza.
4. Série carbonatée de Tripolitza.
5. Série des Phyllades s.l.
6. Flysch ionien.

7. Zone ionienne (série des marbres ou "Plattenkalk").
8. Flysch de Paxos-Zanthe.
9. Série marmoréenne de Paxos-Zanthe (zone ionienne du Magne).
10. Faille et chevauchement.
11. Escarpement de faille normale du balcon oriental du Taygète. 12. Falaise bordant le paléo-piémont fini-miocène du Taygète
SW et du Magne.

Figure 33 :
Coupe géologique à travers les plateaux karstiques de moyenne altitude du Taygète N et NW (inspirée de la carte géologique de Kalamata, 1/50 000). 1. Néogène. 2. Calcaires crétacés d’Olonos (nappe du Pinde-Olonos). 3. Flysch (Eocene sup.-Oligocène. 4. Calcaire et dolomie mésozoïques de Fripolitza (série de Gavrovo-Tripolitza). 5. Phyllades. A. Surface d’aplanissement karstique (Eocène probable) exhumée après décapage du flyscli. B. Semelle de la nappe pindique.

1. L’ancienne couverture de schistes épimétamorphiques

37Les phyllades qui affleurent de part et d’autre de la chaîne sont allochtones sur les marbres du Parautochtone ionien. Pour THIEBAULT (1982), ces schistes forment trois nappes distinctes : la nappe inférieure est une diverticulation de la zone ionienne tandis que les nappes intermédiaire et supérieure appartiennent à l’unité de Gavrovo-Tripolitza. Leur mise en place date de l’Oligo-Miocène.

38Les plus hauts affleurements de phyllades se situent à plus de 1700 m d’altitude, en versant E, à 3 km au NNE du Prophitis Ilias (2407 m). En versant W, les schistes culminent vers 1610 m au Lipovouni (à l’W du plateau à dolines de Mente Alonia) et vers 1700-1750 m juste à l’W du haut plateau de Longastra ou Xerovouno (fig. 32, 35, 36). Au S de la haute chaîne, en position centrale, les schistes subsistent encore jusqu’à 1680 m à l’E du Mavrovouna (1908 m). Le décapage de ce recouvrement schisteux s’est produit essentiellement au cours de la surrection du Miocène moyen-supérieur.

2. Les plateaux karstiques de moyenne altitude du Taygète N et NW (fig. 33)

39Ces plateaux (300 km2) se développent entre 1000 et 1500 m, au N de Kalamata, dans les plis lourds de la série calcaro-dolomitique (Lias-Crétacé) de Tripolitza, épaisse de plus de 800 m. Ils sont traversés d’E en W par plusieurs gorges importantes, celles du Nedon et du Tziroremma, profondes de plusieurs centaines de mètres et alimentées par des cours d’eau allogènes issus des bassins schisteux en amont.

40Situés sous couvert forestier ou semi-forestier, ces karsts sont les plus vastes de l’étage montagnard du Taygète ; ils sont caractérisés par une morphologie typique à dolines et ouvalas calqués sur le réseau de fractures. Le plateau karstique le plus remarquable est celui d’Agoriani (1526 m) localisé dans l’axe du N Taygète ; il se développe vers 1200 m dans les calcaires du Crétacé supérieur appelé localement "Nummulitique" (carte géologique de DUFAURE, 1977) (fig. 34). Les dépressions larges de plusieurs hectomètres s’anastomosent parfois en ouvalas dans le fond desquels s’emboîtent des entonnoirs.

41La partie N de ces plateaux est recouverte par des flyschs (Eocène supérieur-Oligocène) appartenant au sommet de la nappe de Tripolitza et sur lesquels flottent des klippes de calcaires crétacés de la nappe d’Olonos-Pinde. Le karst s’est donc imprimé au cours du Miocène et du Plio-Quaternaire au fur et à mesure que se réduisait la couverture de flysch. En plusieurs points subsistent des dépôts corrélatifs, conglomérats et sables rouges, témoignant de l’évolution morphologique néogène. Ces dépôts ne sont pas datés sur la carte géologique de Kalamata au 1/50 000.

42En plusieurs lieux du Péloponnèse, on sait que les calcaires crétacés de l’unité de Tripolitza ont été karstifiés une première fois à l’Eocène moyen en donnant des bauxites. DUFAURE (1975, p. 1107) envisage donc l’hypothèse suivante :

  • le paléokarst éocène moyen et le réseau de fractures associé sont fossilisés par les flyschs à l’Eocène supérieur-Oligocène ;

  • après érosion des flyschs au Plio-Quaternaire, le karst actuel se serait développé plus rapidement en remodelant une topographie karstique antérieure et en profitant d’une tectonique de détail en "touches de piano". Cependant, nous pensons que le décapage a été surtout miocène.

3. Le balcon oriental du Taygète : un fragment de surface d’érosion miocène (fig. 34 et 37)

43Au SSW de Sparte, la façade E du Taygète est caractérisée par un palier large de 4 à 5 km et long d’une quinzaine de km, se développant entre 800 et 1100 m d’altitude. Celui-ci est limité à l’Ε par un grand escarpement de faille originel façonné dans les marbres en plaquettes et dominant la plaine de Sparte, tandis que le replat est formé dans les schistes et les dolomies de Tripolitza appelés ici formation de Lakkomata (THIEBAULT, 1982).

Figure 34 :
Coupe géologique schématique au niveau du Taygète central mettant en évidence le horst anticlinal du Prophitis Ilias, le balcon oriental du Taygète (surface miocène) et le paléo-piémont occidental (fini-miocène). 1. Cône de déjection consolidé et rubéfié. 2. Néogène (bassin de Sparte ; brèche fini-miocène et Pliocène marin du paléo-piémont du Magne). 3. Dolomies de Tripolitza (formation de Lakkomata). 4. Série des Phyllades en grande partie décapée. 5. Zone ionienne (marbre et calcaire dolomitique).

Photo 33 :
Près d’Anavryti, canyon entaillant le balcon oriental du Taygète et l’escarpement de faille normale dominant le bassin de Sparte.
Cette profonde vallée est corrélative de la surrection néogène et recoupe des paléocavités héritées de la karstification tertiaire.

Photo 34 :
Les brèches du Magne feutrent le paléo-piémont, l’escarpement de faille (mégafalaise) et se poursuivent sous le niveau marin actuel. Leur âge fini-miocène est attesté par leur situation morphologique et localement par du Pliocène marin transgressif.
Premier plan, brèches karstifiées au bord de la mer. Second plan, la rias d’Ormou Dirou est un exemple d’ancienne vallée fini-miocène surcreusée au cours de la régression messinienne et envahie par la mer du Pliocène inférieur. Le rôle de la néotectonique est difficile à apprécier.

44Ce compartiment moins soulevé que la chaîne centrale, donc mieux protégé de l’érosion, correspond à un fragment de surface d’aplanissement miocène, selon l’hypothèse de DUFAURE (1975). L’abrupt faillé, incliné à 45-50°, mesure 600 à 800 m de haut (photo 33) ; il est bien conservé. Des gorges de raccordement découpent transversalement d’W en E le balcon sur 500 à 800 m de profondeur. La morphologie émoussée du sommet des larges interfluves, éléments de ce replat, pourrait donc s’identifier à l’ancienne surface d’érosion du Miocène supérieur qui a été en partie surcreusée à la fin du Miocène.

C. LES PIEMONTS DU TAYGETE : FORMES ET DEPOTS

45Les remplissages détritiques des piémonts du Taygète sont insuffisamment connus, mais ils devraient nous apprendre beaucoup, dans le futur, sur l’évolution néogène de la chaîne. L’opposition est grande entre les deux bordures :

  • à l’Ε, le bassin d’effondrement de Sparte est bourré de sédiments essentiellement néogène dont l’âge exact demeure à préciser ;

  • à l’W, le Taygète plonge, après un étroit piémont résiduel (Magne), dans la fosse hellénique jusqu’à la cote - 5093 m (profondeur maximum de la Méditerranée), d’où une dénivellation totale de 6 à 7,5 km avec les sommets actuels du Taygète.

1. L’étroit piémont occidental (SandavaMagne) (fig. 32 et 34)

46Entre le plateau inférieur de la Sandava, au SSE de Kalamata, et l’extrémité du Magne (cap Ténare), le Taygète présente un replat incliné vers 250-350 m d’altitude. Il mesure 4 à 6 km de large au niveau du débouché du canyon de la Sandava, 1,5 à 2,5 km de large plus au sud et domine la mer par un escarpement de 200 m (pente de 45 à 50°) parfois étagé (anciens niveaux marins). Il s’agit de la racine d’un paléo-piémont du Néogène qui présente des témoins morphologiques et sédimentaires d’un grand intérêt. En effet, comme l’avait déjà montré DUFAURE (1975), cette côte à mégafalaise et balcon est échancré par d’anciennes vallées miocènes plongeant dans la mer. Elles ont été transformées en rias au Pliocène inférieur comme l’attestent les sédiments du Pliocène marin discordant (marnes sableuses, calcarénites) visibles parfois sur les replats et au fond des vallées.

47Au moment de la transgression du Pliocène inférieur, le littoral W du Taygète présentait donc une morphologie sensiblement identique, avec des vallées surcreusées au cours de la régression messinienne. Comme le Pliocène marin remonte parfois jusqu’à 400-500 m, on peut estimer un soulèvement de 300 à 400 m depuis 4 Ma environ. Cette estimation donne un ordre de grandeur pour la surrection plio-quaternaire dans le secteur de la chaîne qui apparaît le plus soulevé. Sur toute la frange occidentale du Péloponnèse, le Pliocène marin monte jusqu’à 400-600 m alors que l’on note la quasi-absence du Pliocène marin sur la côte orientale, du golfe de Nauplie au cap Malée. On en conclut donc à un basculement de la péninsule, de l’ouest vers l’est.

48Cette surrection plio-quaternaire s’est traduite par un enfoncement des grandes vallées préexistantes, comme celle de la Sandava, dont le bassin d’alimentation remonte haut dans le Taygète (enfoncement de 200-300 m dans le replat inférieur de la Sandava). En revanche, les rias du Magne n’ont pas subi un recreusement important, si ce n’est le déblaiement partiel des sédiments du Pliocène inférieur, car il s’agissait de tête de vallées au cours du Messinien (amont souvent quasi inexistant).

49Les dépôts corrélatifs du soulèvement majeur, au Miocène supérieur, sont partis dans la fosse sous-marine. Néanmoins, il reste des conglomérats très indurés sur l’ensemble de la côte du Magne (photo 34). DUFAURE (1975-1977) les attribue au "Pontien." Ce qui est certain, c’est qu’ils sont du Miocène supérieur, car ils plongent sous le niveau marin actuel et sont recouverts localement par le Pliocène marin. Ils tapissent aussi bien les escarpements que l’intérieur des rias et sont karstifiés. L’observation d’une section polie montre :

  • un squelette composé d’éléments anguleux de 0,5 à 2-3 cm de diamètre en moyenne (marbre dolomitique) ;

  • un plasma compact de calcite microcristalline avec des cutanés orangés autour des clasts et un plasma sparitique gris-orangé (distribution porphyrique des éléments, espacement serré) ;

  • des vides de corrosion plus ou moins remplies d’altérités rouges ou de sédiments remaniés du Pliocène marin (boue jaune micritique).

50La genèse de la consolidation est encore méconnue, mais la nature du plasma, ainsi que la présence de foraminifères dans du "ciment brique" incorporé (échantillon MG/1), suppose une cimentation de type phréatique, comme un "beach-rock" (cf. étude des brèches et conglomérats in chap. 15). La masse détritique de ces brèches antépliocènes semble être la réponse à un épisode de surrection fini-miocène qui correspondrait aussi à la régression messinienne.

2. Le bassin de Sparte et son remplissage néogène

51Le bassin d’effondrement de Sparte se situe à l’Ε entre le Taygète et le Parnon. Nul part on ne voit affleurer de molasses du Serravalien-Tortonien, sauf plus au sud dans les îles de Cythère et d’Anticythère (THIEBAULT, 1982, p. 488). Sans doute y-a-t-il eu une forte subsidence au cours du Miocène supérieur, puis recouvrement par les sédiments de la fin du Miocène et du Plio-Quaternaire. Les grandes formations de poudingues du versant W du Parnon, attribuées au Pliocène par DUFAURE (1975, 1977), sont faillées et portées jusqu’à 1200-1300 m d’altitude. Sur le balcon oriental du Taygète, au SW d’Anavryti, vers 850-900 m, la carte géologique de Sparte (1/50 000) signale un petit affleurement résiduel de Néogène (à vérifier) (fig. 37).

Figure 35 :
Coupe géologique schématique au niveau du Taygète N et du karst nival de Longastra. A
l’W, la couverture des Phyllades culmine à 1700 m.
1. Néogène détritique du bassin de Sparte.
2. Calcaire et dolomie de Tripolitza.
3. Nappe des Phyllades (en cours de décapage).
4. Marbre de la zone ionienne.

52Quant aux cônes détritiques de la base de l’escarpement E du Taygète, la chronologie actuellement proposée n’est sans doute pas satisfaisante. D’après DUFAURE (1975), il existe plusieurs familles de dépôts (fig. 37) :

  • les cônes récents, wurmiens et holocènes, sont peu nombreux ; ils se situent à l’W de Sparte dans le secteur de Mistra ;

  • les cônes fossiles supposés rissiens sont les plus remarquables ; ils sont localisés au débouché des gorges les plus importantes entre Agios Ioannis et Xirocambi. Plusieurs d’entre eux ont été légèrement remaniés au Würm et à l’Holocène, mais tous sont consolidés et plus ou moins encroûtés ;

  • les cônes anciens de Trypi et de Potamia, supposés du Villafranchien supérieur, sont situés aux extrémités N et S de l’escarpement. Le cône de Trypi s’étale à l’W de Sparte au débouché de la vallée de Langada ; il est composé de quatre formations : une unité sableuse de base, des sables ocres épais de plusieurs décamètres emballant surtout des galets schisteux, des alluvions supérieures plus ou moins consolidées à éléments de schistes et de marbres, enfin un paléosol rouge épais (DUFAURE, 1975, p. 1069).

53Le cône de Potamia, situé à 20 km au SSW du précédent, est essentiellement schisteux car le bassin-versant est creusé en grande partie dans les phyllades ; des glacis rubéfiés sont emboîtés au N de l’épandage. Signalons dans le Taygète septentrional, à 13 km au N de Sparte, l’existence du grand cône ancien de Castorio similaire à ceux de Trypi et de Potamia.

54Compte tenu du soulèvement relativement faible du Taygète au cours du Plio-Quaternaire (comme on l’a vu sur le flanc W), il faudrait voir s’il n’existe pas des formations datant de la fin du Miocène supérieur. En tout cas, le grand cône partiellement érodé de Trypi, situé au débouché de la gorge de Langada (W de Sparte), est pré-quaternaire. Le volume de la formation de Trypi est de l’ordre de 5 km3 (surface 25 km2, épaisseur moyenne minimum 200 m). Comme la vallée de la Langada ne dépasse guère 9 à 10 km de long, cela signifie une érosion de 0,5 km3 par km, ce qui est considérable dans la mesure où cette vallée mesure 600 m de large à la cote 1000 m et 1400 m à la cote 1200 m. En l’absence de critères précis de datation, il faut attribuer un âge néogène (Miocène supérieur à Pliocène) à ces cônes majeurs et notamment à ceux du flanc W du Parnon qui ont un volume beaucoup plus important.

Photo 35 :
Dans le N Taygète, le karst nival de Longastra à dolines et ouvalas désorganise un ancien système de vallons secs (alt. 1750 m). Lithologie : marbre de la zone ionienne. Premier plan, cavité recoupée (effondrement) évoluant en puits à neige. Second plan, ouvalas anciennement aménagés en terrasses de cultures. Au fond, sommet du Xerovouno (1852 m).

55Par conséquent, il faut faire remonter le soulèvement en saccades du balcon du Taygète au moins à partir de la fin du Miocène supérieur et intégrer l’épisode messinien de surcreusement des canyons et leurs dépôts de piémont.

Figure 36 :
Coupe géologique au niveau tin karst nival à dolines et ouvalas de Mente Alonia, et du balcon oriental du Taygète (inspirée de la carte géologique de Sparte, 1/50000).
1. Cône de déjection consolidé et rubéfié. 2. Néogène détritique du bassin de Sparte. 3. Dolomie de Tripolitza (formation de Lakkomata). 4. Série des Phyllades. 5. Marbres de la zone ionienne.

Figure 37 :
Carte morphologique du Taygète central entre le Nerodovouni (2025 m) et le canyon de Langada (levés de terrain, fond topographique et structural établi d’après la carte géologique de Sparte, 1/50000).
1. Alluvions récentes. 2. Cône de déjection du Pléistocène récent. 3. Cône de déjection consolidé et rubéfié. 4. Cône de déjection ancien de Trypi. 5. Néogène détritique discordant du bassin de Sparte. 6. Dolomie de Tripolitza. 7. Série des Phyllades. 8. Marbre de la zone ionienne.
9. Faille. 10. Grand escarpement de faille normale du balcon E du Taygète. 11. Talweg sec ou à écoulement temporaire.
12. Champs de dolines et d’ouvalas. 13. Dépressions de fond de vallée sèche.
14. Lapiés et pinacles (crypto-karst décapé des altérités provenant des Phyllades).
15. Gouffre ancien concrétionné recoupés par l’érosion.
16. Emergence.
17. Versant plus ou moins régularisé (30-40°), 18. Canyon.
19. Gorge à profil en V. 20. Ravin, couloir nivo-karstique.

Photo 36 :
Dans le Taygète central, le karst à ouvalas de Mente Alonia (alt. 1700 m) (situation fig.37).
Les ouvalas résultent de la désorganisation karstique d’un ancien système de vallons. Noter les croupes surpâturées dans les marbres et la disparition totale de la forêt des 1600 m.

D. LES HAUTS PLATEAUX A DOLINES ET OUVALAS DU NORD TAYGETE

56La haute chaîne du Taygète offre peu de surfaces karstifiées à dépressions en raison de la raideur des versants. Les seuls plateaux supraforestiers à dolines et ouvalas se situent au N, de part et d’autre de la vallée de Langada, cette dernière étant empruntée par la route Sparte-Kalamata.

1. Le plateau de Longastra (Xerovouno) (fig. 35)

5711 se situe juste au N de la route SparteKalamata, au centre de la chaîne, et culmine à 1852 m (fig. 32). Le karst supraforestier, au-dessus de 1600-1700 m, mesure à peine 3 km2 : il se présente sous la forme d’un petit plateau, allongé du S au N, caractérisé par des dépressions désorganisant d’anciens talwegs. Les formes majeures sont des ouvalas à géométrie étoilée, de 150 à 400 m de diamètre, dont les flancs ont été aménagés autrefois en terrasses de culture (photo 35). Des dolines en baquet de quelques dizaines de mètres de diamètre et de 5 à 10 m de profondeur sont visibles au N. Quelques puits d’effondrement de 15 à 20 m de diamètre se sont développés sur les crêtes. Les puits étroits, éventuels accès au karst profond, sont rares. En raison de la nature des marbres en petits bancs, les lapiés sont peu développés.

