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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 III. Les hauts karsts de Crète (Ida et Levka Ori)

Texte intégral

INTRODUCTION

1La Crète est la plus méridionale des grandes îles de la Méditerranée (35-36° lat.N). Elle présente une superficie de 8305 km2, une longueur de 255 km, une largeur de 13 à 45 km et 1056 km de côtes. Son relief énergique, marqué par une façade S escarpée, s’individualise selon trois massifs calcaires dépassant 2000 m d’altitude : les Levka Ori ou Montagnes Blanches à l’W (Pachnès : 2452 m), le Idhi Oros ou Mt. Ida au centre (Psiloritis : 2456 m) et le Dikti Oros ou Mt. Dikté (2148 m) à l’E (fig. 55).

2Les hauts karsts des Levka Ori et de l’Ida, étudiés dans ce chapitre, sont caractérisés par une morphologie originale héritée du Tertiaire et que l’on ne rencontre nulle part ailleurs en Méditerranée. Il s’agit de paléoreliefs karstiques, à buttes, cônes et réseaux de talwegs désorganisés qui ont été portés entre 1500 et 2500 m d’altitude par un jeu de blocs consécutif à la subduction de la plaque africaine sous la plaque hellénique (extension égéenne).

3La principale question est de savoir à quand remonte la surrection principale et quelle est la part de la tectonique et de la morphogenèse plio-quaternaire. Or les dernières découvertes faites en laboratoire (lames minces) et sur le terrain (1988), avec la collaboration de Simon POMEL, montrent que l’on a donné trop d’importance au Plio-Quaternaire. Le niveau repère de téphra piégé dans l’endokarst (ciment brique), retrouvé dans l’ensemble de l’île, de même que l’étude de certains cônes détritiques du court piémont méridional des Levka Ori (ils sont ravinés par le Pliocène marin), prouvent que l’essentiel de l’orogenèse est anté-pliocène. L’hypothèse générale de BONNEFONT (1972) sur la karstification miocène héritée et soulevée est vérifiée.

4Les processus froids n’ont pas modifié l’allure générale des reliefs néogènes (approfondissement des entonnoirs, puits à neige, niches de nivation, perfectionnement des versants réglés). Cela tient à l’immunisation relative de volumes karstiques très élaborés, en zone de plateau et en région méditerranéenne de moyenne-haute altitude, où l’influence mécanique d’origine glaciaire est inconnue. Un seul petit cirque glaciaire, avec vallum morainique associé, a été découvert sur le versant N du Psiloritis (Mt. Ida). Les couvertures imperméables (Phyllades) ayant disparu au cours de l’Oligo-miocène, le karst a d’abord évolué sous une épaisse couverture d’altérites à basse ou moyenne altitude. Mais une question n’est toujours pas résolue : y-a-t-il eu un épisode majeur de soulèvement à la fin du Miocène supérieur ou simplement continuité de l’orogenèse au cours du Miocène moyen et supérieur ?

I - CONTEXTE GEOLOGIQUE ET BIOCLIMATIQUE

A. STRUCTURE GEOLOGIQUE

5Le dispositif structural de la Crète, hérité du plissement alpin (Hellénides), constitue la partie centrale de l’arc égéen externe qui s’étend du Taurus Lycien au Péloponnèse. La néotectonique néogène, de type extensif, est liée à une zone de subduction, la côte S de l’île marquant en gros la limite entre les plaques africaines et helléniques.

1. Les unités structurales et le karst

6La Crète présente l’édifice complet des nappes helléniques. Le karst se développe dans de puissantes séries calcaro-dolomitiques — autochtone de la zone ionienne (ou zone de l’Ida) et allochtone de Tripolitza — pouvant dépasser plusieurs km d’épaisseur. Les circulations endokarstiques sont donc rarement tributaires de niveaux imperméables. En revanche, l’élaboration du relief karstique au cours du Tertiaire n’a pu se faire qu’après l’érosion de la nappe des Phyllades et des unités phylliteuses qui recouvraient, au moins en partie, les régions carbonatées. On distingue les unités suivantes (BONNEAU et ANGELIER, 1977) (fig. 56 et 57) :

a. La zone de l’Ida (zone ionienne) (annexe I : tabl. 5 et 6)

7En position d’Autochtone relatif, cette série forme le soubassement de la Crète et l’ossature des hauts karsts du Mt. Ida et des Levka Ori. Elle est composée de marbres dolomitiques à silex, noirs ou gris-blanc, en bancs métriques à décamétriques (base des massifs des Talea Ori au N de l’Ida et des Levka Ori), attribués au Permo-Trias, puis de marbres noirs en plaquettes et à lits siliceux d’âge mésozoïque à éocène (photo 51).

Figure 55 :
Situation des hauts karsts crétois : Idhi Oros (Mt. Ida), Levka Ori (Montagnes Blanches), Dikti OrosLassithi (Mt. Dikté-Lassithi).

Figure 56 : Litho-stratigraphie des unités tectoniques de Crète (d’après BONNEAU, 1977). Les karsts de l’Ida et des Levka Ori se situent dans les puissantes séries carbonatées de la zone de l’Ida (calcaires en plaquettes) et dans les calcaires de la nappe de Tripolitza.
NB : Noter la position de la nappe des Phyllades sur la zone de l’Ida (décapage sur la bordure W des Levka Ori) ainsi que la couche de phyllites ("Couches de Kroussonas" de l’Oligocène inf.) au sommet de la série des calcaires en plaquettes.

8Les dolomies noires cellulaires, typiques dans la moitié E du haut plateau des Levka Ori, correspondent à une dolomitisation primaire de récifs (photo 1). Les calcaires en plaquettes (ou en "bibliothèques"), bien représentés dans le massif de l’Ida, sont également connus sous le nom de formation "Plattenkalk" (CREUTZBURG et al., 1977). Le sommet de la série présente des couches phylliteuses rouges et vertes et un flysch pélito-gréseux datés de l’Eocène-Oligocène inférieur. Elles portent le nom de Couches de Kroussonas (carte géologique de Tymbakion, 1/50 000). L’ensemble de cet Autochtone est affecté par un léger métamorphisme.

b. Les formations de la nappe de Tripolitza

9Bien connue dans le Péloponnèse où elle atteint 150 km de large, la nappe de Tripolitza est charriée en Crète sur la zone de l’Ida. On observe deux ensembles lithologiques séparés par une discordance :

10- La nappe des Phyllades affleurent largement à l’extrémité W de File. Il s’agit d’une série schisteuse renfermant des intercalations de calcaires ou de métabasaltes d’âge permo-triasique. Riches en schistes sériciteux et chloriteux, ces phyllades sont parfois absentes entre la zone de l’Ida et les calcaires de Tripolitza. Il ne faut pas les confondre avec les affleurements résiduels de schistes, présents sur les plateaux intermédiaires de l’Ida et le haut karst des Levka Ori, qui sont des lambeaux de flyschs et de couches phylliteuses appartenant au sommet de la formation "Plattenkalk" (Couches de Kroussonas).

11Cette nappe des Phyllades constitue un élément majeur dans la morphogenèse tertiaire, car elle a dû recouvrir, à l’Oligocène et au Miocène inférieur-moyen, une partie importante de l’île. Cela semble être le cas pour les Levka Ori et le Mt. Dikté (klippes de bordure, jusqu’à 1500-1700 m d’altitude). En revanche, on n’a pas de preuve pour le Mt. Ida.

12- La série carbonatée de Gravrovo-Tripolitza, également charriée, est épaisse de 3000 m maximum selon ANGELIER (1979). Elle comporte des dolomies et calcaires du Trias-Lias et des calcaires massifs sombres du Jurassique-Eocène. Ces calcaires néritiques forment, en particulier, la partie orientale du massif de l’Ida où ils atteignent 600 à 800 m de puissance. La localisation des klippes, au S et l’W, indiquent que le soubassement autochtone ("Plattenkalk") a été recouvert par la nappe calcaire de Tripolitza (tabl. 5, fig. 58).

c. La nappe du Pinde-Ethia

13Comparable à celle du Pinde en Grèce continentale, elle n’apparaît pas sur les hauts karsts crétois. Son charriage sur la série de Tripolitza peu s’observer localement, comme dans le massif karstique du Kedros (alt. 1777 m) situé au SW de l’Ida ou dans le fossé de Goniès à l’Ε d’Anogia (N de l’Ida). La série synthétique va du Trias au Lutétien ; elle présente notamment une épaisse couche de calcaires roses du Trias-Jurassique et des calcaires en plaquettes néocrétacés.

d. Les nappes intermédiaires (Arvi, Miamou, schistes de Vatos)

14Elle forment des lambeaux visibles dans la partie centrale et E de la Crète, mais jamais en haute montagne.

e. La nappe supérieure de l’Asteroussia

15Elle termine l’édifice crétois. Il s’agit de roches métamorphiques de la nappe de l’Asteroussia s.s. et d’ophiolites toujours situées en position supérieure (bassin de Goniès au N de l’Ida). Cette unité ne s’observe pas en altitude.

Figure 57 : Carte structurale de la Crète (d’après BONNEAU, 1976). 1. Néogène et Pléistocèue. 2. Ophiolites. 3. Nappe de l’Asteroussia. 4. Nappe de Mimou. 5. Nappe d’Arvi. 6. Nappe de Pinde-Ethia (a.Calcaires et radiolarites : Trias-Eocène inf. ; b. Flysch éocèue). 7. Nappe de Tripolitza (a. Phyllades ; b. Calcaires : Trias-Lutétien ; c. Flysch). 8. Autochtone relatif : zone de l’Ida (a. Calcaires à Fusulines : Permien ; b. Dolomies ; c. Calcaires en plaquettes ; d. Couches de Kalavros : Oligocène inf. ?).