2. Le plateau de Mente Alonia (fig. 36 et 37)

58Cette zone est localisée au S de la route SparteKalamata, entre le Lipovouni (1610 m) et la haute crête centrale du Nerodovouni (2025 m). Ce petit plateau karstique se développe entre 1600 et 1750 m sur une étendue de 1,5 km2 et constitue la seule haute surface à dolines du Taygète au S du plateau de Longastra (photo 36). Les dépressions sont alignées sur un ancien réseau de talwegs aménagés par de vieilles terrasses de culture. Les dolines en baquet mesurent 50 à 100 m de diamètre et 5 à 30 m de profondeur ; leur fond plat est remblayé par une couche de terre brune de plusieurs mètres d’épaisseur. Ces remplissages sont en cours de soutirage dans le karst profond.

59D’autres dépressions, en forme d’ouvalas, épousent le contour des anciens vallons qu’elles ont stérilisés ; elles mesurent 100 à 300 m de long et 50 à 150 m de large. Les interfluves arrondis sont recouverts par une pelouse discontinue. Des pertes temporaires, en partie pénétrables, sont rapidement colmatées par le soutirage actuel des remplissages terreux. Vers 1500-1600 m sur le flanc W, au niveau de la forêt subalpine, les orifices de puits sont un peu plus fréquents.

60Les lapiés de ruissellement sont absents en raison de la nature des marbres en plaquettes. Cependant, dans la grande vallée sèche N-S située entre le plateau de Mente Alonia et la crête du Nerodovouni, vers 1500 m d’altitude, des faciès calcaro-dolomitiques blancs et massifs permettent la formation de quelques rigoles (Rinnenkarren) sur les bombements rocheux.

61La crypto-karstification a été importante au cours du décapage progressif de la couverture des phyllades depuis le Miocène. Vers 1000-1200 m, à proximité du village de Pizana (fig. 37), les marbres ont été découpés en tours et couloirs de 10 à 25 m de haut à partir du réseau de fractures. Les épaisses altérités brun-rouge, qui subsistent dans les creux, montrent l’importance du processus d’altération karstique sous couverture siliceuse, phénomène qui a joué un rôle majeur dans l’élaboration au Miocène des hautes surfaces karstiques de Crète (chap. 3).

E. LA HAUTE CHAINE ET SON RELIEF NIVO-GLACIAIRE (fig. 39)

62Au SW de Sparte, la haute chaîne du Taygète s’étire sur 18 km du N au S sans jamais descendre au-dessous de 1800-2000 m (photo 38) ; elle culmine à 2407m au Prophitis Elias.

Figure 38 :
Coupe géologique du versant E du Prophitis Ilias (d’après THIEBAULT, 1982) et situation de l’arc morainique de 1900 m. A noter le profil régularisé du haut versant. 1. Dolomie de la formation de Lakkomata (série de Tripolitza). 2. Conglomérat polygénique siliceux de la formation de lakkomata. 3. Phyllades.
Zone ionienne : 4. Marbre grenu.5. Quartzite. 6. Marbre à rogons de quartzite.
7. Calcaire marmoréen à filaments. 8. Dolomie.

1. Le relief glaciaire

63Le relief glaciaire du Taygète est le plus méridional de la péninsule hellénique si l’on excepte celui du Mt. Ida en Crète.

64- Le cirque glaciaire le plus net se situe sur le versant E du Prophitis Elias et s’appuie sur un épaulement structural vers 1800-1850 m d’altitude. Il a été décrit dès le XIXème S. par PHILIPPSON (1982), puis par DUFAURE (1975) (fig. 38). Il s’agit d’un cirque en fauteuil, peu échancré dans le versant, en raison de la jeunesse du modelé et mesurant 500 m de large. Il est caractérisé à l’aval par un verrou-gradin peu marqué sur lequel repose un vallum morainique, frais et bien conservé (photo 37). Cette moraine würmienne mesure 25 à 35 m de haut sur sa face interne (pente de 35°) ; elle est éventrée au N et au S par deux ravins. Le matériel hétérométrique est composé de blocs décimétriques à métriques mêlés à une matrice sablo-limoneuse colonisée en surface par la pelouse alpine. La racine du vallum se situe vers 1920 m tandis que le sommet de l’arc frontal se place à 1900 m. Le plancher intérieur se place vers 1875 m.

65Les flancs du cirque sont inclinés à 45° en moyenne et présentent quelques ressauts subverticaux et des surfaces raclées. Il n’est pas possible de déceler un surcreusement de type glacio-karstique. L’analogie avec le cirque glaciaire N de l’Ida en Crète est manifeste : dans les deux cas, les cirques embryonnaires abritaient au Würm des glaciers de base de paroi et de suralimentation neigeuse dépourvus de langue.

66- Un second cirque glaciaire, plus ample, se situe sur le versant W entre la pyramide du Prophitis Elias et le sommet N (2350 m). Ce cirque mesure 900 m de diamètre, mais il présente dans sa partie supérieure un petit cirque en van emboîté de 400 m de large, localisé à plus de 2200 m, dont le fond plat offre une amorce de dépression glacio-karstique (fig. 39).

67A l’aval, à 1800 m d’altitude environ, DUFAURE (1975) signale l’existence d’une moraine frontale. Le glacier würmien aurait donc eu une langue de 1600 m de long, mais son action mécanique a été faible car le profil en V de la vallée n’a pas été retouché. Comme dans la haute vallée glaciaire du flanc N du Helmos en Péloponnèse septentrional (infra), cette pulsation glaciaire a dû être courte. Sur le versant septentrional escarpé du satellite N (2350 m) du Prophitis Elias, on observe un petit cirque suspendu : celui-ci a sans doute abrité un glacier de paroi entre 2000 et 2200 m d’altitude.

68Compte tenu de l’altitude des moraines et des sommets environnants, la limite des neiges permanentes à la fin du Würm devait se situer :

  • vers 2100 m en versant W ;

  • vers 2150 m en versant E.

Figure 39 :
Carte morphologique de la zone des cirques glaciaires du Prophitis Ilias (levés de terrain).
1. Marbre de la zone ionienne. 2. Dolomie de Tripolitza (formation de Lakkomata). 3. Série des Phyllades.
4. Pendage. 5. Sommet, crête, col. 6. Talweg sec ou à écoulement temporaire. 7. Eboulis récent. 8. Ecroulement. 9. Moraine tardiglaciaire. 10. Moraine de névé.
11. Dépression karstique (en tiretés : dépression glacio-karstique incipiente). 12. Gouffre (cote en m).
13. Emergence et zone drainée.

Photo 37 :
Le cirque glaciaire oriental du propliitis Ilias (situation fig.
38 et39).
A gauche, moraine frontale tardiglaciaire (alt. 1900 m). Au fond, cirque entaillant le versant plus ou moins régularisé dans les marbres.

Photo 38 :
La crête du Taygète central au N du Nerodovouni vers 2000m.
Noter les versants dissymétriques dans les marbres.
A gauche, versant E plus ou moins régularisé (pente 30°) dans le sens du pendage.
A droite, versant W escarpé
(55°).

69Cependant l’ampleur et la durée limitées de la glaciation locale ainsi qu’une topographie défavorable expliquent l’absence de cuvettes glacio-karstiques.

2. Le relief nivo-glaciaire et les moraines de névé

70Celui-ci est constitué par des formes de transition entre les modelés nival et glaciaire. Ainsi des moraines de névé se développent dans divers secteurs de la façade W du Taygète central. La plus remarquable se situe à l’Ε du Chalasmeno (2179 m), sur le versant N de la crête occidentale du sommet coté 2350 m. La moraine, longue de 800 m, forme un arc qui souligne la base d’un tablier d’éboulis entre 1650 et 1800 m d’altitude (fig. 39). La genèse de ce bourrelet est simple : un grand névé incliné, plus ou moins permanent, s’est développé à l’abri de la paroi N ; il a servi de plan de glissement pour les blocs et gélifracts provenant de l’escarpement sus-jacent. Cependant, il n’est pas exclu qu’un fluage des matériaux ait participé à l’élaboration de cette forme.

3. Le modelé nival et nivo-karstique

71Façonnée dans les plis calcaires très redressés (axe anticlinal NNW-SSE), la haute chaîne ne présente pratiquement pas de surfaces tabulaires (photo 38). L’ensemble du modelé nival est caractérisé par des versants plus ou moins régularisés, des vallons secs en V et quelques dolines sur les replats et les crêtes.

a. Escarpements et talus d’éboulis

72Les grands versants subverticaux ne sont pas dominants dans le haut Taygète. Les plus importants se situent dans la zone du Prophitis Elias, au niveau de la pyramide du Chalasmeno et du sommet N (2350 m). Ces parois, souvent en gradins, atteignent 200 à 400 m de commandement et sont jalonnés par des tabliers d’éboulis. Elles sont taillées dans les plis anticlinaux faillés puissamment exhaussés en horsts.

b. Les versants régularisés

73Les pentes régularisées ou en voie de régularisation sont majoritaires dans le paysage d’altitude. Hormis la région complexe du Prophitis Elias à modelé nivo-glaciaire, l’ensemble de la chaîne s’identifie à un long crêt méridien dont les versants supérieurs, entre 1500 et 2200 m, sont bien régularisés. Sur la façade orientale du sommet coté 2350 m (fig. 39), les marbres en plaquettes à pendage W sont recoupés en biseau selon une pente de 35 à 40° (photo 39). Il existe une dissymétrie des versants lorsque le versant épouse le pendage (25 à 35°) (photo 38).

74Les bancs de marbres sont séparés par des microreplats herbeux qui soulignent la stratification de la série supérieure. Dans la partie sommitale du Prophitis Elias, les versants réglés et inclinés à 35-40° présentent des micro-vires d’érosion différentielle pentées vers l’intérieur dans le sens des couches.

75Cette régularisation des versants, aussi bien en haute montagne qu’à basse ou moyenne altitude (ex : versants régularisés du Magne entre 400 et 1200 m), constitue un argument morphologique précieux. En effet, les grands versants calcaires régularisés des montagnes méditerranéennes sont le résultat d’une longue évolution pendant laquelle se produit le gommage des escarpements. Ce processus est beaucoup plus favorable dans les calcaires et dolomies stratifiés en petits bancs ("Plattenkalk") que dans les calcaires massifs.

76Dans le Magne, le pédiment anté-pliocène, situé entre 200 et 400 m d’altitude, est dominé par des versants régularisés (fig. 34) qu’on peut dater, en première approximation, du Miocène supérieur. Cette datation relative est en concordance avec ce que l’on connaît dans les hauts karsts crétois, où les versants réglés des buttes coniques du haut plateau des Levka Ori sont néogènes (chap. 3). Dans la haute chaîne du Taygète, entre 1700 et 2400 m, les versants régularisés ont pu subir des modifications à cause de l’influence des processus froids au cours du Quaternaire : cirques nivaux, cirques glaciaires, couloirs, ravins...

Photo 39 :
Flanc W du Taygète central au N du Prophitis Ilias (sommet coté 2350 m, situation fig. 39). Premier plan, doline d’effondrement et marbres à lits de quartzite (fig.38). Au fond, versant régularisé de 35° recoupant le pendage.

c. Le modelé nivo-karstique

77Les dépressions sont assez rares. Les plus belles sont des dolines de crêtes ou de col situées sur l’arête centrale entre le sommet coté 2350 m et le Nerodovouni (2025 m), vers 2000-2200 m. La plus importante est un entonnoir de 100 m de diamètre et de 15-20 m de profondeur ; son profil dissymétrique obéit à la structure et profite de la présence d’une congère sur le flanc sous le vent. La situation topographique et la décompression des marbres expliquent la genèse de ces dépressions fréquentes dans les karsts d’altitude. Quelques dépressions en verre de montre ou en large baquet de 50 à 100 m de diamètre se sont formées à 1850 m d’altitude sur l’épaulement oriental du Prophitis Elias. C’est au fond de l’une d’elle que s’ouvre un petit réseau souterrain exploré jusqu’à - 35 m (gouffre TD1, fig. 40). Ces dolines sont tapissées par un manteau de terre brune épais de quelques décimètres à deux ou trois mètres.

78Les lapiés sont pratiquement absents dans la haute chaîne en raison de la nature de la roche : fort taux de dolomite, léger métamorphisme, bancs peu épais.

79De nombreux ravins en V à écoulement temporaire sillonnent la façade occidentale. Vers 800-1000 m, ils rejoignent parfois des canyons comme au S du plateau à dolines de Mente Alonia (canyon de la Sandava).

F. VALLEES ET CANYONS DU TAYGETE : TEMOINS DE LA SURRECTION MIOPLIOCENE

80Les vallées et canyons du Taygète constituent des éléments majeurs pour comprendre l’évolution morphologique de la chaîne depuis la surrection au Miocène moyen-supérieur. Leur étude devrait s’effectuer conjointement avec l’analyse des dépôts de piémont (cônes de déjection) et des séries détritiques piégées dans les bassins (Megalopolis, Sparte) ; mais pour cela, il faudrait disposer de sondages.

81Plusieurs grandes familles de morphologies sont de première importance pour l’interprétation du relief :

  • les hautes vallées sèches, perchées en altitude et désorganisées par le karst ;

  • les canyons et grandes vallées, ainsi que les rias du Magne.

1. Les hautes vallées sèches et perchées

82L’exemple le plus remarquable se situe dans la partie N de la chaîne, entre le petit plateau karstique de Mente Alonia et la crête du Nerodovouni (fig. 37). Ce fragment de vallée, orienté N-S, mesure 1200 m de long sur 600 m de large et 200 m de dénivellation au minimum (ait. du talweg : 1450-1500 m). Cette haute vallée présente un fond et des flancs karstifiés (ouvalas, flancs à dolines) ; elle est perchée de 500 m au-dessus du canyon de Langada (au N) et de 300-400 m au-dessus du canyon de Pizana (au S). Cette paléo-vallée est un témoin, immunisé par le karst, de l’ancien réseau hydrographique néogène, à une époque où le Taygète était moins haut.

83Les vieux réseaux de petits talwegs, actuellement transformés en ouvalas, des plateaux de Mente Alonia et de Longastra (localisés de part et d’autre du canyon de Langada), pourraient dater également de la même période. Dans ce contexte, les gouffres anciens recoupés par l’érosion et très concrétionnés, apparaissent comme d’anciens gouffres remontant peut-être au Miocène supérieur.

2. Les canyons du Taygète et les rias du Magne

84Après la phase de surrection et d’érosion qui est à l’origine du modelé fluvio-karstique résiduel d’altitude (paléo-talwegs perchés), une autre phase de surrection est responsable du creusement de profonds canyons (jusqu’à 800 m) sur le pourtour du Taygète (fig. 32 et 37). Ces entailles se sont surtout produites au cours du Miocène supérieur, avec accentuation du phénomène pendant la régression messinienne. Le creusement plio-quaternaire paraît assez modeste.

Figure 40 :
Coupes de cavités du flanc E du Prophitis Ilias. TD’1 : gouffre-perte semi-actif localisé en bordure d’une dépression. TD4 :gouffre ancien décapité par l’érosion sur le versant escarpé.

Photo 40 :
Ancienne cavité recoupée par le recul du versant E du prophitis llias, alt. 1950 m. Début du puits d’entrée de 68m du gouffre TD4 (situation fig. 59, coupe fig. 40).

85La façade W du Taygète présente des débouchés de vallées et de canyons dans lesquels on observe des dépôts pliocènes. Ainsi, juste au nord de Kalamata, la gorge du Nédon présente des calcarénites pliocènes jusqu’à 300-320 m d’altitude, en rive droite, tandis que la petite plaine de Messénie (à l’ouest de Kalamata) est remplie par des marnes sableuses du Pliocène et des alluvions pléistocènes. 10 km au sud, le débouché du canyon de la Sandava est caractérisé par des poudingues ("topsets beds" ou dépôts subhorizontaux) surmontant des marnes sableuses (carte géologique de DUFAURE, 1977).

86Dans le Magne, on a déjà vu que la côte de submersion occidentale, avec ses rias, était encore partiellement envahie par du Pliocène marin. L’histoire de cette côte, de Kalamata au cap Ténare, est complexe, car des mouvements verticaux (ascendants et descendants) ont dû se succéder. A la tectonique, il faut aussi ajouter le rôle de la régression messinienne responsable d’un surcreusement des vallées et des canyons.

G. L’ENDOKARST : UN TEMOIN MAJEUR DE L’EVOLUTION

87L’endokarst du haut Taygète est méconnu. Les quelques expéditions, notamment françaises, n’ont pas découvert de cavités importantes. En 1979, nous explorons le gouffre T2 sur le plateau de Mente Alonia vers 1590 m et en 1983 un puits de 74 m vers 1950 m sur le flanc oriental escarpé du Prophitis Elias. Au total, une douzaine de cavités connues mesurent 15 à 85 m de dénivellation (annexe I). Cependant, la morphologie des gouffres explorés laisse entrevoir l’existence de conduits endokarstiques bien développés à plus grande profondeur. Les émergences périphériques suggèrent aussi l’important développement du karst profond.

88L’endokarst s’est creusé en même temps que le massif se soulevait et que s’enfonçaient les canyons. Plusieurs types morphologiques de cavités ont été observés depuis le niveau de la mer jusqu’à 2200 m d’altitude ; elles constituent, avec les canyons, des jalons précieux de l’évolution de la chaîne.

1. Les types de cavités

89Plusieurs familles de cavités, d’âge varié, ont été observées. Les gouffres représentent deux générations de creusement : les gouffres-pertes sans concrétionnement, assez récents, et les gouffres très concrétionnés et recoupés par l’érosion, beaucoup plus anciens. Les grottes représentent un type différent ; les formes sèches et perchées constituent une famille de cavité ancienne, témoin de la surrection de la chaîne.

Figure 41 :
Coupes de deux gouffres anciens concrétionnés et recoupés par l’abaissement du plateau karstique subalpin de Mente Alonia (karst semi-forestier et supraforestier ans le marbre de la zone ionienne, zone à dolines, ouvalas, vallons secs).

a. Les gouffres-pertes

90Il existe des gouffres-pertes semi-actifs situés au fond des talwegs karstifiés du haut plateau de Mente Alonia. La plupart sont obstrués par des dépôts de terre ; d’autres présentent une ventilation perceptible à l’entrée. Le gouffre T2 (- 85 m) est un ancien gouffre-perte localisé au-dessus d’une petite vallée sèche inclinée vers le SW (fig. 41). Sur l’épaulement E du Prophitis Elias, vers 1850 m, le gouffre TD1 (- 35 m) (fig. 40) s’ouvre au fond d’une large doline par un puits de 9 m jouant le rôle de perte semi-active. Par une série de petits puits (P9 m, P6 m, P5 m, P6 m, P4 m, P4 m), on accède vers - 35 m à la base de deux puits en cloche. Dans cette tranche endokarstique peu profonde, le cavernement est très développé. Si les concrétionnements sont rares, en revanche les remplissages détritiques argileux et à petits galets sont abondants ; leur relative fraîcheur indique sans doute le rôle privilégié des circulations de fusion nivale au cours des dernières périodes froides.

b. Les gouffres anciens recoupés

91Comme dans les hauts karsts de Crète, les gouffres anciens recoupés par l’évolution morphologique de l’exokarst sont assez fréquents. Les exemples les plus caractéristiques sont les gouffres Mavropoulion ou T A4 (-57 m) sur le haut plateau de Mente Alonia et le gouffre TD4 (- 74 m) sur le Prophitis Elias qui sont tous deux de vastes puits souterrains, très concrétionnés dans le premier cas, dont le plafond s’est effondré (fig. 40 et 41). Ces cavités sont déconnectées des systèmes de pertes actuelles ou récentes. Des puits similaires de grandes dimensions ont été explorés à plus basse altitude vers 1200 m près du village de Pizana dans le Taygète W : Agionastova (- 53 m) et Gardenitsa (- 50 m).