Figure 58 :
Coupe géologique schématique N-S de la Crête à la hauteur du Mt. Ida (d’après BONNEAU, 1973). De 1 à 8, même légende que la fig. 57. 9. Gypses. 10-11-12-13. Contacts des nappes de l’Asteroussia (10), d’Arvi (11), du Pinde-Ethia (12), de Tripolitza (13).

Photo 49 : Dolomie noire des Levka Ori (échantillon C3/R). Dolomitisation primaire des récifs, faciès dolosparitique (photo gramme de lame mince en lumière polarisée/LP). Porosité mesurée : 3,65 %.

Photo 50 :
Dolomie blanche des Eevka Ori (échantillon C2/R). Intradolosparite avec fissuration postérieure (photogramme de lame mince en LP). Porosité mesurée : 1,30 %.

Photo 57 : Calcaires eu plaquettes ("Plattenkalk") à lits de quartzite. Mt. Ida, plateau de l’Axi Kefala, entrée de gouffre explorée jusqu’à - 60 m.

2. Phases tectoniques et de morphogenèse

16Au cours du Cénozoïque, la subduction égéenne est responsable de deux phases tectorogéniques très différentes en Crète : une phase compressive (nappes, plis) à l’Oligo-Miocène et une phase épirogénique à partir de la fin du Miocène moyen. Elles sont directement à l’origine du relief actuel.

a. La mise en place des nappes

17La phase tangentielle et plicative de l’OligoMiocène (Oligocène inférieur-Miocène inférieur ?) est responsable des grands charriages : nappes des Phyllades et des calcaires de Tripolitza. Bien que mal connue, cette période a joué un rôle géologique capital en Crète :

  • formation probable des premiers grands volumes montagneux du Tertiaire ;

  • érosion et altération importantes, avec transport de la silice en mer (des silicifications oligocènes sont connues en Méditerranée).

18Des phases paléotectoniques se sont produites dans les nappes les plus internes (Asteroussia) au Jurassique supérieur et au Crétacé supérieur, mais leur rôle structural est faible dans le relief crétois (BONNEAU et ANGELIER, 1977).

b. La surrection post-nappe

19Le Dikti, l’Ida et les Levka Ori sont des horsts vigoureux, ceinturés par des escarpements de failles normales dissymétriques, le rejet des accidents méridionaux étant beaucoup plus grand que celui des accidents septentrionaux ; d’où cette structure en "toit d’usine” très abrupte au sud. La tectonique de faille normale est commandée par l’extension égéenne qui a débuté au cours du Miocène et s’est accentuée au Miocène supérieur.

20ANGELIER (1979) indique que les phénomènes compressifs sont ténus alors que les failles normales ont des rejets de plusieurs km. En plus des directions classiques E-W et N-S, on distingue des directions obliques NW-SE et NE-SW, en particulier dans l’Ida, l’isthme de Rethimnon à l’W et l’isthme d’Ierapetra à l’Ε. Celui-ci discerne deux étapes dans la néotectonique postnappes :

  • la première, de 20-30 à 13 Ma (Miocène inférieur-moyen), se manifeste par une grande flexure sud crétoise de direction E-W. A cette époque, la Crète s’étendait beaucoup plus au nord et une connexion devait exister avec le Péloponnèse au niveau de Cythère et d’Anticythère. Au sud, l’extension des terres émergées est moins bien précisée. Dans tous les cas, les nappes oligocènes devaient être partiellement érodées.

  • la seconde, postérieure à 13 Ma, c’est-à-dire au Serravalien (âge des premières molasses datées), voit la surrection s’accentuer. Par conséquent, c’est au Miocène supérieur que la Crète a pris sa forme actuelle, selon un môle dissymétrique E-W, de 50 km de large, séparé par des fossés d’effondrement remplis de sédiments détritiques du Serravalien-Tortonien (bassins d’Héraklion, d’Ierapetra). C’est pendant cette période que le karst tropical à buttes a été porté en altitude et que le décapage des altérités a dû se produire.

21ANGELIER (1979) propose des chiffres pour les décalages tectoniques. Entre les fossés et les culminations virtuelles, ils seraient de 9 km au sud et de 4 km au nord, se décomposant ainsi (50 % d’incertitude) :

  • 4 km pour l’érosion ;

  • 1,5 km pour le remplissage sédimentaire ;

  • 3 km pour la dénivellation s.s.

22Le réajustement isostatique, qui a augmenté les mouvements verticaux, serait de 20 à 60 % des décalages globaux (4 km au S, 2 à 3 km au N). Cependant, ces chiffres ne disent rien sur la vitesse du soulèvement depuis 13 Ma ; or, c’est toute l’histoire morphologique qui en dépend.

c. Importance respective du Miocène supérieur et du Plio-Quaternaire

23On peut subdiviser la période néotectonique en deux parties : le Miocène supérieur (13 à 5 Ma environ) et le Plio-Quaternaire (5 Ma à aujourd’hui). Des recherches complémentaires de terrain (1988), effectuées avec S. POMEL, montrent que le Pliocène inférieur marin ravine les grands cônes de déjection du versant S des Levka Ori, dans le secteur de Chora Sfakion (photos 70 à 73). Une phase majeure d’incision et de dépôt de piémont a eu lieu à la fin du Miocène supérieur, c’est-à-dire pendant la régression messinienne, alors que le massif avait pratiquement son altitude actuelle. Mais il faut être prudent et ne pas faire d’amalgame entre les effets de la surrection pendant l’ensemble du Miocène supérieur (entre 13 et 5/6 Ma) et l’épisode messinien caractérisé par un fort abaissement du niveau de base et probablement un changement du climat.

24Dans la mesure où le soulèvement plio-quaternaire a été plus modeste qu’on ne le croyait, les résultats des datations radiométriques U/Th sur les lignes d’anciens rivages de Crète posent un problème majeur. En effet, trois plates-formes soulevées ont été reconnues sur le littoral SE, dans le secteur d’Arvi-lerapetra. Les âges calculés, à partir de l’analyse de coquilles de Lamellibranches, donnent 250 ka environ pour le niveau supérieur de + 150/ + 180 m et 110 ka pour le niveau inférieur de + 15/ + 30 m (ANGELIER, 1979, p. 189). Plusieurs explications sont possibles :

  • les datations ne correspondent pas à la réalité (l’U/Th sur les carbonates marins posent souvent des problèmes géochimiques) ;

  • les datations sont acceptables et dans ce cas il faut admettre un grand calme tectonique entre la fin du Miocène supérieur et le Quaternaire moyen ;

  • les mouvements du rivage d’Arvi-lerapetra, de valeur locale, ne peuvent être appliquées pour toute la Crète.

25On voit qu’il est difficile de tirer des conclusions et, à fortiori, de proposer des vitesses moyennes de surrection à partir de la datation des rivages marins ; d’autant plus que d’autres datations U/Th sur des basses terrasses situées plus au SE (+ 1,5 à 5 m, Kapsa) donnent des âges compris entre 114 ka (+ 19, - 17) et 247 ka (+ 90, - 5) (ANGELIER, 1979, p. 194). En fait, il doit exister des problèmes de géochimie de l’uranium car on "rajeunit" des phénomènes qui, parfois, sont beaucoup plus anciens. Nous avons eu les mêmes difficultés pour les concrétionnements stalagmitiques de haute montagne localisés dans de vieilles cavités recoupées par l’exokarst. Comme nous le verrons plus loin, les arguments morphologiques appuyés par la téphrochronologie (ciment brique néogène), sont en contradiction avec les âges U/Th calculés (100 à 250 ka environ). Ce n’est pas la méthode qui est en cause, mais des problèmes géochimiques locaux. On comprend donc l’importance des données stratigraphiques et géomorphologiques qui permettent de contrôler la validité ou le caractère aberrant des résultats radiométriques.

B. LES CONDITIONS BIOCLIMATIQUES

1. Le climat

26Les massifs crétois sont fortement arrosés. Comme en Grèce continentale, on note une dissymétrie entre l’Ouest et l’Est de l’île, avec une particularité insulaire dans l’opposition des façades septentrionales et méridionales. Située à 721 m d’altitude sur le versant N du Mt. Ida, la station d’Anogia reçoit des précipitations moyennes de 1115 mm/an (1929-63 in BONNEFONT, 1972) réparties de la manière suivante : 88,6 % pendant le semestre d’automne-hiver et 11,4 % pendant celui de printemps-été, dont seulement 2,2 % pour la période estivale. D’après le diagramme ombrothermique (fig. 66), la période sèche dure 4,5 mois (mi-mai à début octobre). Il s’agit donc d’un régime typique des montagnes de la Méditerranée orientale. En extrapolant, on peut admettre les valeurs de 1200-1400 mm vers 1300-1500 m et de 1500-1800 mm vers 1700-2200 m.

27Le massif des Levka Ori est encore plus humide. La station d’Askifos (740 m) reçoit une moyenne de 2024 mm/an (1932-65, in BONNEFONT, 1972). Les précipitations annuelles dépassent ainsi largement 2200 mm dès 1500 m d’altitude. Une fourchette de 2500-3000 mm est plausible pour une grande partie du karst conique sommital se développant entre 1800 et 2400 m. Directement soumises aux dépressions du secteur W, les Levka Ori paraissent un peu plus arrosées que les montagnes du Pinde. Dans la partie orientale de la Crète, le massif du Lassithi reçoit des précipitations comparables à celles du Mt. Ida. Par conséquent, la Crète ne se différencie guère au plan climatique de la Grèce continentale et notamment du Péloponnèse, puisqu’il existe cette même opposition entre une façade occidentale plus humide et une façade orientale plus sèche, avec néanmoins une aridité estivale plus forte que dans la Grèce du Nord.

28La période hivernale étant la plus arrosée, le rôle morphologique de la couverture neigeuse en altitude est important. Au-dessus de 1600-1800 m, 75 à 85 % des précipitations s’effectuent sous forme solide. Le manteau neigeux persiste 1 à 2 mois à 1200 m, 2 à 3 mois à 1600 m et 4 à 6 mois au-dessus de 1800 m (mi-novembre à mai). La concentration des précipitations pendant la saison froide se révèle efficace au moment de la fusion nivale qui coïncide également avec les écoulements superficiels et souterrains. Le rôle actuel du gel est notable à partir de 1500 m et important au-dessus de 1800 m. Rappelons que l’isotherme annuel de 10°C se situe vers 1500 m et celui de 0°C vers 3100 m.

2. La végétation

29La végétation des montagnes crétoises se situe dans un contexte subhumide. Pourtant la forêt ne représente que 1,5 % de la superficie de l’île soit 10 fois moins qu’en Grèce continentale (BONNEFONT, 1972). Elle subsiste principalement sur les versants méridionaux des Levka Ori, de l’Ida, du Lassithi et de l’Afendis Kavousi. En raison de la forte dégradation anthropique des sols et de la couverture forestière, il est difficile de définir la végétation naturelle en Crète. En montagne, on distingue deux ensembles physionomiques :

  • un étage forestier ou semi-forestier à chênes verts (Quercus ilex), à cyprès horizontaux (Cupressus horizontalis), à érables de Crète (Acer creticum) et à pins Laricio (absents sur le Mt. Ida), se développant jusqu’à 1500 m environ (forêts de recrû probables).

  • un étage supra forestier (1500-2450 m) à buissons épineux d’epinevette (Berberis cretica) et à genévriers oxycèdres (Juniperus oxycedrus) dans sa partie inférieure, puis à pelouses écorchées surpâturées (carex, fétuques, dactyles...) dans sa partie supérieure.

30L’altitude anormalement basse de la limite supérieure de la forêt (1400-1500 m, parfois 1600 m) est due à diverses raisons. En plus des intenses déboisements, des incendies répétés et des surpâturages de l’époque historique, il faut ajouter l’influence néfaste des vents violents qui exacerbent l’évapotranspiration. Notons aussi l’absence du pin à crochets (Pinus montana, ssp. uncinata) et du sapin de Céphalonie (Abies cephalonica), essences de montagne pourtant adaptées au calcaire et à la neige. Enfin, comme le remarque BONNEFONT (1972), la situation insulaire parait favorable à l’abaissement de la limite supérieure de la forêt (phénomène identique en Nouvelle Zélande, au Japon...).

II - LE MASSIF DU MONT IDA

31Culminant à 2456 m au Psiloritis, le Mt. Ida se situe au centre de la Crète et forme un bastion de 30 km de long sur 15 km de large. Il domine au N le poljé du Nida (alt. 1400 m), puis les plateaux étagés de l’Axi Kefala (alt. 1500 m) et d’Anogia (alt. 1250 et 900 m) ; à l’Ε, au S et au SW, les bassins de Kroussonas, Vorizia, Kamarès et Fourfouras (<500 m) ; à l’W la zone déprimée de Rethimnon (fig. 59).

32Le Mt. Ida est ceinturé par de hauts escarpements de faille normale dissymétriques. Comme dans les Levka Ori, le rejet des failles S est beaucoup plus important que celui des failles N. La série de l’Ida est constituée par les calcaires et marbres dolomitiques à lits de quartzite de la formation "Plattenkalk" épaisse de plus de 1000 m (photo 51) ; elle forme l’intégralité du Psiloritis. Elle est surmontée à l’Ε par la nappe de Tripolitza constituée de calcaires blancs. Au N de l’anticlinal du Psiloritis d’axe NW-SE, des gradins faillés (pendage NE) s’étagent jusqu’à Anogia (fig. 58 et 59).

33Ces plateaux sont caractérisés par un karst évolué : paléo-talwegs désorganisés par le karst, buttes résiduelles, ouvalas (+ poljé du Nida), dolines, paléo-cavités recoupées riches en concrétions stalagmitiques, épaisse couverture d’altérites en certains points (crypto-karst). Des cônes et interfluves à versants régularisés sont présents aussi bien à basse altitude (Strombolo, ait. 800 m, à l’W de l’Almyros d’Héraklion) qu’en haute altitude (cônes du haut plateau N du Psiloritis, alt. 1800 m).

34Comme pour les Levka Ori, cette morphologie karstique ancienne et apparemment immunisée a été portée à des altitudes différentes par des jeux de blocs. A un stade ultérieur, les bordures ont été recoupées par de profonds canyons dénommés pharangis.

35Le principal problème réside donc dans la détermination de l’âge de la karstification héritée et du creusement des pharangis. Nous l’attribuons, en grande partie, au Miocène.

Figure 59 :
Carte morphostructurale du Mt. Ida (fond géologique inspiré de BONNEFONT,Ί972).
1. Néogène marno-calcaire.
2. Flysch.
3. Calcaires en plaquettes ("Plattenkalk").
4. Calcaires de Tripolitza.
5. Schistes métamorphiques.
6. Ophiolites.

7.
Escarpement de faille normale.
8. Axe anticlinal.
9. Principaux cônes de déjection consolidés et entaillés (Messinien probable).
10. "Pharangis" (canyons) associés aux cônes de déjection.

Photo 52 :
Crypto-karstification des calcaires en plaquettes sous épaisse couverture d’altérites (coupe de la route montant au poljé du Nida, alt. 1200 m). Les lits de quartzite s’altèrent et se transforment en poudre blanche par dissolution du ciment siliceux.

36Au Pléistocène, le rajeunissement du modelé n’est évident qu’au-dessus de 1300-1500 m, avec le développement des actions périglaciaires (puits à neige reprenant d’anciennes cavités, niches de nivation, voire petit cirque glaciaire). Cette retouche quaternaire n’a pas modifié l’allure générale du relief : la dissolution s’exerce surtout dans l’endokarst et les éboulis sont modestes car les falaises ont été gommées et régularisées au cours du Néogène.

A. LE KARST DES PLATEAUX ETAGES

37Le versant N du Mt. Ida présente une structure en escalier, d’où l’étagement des plateaux karstifiés entre 800 et 1800 m d’altitude.

1. Les plateaux semi-forestiers étagés d’Anogia

38Le rebord N du massif l’Ida débute par deux plateaux situés au S d’Anogia et s’allongeant d’W en E selon deux banquettes : l’une vers 800-900 m, l’autre vers 1250 m (fig. 59). Etablis dans les calcaires en plaquettes (formation "Plattenkalk"), ces deux fragments dénivelés sont délimités par des escarpements de flexures. Un escarpement de faille de 350 m de commandement placé en position intermédiaire a isolé la large banquette supérieure. La forêt est très dégradée. Ce karst de moyenne altitude est caractérisé par une topographie bosselée où l’on discerne des systèmes de vallées sèches transformées en chapelets de dépressions et séparées par des buttes et des chicots résiduels.

39Soulignons l’importance des vieilles altérités brun-rouge qui tapissent les dépressions évasées et les replats. Au niveau de la coupe de la route (alt. 1100-1200 m), on observe le profil-type suivant :

  • une couche d’altérite pouvant dépasser plusieurs mètres d’épaisseur ; elle renferme des fragments de flyschs et de phyllites ;

  • une surface calcaire très corrodée, avec des formes découpées, parfois en position "flottante" dans les altérités. Les lits de quartzite blanc des calcaires en plaquettes sont très altérés et partent en poudre par dissolution du ciment siliceux (photo 52).

40D’ores et déjà, on remarque qu’il y a eu une altération et un décapage des couches phylliteuses (Couches de Kroussonas) appartenant au sommet de la série de l’Ida. Des affleurements résiduels de schistes apparaissent çà et là, notamment lorsque l’on se rapproche du contact discordant entre la nappe des calcaires de Tripolitza (à l’E) et le "Plattenkalk" (ex : coupe route, alt. 1450 m, bergerie). En raison de ce puissant colmatage, les cavités ouvertes sont rares.

2. Le karst supraforestier de l’Axi-Kefala et le poljé du Nida

41Ces plateaux dominent de 200 m la large banquette supérieure d’Anogia par un grand escarpement de flexure et ceinturent au S et à l’Ε le poljé intramontagnard du Nida. La vieille surface karstique est moins bien conservée à cause des actions périglaciaires : les dolines et les ouvalas sont plus profonds et les puits à neige commencent à apparaître. Le contexte structural demeure le même, mais les calcaires charriés de la série de Tripolitza dominent de plus en plus quand on se dirige vers l’E.

42Le poljé du Nida (3 km x 3 km) se développe à 1350 m d’altitude, dans les calcaires en plaquettes et en position synclinale au pied du haut escarpement de faille N de l’anticlinal du Psiloritis (photo 54). A la faveur de petites cuvettes d’effondrement jouant le rôle de ponors, on observe la nature du remplissage du fond du poljé. Il s’agit d’un limon brun-jaune épais de plusieurs mètres et ne présentant aucune trace visible de rubéfaction contrairement aux altérités des plateaux d’Anogia. Le manteau neigeux persiste au moins trois mois entre décembre et février, puis la fusion nivale imbibe le fond du poljé pendant plusieurs semaines sans créer toutefois une véritable nappe d’inondation. A la périphérie, en particulier à 1Έ, d’anciens systèmes de vallons ont été fortement dégradés. Ainsi un chapelet d’ouvalas aboutit au SE dans une sorte d’antichambre du poljé. Les rebords de cette vallée sont fortement karstifiés : parois découpés en pinacles, tronçons de cavités décapités par le recul du versant, concrétionnements souterrains mis à jour. Il s’agit donc d’une vieille vallée désorganisée par la karstification (fig 60).