92Ces vieilles cavités verticales correspondent à des phases d’approfondissement de l’endokarst, en liaison avec l’abaissement du niveau de base régional (surrection). Un âge miocène supérieur à pliocène est attribué à ces gouffres.

c. Les vieilles grottes perchées du "Balcon du Taygète"

93Une grotte ancienne, sèche, a été explorée vers 1000 m d’altitude, à côté d’Anavryti : elle présente un plan labyrinthique et des effondrements favorisés par la proximité du versant. Cette cavité haut perchée se situe en bordure d’un canyon profond de 600 à 700 m (photo 33). Cette localisation plaide pour une spéléogenèse antérieure au creusement du canyon, à une époque où le niveau de base était proche (faible potentiel hydraulique). Cette cavité remonte donc à une période où le "Balcon du Taygète" n’existait pas. Si le grand escarpement de faille est plio-quaternaire, la grotte est pliocène ; si l’escarpement est plus ancien, la grotte date du Miocène supérieur, ce qui est plus probable.

d. Les grottes du littoral du Magne

94La grotte de Diros (ou Glifada) s’ouvre au fond de la rias d’Ormou Dirou, sur la cote W du Magne.

Figure 42 :
Localisation des emergences principales du Taygète et indications du débit
+ teneur en chlorure pour chaque source.
Les sources littorales saumâtres (ou Almyros) sont contaminées directement par le biseau salé.
Pour les émergences intérieures, la contamination atmosphérique en sels marins est plus forte sur le versant occidental (flux d’W).
(d’après les données de SKAYIAS, 1978 ; complétée pour Arfara, Magoilitza, Trypi, Skala, P. Elias).

95Cette cavité présente plus de 3 km de conduits connus, dont une partie, fortement concrétionnée, est actuellement à moitié immergée par l’eau saumâtre (contamination marine). Des conduits noyés ont été explorés sur plus de 300 m ; mais il existe aussi des secteurs secs, également très concrétionnés.

96Comme la cavité se développe subhorizontalement, pratiquement au niveau actuel de la mer (à quelques mètres près, au-dessus ou au-dessous du 0 NGF), on peut considérer que son creusement est lié directement au niveau de base local constitué par un haut niveau marin, voisin de Factuel. Signalons que des sites archéologiques sont noyés par la mer dans plusieurs sites du Sud Péloponnèse (PETROCHILOU, 1971, p. 41). L’ennoiement partiel de la grotte de Diros par l’eau de mer pourrait donc provenir d’un léger enfoncement du littoral, d’origine tectonique, conjugué à une faible remontée du niveau marin au cours de l’Holocène (mouvements relatifs de quelques mètres).

97En Méditerranée, fluctuations glacio-eustatiques et tectonique posent toujours de gros problèmes d’interprétation (FAURE et KERAUDREN, 1987). Aussi, la grotte de Diros est-elle un site karstique privilégié qui permettrait la datation U/Th des concrétionnements noyés ou non, d’où une possibilité supplémentaire de comprendre l’évolution des niveaux marins quaternaires en Grèce.

98En l’état actuel des connaissances, la grotte apparaît comme postérieure à la transgression pliocène qui a déposé des sédiments dans le fond de plusieurs rias (ex : Rias de Limenion, 5 km au N de Diros). Des conduits noyés, aujourd’hui inconnus, doivent se développer plusieurs dizaines de mètres sous le niveau marin actuel ; leur origine remonte aux périodes de bas niveaux marins (glaciations) du Pléistocène. Cette karstification sublittorale facilite la pénétration du biseau salé et la contamination des eaux karstiques. D’autres conduits, de la fin du Miocène, doivent se développer beaucoup plus bas sous le niveau marin actuel.

Figure 43 : Faciès chimiques des sources du karst supraforestier (Magoilitsa, canyon de Langada à l’W de Sparte) et du karst de moyenne montagne (Trypi, à l’E de Magoilitsa). (analyses : laboratoire de géographie physique d’Aix-en-Provence, Mme. SISTACH ; d’après SKAYIAS, 1978, pour Trypi20/8/75).

Figure 44 : Faciès chimiques des grandes sources du karst de moyenne montagne du TaygèteNW (plateau de Poliana, fig. 33). (d’après SKAYIAS, 1978, pour Arfara 5/7/75 et Floroi5/7/75).

Figure 45 : Faciès chimiques de la grande source de Skala qui draine le karst de basse altitude du Likovouni (alt. 516 m) au S du bassin de Sparte, fig. 4). (d’après SKAYIAS, 1978, pour le 22/8/75).

2. Relations entre spéléogenèse et surrection de la chaîne

99Les différents types de cavités reconnus sur le Taygète, du littoral aux zones sommitales, permettent d’apporter des éléments supplémentaires à la compréhension de la genèse de la chaîne depuis la surrection miocène.

100Les gouffres anciens d’altitude, très concrétionnés et recoupés par l’érosion, sont à mettre en relation avec l’orogenèse miocène supérieur, alors que les grandes vallées étaient en train de se creuser et que l’altitude moyenne était beaucoup moins élevée. Ces puits souterrains, actuellement décapités, témoignent donc d’un approfondissement de l’endokarst, dans des conditions très favorables au concrétionnement (présence d’une couverture pédologique et forestière sous climat subtropical). Les grottes perchées du "Balcon du Taygète", dont la genèse est forcément antérieure au creusement des canyons bordiers, pourraient également remonter au Miocène supérieur. Les grottes du littoral du Magne constitue une catégorie plus complexe, avec possibilités de cavités remontant à la fin du Miocène.

101Les gouffres d’altitude (sans ou avec un faible concrétionnement), parfois en position d’ancienne perte, se sont formés au Plio-Quaternaire alors que le massif avait atteint pratiquement son altitude actuelle.

H. ELEMENTS D’HYDROGEOLOGIE

102De Mégalopolis au cap Ténare, sur 115 km, la chaîne du Taygète est drainée par 25 émergences connues, dépassant chacune 10 1/s à l’étiage, dont 6 ont un débit compris entre 200 et 2600 1/s (SKAYIAS, 1978) (fig. 42). Les exutoires du karst d’altitude se situent sur le flanc E à moins de 15 km de Sparte.

1. Distribution et caractères physico-chimiques des émergences (annexe II : tableau 3)

a. Les exutoires du karst supraforestier

103Localisé dans le Taygète central, sur une longueur de 30 km, le karst supraforestier ne dépasse guère 50 à 80 km2 de superficie totale en raison de l’étroitesse de la haute chaîne. Aussi les sources de la base orientale du Taygète drainent-elles souvent simultanément le haut karst et le karst de moyenne altitude (balcon du Taygète). Les deux émergences les plus caractéristiques sont celles de Magoilitsa au N et du Prophitis Elias au S.

104- La source de Magoilitsa se situe vers 450 m d’altitude au fond du canyon de Langada, à 1,5 km à l’WNW de Trypi (route Sparte-Kalamata) (fig. 37 et 42). Cette émergence de débordement, placée non loin du recouvrement de bordure des phyllades, provient d’un conduit noyé sans doute franchissable en plongée pendant la période de basses eaux. Cette importante exsurgence n’est pas signalée dans l’inventaire de SKAYIAS (1978). Le débit moyen, de l’ordre de 1 m3/s, correspond à un bassin-versant estimé à 32 km2 ; ses contours théoriques sont assez bien définis par la structure géologique : les écoulements souterrains sont limités à l’W par les phyllades et à l’Ε par l’anticlinal central de la haute chaîne. La source de Magoilitsa draine donc le haut plateau à dolines de Longastra au NW et l’ensemble Mente Alonia-versant W du Nerodovouni au SE. Le potentiel hydraulique est de 1500-1600 m.

105Les analyses chimiques ont été effectuées à la fin de la fusion nivale (27/5/81). Les eaux sont bicarbonatées calciques et magnésiennes (fig. 43). Le rapport Mg/Ca = 0,22 confirme que l’aquifère se développe dans les marbres dolomitiques en plaquettes. Le TH assez élevé (17°F) indique aussi que l’altitude moyenne de l’impluvium n’est pas supérieure à 1500 m, d’où l’influence de la couverture végétale sur plus de la moitié du bassin-versant.

106- La source du Prophitis Elias se situe dans la forêt vers 1550 m d’altitude à 1,4 km à l’EΝΕ du culmen du Taygète. Elle sort dans les éboulis, mais l’émergence vraie doit se situer au contact dolomie-calcaire de Tripolitza et phyllades (fig. 38, 39, 42). Cette exsurgence est significative car elle draine exclusivement le haut karst du Prophitis Elias. Le bassin-versant mesure 1,5 à 2 km2 environ et explique la modestie du débit (20 l/s en août). Le potentiel hydraulique ne dépasse pas 850 m.

107Le TH estival (12/7/83) est de 10,5°F ; cette faible teneur, différente de celle de Magoilitsa, est conforme aux conditions bioclimatiques du karst d’altitude (faible pCO2, sols minéraux) dont l’altitude moyenne est de 2000 m environ.

b. Les exutoires du karst de moyenne montagne

108Sur quinze émergences drainant le karst de moyenne altitude, le TH estival moyen est de 21 à 22°F pour une température moyenne de 14,5°C. A l’exception de cinq sources du N du Taygète très faiblement magnésiennes (Mg/Ca = 0,04), toutes les autres exsurgences présentent un rapport Mg/Ca compris entre 0,12 et 1,5 pour une valeur moyenne de 0,75, d’où l’importance des aquifères dolomitiques.

109- La source de Trypi, à l’W de Sparte, sort dans le village du même nom sur la route menant à Kalamata (fig. 37). Il s’agit d’une eau bicarbonatée calcique et magnésienne : au printemps le rapport Mg/Ca est de 0,58 contre 1,54 en été alors que le TH passe de 19,5°F à 17,4°F dans le même temps. Le taux de Mg++ augmente donc nettement en basses eaux tandis que baisse la teneur en Ca++ (fig. 43).

110- Les deux grandes sources de Floroi et d’Arfara au N de Kalamata drainent les vastes plateaux calcaro-dolomitiques (nappe de Tripolitza) du Taygète NW. La fluctuation du chimisme entre le printemps et l’été n’est pas importante (fig. 44). Cependant l’importance du TH (27 à 28°F) souligne une dissolution forte favorisée par le couvert semi-forestier.

111- La source de Skala, au SE du Taygète, draine un bassinversant de basse altitude, le massif de Lykovouni (516 m), qui barre au S le bassin de Sparte (fig. 32). Le chimisme est comparable à celui de Floroi et Pidima. Le TH est de 27 à 30°F ; le rapport Mg/Ca fluctue également dans le même sens que pour les sources précédentes : il est de 0,36 au printemps et de 1,23 en été. Le Ca++ diminue donc en basses eaux alors qu’augmente la teneur en Mg++ (fig. 45).

c. Les émergences côtières d’eaux saumâtres (Almyros)

112Contaminées par l’eau de mer, ces sources se situent sur les côtes W et E de la péninsule du TaygèteMagne (fig. 42 et 46). Les teneurs en chlorures mesurées en été vont de 851 mg/l à 9361 mg/l (SKAYIAS, 1978). Dans le Magne, la source de Diros est la plus importante avec un débit d’étiage de 500 l/s ; elle constitue l’exutoire de la grotte aménagée du même nom localisée au fond de la rias d’Ormos Dirou, à la base de la falaise. La rivière souterraine coule dans une large galerie concrétionnée en partie noyée par l’eau de mer.

113Pour le Péloponnèse et l’île de Céphalonie, 24 Almyros ont été recensés et analysés par SKAYIAS (1978). Les teneurs en chlorures fluctuent entre 202 et 12 694 mg/1, pour une valeur moyenne de 5150 mg/1. Trois hypothèses, fondées sur les variations réelles du niveau marin ou sur la tectonique, permettent d’expliquer les Almyros du Péloponnèse et de Crète.

114- L’hypothèse glacio-eustatique est la plus évidente et la plus souvent évoquée. Au cours des périodes froides du Pléistocène, l’abaissement du niveau marin d’une centaine de mètres a permis le creusement des aquifères karstiques côtiers sous le niveau 0 NGF. Le réseau concrétionné, en partie noyé, de la grotte-émergence de Diros, en est une illustration. Cette situation permet au biseau salé de pénétrer dans le système karstique littoral localisé sous le niveau marin actuel et de se mélanger à l’eau douce karstique. Cependant, cette hypothèse explique mal l’importance de certains aquifères karstiques situés sous le niveau 0 NGF et notamment les aquifères qui se développent plus de 200 m sous le niveau marin actuel en zone tectonique stable (ex : Fontaine de Vaucluse dans le Sud de la France).

115- L’hypothèse "messinienne" : le creusement des aquifères côtiers au cours de la régression fini-miocène, donc largement sous le niveau marin actuel et pendant une période de temps suffisante (plusieurs centaines de milliers d’années), est un phénomène quasi certain. En France, cette hypothèse permet d’expliquer l’approfondissement de l’aquifère karstique de la Fontaine de Vaucluse, en relation avec le surcreusement de la vallée du Rhône au Messinien. En Grèce et en Crète, on peut expliquer également le surcreusement des aquifères karstiques à une époque — la fin du Miocène supérieur — où l’on sait que les karsts fonctionnaient (chap. 3).

Figure 46 : Carte de distribution du taux de chlorure évacué par les sources karstiques non saumâtres du Péloponnèse (situation estivale) et localisation des principaux Almyros. (carte établie d’après les données de SKAYIAS, 1978 et quelques compléments personnels).

116Seul un approfondissement de plusieurs centaines de mètres de l’endokarst sous le niveau marin actuel est à même d’expliquer à la fois les énormes réserves noyées de certains Almyros (Almyros d’Héraklion/Crète) et la capacité de mélange de l’ensemble de ces aquifères par le biseau salé (chap. 15, relations avec les niveaux de bases).

117- L’hypothèse de la côte de subsidence permet d’expliquer un enfoncement d’origine tectonique de l’aquifère karstique, sous le niveau marin actuel, par subsidence de la côte. Le phénomène est prouvé pour les sources saumâtres et sous-marines de la Dalmatie, mais aussi pour le seul grand Almyros sous-marin du golfe de Corinthe, à savoir l’Almyros de Melissi (fig. 46). Sur la coupe géologique de SKAYIAS (1978, p. 50), on constate que l’émergence sous-marine est placée sur la fracture du fossé d’effondrement. C’est aussi le cas sans doute pour les Almyros de la côte E de la Corinthie et de l’Argolide.

118Pour les Almyros du Péloponnèse et de Crète, l’hypothèse "messinienne" est la plus satisfaisante pour les secteurs qui ont été relativement peu soulevés au cours du Plio-Quaternaire, comme en Crète ou dans le Taygète, où l’on a pu prouver que la surrection post-miocène ne dépassait pas, dans le meilleur des cas, 200 à 400 m (chap. 3).

2. Les retombées de sels marins

119En l’absence d’une pollution industrielle importante, les chlorures contenues dans les eaux karstiques proviennent exclusivement de l’air marin ou du mélange eau de mer/eau karstique au niveau des Almyros. Dans le Péloponnèse, les teneurs en chlorures des sources karstiques varient en fonction de la situation géographique et topographique. Pour le Taygète central et méridional, les concentrations estivales moyennes en Cl- sont de 13 mg/l en versant W et de 8,3 mg/l en versant E. La situation d’abri des émergences orientales se vérifie pour toute la péninsule.

120Sur 97 sources du Péloponnèse, la teneur estivale moyenne en C1-est de 14 mg/1. Une carte de distribution des concentrations en chlorure a pu être extrapolée à partir des données de SKAYIAS (1978) ; on observe l’existence de trois zones distinctes (fig. 46) :

  • Le Péloponnèse central avec des teneurs en Cl- de 5 à 10 mg/l. Il comprend la façade E du Taygète, la région de Tripolis et la façade S du bourrelet corinthien. Ce secteur, le plus interne, est logiquement le moins contaminé.

  • Le Péloponnèse périphérique, à proximité de la mer, avec des teneurs en Cl- de 10 à 20 mg/l.

  • La péninsule de Messénie, au SW, avec des teneurs en Cl- de 20 à 65 mg/l. Trois sources, dont Floroi et Arfara dans le Taygète NW, présentent des concentrations en Cl- supérieures à 50 mg/l.

121Les fluctuations saisonnières des taux de chlorures sont sensibles. Ainsi, pour la source de Arfara, la teneur en Cl- passe de 53 mg/l en été à 35 mg/l au printemps. Pour Trypi, ce taux passe de 8,9 à 7,5 mg/l ; pour Skala, de 31 à 22,5 mg/l. On remarque donc une diminution des chlorures en hautes eaux.

122Les quantités de chlorures marins évacuées par les émergences varient en fonction des précipitations annuelles et de la situation géographique. A titre indicatif, les retombées annuelles de Cl- dans le Taygète sont estimées à :

  • 6 à 7 T/km2/an pour les bassins-versants de moyenne-haute altitude de Magoilitsa et de Trypi (Cl- = 7 à 8,9mg/l, tranche écoulée = 860 mm/an) ;

  • 7 à 9T/km2/an pour le haut karst du Prophitis Elias (Cl- = 6 à 8 mg/1, tranche écoulée = 1140 mm/an) ;

  • 20 à 25T/km2/an pour les plateaux montagnards du Taygète NW (Cl- = 40 à 50 mg/1, tranche écoulée = 510 mm/an).

3. Eléments du bilan hydrologique et hydrochimique

a. Bilan hydrologique théorique

123On ne dispose d’aucunes données hydrologiques suivies. Néanmoins, à partir des données climatiques générales, des valeurs théoriques ont pu être calculées pour les altitudes 1000, 1500 et 2000 m. Sachant que :

  • l’isotherme annuel = 19°C à 0 m,

  • l’isotherme annuel = 0°C vers 3000 m,

  • le gradient thermométrique = 0,63°C/100 m,

  • la distribution des précipitations est grossièrement connue (fig. 31) ;

124on obtient les données indicatives suivantes :

  • à 1000 m d’altitude : q = 18 l/s/km2 avec P = 1200 mm/an, Er = 625 mm/an (évapotr. réelle) et P’= 575 mm/an (tranche écoulée) ;

  • à 1500 m d’altitude : q = 27 l/s/km2 avec P = 1400 mm/an, Er = 540 mm/an et P’= 860 mm/an ;

  • à 2000 m d’altitude : q = 36 l/s/km2 avec P = 1600 mm/an, Er = 460 mm/an et P’= 1140 mm/an.

125Le Taygète présente ainsi des débits spécifiques comparables à ceux du Mt. Ida en Crète central où les précipitations sont du même ordre de grandeur. Pour le bassin-versant du Prophitis Elias, le débit spécifique est donc de 36 l/s/km2 environ alors qu’il atteint 25 à 30 l/s/km2 pour la source de Magoilitsa. Le régime des émergences du karst de haute et moyenne montagne est de type nival à nivo-pluvial, avec probablement deux maximas, l’un en hiver, l’autre au printemps.

b. Evolution de la dissolution et estimation de la dissolution spécifique

126Conformément à la règle, il existe un karst supraforestier à chimisme faible ou modéré (TH = 10 à 11°F) et un karst forestier à semi-forestier à chimisme plus fort (TH = 17 à 30°F). Les aquifères étant surtout développées dans les marbres dolomitiques, les teneurs en Mg++ sont importantes (Mg/Ca = 0,22 à 1,54). On observe une diminution logique des concentrations ioniques en hautes eaux comme le suggèrent les quelques mesures effectuées au printemps ou en automne, et une augmentation des teneurs en Mg++ en basses eaux.

127Les valeurs de la dissolution spécifique sont théoriques. Pour le karst de haute montagne (ex : Prophitis Elias), celle-ci est de l’ordre de 42 m3/km2/an (avec TH moyen = 10,5°F, P’= 1140 mm/an, d = 2,8, alt. moyenne = 2000 m). Pour le karst de moyenne-haute altitude illustré par le bassin-versant de la Magoilitsa, la dissolution spécifique est de l’ordre de 52 m3/km2/an (avec TH moyen = 17°F, P’= 860 mm/an, d = 2,8, alt. moyenne = 1500 m).

Figure 47 :
Carte géologique du massif du Helmos dans le Péloponnèse septentrional (situation fig.29).
(d’après FLAMENT et DE WEVER, in FLEURY, 1980 ; complétée pour les formations de piémont).
1. Cône de déjection consolidé, rubéfié et entaillé.
2. Brèche climatique ancienne du paléo-piémont de Xirokambos.

3. Conglomérat deltaïque pliocène du piémont corinthien.
4’. Nappe pindique.
4". Formation à blocs.
5. Nappe de Gavrovo-Tripolitza.
5’. Couche de passage au flysch.
5". Calcaire paléocène et éocène.
5"‘. Calcaire mésozoïque.
6. Cristallin de Zarouchla (série des Phyllades).

7. Faille et chevauchement.

III - LES HAUTS KARSTS DU BOURRELET CORINTHIEN : L’EXEMPLE DU HELMOS

128Les hautes montagnes du N du Péloponnèse forment une puissante barrière E-W, longue de 80 km et large de 15 km, composées de trois massifs :

  • l’Erymanthe (2224 m) à l’W ;

  • l’Helmos ou Aroania (2341 m) au centre ;

  • le Ziria ou Cyllène (2376 m) à l’Ε.

129Ces massifs constituent la marge sud du fossé du golfe de Corinthe et posent encore aujourd’hui de gros problèmes d’évolution géomorphologique. En effet, l’intensité du soulèvement néogène perturbe ici, plus que dans le Péloponnèse central et le Taygète (et à fortiori en Crète), l’étagement des paysages karstiques. Ainsi, le modelé glaciaire sommital, très frais, côtoie au nord, vers 1600-1800 m, des racines de paléo-piémonts feutrées par des talus de brèches mal datées.

130Quant aux énormes accumulations de poudingues, de plusieurs centaines de km3, bien des questions persistent. Si ces conglomérats s’avèrent bien pliocènes, il faut donc admettre ici une surrection plio-quaternaire de l’ordre de 1,5 km, ce qui est très supérieur aux soulèvements estimés sur la bordure externe de l’arc égéen (200-300 m en Crète/Levka Ori ; 200-400 m dans le Péloponnèse méridional/Taygète). En admettant que ces conglomérats reposent effectivement sur du Pliocène inférieur (marnes sableuses), leur mise en place, sous forme de cônes deltaïques en bordure du fossé de Corinthe, se serait produite au Pliocène moyen-supérieur (en gros entre 3,5 et 2 Ma), car on ne voit pas comment ils auraient pu se former après compte tenu de leur forte érosion et des puissants paléosols rouges qui les recouvrent. Au total, les conglomérats se seraient formés et soulevés en moins de 2 ou 3 Ma, ce qui est difficile à concevoir par rapport à ce que l’on connaît ailleurs en Méditerranée (ex : poudingues néogènes du paléo-delta du Var/Fr., cf. JULIAN, 1980). Un âge fini-miocène à pliocène paraît plus plausible, ce qui suppose une sédimentation des conglomérats au cours de la transgression du Pliocène inférieur, avec des passages latéraux de faciès.

A. STRUCTURE GEOLOGIQUE

131Comme la coupole orientale du Ziria, le Helmos est une fenêtre creusée dans la nappe pindique, faisant largement apparaître les formations calcarodolomitiques de la nappe de Gavrovo-Tripolitza. Cette structure se différencie nettement du relief isoclinal de l’Erymanthe, de direction N-S, qui correspond au "système des écailles" de la nappe du Pinde-Olonos étudiée par DERCOURT (1964).

1. Les formations

132La géologie du Helmos a été étudiée par FLAMENT (1973) et FLEURY (1980) (fig. 47).

a. La nappe du Pinde Olonos

133Des klippes de la nappe pindique couronnent le dome du Helmos. Le sommet de la série est caractérisé par des flyschs éocènes et des couches de passage du Maestrichtien-Paléocène dont des affleurements subsistent dans la partie centrale du haut karst. La formation carbonatée principale est constituée par les calcaires en plaquettes (biomicrites à radiolaires) du Crétacé supérieur. Epaisse de 100 à 250 m, cette couche détermine l’armature visible de toute la nappe du Pinde, en particulier dans l’Erymanthe et en Arcadie.

134La base de la série affleure au S : elle est formée par des pélites rouges et un flysch peu épais du Turonien supérieur-Coniacien, des radiolarites du Jurassique, des calcaires et des pélites du Trias supérieur. Dans la partie E du massif existe un complexe tectono-sédimentaire ou "formation à blocs" témoignant de la destruction du front de la nappe du PindeOlonos au cours de sa mise en place (DERCOURT et al., 1980).

b. La nappe de Gavrovo-Tripolitza

135Le sommet de la série de Gavrovo-Tripolitza est représenté sur l’Helmos par des couches de passage éocènes, calcaires bioclastiques et conglomérats ; mais le flysch supérieur de l’Eocène supérieur-Oligocène n’est pas présent ici. Les calcaires néritiques du Paléocène-Eocène moyen forment la masse supérieure de la montagne. Puissante de plusieurs centaines de mètres, cette formation est entrelardée par une couche de dolomie et présente des discontinuités tectoniques. Selon FLEURY (1980), cet Eocène moyen serait formé par plusieurs unités chevauchantes superposées.

136Les dolomies et les calcaires sombres du Maestrichtien et du Turonien-Sénonien constituent les contreforts W du massif dans la zone de Kato Lousi où ils mesurent plusieurs centaines de mètres d’épaisseur (crête au-dessus du village, route N menant à Xirokambos). Le Jurassique supérieur (calcaires sombres) est présent dans un compartiment faillé situé à l’W du point culminant, près du refuge du Helmos. Le Trias-Lias calcaro-dolomitique affleure au N où il forme les hautes falaises du cirque supérieur du Styx.

c. La série de Zarouchla

137Elle se situe sur la rive droite du cours supérieur du Styx, au N du massif. Il s’agit de terrains paléozoïques et mésozoïques de type éruptif, métamorphique et sédimentaire, appartenant à la série des Phyllades.

2. Tectonique

138La coupole dissymétrique du Helmos, beaucoup plus abrupte au N qu’au S, résulte en grande partie du relèvement des structures de nappes au niveau du bourrelet corinthien à la suite de la forte surrection néogène et pléistocène, d’où la position septentrionale des crêts de nappes.

Figure 48 : Coupe schématique du Helmos et des formations de piémont associées, (inspiré de DUFAURE, 1975, pour le piémont N). 1. Moraine tardiglaciaire. 2. Brèche climatique de haute montagne (photo 46). 3. Cône de déjection consolidé à matrice rouge (photo 43). 4. Tablier ancien de brèche climatique du paléo-piémont de Xirokambos (photo 42). 5. Conglomérats deltaïques fini-miocènes ( ?) et pliocènes surmontés par d’épais paléosols rouges. 6. Marnes sableuses néogènes.

139La fenêtre du Helmos, encore chapeautée par des klippes de la nappe pindique, ne semble pas offrir de Parautochtone ionien ; mais l’étude géologique de terrain est rendue difficile, comme le souligne FLEURY (1980), par l’inaccessibilité de multiples parois et la rareté des horizons fossilifères. D’après la distribution complexe des affleurements et leur dénivellation importante, tout porte à croire que la partie supérieure du massif est constituée par un empilement d’écailles (couches de passage, niveaux broyés parallèles à la stratification...).

140Ces complications structurales sont liées à la tectonique tangentielle cénozoïque (Eocène moyen à Miocène moyen-supérieur).

B. RELATIONS ENTRE PALEOPIEMONTS ET HAUTS KARSTS (fig. 48)

141Entre le crêt des nappes et la côte tectonique actuelle, le bourrelet corinthien a subi une évolution remarquable au cours du Mio-Pliocène. DUFAURE (1975) a montré que la néotectonique post-nappes a soulevé et basculé les piémonts néogènes et leurs tables conglomératiques jusqu’à 1500-1900 m d’altitude, en particulier au N du Helmos et du Ziria (Mavron Oros). Ces tables conglomératiques, aujourd’hui étagées par le soulèvement différentiel, correspondent à d’anciens cônes-deltas néogènes.

1. Les hautes tables conglomératiques du versant corinthien

142Ces dépôts sont la forme construite des paléopièmonts néogènes dont on retrouve les racines au pied des escarpements supérieurs du Helmos (replat de Xirokambos) et du Ziria. Cette formation de poudingues, épaisse de plusieurs centaines de mètres, est entaillée par de profondes gorges comme celles du Vuraikos et du Krathis. Elle est limitée au N par d’imposantes corniches culminant à 1759 m au Mavron Oros (N du Ziria), sortes de monoclinaux géants à léger pendage S de 2 à 5°.

143Ces hautes tables sont couvertes au-dessus de 1400 m par des forêts à Abies cephalonica et Pinus halepensis. Des paléosols rouges, épais jusqu’à 5-10 m, tapissent les conglomérats. Le relief pseudo-karstique donne lieu à d’immenses abris-sous-roches, à l’image du site du monastère de Mega Spileon ("caverne géante") localisé au NE de Kalavryta, dans le canyon du Vuraikos, et à un relief ruiniforme en tours et pinacles de plusieurs décamètres de haut.

2. Le paléopiémont soulevé de Xirokambos : un karst nival sur des brèches du Pliocène supérieur ou du Pléistocène inférieur

144Situé sur le versant N du Helmos, le replat perché de Xirokambos (alt. 1600-1800 m) mesure plusieurs centaines d’hectares. DUFAURE (1975, p. 360-361) a montré qu’il s’agissait d’un fragment de la racine du paléopiémont pliocène scellé par d’anciennes brèches.

Figure 49 : Carte morphologique du Helmos (levés de terrain, fond topographique d’après la carte géologique de Dhafni, 1/50000). 1. Talweg à écoulement et casacade temporaires. 2. Gorge, canyon. 3. Paroi, flanc escarpé du haut Styx. 4. Cirque glaciaire. 5. Cirque glacio-karstique. 6. Idem avec dépression peu marquée. 7. Vallon glaciaire jeune. 8. Verrou, moraine. 9. Versant régularisé. 10. Ravin nivo-et fluvio-karstique. 11. Emergence, grotte. 12. Dépression et couloir nivo-karstiques dans la brèche de Xirokambos. 13. Relief résiduel dans les calcaires en plaquettes de la nappe pindique (paléo-piémont de Xirokambos). 14. Glacis d’érosion. 15. Brèche climatique pléistocène de haute montagne (photo 46). 16. Cône de déjection consolidé à matrice rouge. 17. Brèche climatique de Lousi. 18. Brèche ancienne de Xirokambos. 19. Cône rocheux dans la brèche de Xirokambos. 20. Gorge et abri sous roche dans les cônes de déjection consolidés.

Figure 50 : Coupe schématique dans l’ancien tablier de brèche de Xirokambos et caractères du karst nival qui l’affecte. 1. Moraine tardiglaciaire. 2. Matériel morainique remanié. 3. Brèche ancienne de Xirokambos. 4. Surface érodée et karstifiée pré-quaternaire scellée par la brèche. 5. Calcaire dolimitique de Tripolitza. 6. Drainage souterrain. 7. Lapiés. 8. Dolines. 9. Large dépression.

Photo 41 : Versant N du Helmos, étage montagnard à Abies cephalonica. Coupe de la route dans les brèches de Xirokambos vers 1500 m d’altitude (hauteur 3 m). Noter le litage grossier et Phétérométrie du matériel (quelques cm à plus de 20 cm). Ces brèches sont karstifiées et altérées. Leur âge est mal précisé (Pléistocène inférieur ?).

145Cette morphologie relique présente un intérêt génétique pour plusieurs raisons :

  • le paléopiémont, relativement bien daté, constitue un élément précieux pour l’étude de l’évolution morphologique générale du massif ;

  • le modelé karstique imprimé dans les brèches est un karst d’altitude pléistocène original (FABRE et MAIRE, 1985) ;

  • les brèches fossilisent une paléosurface karstifiée dont on retrouve les éléments érodés sur les reliefs orientaux émoussés et non recouverts par la formation détritique.

a. Description générale de la coupe (fig. 49 et 50)

146On observe les éléments morphologiques et formations associées suivants :

  • l’escarpement supérieur du Helmos, haut de 600 à 750 m, culmine à 2341 m ; il correspond à l’ancien escarpement pliocène retouché par les processus périglaciaires au Quaternaire. Il est bien conservé dans l’ensemble et présente des versants régularisés pré-quaternaires.

  • le replat de Xirokambos, pratiquement horizontal ou peu incliné, se situe vers 1600-1700 m en moyenne et mesure 2 km de large environ. Il est constitué à l’W et au centre par une sorte d’embayment fossilisée par un tablier de brèches assez épais et au NE et à l’E par des reliefs calcaro-dolomitiques usés (alt. 1800-1900 m) évoquant l’ancienne surface karstique pliocène (photo 42).

  • la corniche des brèches, haute de plusieurs dizaines de mètres, domine au NW le versant raide des gorges du Vuraikos creusé dans les puissantes tables conglomératiques pliocènes. Ces vieilles brèches recouvrent donc directement à l’aval, apparemment sans discordance, les poudingues tertiaires. DUFAURE (1975) signale un léger pendage S des brèches et un pendage plus sensible du Pliocène dans la même direction. Brèches et poudingues fossilisent un énorme escarpement de faille ou de flexure.

147Cette racine du paléopiémont pliocène est sans doute la mieux conservée du haut bourrelet corinthien. Il existe des exemples comparables à l’E, sur le flanc N du Ziria, où les conglomérats pliocènes soulevés jusqu’à 1600 m sont scellés au pied de l’escarpement supérieur par des lambeaux de tabliers bréchiques visibles jusqu’à 1700 m d’altitude.

Figure 51 : Evolution probable du paléo-piémont de Xirokambos (inspirée de DUFAURE, 1975, et modifiée).
NB : la chronologie proposée est encore incertaine pour les phases (1) (2) (3).
(1) Néogène : surrection, érosion de la nappe pindique et dépôt des cônes déltaïques (conglomérats).
(2) Plio-Quaternaire ancien ( ?)
 ; poursuite surrection et basculement S des conglomérats, érosion et karstification.
(3) Pléistocène inférieur ( ?) : formation d’un épais tablier d’éboulis (brèche de Xirokambos). Karstification de la brèche et poursuite du mouvement de bascule au cours du Pléistocène.
(4) Würmien-Actuel : glaciation sommitale et moraine ; cône rocheux et nivo-karst sur la brèche.
Légende générale : a. Marnes sableuses néogènes, b. Flysch du Pinde Olonos. c. Calcaires en plaquettes du Pinde-Olonos (Crétacé sup.), d. Calcaires dolomitiques de Tripolitza. e. Sens du soulèvement.

b. Nature et âge probable des brèches

148Le contraste de faciès avec la série conglomératique de type deltaïque (présence d’Ostracodes) est remarquable. Les brèches sont composées exclusivement de fragments de calcaires dolomitiques appartenant à la nappe de Tripolitza à l’inverse des poudingues qui sont surtout formés de matériel pindique. Bien consolidées, ces brèches sont épaisses de quelques dizaines de mètres (40 m maximum) et miment parfaitement le substratum calcaro-dolomitique du Crétacé supérieur (Gavrovo-Tripolitza) ; elles renferment un matériel hétérométrique caractérisé par des éléments de 10 à 60 cm de diamètre et l’on peut observer parfois un litage grossier (photo 41).

149Au N, au niveau de l’escarpement du manteau bréchique, le léger pendage interne prouve bien le basculement du massif vers le S consécutif à la néotectonique pléistocène. Les brèches scellent la base du versant supérieur du Helmos et remontent sous la moraine frontale située au débouché du principal vallon. L’importance de cette formation, sa morphologie, sa tectonisation et sa karstification assez avancée suggèrent une genèse relativement ancienne probablement liée à une crise climatique froide (Pliocène supérieur ou Pléistocène inférieur ?).

c. Le karst des brèches (fig. 50)

150La karstification de la couverture bréchique, assez bien développée, se situe au niveau de la limite supérieure de la forêt à Abies cephalonica vers 1500-1750 m. En contre-bas du vallum morainique, on distingue un cône rocheux façonné dans les brèches et sculpté par de petites lapiés perforés d’âge holocène (fig. 49 et 50). En aval, les lapiés s’approfondissent, mais en raison de la nature du matériel, les formes ne sont pas spectaculaires : Rinnenkarren irréguliers, fissures. Il existe des dolines métriques à décamétriques, à profil en baquet ou en entonnoir.

151Les véritables puits sont rares. Des couloirs karstifiés parallèles, d’orientation N-S, semblent correspondrent à d’anciens chenaux empruntés autrefois par les eaux de fusion nivo-glaciaire. Profonds de 3 à 7 m, ces sillons sont actuellement stérilisés par des chapelets de petites dépressions. Les flancs peuvent évoluer par effondrements, les blocs se détachant à partir des plans de litage et des fissures de détente (formes en champignons).

152Au NE s’étend une large dépression, sorte de mini-poljé, calée entre la nappe des brèches et le plateau relique oriental chapeautée par une klippe de matériel pindique ; son diamètre atteint plusieurs centaines de mètres. Les eaux de fonte et crues pluviales se perdent de façon diffuse ou dans de petites pertes de bordure.

Photo 42 :
Le plateau oriental de Xirokambos (alt. 1700-1900 m) est une paléotopographie fini-tertiaire à buttes et vallées sèches karstifiées (situation figure21).
La partie
W a été fossilisée par les brèches.

Photo 43 :
Le puissant cône de déjection de Kato Lousi sur le versant W du Helmos (situation figure 21).
Formation consolidée, à matrice rouge, réentaillée par l’érosion linéaire.
Cette formation majeure, sans relation volumétrique avec le petit cirque glaciaire actuel de Soudena, a un âge mal précisé (Pléistocène inférieur ?).

d. La paléosurface fossilisée par les brèches et le plateau NE

153Les brèches ont fossilisées une topographie érodée, de type glacis d’érosion ou cône rocheux, plus ou moins karstifiée. La vieille surface néogène, non fossilisée, apparaît sur le plateau NE. Il s’agit d’un ensemble de croupes arrondies et de dépressions dans les calcaires dolomitiques de Tripolitza et dans une klippe de la nappe du Pinde (calcaires en plaquettes du Crétacé supérieur), cette dernière formant la partie la plus élevée (1800-1900 m) (photo 42).