Photo 53 :
Vue générale de la surface karstique fondamentale héritée du Miocène : plateaux de l’Axi Kefala et de la bordure orientale de l’Ida (Koudhouni...) entre 1500 et 1800 m
d’altitude, calcaires blancs de la nappe de Tripolitza.

Photo 54 : Poljé du Nida au pied de l’escarpement N du Psiloritis (alt. 1343 m). Au fond, relief de l’Alikadhano (1767 m) dans les calcaires, dolomies et brèches tectoniques de la nappe de Tripolitza.

43Le déboisement total des ces plateaux, consécutif au brûlis et au surpâturage, s’est accompagné de l’érosion partielle de la couverture pédologique et d’une augmentation du soutirage endokarstique des sols. Ce karst de moyenne altitude (1450-1600 m), devenu supraforestier au cours de la période historique, constitue une zone de transition particulière avec les véritables karsts nivaux de haute montagne (photo 53). Cependant, vers 1500 m d’altitude (Axi Kefala), à la faveur d’une tranchée artificielle longue de 200 m et haute de 5 m, on peut apprécier l’importance des altérités qui rongent et colmatent le karst. On est en présence d’un crypto-karst typique présentant des lambeaux flottés et découpés de calcaires en plaquettes de plusieurs mètres de hauteur. L’altération in situ des lits de quartzite prouve qu’il s’agit d’une crypto-corrosion et non de la fossilisation d’une surface déchiquetée. La puissance de ces altérités ne peut pas s’expliquer par une pédogenèse simple. Les couches phylliteuses du sommet de la série de l’Ida ont fourni une partie importante du matériel (fragments observés) sans compter les apports éoliens.

Figure 60 :
Ancienne vallée pré-quaternaire désorganisée par la karstification (au SE du poljé du Nida, carte h.t.). Succession d’ouvalas, paléo-cavités recoupées...

Figure 61 :
Géomorphologie du secteur sommital du Mt. Ida. La droite A-B représente le tracé de la coupe de la figure62).
1. Sommet, ligne de crête. 2. Col. 3. Calcaires en plaquettes ("Plattenkalk”). 4. Ecoulement temporaire. 5. Moraine frontale. 6. Moraine de névé.
7. Cirque glaciaire. 8. Cirque nival. 9. Niche et petit cirque de nivation. 10. Roches moutonnées. 11. Cône fluvio-glaciaire. 12. Matériel morainique épars. 13. Eboulis. 14. Brèche de pente pré-würmienne. 15. Dépression karstique. 16. Butte karstique. 17. Vallon nivokarstique (en V et en berceau). 18. Vallon nivo-karstique à fond plat. 19. Couloir d’avalanche. 20. Canyon.

Photo 55 : Le vallum morainique du flanc N du Psiloritis, le seul découvert en Crète. Front à 1945 m témoignant d’une limite des neiges permanentes würmienne vers 2200 m en ubac.

3. Le karst nival à dolines

44Il apparaît entre 1600 et 1900 m sur les lourds reliefs situés au S et à l’Ε du massif : Khalasokefala (1920 m), Koudhouni (1860 m) (photos 53 et 54). Les champs de dolines jointives sont imprimés dans les calcaires en plaquettes et dans les klippes de calcaires de Tripolitza ; l’abondance de brèches tectoniques sombres également karstifiées témoigne de la friction des écailles sur l’Autochtone. Les entonnoirs atteignent 100 à 250 m de diamètre et 40 à 70 m de profondeur ; ils présentent un profil dissymétrique sur les crêtes soumises aux vents violents, d’où la formation de congères dans les dépressions à l’abri des flancs sous le vent.

45De nombreux puits verticaux de quelques mètres de diamètre et de 15 à 45 m de dénivellation sont généralement d’anciennes formes souterraines mises à jour par l’érosion nivale et jouant le rôle de puits à neige. Les exemples les plus remarquables se situent au SE du poljé du Nida, sur le plateau du Khalasokefala vers 1650 m. Le défonçage nivo-karstique pléistocène de la surface tertiaire a dégagé les éléments de la karstification profonde.

46Sur les calcaires de Tripolitza, le manteau d’altérites n’existe pas car les couches phylliteuses (Couches de Kroussonas), qui nourrissent la pédogenèse, sont en position sous-jacente.

4. Le karst sommital du Psiloritis (fig. 61)

47La partie la plus élevée du Mt. Ida (1800-2450m, S = 10 km2) est formé par l’anticlinal du Psiloritis, soulevé en horst et établi dans les calcaires en plaquettes. Le flanc S est formé d’un ensemble de vallons nivo-karstiques secs ou à écoulement temporaire : c’est ce bassin-versant qui est l’origine du creusement du pharangi de Kamarès (carte couleur h.t.). Ce versant S montre vers 2200 m de petits cirques-dolines de 200 à 300 m de diamètre dont la genèse est principalement nivale, bien que l’on puisse envisager l’existence, au cours des dernières périodes froides, de petits névés permanents logés au fond des dépressions.

5. Le relief glaciaire du Psiloritis (fig. 61 et 62)

48Malgré les diverses études effectuées sur la Crète, aucun indice de phénomènes glaciaires n’a été observé jusqu’en 1981. "En 1957, Hans Poser décrit en détail le sommet du Psiloritis (2456 m) et note avec soin l’absence de toute forme glaciaire" (in BONNEFONT, 1972). Or, c’est à l’occasion de relevés cartographiques géomorphologiques que nous avons découvert l’existence d’un relief glaciaire sur le versant N abrupt du Psiloritis (FABRE et MAIRE, 1982). Cette face montagneuse, haute de 900 m et inclinée à 45° en moyenne, est échancrée par deux cirques, dont le plus typique se situe à l’aplomb de la ligne de crète du Psiloritis (2456m) au sommet côté 2424 m. De forme semi-circulaire, il atteint 750 m dans son plus grand diamètre et présente une pente de 45 à 65°. Dans la partie inférieure (2000-2100 m) affleurent des roches moutonnées localement recouvertes d’éléments morainiques et affectées de micro-lapiés de ruissellement.

49Entre 1940 et 2000 m s’étend une dépression tapissée de blocs morainiques métriques à décimétriques. Son fond est également recouvert par une épaisse accumulation de neige de plusieurs mètres (résidus d’avalanches) persistant jusqu’à la fin de l’été. L’eau s’infiltre directement au niveau du plancher. La partie aval du cirque est fermée par une moraine frontale complète bien dessinée (photo 55). La racine se situe à 2090 m et le front à 1945 m. En forme de fer à cheval, elle est constituée d’éléments détritiques infra-métriques sur 70 m de hauteur au maximum. Le centre, légèrement égueulé, est nu, tandis que les parties hautes sont peuplées par une pelouse à coussinets. En contrebas de la moraine se développe un cône fluvioglaciaire d’un kilomètre de long, qui colmate à sa base les dépressions karstiques (dolines, ouvalas) du fond de la vallée (fig. 62).

50Malgré de multiples incursions effectuées dans le coeur du massif des Levka Ori, pourtant plus vaste, plus humide et d’altitude équivalente, nous n’avons jamais observé d’autres exemples de morphologie glaciaire typique. Le cas du Psiloritis est donc une exception dans l’île de Crète. La fraîcheur du vallum morainique plaide en faveur d’un âge Würmien ; ce relief, le plus méridional (lat. 35°) recensé en Grèce, s’est établi dans un contexte favorable : exposition N, grand versant abrupt, précipitations abondantes aujourd’hui (1800 mm/an) et dans le passé, et probablement suralimentation neigeuse (rôle des vents).

51La limite des neiges permanentes au Würm se situait vers 2200 m en versant N. A titre de comparaison, cette limite se situait vers 2100 m dans le massif du Helmos (2340 m, Péloponnèse du nord, lat. 38°), soit 100 m plus bas et pour une exposition similaire en ubac. En Grèce centrale, celle-ci s’élevait de 1700 à 2200 m d’W en E (PECHOUX, 1970). Actuellement, sur le Mt. Ida, la limite virtuelle des neiges éternelles se place vers 3100 m.

B. L’ENDOKARST : UN TEMOIN DE L’EVOLUTION DE LA SURFACE FONDAMENTALE NEOGENE

52Du fait de l’abondance des altérités situées sur le karst du "Plattenkalk", les cavités pénétrables sont peu nombreuses. On distingue plusieurs familles de cavités liées à différents stades d’évolution.

1. Les cavités recoupées

53Il existe de nombreuses petites cavités et grottes de subsurface, plus ou moins colmatées, visibles sur les coupes artificielle des routes :

  • Grotte ANG/231 (fig. 63) : elle s’ouvre sur le bord de la route, entre le bassin ophiolitique de Goniès et Anogia, dans les calcaires de Tripolitza (ait. 700 m). Cette grotte, large de 3 m sur 2 m de haut, présente une vieille morphologie d’écoulement noyé (coupoles de plafond). Elle présente des concrétionnements stalagmitiques abondants, de teinte orangée et très corrodés. On observe un colmatage important de terre qui provient du soutirage de sol brun forestier d’âge holocène consécutif à la déforestation historique.

  • Cavité ANG/241 (fig. 64) : elle se situe sur la coupe de la route Anogia-poljé du Nid a, vers 1260 m, juste avant l’escarpement du plateau de l’Axi Kefala (calcaires en plaquettes). Il s’agit d’une ancienne grotte concrétionnée, en forme de poche de 2 m x 3 m, recoupée par l’érosion de la surface karstique. On observe un massif stalagmitique en place et un colmatage par des brèches climatiques à clastes centimétriques. L’ensemble est recouvert par des altérités brun-rougeâtre.