154Cette paléotopographie bosselée présente la trame d’un ancien relief fluvio-karstique et de larges dépressions plus ou moins éventrées et remblayées partiellement par des glacis d’accumulation issus de l’escarpement supérieur du Helmos. Le rajeunissement dû au soulèvement et aux actions périglaciaires demeure modeste. En revanche, à l’E, le plateau a été entaillé sur plus de 800 m par la profonde gorge antécédente du Styx et du Krathis. Au fond de la vallée apparaît en fenêtre le matériel permien de la série des Phyllades (zone de Zarouchla).

e. Chronologie relative (fig. 51)

155L’enchaînement des faits s’inscrit dans une chronoséquence relative probablement plio-quaternaire. A la fin du Miocène et au Pliocène, la forte surrection du bourrelet corinthien interne provoque la destruction partielle ou totale du recouvrement pindique des massifs de l’Erymanthe, du Helmos et du Ziria, et le dépôt corrélatif de larges éventails de glacis-cônes conglomératiques sur la bordure subsidente.

156- Au Pliocène supérieur ( ?) des glacis d’érosion se forment sur le piémont amont.

157- Au Pliocène supérieur et au Quaternaire ancien, avec le premier grand refroidissement régional, des cônes et des tabliers d’éboulis se forment au pied des escarpements supérieurs ; consolidés ultérieurement en brèches, ce manteau détritique grossier fossilise la racine du piémont suspendu. Effectuée au cours des phases de réchauffement, la consolidation provient d’une mise en solution et d’un transfert des carbonates du versant calcaro-dolomitique dans la formation détritique. Le ciment calcitique gris-beige, riche en pollutions diverses, suggère que la bréchification s’est produite sous une couverture bio-pédologique.

Photo 44 :
La moraine frontale tardiglaciaire de Xirokambos (alt. 1820m) sur le versant N du Helmos (situation fig.21).
Aucune moraine plus ancienne n’a été découverte.

Photo 45 :
Le cirque glaciaire en van (fond plat, faible creusement) du versant N du Kayoleros (alt. 2318 m, situation fig.21).
La jeunesse du modelé glaciaire et glacio-karstique pose le problème de l’évolution de la limite des neiges permanentes au Pléistocène et le rôle de la surrection.

Photo 46 :
Fragments de tablier d’éboulis lité et bréchifié subsistant dans le cirque supérieur du Helmos vers 2250 m (situation fig. 21). Ici lit de gélifracts pluricentimétriques,
Ø 5-10cm.
Ces brèches érodées et corrodées sont antérieures au Würm et datent du Quaternaire moyen.

3. Les glacis-cônes consolidés du versant W et SW (fig. 49)

158Les versants W et SW du Helmos sont caractérisés par de gros glacis-cônes, consolidés et rubéfiés, non adaptés à la dimension modeste des bassins d’alimentation actuels. L age rissien proposé par DUFAURE (1975) n’est guère possible comme nous allons le voir.

159Le glacis-cône de Kato-Lousi mesure 4 km de long sur 1,5 à 2 km de large (7 km2) (photo 43). Il démarre vers 1850 m d’altitude et se termine à 1000 m, au niveau du poljé de Lousi. La pente est de 8° entre 1040 et 1400 m, de 11-12° entre 1400 et 1700 m. Pour une épaisseur moyenne d’une cinquantaine de mètres (valeur minimum), le volume détritique est de 0,35 km3, ce qui correspond sensiblement au volume total évidé du cirque supérieur (0,3 km3). Plus au sud, les glacis-cônes de Lagkida (il fossilise la terminaison E du poljé de Lousi) et de Lykoura, atteignent jusqu’à 100 m d’épaisseur. Ils ont été fortement recreusés et font apparaître la stratification du dépôt. La matrice rougeâtre, sablo-limoneuse, suppose une érosion des sols rouges sur les versants et leur incorporation dans le dépôt. Les éléments caillouteux ont un faible émoussé.

160Le volume important de ces formations, leur fort recreusement quaternaire et le décapage d’anciens sols rouges d’altitude suggèrent un âge relativement ancien, pliocène supérieur ou pléistocène inférieur, correspondant avec le refroidissement du climat à la fin du Pliocène. Un parallèle peut être fait avec les brèches du paléopiémont N de Xirokambos situées plus haut en altitude.

C. LE MODELE NIVO-GLACIAIRE

161Dans le Péloponnèse, le massif du Helmos est le plus riche en phénomènes glaciaires en raison de son altitude élevée (2341 m) et de l’importance du plateau supérieur, vaste réceptacle à neige, façonné dans un synclinal de nappe pindique perché sur les terrains de GavrovoTripolitza. Les formes glaciaires, moraines et cirques, ont été signalées dès la fin du XIXe S par PHILIPPSON (1892), puis analysées plus en détail par DUFAURE (1975).

1. Le modelé glaciaire et glacio-karstique (fig. 49)

a. Les moraines

162La plupart se situent en versant N, NW ou W.

163Le vallum de Xirokambos se situe à la racine du paléopiémont N du même nom, vers 1820 m d’altitude. Elle forme un arc, de 300-400 m de diamètre, derrière lequel se sont accumulés des dépôts fluvio-glaciaires (photo 12). La pente externe, plus raide, mesure une soixantaine de mètres de haut. L’ensemble est d’une grande fraîcheur et doit dater du Tardiglaciaire. Le glacier qui prenait naissance dans le cirque W et NW du sommet principal (2341 m) avait une longueur de 1,5 à 2 km.

164Le vallum de Soudena se situe au NW, à l’extrême amont du vaste glacis-cône de Kato Lousi, vers 1900 m d’altitude. En arrière du front, le remblaiement fluvio-glaciaire est également typique. En aval, la base de la moraine vient lécher le sommet des conglomérats anciens qui ont été recreusés par un torrent glaciaire würmien. Plus courte que celle de Xirokambos, la langue glaciaire mesurait 800 m de long. D’autres moraines ont été signalées dans la partie centrale et orientale du massif.

b. Cirques et vallées glaciaires

165Comme dans le Taygète, la glaciation a dû être courte car son rôle morphologique n’est pas considérable. En effet, dans la haute vallée de Xirokambos, on constate que le profil transversal originel en V est à peine retouché : section en berceau et cirque supérieur en van. Les versants réglés, dans leurs parties moyennes et hautes, sont intacts.

166Au centre du massif, là où le Styx prend naissance, les glaciers ont légèrement remodelé d’anciens cirques supérieurs, probablement d’origine nivale, creusés dans les calcaires et flyschs de la klippe pindique sommitale. Le cirque en fauteuil situé au N du sommet coté 2318 m est caractéristique (photo 45) ; élaboré dans les calcaires en plaquettes du Crétacé supérieur, il présente une amorce de surcreusement en arrière d’un verrou-gradin.

167En aval, les affleurements de flyschs ont facilité la collecte des eaux de ruissellement et contribué à l’encaissement rapide de la vallée nivo-glaciaire suspendue du Haut Styx. Un puissant verrou-barre, façonné dans les calcaires néritiques paléocènes de Tripolitza, marque la limite N de la klippe pindique. Un surcreusement glacio-karstique, occupé par un petit lac, est présent vers 2000 m d’altitude.

c. Le modelé glacio-karstique

168Les dépressions glacio-karstiques sont embryonnaires, sauf au S du Kaloyeros (2318 m) où se développe un petit cirque-vallon de 1000 m de long et de 600 à 700 m de large apparemment surcreusé par une dépression partiellement remblayée par des dépôts fluvio-glaciaires (fig. 49). En aval, dans la haute vallée escarpée qui descend sur Planitéron, une moraine frontale mal conservée subsiste vers 1800 m d’altitude. L’ancienne langue glaciaire émise par la vallée perchée n’a donc pas dépassé 500 m de longueur au-delà du verrou de 2120 m.

d. La limite des neiges permanentes

169Compte tenu de l’altitude moyenne des crêtes et l’altitude du front des moraines terminales, la limite des neiges permanentes à la fin du Würm se situait vers :

  • 2060 m en versant N ;

  • 2100 m en versant W et NW.

170Par rapport au Taygète où la même limite se situe vers 2100-2150 m, on constate que le Helmos est légèrement plus "froid" en raison de sa position plus septentrionale et de l’importance du plateau supérieur qui mesure plus de 8 km2 au-dessus de 2000 m.

2. Le modelé périglaciaire et nivo-karstique

171Hormis le haut piémont de Xirokambos caractérisé par un modelé karstique à dépressions nivales, la coupole sommitale du Helmos est peu modelée par les formes karstiques en raison de la nature des roches : calcaires en plaquettes très gélifs de la klippe pindique et calcaires dolomitiques sous-jacents de Tripolitza. Les lapiés sont embryonnaires et rapidement éliminés par la gélifraction qui débite les calcaires en petits fragments, ce qui favorise l’action globale de la dissolution superficielle. Les dolines sont pratiquement absentes ou insignifiantes.

172Les versants réglés sont visibles sur les bordures N et W, au-dessus du paléopiémont suspendu de Xirokambos. Ces anciens escarpements néogènes, préservés des grandes entailles antécédentes, ont connu un perfectionnement périglaciaire : inclinaison de 30 à 35°, couverture éboulitique faible, murs rocheux rabotés.

173Des éléments de tabliers bréchiques, de 2 à 3 m d’épaisseur, subsistent dans le haut vallon glaciaire de Xirokambos entre 2150 et 2300 m d’altitude (photo 46). Ils sont composés d’un matériel gélifracté dont les fragments mesurent 5 à 10 cm de long. Ces brèches d’altitude sont beaucoup plus récentes que celles du replat de Xirokambos ; néanmoins, elles ont été en partie détruite par la glaciation du Helmos, ce qui suggère un âge pré-würmien.

D. CARACTERES DU KARST SOUTERRAIN

1. L’endokarst de haute montagne

174Aucune cavité d’une quelque importance n’a été découverte en haute montagne probablement en raison des faciès dolomitiques et en plaquettes peu favorables à l’ouverture des gouffres en surface. Cependant, sur le plateau N du Helmos, non recouvert par les brèches de Xirokambos (en bordure des gorges du Styx, fig. 21), on peut observer d’anciens concrétionnements souterrains mis à jour et provenant du démantèlement de cavités aujourd’hui disparues.

175Un échantillon de plancher stalagmitique, de teinte blanc-crème, présente une cristallisation palissadique, suggérant une croissance assez rapide. La calcite est pure, avec de rares pollutions détritiques ; elle a donc été engendrée dans un contexte bio-climatique assez chaud, humide et en biostasie. Ce type de concrétionnement mis à jour par l’érosion, actuellement rencontré vers 1750-1800 m d’altitude dans un milieu périglaciaire où il ne se forme plus, date d’une époque où le massif était moins haut. Il s’est donc formé dans une cavité, aujourd’hui décapitée, remontant au Néogène.

Photo 47 : La grotte de Limnon au N de Kastria (alt. 800 m) constitue l’ancien exutoire karstique du poljé de Lousi (situation fig. 49). Ici, partie moyenne de la cavité avec gours profonds (cliché J.-F. PERNETTE).

176L’endokarst du Helmos, bien que non accessible, est développé si on en juge l’importance de la source de Planitéron située à la base du flanc S du massif (fig. 52). Au SE, sur le massif de l’Olijirtos, qui limite au S le poljé de Stymphale, les cavités anciennes recoupées par l’érosion sont assez fréquentes. Il s’agit d’un karst à dolines, vers 1500-1900 m, façonné dans les calcaires crétacés, assez massifs, de la nappe du Pinde-Olonos. Là encore, il s’agit de cavités pré-quaternaires.

2. L’endokarst de moyenne altitude - relations avec les poljés intramontagnards (photo 48)

177Les poljés montagnards d’Arcadie (Lousi : alt. 1000 m, Fénéos : alt. 600 m, Stymphale : alt. 600 m) et du Péloponnèse central (Kandyla : alt. 600 m, Tripolis : alt. 650-700 m) se sont formés à partir d’un ancien réseau hydrographique néogène creusé aux dépens des flyschs et des calcaires de la série d’Olonos. La surrection mio-pliocène a entraîné une désorganisation progressive du drainage par le soutirage des eaux dans l’endokarst au niveau des ponors de bordures, les "Katavothres". Ces derniers ont attiré très tôt l’attention des spéléologues et en particulier MARTEL (1892). Le plus important d’entre eux est celui de KapsiaPaleochori (2 entrées, alt. 624 et 654 m), au N du poljé de Tripolis, qui a été exploré et topographié sur 2,5 km et 60 m de profondeur (GOSPODARIC et HABIC, 1986, p. 181-185). Les eaux rejoignent, 37 km à l’ESE, la source sous-marine de Kiveri.

Figure 52 : Carte hydrogéologique des hauts karsts du Helmos, du Ziria et de l’Olijirtos. (débits d’après SKAYIAS, 1978 ; pour les traçages complets, cf. MORFIS et ZOJER, Edit., 1986, p. 281). 1. Sommet. 2. Village. 3. Limite de province. 4. Isohypse. 5. Poljé. 6. Ponor. 7. Source : 10-30 l/s. 8. Source : 30-300 l/s. 9. Source : 300-3000 l/s. 10. Traçages.

Photo 48 :
Branche NE du poljé de Kandyla (situation fig. 52).
A gauche, massif de l’Olijirtos (1650m).
En arrière-plan, reliefs dominant les poljés du Péloponnèse central (Hotoussa, Levidi, Tripolis).
Ces grands poljés intramontagnards sont pré-quaternaires ; ils correspondent à la karstification et au remblaiement d’un système de vallées soulevées et asséchées au cours du Néogène.

Figure 53 : Faciès chimique des sources du Helmos. (d’après SKAYIAS, 1978, sauf Planiteron, mai 1981).

Figure 54 : Faciès chimiques de trois sources des massifs du Ziria et de l’Olijirtos. NB : Trizas (bord du poljé inondé de Stymphale) draine le versant S du Ziria. Kandyla et Gkoira drainent le karst subalpin à dolines de l’Olijirtos (fig. 52). (d’après SKAYIAS, 1978, pour Gkoira 18/4/77 et Trizas 30/10/75).

178Le seul réseau souterrain notable de moyenne altitude est la grotte de Limnon, de 2 km de développement, situé à l’W du Helmos et à 1 km au N du village de Kastria, vers 800 m. Il s’agit sans doute de l’ancien exutoire du poljé de Lousi, aujourd’hui perché 50 m au-dessus du fond de la vallée en rive droite. La cavité est creusée dans les calcaires récifaux du Crétacé supérieur de la série de Gavrovo-Tripolitza. La partie intermédiaire, longue de 500 m, est caractérisée par une succession de gours profonds (photo 47). Cet ancien collecteur, parcouru par un ruisseau en saison froide, mesure 20 à 30 m de haut ; il est abondamment concrétionné, mais la morphologie des parois (vagues d’érosion, coupoles) témoignent d’une importante phase de creusement en régime noyé. Du point de vue du drainage, cette cavité illustre la relation poljé-vallée adjacente.

E. ELEMENTS SUR L’HYDROGEOLOGIE DU HAUT KARST ET DES POLJES D’ARCADIE

179La zone envisagée regroupe les deux hauts massifs du Helmos et du Ziria et les poljés d’Arcadie (Pénéos, Stymphale et Kandyla-Skotini). En plus de quelques données personnelles, nous utilisons les résultats du rapport collectif édité par MORFIS et ZOJER (1986).

1. Schéma général du drainage karstique

a. Les grands poljés

180Les circulations souterraines montrent une grande originalité dans cette partie N et NE du Péloponnèse. Les traçages révèle un drainage karstique :

  • essentiellement vers le S et SE (golfe d’Argos ou de Nauplie) pour les poljés centraux de la zone de Tripolis ;

  • vers l’W et le SW pour les poljés d’Arcadie (fig. 52).

181En revanche, il existe très peu de grandes sources karstiques au N, en bordure du golfe de Corinthe.

182Ce schéma général du drainage vers le S et le SE est conforme au basculement des structures dans ces directions, c’est-à-dire vers l’arc égéen interne. DUFAURE (1975) a montré que le basculement néotectonique du bourrelet corinthien (qui a débuté au Miocène supérieur) a produit un renversement du drainage superficiel des poljés de Fénéos et de Stymphale qui ont perdu leurs exutoires naturels au N et au NE. Actuellement, les eaux de ces poljés se perdent sur leurs bordures méridionales :

  • Les eaux de Stymphale résurgent aux Almyros du golfe de Nauplie-Argos (sources de Kroe et de Kiveri). Ce drainage est identique pour la plupart des poljés situés au S (Skotini, Aléa, Tripolis).

  • Les eaux de Fénéos émergent à l’W, aux grandes résurgences de vallée du Ladon et de Mati. Il en est de même pour le poljé de Kandyla, les eaux du Katavothre d’Hotoussa (bordure W) émergeant dans une vallée parallèle, à Dara et Panagitsa.

b. Helmos et poljé de Lousi

183Le massif de l’Helmos est drainé au S par la grande émergence de Planitéron tandis que les eaux du petit poljé de Lousi, qui ont autrefois creusé la grotte de Limnon résurgent à la source de Mairolimna. Tout reste à faire au niveau des traçages de l’Helmos.

2. Fonctionnement hydrochimique des émergences

184- La source de Mairolimna (fig. 52) se situe 700 m au NE du village de Kastria et à 760 m d’altitude, soit en contrebas de la grotte de Limnon, au contact des Radiolarites (Jurassique-Néocomien) de Tripolitza. Elle débite 25 à 30 l/s en avril-mai et constitue sans doute l’exutoire du ruisseau de la grotte de Limnon ; elle draine donc le petit massif du Prophitis Elias et une partie des ponors du poljé de Lousi représentant un impluvium de quelques km2 typique du karst de moyenne altitude des poljés d’Arcadie. Le chimisme des eaux renseigne sur la nature de l’aquifère. La faiblesse du rapport Mg/Ca = 0,013 confirme que le système se développe dans les calcaires récifaux (Crétacé sup.) de Tripolitza. Le TH est de l’ordre de 20 à 21 °F (mesures en avril et novembre) pour une température de 12°C (fig. 53).

185- La source de Kefalari-Fénéos (fig. 52) se situe au SSE du petit massif de Livadaki (ait. 1850 m), contrefort NE du Helmos, et plus exactement à l’extrémité N du grand poljé arcadien de Fénéos. Cette émergence de débordement apparaît au contact des alluvions du poljé, au pied d’un tablier de brèches (alt. 800 m). Son débit atteint 75 l/s (31/10/75), pour une température de 12°C (SKAYIAS, 1978). L’impluvium ne doit pas dépasser 10 km2 ; il correspondrait au massif de Livadaki qui est circonscrit au NE par le recouvrement des conglomérats néogènes et au SW par les schistes et grès de la série métamorphique de Zarouchla et un grand accident NW-SE. La structure locale suggère que l’aquifère doit de développer en altitude dans les calcaires en plaquettes du Crétacé supérieur d’une klippe pindique peu épaisse, puis dans des lentilles de calcaires bioclastiques massifs. La concentration moyenne en Mg++ (Mg/Ca = 0,1) indique, en conformité avec la carte géologique (Kandhyla : 1/50 000), que l’aquifère traverse probablement des niveaux de dolomies blanches appartenant au Paléocène-Lutétien de la série de Tripolitza.