  • Cavité AK/239 (photo 57) : elle s’ouvre sur le plateau de l’Axi Kefala, vers 1450 m (calcaires en plaquettes), sur le bord de la route qui descend vers le poljé du Nida. Il s’agit d’une grotte recoupée par l’érosion de la surface karstique. On discerne un massif stalagmitique de 4 m de haut sur 2 m de large allant jusqu’à la surface.

54A la base, une cloche de 2 m x 2 m présente un colmatage partiel de terre provenant du soutirage de sol brun-rougeâtre. D’autres cavités anciennes, décapitées par l’érosion, sont visibles à la surface du plateau de l’Axi Kefala et sur les plateaux supérieurs (1600-1900 m), dans les calcaires de Tripolitza comme dans les calcaires en plaquettes.

  • Les gouffres anciens recoupés : plusieurs ont été explorés. Les entrées ont une taille variable selon le degré de démantèlement du sommet du puits. Dans l’angle NE du poljé du Nida, au bord d’un vallon, le Tafkos Nida est un puits en cloche de 47 m de haut dont le fond, large de 5 m x 2 m, est obstrué par des éboulis. Dans le coin SE du poljé, 50 m au-dessus, le Tafkos Turkos (- 29 m) correspond aussi à un tronçon de réseau. Un fond de puits concrétionné, large de 4 m et profond de 3 m, a été observé sur le flanc réglé d’une butte karstique, sur le plateau supérieur N du Psiloritis, vers 1800 m d’altitude. Ces puits inactifs sont tapissés par des coulées stalagmitiques et par des enduits argileux rougeâtres provenant du soutirage des sols.

  • Les grottes tronçonnées par l’érosion : elles sont nombreuses dans la partie E du massif (calcaires de Tripolitza). Sur le plateau N du Khalasokefala, on connaît par exemple une grotte s’ouvrant sur le flanc inférieur d’une doline rocheuse en baquet de 50 m de diamètre (fig. 60). Cet élément de paléo-réseau, exploré sur une soixantaine de mètres, est caractérisé par une galerie remontante, entrecoupée de ressauts, aux parois concrétionnées et colorées en orange par le soutirage des sols. Le segment aval se poursuit de l’autre côté de la doline, mais il est obstrué par des blocs.

Figure 62 :
Coupe schématique du versant N du Psiloritis avec son relief glaciaire (tracé fig. 61).

55Juste au N, l’ancienne vallée sèche de Vroulokambos, défoncée par les ouvalas, présente des versants très dégradés où les recoupements de grottes sont fréquents. Les tronçons de galeries amputées ou éventrées longitudinalement permettent de reconstituer le cheminement de l’ancien réseau (fig. 60). Surplombant de 100 la partie N du poljé du Nida, l’Ideon Antron ou grotte du Nida est une cavité dont le grand porche, large de 25 m et haut de 10 m, se situe au pied de l’escarpement de faille oriental du Psiloritis. Les gros blocs qui gisent à l’extérieur témoignent du recul du versant. La salle d’entrée, de 25 m x 35 m, renferme une importante névière, jusqu’en juin, malgré l’altitude modeste (1450 m). Au fond, elle recoupe la fracture E du Psiloritis, mais le miroir de faille ne manifeste pas de rejeu récent. Si les cheminées supérieures sont abondamment concrétionnées, les murs de la salle et des appendices latéraux sont attaqués par la cryoclastie (poche à air froid) et la décompression (proximité du versant). Ce tronçon de réseau semble correspondre à une vieille émergence localisée au contact d’un lambeau de flysch (Couches de Kroussonas) et de la faille E du Psiloritis ; cet exutoire devait alimenter l’ex-vallée du Nida — aujourd’hui le poljé — qui se dirigeait vers le pharangi actuel du Sokori Rema aboutissant au village de Vorizia, au contact de l’escarpement S de l’Ida. Actuellement, une petite source captée apparaît sous l’entrée, au contact des phyllites.

Figure 63 :
Grotte ANG/231, cavité recoupée par la tranchée de la route Goniès-Anogia (alt. 700 m). Spéléothèmes anciens et érodés, terre brune et bois provenant de l’érosion et du soutirage d’un sol brun forestier (déforestation historique).
1. Coupoles de plafond (creusement initial en régime noyé). 2. Planchers stalagmitiques blanc crème. 3. Coulées stalagmitiques orangées. 4. Terre brune meuble et fragments de bois.

Figure 64 :
Cavité ANG/241 recoupée transversalement par la tranchée de la route de Nida (alt. 1260 m).
Cette ancienne grotte concrétionnée, fossilisée par de la brèche climatique (éboulis consolidé), est en relation avec la surface karstique fondamentale datant du Néogène. 1. Végétation dégradée (coussins épineux).
2. Sol brun-rouge colluvionné.
3. Même sol que (2) descendu après l’élargissement de la route.
4. Coulée stalagmitique blanche.
5. Brèche climatique à éléments centimétriques. 6. Calcaires en plaquettes.

Photo 56 :
Paléocavité recoupée par la route menant au poljé du Nida (grotte AK/234, montée de l’Axi Kefala, alt. 1280 m). La grotte est fossilisée par un massif stalagmitique compact, à pollution pédologique ocre-rouge, présentant de gros cristaux en épis. Ces vieux spéléothèmes pré-quaternaires jalonnent la surface fondamentale miocène. Contexte : calcaires en plaquettes.

Photo 57 :
Autre paléocavité recoupée par la coupe de la route (grotte AK/239, eu descendant du plateau de l’Axi Kefala sur le poljé du Nida, alt. 1450m).
Important massif stalagmitique se poursuivant jusqu’à la surface du karst et infiltration des altérités.

2. Les grandes cavités

56NB : cf. historique des explorations, description et topographie des principales cavités dans l’annexe II.

57Les grandes cavités, accessibles par l’exploration spéléologique, ont une origine complexe. Les seules cavités d’apparence récente sont des puits à neige, à cannelures de paroi et sans concrétionnement, se développant à la faveur des fractures de décompression, en particulier sur les hauts plateaux SE façonnés dans les calcaires de Tripolitza (ex : Khalasokefala). En revanche, certains puits anciens, décapités par l’érosion, sont rajeunis et fonctionnent comme névière.

58Au NE du poljé du Nida, sur l’Axi Kefala (alt. 1500 m, calcaires en plaquettes), le Tafkos Timbamatoras (ou TT1) est constitué par un puits faille d’entrée jouant le rôle de névière (photo 51). A - 20 m, une lucarne donne accès à un vaste puits en cloche de 80 m de profondeur et de 6 à 12 m de large (photo 58). Quelques concrétionnements corrodés sont présents dans la partie supérieure du P80 ; en revanche, les parois sont ciselées par des lapiés de ruissellement A la base du gouffre (- 100 m), un dépôt argileux obstrue la suite du réseau (fissure). Des graviers, accolés à la paroi (légère induration), attestent aussi une activité hydrologique assez récente dans laquelle la fusion nivale, au cours du Pléistocène, a dû jouer un rôle prépondérant (probabilité de réutilisation d’une cavité plus ancienne).

59Les quatre cavités explorées les plus importantes de l’Ida sont Mithia Kabathura (-180 m, alt. 1360 m), Kakofarango Spilio (- 205 m, alt. 1335 m), Stous Mesakous Sto Tafka ou K02 (- 326 m, alt. 1650 m) et Delta Phi (- 379 m)

60- Mithia Kabathura (fig. 79, annexe II), exploré par les spéléos anglais en 1984 (HITCHEN, 1985), se situe sur l’Axi Kefala, 38 m au-dessus de l’ouvala de Mithia. Il s’agit d’une ancienne perte, aujourd’hui suspendue, qui drainait une série de dépressions. Le porche, encombré de blocs, provient de l’amputation d’une ancienne galerie circulaire ; celle-ci conduit, au bout de 15 m, dans une salle de 50 m x 15 m qui est recoupée à l’Ε par un conduit semi-actif, méandriforme et au plancher graveleux. A 200 m de l’entrée (- 60 m) s’ouvre un large puits de 54 m. A la base, un ruisseau emprunte une galerie entrecoupée de petits puits et de bassins. A - 180 m, l’écoulement, estimé à 2 l/s en été par D. HITCHEN, se jette dans un siphon profond et clair.

61Cette cavité est polygénique : la première partie, jusqu’au puits de 54 m, est en grande partie inactive et héritée d’une période (sans doute pré-quaternaire) où l’eau des dépressions empruntait ce tronçon. La seconde partie, à partir de la base du P54, est caractérisée par un écoulement pérenne qui emprunte un réseau déjà évolué : hautes galeries en méandres, surcreusements, remplissages fins, nombreuses coulées stalagmitiques.

62- Le gouffre KO2 (Stous Mesakous Sto Tafka) (fig. 78, annexe II), exploré en 1987 par les spéléos français (JOHANNET, PERRIER et VALRANGES, 1988), est actuellement la deuxième cavité de l’Ida. Elle s’ouvre sur le haut plateau oriental du Khoudouni, dans les calcaires de Tripolitza, au niveau d’une faille. La morphologie de cette cavité est typiquement alpine : succession de puits et de conduits étroits (méandres) sur fractures. Un écoulement pérenne apparaît après le puits de 20 m vers - 110 m. Le gouffre a dû fonctionner comme perte temporaire car il se situe au point le plus bas d’une vallée sèche. Son creusement paraît donc plus récent que Mithia Kabathura.