186- La source de Planitéron (fig. 52, 53) : la rivière Ladon, affluente du fleuve Alphios, présente deux sources karstiques très importantes. La plus haute est celle de Planitéron, à la base du versant S du Helmos, vers 620 m d’altitude. La seconde, dénommée source de Ladonos, (alt. 478 m) est localisée 12 km au S, à 4 km de Lykouria. Ces deux émergences ont un débit de plusieurs m3/s chacune, même durant la sécheresse estivale. La source de Planitéron sort au pied des calcaires du Crétacé supérieur de Tripolitza, juste à l’Ε du village du même nom. Son débit est de 3 à 4 m3/s à la fin mai et de 3 m3/s en juillet ; cette légère baisse du débit laisse présager de très importantes réserves noyées. A titre indicatif, si l’on admet un débit spécifique théorique de 30 l/s/km2 comme dans le Taygète et un débit moyen de 4 m3/s, on constate que le bassin-versant représente une superficie de 130 km2. Comme le Helmos mesure 70 à 80 km2, on doit s’attendre à une double alimentation : l’une provenant du karst d’altitude, l’autre du poljé de Fénéos, mais il n’est pas possible de chiffrer les apports distincts. Pourtant, de récents traçages n’ont pu prouver la relation avec Fénéos (MORFER et ZOJER, 1986).

187Le rapport Mg/Ca = 0,15-0,20 montre que l’aquifère traverse des zones dolomitiques de la nappe de Tripolitza et peut-être de la nappe pindique. Le TH de Planitéron (17,9 à 18,9°F), plus faible que celui de Ladonos (22,2°F), pourrait signifier un mélange plus important avec les eaux d’altitude du Helmos ; cette influence du haut karst se retrouve dans la température des eaux : 10 et 12,5°C pour les deux sources en juillet. La régulation des débits proviendrait de la restitution progressive des réserves noyées. Le potentiel hydraulique est de 1700 m depuis le sommet du Helmos et seulement de 100-120 m avec le poljé de Fénéos.

188- Comparaison avec les autres émergences des massifs limitrophes (Ziria, Olijirtos) : DUFAURE (1975) a montré qu’il existait sur la marge orientale du Péloponnèse deux types de sources karstiques :

  • des exsurgences à régime contrasté avec étiage estival sévère et maximums d’hiver-printemps accentués à crues violentes caractérisées par une forte turbidité (soutirage des terra rossa) ;

  • des sources vauclusiennes à régime soutenu et sans turbidité visible.

189On retrouve la même distinction sur le pourtour méridional du Helmos avec la source de KefalariFénéos à régime contrasté pluvio-nival uniquement influencé par l’alimentation montagnarde et la source de Planitéron largement régulée par la zone saturée.

3. Eléments du bilan hydrogéologique

190Pour les problèmes d’hydrodynamique (temps de séjour souterrain, restitution des traceurs...), se reporter au rapport de MORFIS et ZOJER (1986). Rappelons quelques résultats :

191Les vitesses de transfert souterrain, calculées à partir des traçages, vont de 680 à 6200 m/j, soit 28 à 258 m/h. On a même déterminé une vitesse de transfert de 500 m/h entre le ponor de Taka (poljé de Tripolis, au SSW) et le gros Almyros sous-marin d’Anavalos (10 m3/s, - 70 m sous le 0 NGF). Le taux de restitution est très variable en fonction de l’importance hydrologique de la connection endokarstique (0,1 à 95 %) (GOSPODARIC et LEIBUNDGUT, 1986, p. 278-280). Ces valeurs indiquent une karstification bien développée, avec des parcours importants en écoulement libre et/ou en écoulement noyé rapide.

192Le coefficient de tarissement (a) et la réserve dynamique (V) ont été calculés pour les principaux systèmes karstiques (HÔTZL, MOSER et ZOJER, 1986, p. 292).

193Planiteron, l’émergence principale du Helmos, a les caractéristiques suivantes :

194a = 4,5xl0-3 (0,0045),

195V = 29,5 x 106 m3,

196ce qui suppose d’importante réserves souterraines en période de basses eaux.

197Le chimisme des eaux d’altitude est méconnu et il n’est guère possible de calculer la dissolution spécifique pour le Helmos qui doit être cependant voisine de celle du Taygète. La seule source représentative du karst de moyenne-haute montagne est l’émergence captée de Kandyla située au NE du village du même nom, à 870 m d’altitude, qui draine le karst supraforestier de Skiadis (fig. 52, 54). Ce karst à dolines nivales se développe entre 1600 et 1800 m dans les calcaires en plaquettes de la série pindique. Le TH de la source, modéré, est de l’ordre de 13,4 à 17°F (valeurs de mai et novembre). Compte tenu des données climatiques globales pour le Péloponnèse septentrional :

  • P = 1500 mm/an I

  • T = 8,4°C I vers 1600 m d’altitude

  • Er = 510 mm/an I

198la tranche écoulée est de 990 mm/an environ. La dissolution spécifique serait de 50 à 60 m3/km2/an, valeur à peine supérieure à celle du Taygète à la même altitude (52 m3/km2/an).

199Pratiquement toutes les sources ont des teneurs en chlorures inférieures à 10 mg/l conformément à la situation relativement interne et à la position d’abri (fig. 46).

IV - SCHEMA DE L’EVOLUTION MORPHOLOGIQUE DES MASSIFS CALCAIRES DU PELOPONNESE

A. SITUATION A L’EOGENE

200Dans le Taygète, THIEBAULT (1982) montre que la sédimentation carbonatée au niveau de la zone de Gavrovo-Tripolitza s’interrompt soit au Paléocène, soit à l’Eocène inférieur-moyen par des phases d’épirogenèse modérées conduisant à une émersion. Cela se traduit à l’Eocène moyen par une karstification des calcaires du Crétacé supérieur et la formation de bauxites en particulier à l’W du Ménale et à l’E de Tripolis (TATARIS, 1964 ; in THIEBAULT, 1982).

201A partir du Priabonien supérieur, les flyschs issus de la tectorogenèse des zones plus internes fossilisent le karst éocène. Aujourd’hui, les karsts de moyenne altitude du Taygète N pourraient représenter une paléosurface karstifiée à l’Eocène, puis dégagée et retouchée au fur et à mesure de l’érosion de la couverture du flysch de Tripolitza. Dans le karst de haute montagne actuel, on n’observe pas de remodelage quaternaire de paléokarst éocène.

B. SURRECTION ET MORPHOGENESE AU NEOGENE

202Dans le Péloponnèse, il se peut que la mise en place terminale de la nappe de Gavrovo-Tripolitza et de la couverture allochtone pindique soit plus tardive qu’en Crète. En tout cas, la situation du karst péloponnésien et de la morphologie générale est incertaine au Miocène supérieur, car on n’a pas le privilège d’observer de vieilles surfaces du type "Kegelkarst" crétois. De plus, les dépots corrélatifs terrigènes (molasses du Serravalien-Tortonien) n’apparaissent pas à l’affleurement, sauf dans les îles de Cythère et d’Anticythère (THIEBAULT, 1982, p. 488). Cette absence provient du piégeage des sédiments détritiques dans la fosse sous-marine hellénique et sur le plancher des bassins subsidents, par la suite fossilisés par les remplissages conglomératiques réputés pliocènes, mais dont les premiers pourraient remonter à la fin du Miocène supérieur.

203L’un des grands problèmes de la morphogenèse du Péloponnèse consiste à reprendre l’étude de ces conglomérats, en tentant de mieux les caler chronologiquement. Pour cela, on dispose aussi d’altérités épaisses et de brèches dans lesquels il faudrait rechercher, par exemple, les tephra du volcanisme calco-alcalin de l’arc égéen interne. Ce dernier est une réponse à la subduction néogène. Il se situe au cours du Pliocène (vers 2,5-3 Ma ; DERCOURT et al., 1980) et du Pléistocène, avec cependant des éruptions relativement précoces à Santorin, vers 5 Ma (in POMEL, 1986), que l’on retrouve dans des tephra consolidés et conservés dans le karst de Crète (chap. 3).

204Comme pour les poudingues du paléo-delta du Var dans les Alpes-Maritimes que JULIAN (1980, p. 646-670) attribue surtout au Pliocène (mais aussi à la fin du Miocène supérieur pour ceux du Mt. Cima), il paraît important de ne pas restreindre la genèse des cônes-deltas du bourrelet corinthien strictement au Pliocène. En effet, ANGELIER (1979) a montré qu’il n’existait pas de rupture de continuité de la surrection à la fin du Miocène, à moins que le "rift" corinthien ait un fonctionnement totalement séparé. Mais il faut du temps et un fort soulèvement pour détruire des centaines de mètres de recouvrement pindique et déposer en aval des centaines de km3, pour un bassin d’alimentation qui est plus petit et moins haut que celui du Var.

205Dans le Taygète, on a vu que les meilleurs arguments de la morphogenèse du Miocène supérieur se situent d’abord dans le Magne, avec les brèches fini-miocènes fossilisant l’escarpement, puis le Pliocène marin transgressif dans le fond des rias. En moyenne et haute altitude (1000-1800 m), quelques zones tabulaires (réseaux de vallées sèches et d’ouvalas) et de vieilles cavités perchées, fortement concrétionnées, témoignent de cette karstification néogène. Il faut ajouter les grandes incisions (canyons de Langada et de la Sandava et gorges sabrant le balcon oriental du Taygète) qui sont anté-pliocènes pour l’essentiel du creusement. L’impact exact de la régression messinienne demeure à préciser.

C. EVOLUTION AU PLIOCENE SUPERIEUR ET AU PLEISTOCENE

206A partir du Pliocène supérieur, le refroidissement du climat (régression marine) est sans doute responsable d’une ou plusieurs générations de cônes de déjection à matrice rubéfiée et de tabliers d’éboulis consolidés (ex : brèches de Xirokambos / N Helmos) subsistant actuellement à la racine des paléo-piémonts. Mais cela reste à vérifier et nécessite une étude détaillée des matériaux, du ciment et des altérités.

207A la suite du soulèvement néogène, la plupart des hauts karsts actuels se trouvaient déjà en altitude, d’où l’influence très probable de la neige dès la fin du Pliocène. Dès lors, les grands champs de dépressions de l’étage subalpin (1500-1900 m), sur les hautes tables calcaires de la série pindique du Péloponnèse central (ex : Olijirtos, Ménale), se sont développés dans des conditions favorables.

208Entre 650 et 1000 m, les talwegs et dépressions intramontagnardes, asséchés et désorganisés par la karstification au cours de la surrection néogène, ont peu à peu évolué en unités indépendantes sous la forme de poljés, avec drainage souterrain dominant vers la côte E sous l’effet du basculement général des structures.

209Les formations rouges de piémont ont connu un destin complexe et elles mériteraient une étude beaucoup plus poussée car elles constituent des marqueurs paléoclimatiques précieux. DUFAURE (1975) distingue plusieurs familles de dépôts :

  • des paléosols géants, en particulier sur les conglomérats du bourrelet corinthien ;

  • des couvertures rouges sur glacis et terrasses ;

  • des glacis-cônes lithochromes ;

  • des cônes rubéfiés supposés rissiens (mais qui sont probablement beaucoup plus anciens comme au S du Helmos).

210Ces formations sont à la fois corrélatives du soulèvement et des ruptures climatiques. Aussi, il faudrait vérifier qu’il n’existe pas de formations rouges continentales ou lacustres du Miocène supérieur (à l’affleurement ou en sondage). En tout cas, cette matière rubéfiée héritée de la morpho-pédogenèse du Miocène supérieur existe dans les éléments et le ciment des brèches antépliocènes du Magne, comme nous avons pu l’observer sur lame-mince (MG/1 : ciment brique à grains ferrugineux abondants ; MAG/1 : brèche à ciment orangé) (cf. étude du plasma des brèches, in chap. 15).

211Les fameux paléosols géants recouvrant les conglomérats néogènes sont d’un grand intérêt. Prenons l’exemple du piémont de Foloi, au S de l’Erymanthe : la formation rouge, épaisse de 5 à 10 m, recouvre un puissant cône conglomératique que la carte géologique de Goumeron (1/50 000) attribue au Pléistocène ( ?). Les fragments de jaspes, incorporés dans le paléosol, proviennent de l’altération des radiolarites du Jurassique moyen-Crétacé inférieur (série du Pinde-Olonos) et témoignent d’un décapage de la couverture pédologique de l’Erymanthe (peut-être lié avec les premiers refroidissements de la fin du Pliocène). En cela, nous sommes d’accord avec DUFAURE (1975, p. 1108) qui pense que les puissantes séries rouges ne sont pas des altérités en place "rongeant pofondément des conglomérats fluviatiles", mais des formations lithochromes résultant du décapage des sols rouges sur les versants montagneux.

212DUFAURE (1975, p 1416) observe une opposition nette entre la façade ionienne humide, où les dépôts rouges atteignent parfois plusieurs décamètres, et la façade NE argo-corinthienne plus sèche à formations rouges plus discrètes. Mais il serait prématuré de penser que ce contraste climatique (BOUSQUET, DUFAURE et PECHOUX, 1982) détermine la faiblesse des dépôts détritiques sur la façade orientale, spécialement entre Argos et le cap Malée. En fait, le basculement tectonique vers l’E explique que les séries terrigènes du Parnon soient parties en mer dans la tranchée d’Argolide (- 730 m).

213Dans l’état actuel des connaissances, il est difficile de dater et d’apprécier en terme de volume l’action détritique et morpho-pédologique du Pléistocène. Mais on a sans doute exagéré l’incidence du Pléistocène moyen et récent. En haute montagne, les actions glaciaires sont nettes, mais modestes. L’absence de belles formes glacio-karstiques en cirques-dolines et le mauvais calibrage des hautes vallées glaciaires (ex : Helmos, Taygète) suggèrent un englacement réduit et de courte durée. On est dans un cadre montagneux situé à la limite de la moyenne et de la haute montagne. La différence d’altitude entre les sommets et la limite des neiges éternelles étant à peine de 200-300 m au Würm, il est compréhensible (pour des raisons de topographie, de surrection et/ou de fluctuations climatiques) que cette incidence glaciaire soit modeste.

214Quant à la néotectonique pléistocène, elle n’exprime que la poursuite de l’extension égéenne. Comme l’indique ANGELIER (1979, p. 208-210), "les soulèvements dominent plutôt vers l’extérieur de l’arc (Messénie) et les enfoncements vers l’intérieur Arcadie, Argolide)". En revanche, la quantification depuis 100 000 à 250 000 ans demeure difficile à établir pour le Péloponnèse en l’absence de datations radiométriques systématiques des lignes de rivage. ANGELIER souligne l’importance des jeux de blocs, leur variabilité spatiale et l’existence d’interruptions, voire d’inversions antérieures des mouvements verticaux. Dans ce contexte, il n’est pas surprenant que le bourrelet corinthien ait subi un destin original qui contraste avec le reste de la péninsule.

CONCLUSION GENERALE

215Le Péloponnèse se situe dans un contexte néotectonique de subduction assez similaire à celui de la Crète. Cependant, l’édifice hellénique comporte ici, en plus des zones ioniennes, de Gavrovo-Tripolitza et des Phyllades, la nappe du Pinde-Olonos en position supérieure. Dans les hautes fenêtres du Taygète et du Helmos, le décapage des nappes est intervenu tardivement en raison de la mise en place des nappes de Gavrovo-Tripolitza et du Pinde-Olonos au cours du Miocène. Aussi, une meilleure connaissance des sédiments terrigènes du Miocène moyen-supérieur, sans doute piégés dans les fossés remblayés par les remplissages plio-quaternaires, pourrait-elle renseigner sur cette période peu connue.

216Dans le Taygète, la série des Phyllades, affleurant parfois jusqu’à 1700 m d’altitude, devait recouvrir une partie importante de la chaîne centrale au Miocène. Seuls les lourd interfluves du "Balcon du Taygète", au-dessus de Sparte, ressemblent à une topographie héritée du Miocène supérieur, de même que le paléopiémont du Magne. La chaîne centrale, fortement soulevée au Néogène, forme une crête étroite et abrupte façonnée par les processus périglaciaires au Pléistocène, et par de petits glaciers dans la zone du Prophitis Elias au Würm.

217Sur le bourrelet corinthien, le phénomène le plus remarquable est celui des paléo-piémonts, supposés pliocènes, portés à plus de 1700 m d’altitude ; ils constituent aujourd’hui, comme sur le revers N du Helmos, des karsts subalpins originaux où l’on voit se télescoper des morphologies d’âge varié : karst pléistocène à dolines nivales dans les brèches de Xirokambos, dominé par l’escarpement pliocène réglé du sommet du Helmos et par des reliefs résiduels émoussés du Néogène. L’intense soulèvement néogène du bourrelet corinthien, en position de marge de rift, s’est traduit par les puissantes formations conglomératiques du versant N, mais la phase d’érosion n’a pas été assez longue pour débarasser les coupoles de la totalité de leur couverture pindique. Le soubassement ionien n’apparaît jamais sur le Helmos. Les plus belles surfaces à dolines et ouvalas, d’âge plio-quaternaire, se situent sur les tables d’Arcadie, dans les calcaires du Crétacé supérieur de la série du Pinde-Olonos, dans un contexte subalpin, sous la limite d’Abies Cephalonica ou légèrement au-dessus (1400-1900 m) (ex : Olijirtos, Parnon, Ménale). Au cours du Plio-Quaternaire, le basculement du drainage karstique vers le S et SE rappelle celui des hauts massifs crétois dont la structure en "toit d’usine" basculé vers le N a orienté aussi le drainage karstique, en l’occurence vers le N, avec ses Almyros impropres à la consommation.

218Si l’histoire néotectonique apparaît capitale dans l’évolution du relief et du karst, la chronologie des morphologies et des dépôts est encore incertaine. Par exemple, la modestie du relief glacio-karstique sur les sommets du Taygète, du Helmos et du Ziria, associée à la fraîcheur des moraines (Würm), est-elle due au soulèvement quaternaire ? Or, en Crète (Mt. Ida et Levka Ori) et dans le Taygète, la surrection plio-quaternaire n’a pas dépassé quelques centaines de mètres ; faut-il croire alors à une accélération du soulèvement au Pléistocène qui aurait portée les massifs au-dessus de la limite des neiges permanentes ? On sait que ce phénomène s’est produit ailleurs, notamment sur la chaîne Saruwaged en Papouasie Nouvelle-Guinée (chap. 7).

219En dehors du fait que l’on a exagéré globalement la néotectonique plio-quaternaire — sans doute à cause de la complexité et de la variabilité des jeux de blocs (cas du golfe de Corinthe) — de nombreuses questions se posent encore aux géomorphologues, spécialement à propos des formations rouges et des dépôts consolidés. Un important travail attend les chercheurs dans des domaines mieux ciblés :

  • stratigraphie et sédimentologie des séries conglomératiques ;

  • morpho-pédologie des formations rouges ;

  • étude des concrétionnements (remplissages karstiques, brèches climatiques, poudingues) ;

  • étude complète de carottes dans les remplissages des poljés.