Photo 58 :
Dans le gouffre TT1 (- 100 m) exploré en 1979 sur le plateau de l’Axi Kefala (alt. 1550 m). Large puits de 80 m sur faille dans les calcaires en plaquettes à lits de quartzite.

63Le potentiel hydraulique des plateaux de l’Ida (en relation étroite avec le niveau de base, en l’occurence l’Almyros d’Héraklion) est important. Comme nous le verrons ultérieurement, l’ensemble du massif a été soulevé essentiellement avant le Pliocène. Aussi, n’est-il pas surprenant de constater l’importance de la karstification profonde. Celle-ci se manifeste d’abord par une multitude de vieilles cavités recoupées, avec d’abondants concrétionnements mis à jour, qui jalonnent l’abaissement de l’ancienne surface karstique néogène (infra). Les autres cavités, plus profondes, sont polygéniques et marquent des stades d’approndissement de l’endokarst ou de nouveau creusement en fonction de l’évolution de l’exokarst (localisation changeante des pertes temporaires dans le réseau de vallées sèches et d’ouvalas).

64Le potentiel spéléologique est considérable ; et l’on peut être certain que des - 1000 existent en puissance. Toutefois, comme dans l’ensemble de la péninsule hellénique, l’importance de la couverture d’altérités à moyenne altitude et les obstructions par éboulis d’entrée à plus haute altitude constituent un obstacle à l’exploration. Mais, au vu des découvertes spéléologiques récentes, ce n’est pas cela qui doit décourager la prospection.

3. Caractères et âge des concrétionnements décapités par l’érosion (tabl. 7)

65Les concrétionnements stalagmitiques, mis à jour par l’érosion, sont présents à toute altitude. Etudions quelques échantillons à partir de lames minces.

  • Echantillon Ci/3C : cette stalactite, de teinte orangée, a été prélevée sur le plateau de l’Axi Kefala (alt. 1500 m). La cristallisation est une sparite columnaire soulignée par des auréoles brun-rouille correspondant à des pollutions pédologiques très fines (microbaguettes orientées dans le sens de la croissance). Quelques fragments de roche (calcaire, quartz) et des éléments éoliens (téphra) sont pris dans la masse de la calcite. Il existe aussi quelques coins intercristallins piégeant des grains de roches et des éléments de sols (photo 60). La porosité mesurée est de 0,53 %. L’analyse chimique indique 97 % de calcite et 3 % de quartz. La pollution pédologique est inférieure à 1 %.

  • Echantillon Ci/1C : cette stalagmite a été prélevée dans la grotte AK/239 recoupée par la route, au-dessus du poljé du Nida (supra, photo 57). Il s’agit aussi d’une calcite blanche columnaire (photo 59). Les pollutions sont localisées dans de nombreux coins et fissures inter cristallins ; elles sont constituées de grains de sols rouges et noirs (5-20 µm, argiles bien cristallisées), de quartz, de tephra ( ?) (photo 61). La porosité mesurée est de 1,56 %. L’analyse chimique indique 97 % de calcite et 3 % de quartz. La pollution pédologique est inférieure à 1 %.

  • Echantillon ANG/241c : ce fragment de coulée stalagmi tique a été prélevé dans la cavité ANG/241 colmatée par des brèches climatiques (plateau supérieur d’Anogia, fig. 64). Cette calcite blanche, à grands cristaux, présente des pollutions variées : grains de sols ainsi que mica, quartz, phyllites (grands éléments de 100-400 µm pris dans la masse) et tephra probable (quartz bipyramidé altéré, sphène ?).

66Deux datations U/Th ont été effectuées sur deux autres concrétions mises à jour par l’érosion (annexe I : tabl. 8) :

  • Echantillon CS1/C : il s’agit d’un plancher stalagmitique rougeâtre prélevé dans une vallée sèche du bas plateau de Marathos, au N de l’Ida (Aristaki, alt. 440m). Le rapport 230Th/232Th = 6,4 indique la présence de thorium détritique (pollution pédologique). En outre, la concrétion est altérée car le rapport 230Th/234U = 1,21 est anormalement supérieur à 1, Néanmoins, il faut considérer que l’âge dépasse 350 ka, ce qui est logique pour une concrétion de cavité décapitée.

  • Echantillon Ci/4C : cette coulée stalagmitique, à méga-cristaux palissadiques, a été récoltée sur le plateau de l’Axi Kefala, vers 1550 m d’altitude. Le rapport 230Th/232Th = 6 signale aussi la présence d’un peu de pollution détritique, ce qui devrait "vieillir" la concrétion. Or, l’âge calculé indique 163,4 ka (+ 82,6/- 40,5). Cette date est aberrante du point de vue morphologique ; d’autres datations effectuées dans d’autres régions montrent que ces spéléothèmes sont anciens et ont une forte probabilité d’être pré-quaternaires (chap. 10). Comme nous le verrons pour d’autres analyses U/Th effectuées dans les Levka Ori, la datation est faussée par des phénomènes géochimiques dus à l’altération de la calcite (ce qui n’est pas toujours visible même sur lame mince).

Photo 59 : Photogramme de lame mince en LP (échantillon Ci/1C). Stalagmite ancienne prélevée dans la paléo-cavité recoupée AK/239 (photo 57). Calcite columnaire (palissadique) légèrement polluée dans les coins intercristallins en V.

67NB : analyses U/Th : CERAK, Y. QUINIF, faculté polytechnique de Mons, Belgique.

4. Le ciment brique volcanique de l’Ida

68Lors des premières missions effectuées en Crète, nous avons remarqué l’existence d’un dépôt induré orange ressemblant à de la brique, aussi bien sur l’Ida que dans les Levka Ori. L’examen des premières lames minces, avec le concours de Simon POMEL, a permis de découvrir la nature partiellement volcanique (tephra) du ciment brique. Lors d’une mission complémentaire en 1988 (POMEL, MAIRE, RODET), nous avons vérifié que ce "brique" était piégé dans l’ensemble du karst crétois, pratiquement à toute altitude. En datant le "brique" par téphrochronologie, on pourrait donc disposer d’un ou plusieurs niveaux repères de premier plan. Examinons deux échantillons sur lames minces :

  • Echantillon Ci/4R : ce ciment brique a été prélevé à 2200 m d’altitude, sur la crête du Psiloritis. Il s’agit d’un remplissage rouge de fissure et de nature micro gréseuse. En section polie, on remarque une légère zonation du sédiment. Le squelette est formé par de nombreux grains rouges et noirs d’origine pédologique (10-100 µm, argile bien cristallisée) (photo 63). Dans la fraction plus fine (5-30 µm), on observe une pollution volcanique composée de scories basaltiques vésiculées, de quelques olivines et de feldspaths automorphes (d’autres sont altérés) (photo 64). Le plasma carbonaté est microsparitique à micritique. La porosité mesurée (d’entassement et de dissolution) est de 7,14 % ; certains pores présentent des cutanés d’argile. L’analyse chimique sur le total de l’échantillon indique 13 % d’insolubles (pollution pédologique et volcanique). Sur la fraction inférieure à 2 µm, on a 92 % de calcite et 8 % de silice (analyses : laboratoire de Géomorphologie de Caen, CNRS).

  • Echantillon ANG/238 (photo 62) : ce ciment brique a été récolté à 1450 m d’altitude, sur le plateau de l’Axi Kefala (bergerie, à proximité de la route). Il constitue un remplissage ocre-rouge dans une petite cavité (dolomie de Tripolitza) qui a été recoupée par l’érosion.

Photo 60 :
Echantillon Ci/3C
 : microphoto de lame mince (x 1100, lumière naturelle/LN).
Stalactite ancienne prélevée dans une paléo-cavité recoupée à la surface de l’Axi Kefala (alt. 1500 m). Niveau de pollution pédologique brun-rouille dans calcitemicrosparitique.
(cliché S. POMEL-R. MAIRE).

Photo 61 :
Echantillon Ci/1C : microphoto de lame mince (x 1100, en LN). Stalagmite prélevée dans la paléo-cavité AK/239 (photo 9 et
11).
Discontinuités intercristallines piégeant des éléments détritiques (grains d’argile, quartz...) ; la pollution est contemporaine de la cristallisation columnaire.
(cliché S. POMEL-R. MAIRE).

Photo 62 : Ciment brique d’origine volcanique (échantillon ANG/238, Axi Kefala, alt. 1450 m). Ce remplissage rythmé a été piégé dans l’ancien karst de la surface fondamentale, puis recoupé au cours du Plio-Quaternaire. On le retrouve dans l’ensemble des karsts crétois à toute altitude.

Photo 63 : Ciment brique prélevé à 2200 m sur le Psiloritis (échantillon CH4R). Photogramme de lame mince en LP. On observe une légère zonation (sédimentation) et la présence de multiples grains rouges et noirs d’origine pédologique. La pollution volcanique n’est visible que dans la fraction fine (8 % de silice à l’analyse). Plasma carbonaté microcristallin, porosité mesurée de7 %.

69En section polie, on observe une nette zonation du sédiment. Le squelette est très fin : nombreux grains pédologiques, fins cristaux rouges, argilanes (fissures), quelques quartz et éléments schisteux venant des Couches de Kroussonas, enfin une pollution volcanique diffuse.

70Cette dernière présente de petites ponces fibreuses (rares), quelques ponces altérées, de la magnétite et probablement de la kaersutite dans la fraction très fine (extinction N-S en lumière naturelle) (déterm. S. POMEL).

71Un examen complémentaire a permis de découvrir une hornblende (baguette), une amphibole et des éléments fins à faciès pelloteux sans doute éoliens (pseudo-sables) (déterm. G. STOOPS, Univ. Gand). On est en présence d’un sédiment exokarstique dont la pollution volcanique, remaniée et altérée, a participé à une pédogenèse. Le piégeage dans l’endokarst s’est effectué par voie aqueuse et en zone localement noyée (sédimentation rythmée, à lits fins et grossiers).