220Pour l’évolution holocène, rappelons que la pression anthropique en moyenne et haute montagne s’est effectuée progressivement, avec une accélération pendant la période historique. Au Néolithique, vers 6500 ans av. J.-C., les premiers agriculteurs ont dû arriver d’Anatolie et se sont installés de préférence dans les plaines fertiles, avec quelques petits troupeaux de moutons et de chèvres (WHITEHOUSE, 1978). Au temps de l’empire grecque, les forêts étaient encore en bon état aussi bien en Crète qu’en Grèce continentale. Ce n’est que sous la domination romaine que se développe l’élevage extensif. Mais il faut encore attendre le Moyen-Age, avec la généralisation du semi-nomadisme par l’occupant turc et l’exploitation abusive des forêts pour la construction navale avec les Vénitiens, pour voir se dégrader de manière irréversible sols et végétation. Par la suite, le semi-nomadisme s’est pousuivit, avec la pratique des feux pastoraux, le surpâturage devenant la règle avec l’augmentation de la population et des troupeaux. Aujourd’hui, de la basse à la haute montagne, les sols karstiques, quand ils existent, sont tronqués et dégradés. Aussi, durant le semestre froid, les fortes précipitations n’ont-elles aucun mal à se charger en sédiments et à disparaître dans l’endokarst ; il suffit d’observer la forte turbidité de certaines sources et Almyros en crue pour s’en convaincre.

221En Provence et dans les Alpes du S, entre 1500 et 1850 ans ap. J.-C., le déboisement et la dégradation de la forêt subalpine et des alpages concordent avec la crise climatique du "Petit Age Glaciaire", entraînant une réactivation des torrents (NEBOIT, JULIAN et JORDA, 1984). En Méditerranée orientale, et notamment en Grèce, la péjoration du climat du XVI au XIXs S a dû favoriser l’érosion des sols karstiques dans la mesure où le déboisement et le surpâturage étaient déjà bien avancés, comme en Andalousie ou en Italie du S et en Sicile. Cette dense occupation de la montagne, au cours de la période historique, est allée de pair avec la succession des invasions et la nécessité de se protéger au sein des reliefs escarpés. Les montagnes-refuges du Péloponnèse et leurs populations farouches sont ainsi devenues le centre et le moteur de la guerre d’indépendance au XIX° S.

Annexes

Annexe I. Inventaire des principales cavites de moyenne et haute altitude du taygete

1. Gouffre du Prophitis Elias ou TD4 (fig. 40)

- Coordonnées : X : 22° 21’E Y : 36° 56’54" N Z : 1950 m.

- Spéléométrie : dénivellation : - 74 m ; indice de verticalité : 1 ; dévelopement : 90 m.

- Historique : le gouffre est exploré le 14/07/83 par R. MAIRE et P. BERGERON (expédition française : groupe VULCAIN/Lyon).

- Equipement : P 68 m, P6 m (corde de 100 m).

- Description : visible de loin, le TD4 s’ouvre dans les marbres en plaquettes sur la rive droite d’un ravin très raide situé sur le flanc SE du Prophitis Elias (fig. 39). L’entrée, un porche très incliné de 5 à 6 m de diamètre, conduit directement dans un vaste puits de 68 m. Le fond, large de 8-10 m, est colmaté par un plancher d’éboulis ; sur le côté, un puits de 6 m aboutit à la cote - 74 m sur une fissure impénétrable. Il s’agit d’une vieille cavité recoupée par le recul du versant.

2. Gouffre Mavropoulion ou TA4 (fig. 41)

- Coordonnées : X : 22° 17’40" E Y : 37° 2’52" N Z : 1650 m

- Spéléométrie : dénivellation : - 57 m ; indice de verticalité : 0,79 ; développement : 80 m.

- Historique : le gouffre est découvert et exploré par C. RIGALDIE et R. MAIRE en juillet 1983 (expédition française : groupe VULCAIN/Lyon).

-Equipement : P 45 m.

- Description : la cavité, habitée par des choucas, s’ouvre sur le plateau de Mente Alonia (fig. 37). L’entrée, d’un diamètre de 3-4 m, correspond à l’effondrement du toit d’un ancien puits souterrain. Très vaste, le puits de 45 m en cloche aboutit dans une salle de 20 m de large. Les parois sont couvertes d’épaisses coulées stalagmites inactives dans lesquelles nichent les volatiles. Le plancher d’éboulis se poursuit dans une galerie concrétionnée obstruée vers - 57 m.

3. Gouffre de Mente Alonia ou T2 (fig. 41)

- Coordonnées : X : 22° 17’18" E Y : 37° 2’27" N Z : 1590 m.

- Spéléométrie : dénivellation : - 85 m ; indice de verticalité : 0,94 ; développement : 130 m.

- Historique : le gouffre est découvert et exploré en novembre 1979 par J.-F. PERNETTE, R. MAIRE et J. DELPY.

- Equipement : R5 m, P12 m, P7 m, P7 m, R3 m, P28 m, P18 m.

- Description : la cavité s’ouvre sur le versant W du Taygète, dans le secteur du plateau de Mente Alonia, à 1/2 h de marche du col coté 1420 m (fig. 32). L’entrée, un petit puits de 5 m, se situe sur un replat dans le flanc W semi-boisé. Creusé dans les marbres blancs en plaquettes, le gouffre présente un profil classique en escalier de puits. Arrêt à - 85 m environ sur une petite galerie impénétrable. Les puits, non concrétionnés (sauf le dernier), sont façonnés par les eaux agressives pluvionivales. Ce gouffre paraît plus récent que le TA4.

Annexe II. — Resultats hydrochimiques

Tableau 3 :
Caractères physico-chimiques de plusieurs sources kars-tiques du Taygète.
* R. MAIRE, 1981 et 1983 (analyses : laboratoire de géographie physique d’Aix-en-Provence, Mme. SISTACET).
** S.-D. SKAYIAS, 1978.

Tableau 4 : Caractères physico-chimiques des principales sources karstiques des massifs du Helmos, du Ziria et de l’Olijirtos (Nord Péloponnèse).
* R. MAIRE, 1981 (analyses : laboratoire de géographie physique d’Aix-en-Provence, Mme. SISTACH).
** S.-D. SKAYIAS, 1978.

Annexe III. L’homme et la montagne en peloponnese

A. MONTAGNE ET MYTHOLOGIE

La mythologie des Anciens est très présente dans la toponymie. Le terme de Péloponnèse provient lui-même de "Pelops", fils de Tantale, qui fut l’un des premiers rois de ce territoire. Areas, fils de Zeus et de Calisto (ou Helicé), donna aussi son nom à l’Arcadie, l’une des régions de la péninsule et de toute la Grèce où sont nées le plus de fables.

Point culminant du N du Péloponnèse, le Cyllène ou Ziria (2376 m) fut le lieu de naissance du dieu Mercure. C’est au pied de cette puissante montagne qu’Hercule (ou Héraclès) tua à coups de flèches les oiseaux du lac Stymphale qui incommodaient les environs de leur puanteur. Plus au NW, sur le flanc septentrional du Helmos, les eaux du Styx se précipitent en cascades dans une profonde et sombre gorge ; ce site sauvage et inquiétant explique pourquoi cette rivière passait autrefois pour être le "fleuve des enfers".

C’est dans la haute chaîne du Taygète que Zeus, prenant la forme d’un cygne, s’éprit de Léda et enfanta les Dioscures, dont les jumeaux Castor et Pollux. La légende rappelle aussi que les forêts du Taygète, comme celles de l’Erymanthe, abritèrent Artemis (ou Diane), déesse de la chasse. Le Taygète fut également célébré par les fêtes qu’on y faisait en l’honneur de Bacchus. Au S de la Laconie, au lieu dénommé Ténare (cap Ténare ou promontoire de Malée), les Anciens croyaient que l’on pouvait descendre aux enfers par des cavernes profondes et obscures.

C’est sur l’Erymanthe qu’Hercule terrassa et porta sur ses épaules un sanglier qui ravageait la campagne. Au centre du Péloponnèse, le Ménale (1980 m) fut le séjour de Pan, dieu des bergers, d’où son surnom de Maenalius.

B. PEUPLES MONTAGNARDS ET MONTAGNES-REFUGES

Dans les montagnes de Grèce continentale et du Péloponnèse subsistent encore des traces des différents ethnies venues du N. En dehors des Grecs eux-mêmes, on distingue les Valaques, les Albanais, les Sarakatsanis, les Karagounis et les Pomaques. Latinophones et originaires de Valachie, les Valaques ont surtout occupé le Pinde en quête de nouveaux pâturages. Aujourd’hui encore, dans divers villages du Pinde, les habitants sont blonds en majorité (SFIKAS, 1980, p. 27). Originaires du territoire correspondant à l’Albanie actuelle, les Albanais se sont répandus jusqu’en Péloponnèse, surtout après l’invasion ottomane au XV° S en raison de la scission en chrétiens et musulmans. Les Souliotes, Albanais vivant dans les montagnes de Souli près de Ioannina en Epire, ont participé avec les Grecs à la guerre d’indépendance et à la révolution de 1821 contre les Turcs ; depuis ils se sont hellénisés. Les Sarakatsanis, vivant surtout en Grèce du N, seraient d’anciens autochtones, peut-être des pré-Hellènes (ou Pélasges) ou une des plus anciennes tribus grecques. En Grèce centrale, les Karagounis ont dû constituer une branche de la peuplade valaque.

Cette juxtaposition ethnique a été atténuée, voire gommée en grande partie par un milieu naturel montagnard très spécifique et un sentiment nationaliste de plus en plus puissant au cours des deux derniers siècles, d’où l’hellénisation de l’ensemble de ces peuples. Seuls peut-être les Pomaques, sur les versants du Rhodope, avec leur propre langue et leur religion musulmane, semblent échapper à l’assimilation ; il s’agirait d’une population autochtone remontant sans doute à la Thrace antique.

Les montagnes grecques ont été habitées depuis fort longtemps. Après l’invasion ottomane à la fin du Moyen-Age, les agglomérations et les communautés montagnardes se sont développées, car elles avaient su monnayer leur soumission à l’occupant en échange d’une administration autonome et de privilèges économiques. Les localités de montagne ont contribué ainsi largement au renouveau culturel et spirituel de la nation hellénique (écoles, bibliothèques, manoirs) à une époque où les villes de la plaine étaient dans une totale léthargie. Mais avec la décadence de l’empire ottoman au XVIIe S est survenu peu à peu l’oppression des fonctionnaires turcs. Au XVIIIe S apparaissent les klephtes, les premiers résistants montagnards, vivant dans les forêts et les grottes. Face à eux, les armatoles étaient des notables grecs chargés par les Turcs de maintenir l’ordre et d’assurer l’administration. Cependant, lorsqu’éclata la révolution du 25 mars 1821, armatoles et klephtes s’allièrent pour chasser les Turcs, dure combat qui dura des décennies malgré la victoire de Navarrin le 20 octobre 1827 et le traité d’Andrinople en 1829.

- Les montagnes-refuges du Péloponnèse avant et pendant la guerre d’indépendance :

En 1821, le Péloponnèse a donné le signal du soulèvement contre l’occupant turc. Mais déjà, dans le passé, certains peuples des montagnes, à l’abri dans leurs forteresses naturelles, s’étaient illustrés par leur caractère farouche et indépendant. Sous la domination romaine, au temps d’Auguste, quelques villes de la Messénie et le Magne formèrent une petite république connue sous le nom d’Eleuthérolaconie qui réussit à maintenir son indépendance jusqu’au XIXe S, un peu comme les Sphakiates du S des Levka Ori en Crète. Les célèbres Maniotes, habitants de la péninsule du Magne à l’extrémité S du Taygète, constituaient une population pauvre et guerrière. Jamais les troupes turcs ne purent pénétrer dans leurs montagnes, et moyennant quelques tributs irréguliers, ils connurent une absolue liberté. Sans doute mieux que partout dans le reste de la péninsule hellénique, les montagnes du Péloponnèse avaient permis de conserver cet esprit indépendant. Ce pays a "l’avantage d’être construit comme un chateau du Moyen-Age. Une muraille y succède à une muraille, une porte à une porte ; c’est un labyrinthe inextricable, qui garde toujours une issue et un asile pour ses défenseurs après chaque défaite, un piège et un péril pour ses ennemis après chaque victoire" (en parlant du Taygète et du Magne, d’après JOUFFROY, in BRUNET DE PRESLES et BLANCHET, 1860, p. 378).

Avant la guerre d’indépendance, le premier grand soulèvement du Péloponnèse fut en partie suscité et exploité par les Russes qui cherchaient à faire reculer l’Empire Ottoman en Méditerranée orientale. En 1770, les montagnards du Magne et du Taygète s’allièrent aux habitants de la plaine de Kalamata contre les Turcs. Au début de la guerre d’indépendance, le Péloponnèse devint le foyer principal de l’insurrection. En effet, contrairement à la Crète qui était occupée par une foule d’Ottomans, la Morée était habitée par un nombre important de chrétiens, protégée par son isthme étroit, défendus par ses hautes montagnes et ses gorges profondes. Retirés dans ces bastions, les Péloponnésiens vivaient l’existence des Klephtes, sous l’autorité et la protection morale des prêtres et évêques qui les maintenaient dans la foi nationale. En 1821, les deux grands centres de résistance prirent naissance dans les deux secteurs montagneux que sont l’Achaïe au N et le Taygète-Magne au S. Le 4 avril 1821, les Maniotes se soulevèrent sous la conduite de Mavromichalis et Colocotroni. Au cours des dures années suivantes, Turcs et Grecs connurent alternativement victoires et revers cuisants. En 1822, l’armée turque, forte de 30 000 hommes, 30 000 mulets et 500 chameaux, pensait reconquérir la Morée sans trop de problèmes, mais c’était sans compter avec les conditions naturelles hostiles. La moisson étant faite, grains et fourrage avaient été emportés et cachés dans la montagne par les chrétiens. L’été fort aride avait tari presque toutes les sources, sauf les émergences saumâtres qui demeuraient imbuvables.

En 1826, le chef ottoman Ibrahim commit l’erreur de s’attaquer directement aux montagnards du Taygète et du Magne dont le talent guerrier n’avait rien à envier aux anciens Spartiates. Rapidement, il put se convaincre que ces "montagnes escarpées et ces défilés recélaient les plus dangereux de ses adversaires, qu’il faudrait emporter chaque cime de rocher, forcer chaque position l’une après l’autre, que chaque buisson cachait un fusil" (BRUNET DE PRESLE et BLANCHET, 1860, p. 541). En 1829, après une lutte acharnée de sept années, l’opiniâtreté des Grecs, et surtout de ses montagnards, avait finalement conduit la France et l’Angleterre à se mettre de leur côté et d’obliger les Turcs à signer un traité de paix.

La seconde épopée des montagnards grecs a lieu pendant le deuxième conflit mondial. En 1940-41, la guerre italo-grecque aboutit à la défaite des troupes fascistes de Mussolini : c’est la première victoire des pays alliés. Avec l’occupation allemande, la résistance s’organise et s’amplifie ; en 1943 se constituent dans les montagnes de Grèce une des plus puissantes forces d’opposition qui contribue assez rapidement au retrait des puissances de l’Axe en 1944.

C. MODES D’OCCUPATION DE LA MONTAGNE CALCAIRE

Le surpâturage a été aussi intense en Péloponnèse qu’en Crète ; toutefois les forêts y sont mieux conservées. Là encore, les méfaits des troupeaux remontent à l’Antiquité. Sous les Romains, les grandes exploitations agricoles fondées sur l’élevage extensif se sont développées sous la conduite des nombreux esclaves. STRABON fait d’ailleurs un triste tableau de la Grèce de cette époque. Cet apauvrissement des campagnes au profit de quelques fortunes se retrouve aussi en Sicile. On raconte que GRACCHUS, en traversant l’Italie, avait été frappé de voir les campagnes presque désertes. La Sicile, jadis très peuplée, était également couverte de troupeaux (BRUNET DE PRESLE et BLANCHET, 1860).

Au cours de la période historique, l’élevage s’est poursuivi avec la pratique du semi-nomadisme maintenue jusqu’à nos jours : transhumance des moutons vers les estives d’altitude à la fin du printemps, descente des troupeaux en plaine à l’automne. Entre 1500 et 1800 m, dans le N du Taygète (Mente Alonia, Longastra), le haut karst à dépressions de la zone subalpine a été occupé autrefois de façon plus active. Des talwegs secs et les appendices étoilés des ouvalas conservent encore les traces des anciennes terrasses (photos 35 et 36). A cette altitude, et en raison de la faible potentialité des sols, les cultures sèches devaient être momentanées et peu abondantes, car on se situe près de la limite altitudinale de la culture céréalière.

Les karsts supraforestiers situés sous la limite supérieure théorique de la forêt résulte, comme en Crète, de la destruction historique d’une partie de la couverture forestière. Le paysage actuel de pelouse est, selon l’expression de BARBERO et QUEZEL (1983), "le pyropaysage classique, véritable écomorphose lié au feu Cette pression anthropique remontant à plusieurs millénaires explique aussi la dégradation des sols (sols tronqués, remaniés), voire leur disparition sur certains versants de basse et moyenne montagne.

L’étagement des modes d’occupation du sol dans le Taygète est classique dans le Péloponnèse :

- ville de plaine ou de piémont (Sparte), avec cultures fruitière intensive (orangers) et pâturages d’hiver, mais on n’atteint pas vraiment le stade "huerta" ;

- village de piémont sur source karstique (Trypi), avec polyculture (arbustes, jardins) ;

- hauts pâturages d’été (plateau de Mente Alonia, Nerodovouni).

Les systèmes agro-pastoraux ont subi de nettes modifications depuis quelques décennies :

- tendance à la monoculture fruitière, céréalière ou maraîchère dans les plaines avec disparition du complantage (BARBERO et QUEZEL, 1983, p. 66) ;

- abandon et embroussaillements des restanques à moyenne et moyenne-haute altitude ;

- disparition de l’étage supérieur de culture au profit du haut pâturage exclusif.

Le réseau routier s’est amélioré depuis les années 1960-70 ; de plus, de nombreuses routes forestières ont été ouvertes sur les flancs des hautes montagnes, comme sur le versant W et SW du Helmos depuis Xirokambos. SFIKAS (1980, p. 9) constate que ces voies de pénétration ont facilité l’accès vers de nombreuses zones éloignées et la communication entre les villages ; mais en contrepartie, elles ont causé des dégats directs pour l’environnement et favorisé le braconnage, l’exploitation occulte des carrières et les incendies de forêts. Des parcs nationaux de forêts de montagne ont été créés dans l’ensemble du pays, mais ils sont encore insuffisamment gardés. Très riches, la flore et la faune d’altitude sont théoriquement protégées. Si le sanglier est toujours commun, l’ours et le lynx méditerranéen (Lynx pardinus) ont disparu en Péloponnèse ; mais il en existe encore dans les hautes montagnes du Pinde et à la frontière N. Le loup, autrefois très répandu en Péloponnèse, a également disparu ; on en connaît cependant en Grèce septentrionale. Le gypaète (Gypaetus barbatus), le plus grand rapace de Grèce et d’Europe, est toujours présent.