Photo 64 :
Idem photo
15, microphoto de lame mince (x 430, en LN). Sont bien visibles les grains rouges d’origine pédologique. La pollution volcanique est représentée dans la fraction fine (5-30 µm) par du verre vésicule, de Volivine, du feldspath automorphe (peu visible sur photo N/B).
(cliché R. MAIRE-S. POMEL).

Photo 65 :
Le pharangi de Vorizia qui entaille l’escarpement S de l’Ida était alimenté par le bassin du Nida (actuel poljé du Nida). Au premier plan, cône de déjection consolidé mono-génique.

72Le seul fait de découvrir des tephra sur lame mince est la preuve qu’il s’agit de retombées importantes, d’autant plus qu’ils ont participé à une certaine pédogenèse. Comme nous le verrons plus en détail pour le ciment brique des Levka Ori, les retombées sont anciennes, pré-quaternaires compte tenu des critères géomorphologiques (piégeage dans cavités recoupées). Elles proviennent surtout du volcanisme égéen et probablement de Santorin (cf. p. 141-144).

73Les concrétionnements stalagmitiques mis à jour par l’érosion sont des indices d’une vieille karstification. Aujourd’hui, et sans doute pendant tout le Pléistocène, les conditions n’étaient pas favorables à un abondant concrétionnement endokarstique au-dessus de 1500-1800 m (absence ou peu de végétation et de sols, nivo-karst). De plus, ces concrétions se sont formées à une certaines profondeur — au moins plusieurs dizaines de mètres — et leur apparition au niveau de l’exokarst suppose la disparition d’une tranche de calcaire équivalente. En géomorphologie, il est toujours fructueux de raisonner en terme de volume. Or, il est possible de se faire une idée de la tranche de calcaire dissoute au cours du Plio-Quaternaire dans la mesure où ce massif n’a pas subi d’érosion mécanique d’origine glaciaire (à l’exception d’un petit glacier de cirque en versant N).

Photo 66 : Le cône de déjection de Vorizia a été recoupé sur 40 m de profondeur au débouché du pharangi. L’âge fini miocène de cette formation, en relation directe avec l’épisode de creusement, est mieux démontré pour les cônes de déjection des Levka Ori (photo 70).

74D’après les données hydrochimiques actuelles (infra § D), la dissolution spécifique est de l’ordre de 59 mm / millénaire au-dessus de 1500 m. Pour le Pléistocène (environ 2 Ma), on admet que la dissolution superficielle, entre 1500 et 2000 m, représente au mieux 20 à 40 % de la dissolution totale, même avec une certaine couverture végétale (ce qui était probablement le cas jusqu’à 1600 m avant les destructions anthropiques) (chap. 9 : géochimie de l’exokarst). La tranche dissoute est de l’ordre de 25 à 35 m en 2 Ma. Pour le Pliocène réputé moins humide et qui a duré 3 Ma environ, la tranche dissoute n’a pas dû dépasser 30 m. Au total, ce n’est que 60 m de roche qui ont disparu depuis la fin du Miocène supérieur. La morphologie générale n’a guère été modifiée, surtout à basse altitude où les précipitations sont plus faibles.

75Même en admettant une marge d’erreur de 50 %, les spéléothèmes mis à jour sont au minimum anté-quaternaires : certains doivent être pliocènes, d’autres du Miocène supérieur. Les vieilles cavités recoupées, avec leurs abondants concrétionnements, jalonnent donc la surface karstique fondamentale héritée du Miocène supérieur. Sans les arguments de l’endokarst, BONNEFONT (1972) avait déjà vu juste en parlant de surface karstique miocène.

76Autre fait majeur, le ciment brique à pollution volcanique a été piégé dans l’endokarst, puis mis à jour comme les autres concrétions (ils corrodent des concrétions anciennes dans les Levka Ori). Or, il s’avère que ce "brique" a plusieurs millions d’années (≈ 5 Ma s’il s’agit du volcanisme sous-marin de Santorin / Akrotiri I, travaux en cours : S. POMEI-R. MAIRE). Arguments géomorphologiques et téphrochronologiques attestent que cette karstification mise à jour est surtout miocène supérieur.

C. DEPOTS DE PIEMONT ET CREUSEMENT DES PHARANGIS

1. Le Néogène du bassin d’Héraklion

77Les formations terrigènes, issues du soulèvement majeur de l’Ida (extension égéenne), ont été piégées dans les fossés périphériques. La carte géologique de Tymbakion donne l’état actuel des connaissances sur les remplissages tertiaires du bassin d’Héraklion à l’Ε et de la Messara au S (1/50 000, publication IGME 1984 - Levés de M. BONNEAU, H.-A. JONKERS et J.-E. MEULENKAMP).

78La principale formation corrélative de la surrection est la molasse attribuée au Tortonien, donc au Miocène supérieur. Elle est constituée par des "alternances irrégulières de conglomérats, de grès, de sables et de marnes on argiles" et témoignent d’une sédimentation en milieu lacustre ou saumâtre. Quelques dépôts marins sont présents (calcaires récifaux ou détritiques). Le Miocène moyen serait formé par des argiles lacustres et des sables. Toutefois, la "prédominance de sables et conglomérats dans les parties supérieures de la formation" semble indiquer le début du soulèvement du massif, vers la fin du Miocène moyen.

79Cette phase importante d’érosion du Miocène moyen-supérieur fait suite à une autre phase majeure d’érosion, probablement entre la fin de l’Eocène et le Miocène inférieur, qui correspond à la mise en place des nappes. Actuellement, rien ne permet de dire qu’elle était l’état de conservation des couvertures (notamment nappe des Phyllades) sur les séries carbonatées au début de la surrection néogène. La carte géologique de Tymbakion attribue au Messinien des marnes, du gypse et des calcaires, dont l’ensemble peut dépasser 200 m de puissance. Il faut être prudent sur cette interprétation ; toujours est-il qu’il s’agit du Miocène supérieur.

80Ces dépôts miocènes ont été sans doute soulevés sur leurs bordures, probablement déjà au Miocène supérieur, puis au Plio-Quaternaire. Il existe un affleurement de molasse tortonienne, vers 1000 m d’altitude, entre Zaros et Kroussonas. En effet, c’est sur un piémont érodé que la transgression du Pliocène inférieur est venue lécher, par des golfes, la base des grands escarpements de faille normale de l’Ida. Les sédiments marins sont constitués par des marnes blanches, des calcaires marneux et des calcaires détritiques au sommet. Ces faciès indiquent un environnement tectonique stable sans décharge terrigène. Les affleurements, souvent décalés par des jeux de faille avec le Miocène supérieur, existent jusqu’à 500 m d’altitude au S de Zaros.

81A partir de ces éléments, il est encore difficile de tirer des conclusions précises sur la vitesse du soulèvement, notamment au Miocène supérieur, puis au Plio-Quaternaire. Les limites d’affleurement du Pliocène marin constitue un élément utile, mais insuffisant en raison de l’érosion. Mais il existe déjà quelques points de repère :

  • Les molasses du Tortonien traduisent un épisode morphotectonique majeur au cours du Miocène supérieur qui se terminerait avec les évaporites messiniennes.

  • Le Pliocène inférieur indique une période de transgression et de calme tectonique.

  • Le Plio-Quaternaire fluvio-lacustre (conglomérats, sables, argiles, calcaires marneux), toujours situé à basse altitude, traduit une surrection modérée.

82Pour en savoir plus, il est donc nécessaire de se rabattre sur l’évolution morphologique des puissants escarpements de faille (creusement des pharangis) et sur leurs dépôts corrélatifs à la racine des piémonts (cônes de déjections consolidés).

2. Pharangis et cônes de déjection consolidés

83Toutes les montagnes crétoises sont recoupées par des canyons profonds et étroits, les pharangis. Certains débouchent au bord de la mer (ex : Samaria dans le S des Levka Ori, gorge de Zakros à l’extrémité E de l’île).

84Le flanc S et SW du Mt. Ida présentent plusieurs pharangis et cônes de déjections associés. Dans le secteur des villages de Vorizia et de Kamarès, l’escarpement de faille de direction ESE-WNW, incliné à 45-50°, mesure 1000 m de haut. Deux pharangis principaux entaillent ce versant abrupt : celui de Kamarès atteint 250 à 350 m de profondeur et quelques dizaines de mètres de large à son débouché ; celui de Vorizia est plus large (photo 65). Dans les deux cas, la gorge s’évase au-dessus de 1200-1400 m d’altitude (le pharangi de Vorizia se raccorde à l’amont avec l’ancienne vallée du poljé du Nida) : ce sont donc d’anciennes vallées qui ont été surcreusées à l’aval par des canyons.

85D’autres pharangis, de plus petite taille, strient la facette de l’escarpement entre Kamarès et Vorizia. Profonds de 150 à 200 m et plus étroits, ils ne sont pas en relation avec de larges zones réceptrices (flanc supérieur de Mavri, alt. 1981 m). Plus au SW, signalons également le pharangi de Fourfouras avec son puissant cône de déjection.