Le tourisme de montagne se développe peu à peu. La plus proche station de ski d’Athènes se situe sur le Mt. Parnasse en Grèce continentale. Sur le Ménale (1980 m), au centre du Péloponnèse, des pistes ont été aménagées. Toutes les hautes montagnes ont des refuges appartenant soit à des clubs alpins locaux, soit à la Fédération Hellénique de Ski et d’Alpinisme.

Table des illustrations

Légende Figure 29 : Situation géographique des massifs étudiés (Helmos au N et Taygète au S).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11120/img-1.jpg
Fichier image/, 152k
Légende Figure 30 ; Carte structurale du Péloponnèse (d’après THIEBAULT,1982).Zones externes :1. Zone ionienne (marbres du Taygète).2. Série des Phyllades (bordure du Taygète et du Ménale).3. Nappes de Gavrovo-Tripolitza (karsts du Helmos, poljé de Tripolis).a. Sous-zone de Gavrovo.b. Sous-zone de Tripolitza.4. Nappe du Pinde-Olonos calcaires du Crétacé sup., Tables d’Arcadie).Zones internes :7. Zone pélagonienne (soubassement métamorphique du Paléozoïque-Trias).8. Zone maliaque (sédiments pélagiques et volcanites mésozoïques).9. Complexe ophiolitique.Divers :10. Néogène discordant.11. Limite de nappe.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11120/img-2.jpg
Fichier image/, 468k
Légende Figure 31 :Carte pluviométrique du Péloponnèse(d’après l’Atlas économique et social de Grèce, 1964, Centre des Sciences sociales d’Athènes).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11120/img-3.jpg
Fichier image/, 356k
Légende Figure 32 :Carte géologique du Taygète et du Magne avec indication des grands éléments morphologiques(d’après THIEBAULT, 1982, et complétée).1. Néogène discordant.2. Série calcaire du Pinde-Olonos (Pinde arcadien).3. Flysch de Gavrovo-Tripolitza.4. Série carbonatée de Tripolitza.5. Série des Phyllades s.l.6. Flysch ionien.7. Zone ionienne (série des marbres ou "Plattenkalk").8. Flysch de Paxos-Zanthe.9. Série marmoréenne de Paxos-Zanthe (zone ionienne du Magne).10. Faille et chevauchement.11. Escarpement de faille normale du balcon oriental du Taygète. 12. Falaise bordant le paléo-piémont fini-miocène du Taygète SW et du Magne.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11120/img-4.jpg
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Légende Figure 33 :Coupe géologique à travers les plateaux karstiques de moyenne altitude du Taygète N et NW (inspirée de la carte géologique de Kalamata, 1/50 000). 1. Néogène. 2. Calcaires crétacés d’Olonos (nappe du Pinde-Olonos). 3. Flysch (Eocene sup.-Oligocène. 4. Calcaire et dolomie mésozoïques de Fripolitza (série de Gavrovo-Tripolitza). 5. Phyllades. A. Surface d’aplanissement karstique (Eocène probable) exhumée après décapage du flyscli. B. Semelle de la nappe pindique.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11120/img-5.jpg
Fichier image/, 160k
Légende Figure 34 :Coupe géologique schématique au niveau du Taygète central mettant en évidence le horst anticlinal du Prophitis Ilias, le balcon oriental du Taygète (surface miocène) et le paléo-piémont occidental (fini-miocène). 1. Cône de déjection consolidé et rubéfié. 2. Néogène (bassin de Sparte ; brèche fini-miocène et Pliocène marin du paléo-piémont du Magne). 3. Dolomies de Tripolitza (formation de Lakkomata). 4. Série des Phyllades en grande partie décapée. 5. Zone ionienne (marbre et calcaire dolomitique).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11120/img-6.jpg
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Légende Photo 33 :Près d’Anavryti, canyon entaillant le balcon oriental du Taygète et l’escarpement de faille normale dominant le bassin de Sparte.Cette profonde vallée est corrélative de la surrection néogène et recoupe des paléocavités héritées de la karstification tertiaire.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11120/img-7.jpg
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Légende Photo 34 :Les brèches du Magne feutrent le paléo-piémont, l’escarpement de faille (mégafalaise) et se poursuivent sous le niveau marin actuel. Leur âge fini-miocène est attesté par leur situation morphologique et localement par du Pliocène marin transgressif.Premier plan, brèches karstifiées au bord de la mer. Second plan, la rias d’Ormou Dirou est un exemple d’ancienne vallée fini-miocène surcreusée au cours de la régression messinienne et envahie par la mer du Pliocène inférieur. Le rôle de la néotectonique est difficile à apprécier.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11120/img-8.jpg
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Légende Figure 35 :Coupe géologique schématique au niveau du Taygète N et du karst nival de Longastra. A l’W, la couverture des Phyllades culmine à 1700 m.1. Néogène détritique du bassin de Sparte.2. Calcaire et dolomie de Tripolitza.3. Nappe des Phyllades (en cours de décapage).4. Marbre de la zone ionienne.
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Légende Photo 35 :Dans le N Taygète, le karst nival de Longastra à dolines et ouvalas désorganise un ancien système de vallons secs (alt. 1750 m). Lithologie : marbre de la zone ionienne. Premier plan, cavité recoupée (effondrement) évoluant en puits à neige. Second plan, ouvalas anciennement aménagés en terrasses de cultures. Au fond, sommet du Xerovouno (1852 m).
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Légende Figure 36 :Coupe géologique au niveau tin karst nival à dolines et ouvalas de Mente Alonia, et du balcon oriental du Taygète (inspirée de la carte géologique de Sparte, 1/50000).1. Cône de déjection consolidé et rubéfié. 2. Néogène détritique du bassin de Sparte. 3. Dolomie de Tripolitza (formation de Lakkomata). 4. Série des Phyllades. 5. Marbres de la zone ionienne.
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Légende Figure 37 :Carte morphologique du Taygète central entre le Nerodovouni (2025 m) et le canyon de Langada (levés de terrain, fond topographique et structural établi d’après la carte géologique de Sparte, 1/50000).1. Alluvions récentes. 2. Cône de déjection du Pléistocène récent. 3. Cône de déjection consolidé et rubéfié. 4. Cône de déjection ancien de Trypi. 5. Néogène détritique discordant du bassin de Sparte. 6. Dolomie de Tripolitza. 7. Série des Phyllades. 8. Marbre de la zone ionienne.9. Faille. 10. Grand escarpement de faille normale du balcon E du Taygète. 11. Talweg sec ou à écoulement temporaire.12. Champs de dolines et d’ouvalas. 13. Dépressions de fond de vallée sèche.14. Lapiés et pinacles (crypto-karst décapé des altérités provenant des Phyllades).15. Gouffre ancien concrétionné recoupés par l’érosion.16. Emergence.17. Versant plus ou moins régularisé (30-40°), 18. Canyon.19. Gorge à profil en V. 20. Ravin, couloir nivo-karstique.
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Légende Photo 36 :Dans le Taygète central, le karst à ouvalas de Mente Alonia (alt. 1700 m) (situation fig.37).Les ouvalas résultent de la désorganisation karstique d’un ancien système de vallons. Noter les croupes surpâturées dans les marbres et la disparition totale de la forêt des 1600 m.
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Légende Figure 38 :Coupe géologique du versant E du Prophitis Ilias (d’après THIEBAULT, 1982) et situation de l’arc morainique de 1900 m. A noter le profil régularisé du haut versant. 1. Dolomie de la formation de Lakkomata (série de Tripolitza). 2. Conglomérat polygénique siliceux de la formation de lakkomata. 3. Phyllades.Zone ionienne : 4. Marbre grenu.5. Quartzite. 6. Marbre à rogons de quartzite. 7. Calcaire marmoréen à filaments. 8. Dolomie.
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Légende Figure 39 :Carte morphologique de la zone des cirques glaciaires du Prophitis Ilias (levés de terrain).1. Marbre de la zone ionienne. 2. Dolomie de Tripolitza (formation de Lakkomata). 3. Série des Phyllades.4. Pendage. 5. Sommet, crête, col. 6. Talweg sec ou à écoulement temporaire. 7. Eboulis récent. 8. Ecroulement. 9. Moraine tardiglaciaire. 10. Moraine de névé.11. Dépression karstique (en tiretés : dépression glacio-karstique incipiente). 12. Gouffre (cote en m).13. Emergence et zone drainée.
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Légende Photo 37 :Le cirque glaciaire oriental du propliitis Ilias (situation fig. 38 et39).A gauche, moraine frontale tardiglaciaire (alt. 1900 m). Au fond, cirque entaillant le versant plus ou moins régularisé dans les marbres.
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Légende Photo 38 :La crête du Taygète central au N du Nerodovouni vers 2000m.Noter les versants dissymétriques dans les marbres.A gauche, versant E plus ou moins régularisé (pente 30°) dans le sens du pendage.A droite, versant W escarpé (55°).
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Légende Photo 39 :Flanc W du Taygète central au N du Prophitis Ilias (sommet coté 2350 m, situation fig. 39). Premier plan, doline d’effondrement et marbres à lits de quartzite (fig.38). Au fond, versant régularisé de 35° recoupant le pendage.
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Légende Figure 40 :Coupes de cavités du flanc E du Prophitis Ilias. TD’1 : gouffre-perte semi-actif localisé en bordure d’une dépression. TD4 :gouffre ancien décapité par l’érosion sur le versant escarpé.
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Légende Photo 40 :Ancienne cavité recoupée par le recul du versant E du prophitis llias, alt. 1950 m. Début du puits d’entrée de 68m du gouffre TD4 (situation fig. 59, coupe fig. 40).
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Légende Figure 41 :Coupes de deux gouffres anciens concrétionnés et recoupés par l’abaissement du plateau karstique subalpin de Mente Alonia (karst semi-forestier et supraforestier ans le marbre de la zone ionienne, zone à dolines, ouvalas, vallons secs).
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Légende Figure 42 :Localisation des emergences principales du Taygète et indications du débit + teneur en chlorure pour chaque source.Les sources littorales saumâtres (ou Almyros) sont contaminées directement par le biseau salé.Pour les émergences intérieures, la contamination atmosphérique en sels marins est plus forte sur le versant occidental (flux d’W).(d’après les données de SKAYIAS, 1978 ; complétée pour Arfara, Magoilitza, Trypi, Skala, P. Elias).
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Légende Figure 43 : Faciès chimiques des sources du karst supraforestier (Magoilitsa, canyon de Langada à l’W de Sparte) et du karst de moyenne montagne (Trypi, à l’E de Magoilitsa). (analyses : laboratoire de géographie physique d’Aix-en-Provence, Mme. SISTACH ; d’après SKAYIAS, 1978, pour Trypi20/8/75).
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Légende Figure 44 : Faciès chimiques des grandes sources du karst de moyenne montagne du TaygèteNW (plateau de Poliana, fig. 33). (d’après SKAYIAS, 1978, pour Arfara 5/7/75 et Floroi5/7/75).
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Légende Figure 45 : Faciès chimiques de la grande source de Skala qui draine le karst de basse altitude du Likovouni (alt. 516 m) au S du bassin de Sparte, fig. 4). (d’après SKAYIAS, 1978, pour le 22/8/75).
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Légende Figure 46 : Carte de distribution du taux de chlorure évacué par les sources karstiques non saumâtres du Péloponnèse (situation estivale) et localisation des principaux Almyros. (carte établie d’après les données de SKAYIAS, 1978 et quelques compléments personnels).
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Légende Figure 47 :Carte géologique du massif du Helmos dans le Péloponnèse septentrional (situation fig.29).(d’après FLAMENT et DE WEVER, in FLEURY, 1980 ; complétée pour les formations de piémont).1. Cône de déjection consolidé, rubéfié et entaillé.2. Brèche climatique ancienne du paléo-piémont de Xirokambos.3. Conglomérat deltaïque pliocène du piémont corinthien.4’. Nappe pindique.4". Formation à blocs.5. Nappe de Gavrovo-Tripolitza.5’. Couche de passage au flysch.5". Calcaire paléocène et éocène.5"‘. Calcaire mésozoïque.6. Cristallin de Zarouchla (série des Phyllades).7. Faille et chevauchement.
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Légende Figure 48 : Coupe schématique du Helmos et des formations de piémont associées, (inspiré de DUFAURE, 1975, pour le piémont N). 1. Moraine tardiglaciaire. 2. Brèche climatique de haute montagne (photo 46). 3. Cône de déjection consolidé à matrice rouge (photo 43). 4. Tablier ancien de brèche climatique du paléo-piémont de Xirokambos (photo 42). 5. Conglomérats deltaïques fini-miocènes ( ?) et pliocènes surmontés par d’épais paléosols rouges. 6. Marnes sableuses néogènes.
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Légende Figure 49 : Carte morphologique du Helmos (levés de terrain, fond topographique d’après la carte géologique de Dhafni, 1/50000). 1. Talweg à écoulement et casacade temporaires. 2. Gorge, canyon. 3. Paroi, flanc escarpé du haut Styx. 4. Cirque glaciaire. 5. Cirque glacio-karstique. 6. Idem avec dépression peu marquée. 7. Vallon glaciaire jeune. 8. Verrou, moraine. 9. Versant régularisé. 10. Ravin nivo-et fluvio-karstique. 11. Emergence, grotte. 12. Dépression et couloir nivo-karstiques dans la brèche de Xirokambos. 13. Relief résiduel dans les calcaires en plaquettes de la nappe pindique (paléo-piémont de Xirokambos). 14. Glacis d’érosion. 15. Brèche climatique pléistocène de haute montagne (photo 46). 16. Cône de déjection consolidé à matrice rouge. 17. Brèche climatique de Lousi. 18. Brèche ancienne de Xirokambos. 19. Cône rocheux dans la brèche de Xirokambos. 20. Gorge et abri sous roche dans les cônes de déjection consolidés.
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Légende Figure 50 : Coupe schématique dans l’ancien tablier de brèche de Xirokambos et caractères du karst nival qui l’affecte. 1. Moraine tardiglaciaire. 2. Matériel morainique remanié. 3. Brèche ancienne de Xirokambos. 4. Surface érodée et karstifiée pré-quaternaire scellée par la brèche. 5. Calcaire dolimitique de Tripolitza. 6. Drainage souterrain. 7. Lapiés. 8. Dolines. 9. Large dépression.
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Légende Photo 41 : Versant N du Helmos, étage montagnard à Abies cephalonica. Coupe de la route dans les brèches de Xirokambos vers 1500 m d’altitude (hauteur 3 m). Noter le litage grossier et Phétérométrie du matériel (quelques cm à plus de 20 cm). Ces brèches sont karstifiées et altérées. Leur âge est mal précisé (Pléistocène inférieur ?).
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Légende Figure 51 : Evolution probable du paléo-piémont de Xirokambos (inspirée de DUFAURE, 1975, et modifiée).NB : la chronologie proposée est encore incertaine pour les phases (1) (2) (3).(1) Néogène : surrection, érosion de la nappe pindique et dépôt des cônes déltaïques (conglomérats).(2) Plio-Quaternaire ancien ( ?) ; poursuite surrection et basculement S des conglomérats, érosion et karstification.(3) Pléistocène inférieur ( ?) : formation d’un épais tablier d’éboulis (brèche de Xirokambos). Karstification de la brèche et poursuite du mouvement de bascule au cours du Pléistocène.(4) Würmien-Actuel : glaciation sommitale et moraine ; cône rocheux et nivo-karst sur la brèche.Légende générale : a. Marnes sableuses néogènes, b. Flysch du Pinde Olonos. c. Calcaires en plaquettes du Pinde-Olonos (Crétacé sup.), d. Calcaires dolomitiques de Tripolitza. e. Sens du soulèvement.
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Légende Photo 42 :Le plateau oriental de Xirokambos (alt. 1700-1900 m) est une paléotopographie fini-tertiaire à buttes et vallées sèches karstifiées (situation figure21).La partie W a été fossilisée par les brèches.
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Légende Photo 43 :Le puissant cône de déjection de Kato Lousi sur le versant W du Helmos (situation figure 21).Formation consolidée, à matrice rouge, réentaillée par l’érosion linéaire.Cette formation majeure, sans relation volumétrique avec le petit cirque glaciaire actuel de Soudena, a un âge mal précisé (Pléistocène inférieur ?).
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Légende Photo 44 :La moraine frontale tardiglaciaire de Xirokambos (alt. 1820m) sur le versant N du Helmos (situation fig.21).Aucune moraine plus ancienne n’a été découverte.
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Légende Photo 45 :Le cirque glaciaire en van (fond plat, faible creusement) du versant N du Kayoleros (alt. 2318 m, situation fig.21).La jeunesse du modelé glaciaire et glacio-karstique pose le problème de l’évolution de la limite des neiges permanentes au Pléistocène et le rôle de la surrection.
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Légende Photo 46 :Fragments de tablier d’éboulis lité et bréchifié subsistant dans le cirque supérieur du Helmos vers 2250 m (situation fig. 21). Ici lit de gélifracts pluricentimétriques, Ø 5-10cm.Ces brèches érodées et corrodées sont antérieures au Würm et datent du Quaternaire moyen.
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Légende Photo 47 : La grotte de Limnon au N de Kastria (alt. 800 m) constitue l’ancien exutoire karstique du poljé de Lousi (situation fig. 49). Ici, partie moyenne de la cavité avec gours profonds (cliché J.-F. PERNETTE).
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Légende Figure 52 : Carte hydrogéologique des hauts karsts du Helmos, du Ziria et de l’Olijirtos. (débits d’après SKAYIAS, 1978 ; pour les traçages complets, cf. MORFIS et ZOJER, Edit., 1986, p. 281). 1. Sommet. 2. Village. 3. Limite de province. 4. Isohypse. 5. Poljé. 6. Ponor. 7. Source : 10-30 l/s. 8. Source : 30-300 l/s. 9. Source : 300-3000 l/s. 10. Traçages.
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Légende Photo 48 :Branche NE du poljé de Kandyla (situation fig. 52).A gauche, massif de l’Olijirtos (1650m).En arrière-plan, reliefs dominant les poljés du Péloponnèse central (Hotoussa, Levidi, Tripolis).Ces grands poljés intramontagnards sont pré-quaternaires ; ils correspondent à la karstification et au remblaiement d’un système de vallées soulevées et asséchées au cours du Néogène.
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Légende Figure 53 : Faciès chimique des sources du Helmos. (d’après SKAYIAS, 1978, sauf Planiteron, mai 1981).
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Légende Figure 54 : Faciès chimiques de trois sources des massifs du Ziria et de l’Olijirtos. NB : Trizas (bord du poljé inondé de Stymphale) draine le versant S du Ziria. Kandyla et Gkoira drainent le karst subalpin à dolines de l’Olijirtos (fig. 52). (d’après SKAYIAS, 1978, pour Gkoira 18/4/77 et Trizas 30/10/75).
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Légende Tableau 3 :Caractères physico-chimiques de plusieurs sources kars-tiques du Taygète.* R. MAIRE, 1981 et 1983 (analyses : laboratoire de géographie physique d’Aix-en-Provence, Mme. SISTACET).** S.-D. SKAYIAS, 1978.
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Légende Tableau 4 : Caractères physico-chimiques des principales sources karstiques des massifs du Helmos, du Ziria et de l’Olijirtos (Nord Péloponnèse).* R. MAIRE, 1981 (analyses : laboratoire de géographie physique d’Aix-en-Provence, Mme. SISTACH).** S.-D. SKAYIAS, 1978.
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© Presses Universitaires de Bordeaux, 1990

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