86Le principal problème réside dans l’âge de ces morphologies. En effet, comme BONNEFONT (1972 et 1977) l’a souligné, pharangis et cônes de déjection suggèrent une élaboration monogénique. Il les date du Würm ou du Riss. N. CREUTZBURG (cité par BONNEFONT, 1972) assimile les pharangis à un rajeunissement brutal et très récent du relief. Nous suivons ces deux auteurs sur les faits suivants : creusement et dépôt monophasés, rajeunissement brutal. En revanche, rien ne prouve qu’ils sont très récents. En effet, les cônes de déjections qui leurs sont associés (alt. 550 m environ à Kamarès et Vorizia), au débouché sur le piémont, sont des formations consolidées qui ont subi un fort creusement, de plusieurs dizaines de mètres à Kamarès, à Vorizia (photo 66) et même de 100 m à Fourfouras, comme le signale d’ailleurs BONNEFONT (1977). On ne voit pas comment ces accumulations se seraient formées au cours d’une seule période froide récente (pourquoi une et non plusieurs ?) alors qu’il n’existe aucun cône emboîté. De plus, l’importance de la pédogenèse (sols rouges) qui corrode la masse des conglomérats est un signe supplémentaire d’ancienneté, sans parler de déformations qui sont à mettre sur le compte du soulèvement du massif. BONNEFONT (1977, p.105) signale que le cône de Vorizia présente une pente (partie basse) très inférieure à celle du ravin actuel qui le recoupe. Une telle manifestation néotectonique, au cours du Pléistocène récent, est improbable.

87Actuellement, nous possédons des arguments de datation pour des cônes cimentés identiques situés sur le piémont S des Levka Ori, car ils sont ravinés par le Pliocène inférieur marin ; dans ce cas, un creusement et un dépôt contemporains de la régression messinienne sont plausibles. Le parallèle est probable avec l’Ida, mais nous n’avons aucune preuve certaine, sinon un faisceau d’observations qui accrédite l’hypothèse d’une phase unique. Le Pliocène, puis les périodes froides du Pléistocène ont permis leur creusement avec le soulèvement. Cette hypothèse fini-miocène de l’élaboration des pharangis et des cônes conglomératiques, si elle se vérifie dans l’Ida, permettrait d’estimer la surrection plio-quaternaire entre 200 et 400 m (la racine des cônes est vers 600 m).

88On peut se demander si certains tabliers de brèches, très consolidés et fortement érodés, ne sont pas à mettre en relation avec une phase pré-quaternaire qui pourrait être la même que celle qui est à l’origine des pharangis et des cônes conglomératiques. C’est le cas des brèches, épaisses d’une trentaine de mètres, qui surplombent l’Almyros d’Héraklion au NE de l’Ida :

89 Echantillon AH/230 (photos 67 et 68) : elles sont formées par des éléments anguleux de 4-5 à 20 cm de diamètre (calcaire de Tripolitza) et un plasma brun-rouge, microbréchique. La distribution des clastes calcaires est porphyrique, avec un espacement serré. Sur lame mince, on constate que le plasma (boue carbonatée, micritique ou plus ou moins travertineuse) renferme de nombreux éléments de sols, de microdébris de concrétions, de schistes, de calcaires. Une phase de corrosion à apporté du fer en abondance (pédogenèse), piégeant également des grains éoliens (pseudo-sables) ; mais elle a provoqué aussi des formes de déplétion (pertes de matière) sur les éléments et le développement de calcitanes (examen : S. POMEL). Du point de vue morphologique, il s’agit d’un ancien tablier d’éboulis consolidé qui mime la base du versant et se comporte comme du calcaire massif. Il est karstifié, soumis à la décompression et recule comme un escarpement (balme, talus de blocs). Il na pas été possible d’observer si le Pliocène du bassin d’Héraklion est fossilisé par ces brèches, ni l’inverse (photo 68). Le faciès micromorphologique complexe confirme l’ancienneté de la formation ; elle ne peut dater du Pléistocène et à plus forte raison du Riss comme l’avait d’abord suggéré BONNEFONT (1972).

Photo 67 : Fragment de tablier de brèches surplombant l’Almyros d’Héraklion (échantillon AH/230). Formation très consolidée : clasts noyés dans un plasma carbonate microcristallin ou travertineux, pollutions diverses (débris de sols, de spéléothèmes, de schistes et de calcaires), puis infiltré de fer par une phase de pédogenèse. L’ensemble atteste l’ancienneté du dépôt.

D. DONNEES HYDROGEOLOGIQUES

90Le massif du Mt. Ida s.l. s’étend au N et au NE jusqu’au massif de basse altitude du Strombolo et au plateau de Keri, ce dernier dominant directement l’Almyros d’Héraklion dont le débit important représente une grande partie du drainage souterrain (fig. 65 et carte h.t.)

1. Eléments du bilan hydrologique global

91Les caractéristiques altimétriques et hydroclimatiques du Mt. Ida s.l. sont les suivantes :

92 la superficie totale est de 470 km2 et l’altitude moyenne est de 1125 m (marge d’erreur de 2 à 3 %). La distribution des tranches d’altitude montre la prédominance des plateaux intermédiaires :

  • 0-500 m = 36 km2

  • 500-1000 m = 165 km2

  • 1000-1500 m = 185 km2

  • 1500-2000 m = 72 km2

  • 2000-2456 m = 12 km2

93Le karst supraforestier, situé au-dessus de 1500 m, représente 84 km2, soit 17,9 % du massif, pour une altitude moyenne de 1820 m.

94 Les précipitations moyennes ont été estimées par planimétrie à partir des données climatiques et de la carte des précipitations publiées dans la thèse de BONNEFONT (1972). Malgré le rôle de l’exposition et l’abondance des précipitations de secteur W, on observe une augmentation générale des précipitations avec l’altitude :

  • 600-800 mm = 34 km2 (0-500 m : plateau de Keri, Strombolo E) ;

  • 800-1000 mm = 47 km2 (500-700 m : Strombolo centre, Goniès) ;

  • 1000-1400 mm = 182 km2 (700-1000 m : plateaux moyens inférieurs et bordures) ;

  • 1400-1800 mm = 190 km2 (1000-2000 m : plateaux de moyenne et haute altitude) ;

  • >1800 mm = 16 km2 (au-dessus de 1950-2000 m : Psiloritis)

95Les précipitations moyennes sont de l’ordre.de 1320 mm/an mais pour le karst supraforestier situé vers 1820 m, elles atteignent 1640 mm/an.

96 Les températures moyennes : Héraklion, au bord de la mer, a une température moyenne annuelle de 17,9°C. Comme l’isotherme annuel de 0°C se situe vers 3000 m, le gradient thermométrique moyen est de l’ordre de 0,6°C/100 m. Pour les altitudes moyennes de 1125 m (Ida s.l.) et 1820 m (karst supraforestier), les températures moyennes annuelles sont de 11,1°C et 7°C.

Figure 65 : Carte hydrogéologique du massif de l’Ida. 1. Aire d’alimentation de l’Ida (7.3 % environ sont drainés par l’Almyros d’Héraklion). 2. Ophiolites du bassin de Goniès. 3. Emergences principales. 4. Zones d’alimentation des sources. 5. Isohyètes (mm/an). 6. Isohypses (m).

97 Le déficit d’écoulement : l’évapotranspiration réelle (Er) est calculée d’après la formule de Turc.

  • Pour l’Ida s.l. : Er = 590 mm/an, soit un déficit d’écoulement de 44,7 %.

  • Pour le karst supraforestier : Er = 470 mm/an, soit un déficit d’écoulement de 22,6 %.

98 Bilan hydrologique moyen pour l’Ida s.l. :

  • tranche écoulée = 730 mm/an ;

  • volume annuel écoulé = 343,1 millions de m3 ;

  • débit moyen annuel = 10,88 m3/s (pour toutes les sources) ;

  • débit spécifique = 23,15 l/s/km2

99 bilan hydrologique moyen pour le karst supraforestier :

  • tranche écoulée = 1170 mm/an ;

  • volume annuel écoulé (84 km2) = 98,3 millions de m3, soit 28,6 % du total de l’Ida s.l. pour une superficie de 17,9 % ;

  • débit spécifique théorique = 37,1 l/s/km2

2. L’Almyros d’Héraklion

100Cette puissante émergence vauclusienne aux eaux saumâtres se situe au pied de l’escarpement du plateau de Keri, à 1100 m du rivage et à 8 km à l’W d’Héraklion. Il s’agit d’une source de débordement apparaissant au niveau du recouvrement des marnes sableuses néogènes (fig. 65, photo 68). A l’exutoire, la surface du lac naturel est à la cote + 2 m au-dessus du niveau de la mer, + 10 m pour le lac artificiel. En étiage, le fond du lac se situe à 25 m de profondeur à la verticale de l’escarpement. La rivière souterraine sort d’un conduit elliptique de 6 m de large sur 3 m de haut. A la cote - 51 m, la galerie est obstruée par un éboulis. Un réseau labyrinthique présentant des zones concrétionnées a été exploré à partir de la cote - 36 m (annexe II, fig. 83).

101L’Almyros d’Héraklion ne peut être que l’exutoire principal du massif de l’Ida s.l., et ceci pour trois raisons :

  • le débit important (3,5 à 20 m3/s) ;

  • le caractère modeste des autres sources périphériques ;

  • l’orientation générale du drainage.

102En effet, le bâti structural, limité par de grands escarpements de faille, s’abaisse par gradins vers le N et le NE. Comme les écoulements souterrains sont bloqués au NE contre le massif schisteux de Vassilikon et à l’Ε par les dépôts néogènes du bassin d’Héraklion, l’eau karstique ne peut émerger qu’au point le plus bas, c’est-à-dire là où le calcaire de Tripolitza du plateau de Keri vient effleurer la mer de Crète, d’où l’altitude très basse de la source.

a. Bilan hydrologique et estimation du bassin versant (fig. 65)

103Le débit moyen annuel est de 8 m3/s (BREZNIK, 1973). Les éléments du bilan hydrologique étant connus pour l’ensemble de l’Ida, la superficie du bassin versant de l’Almyros d’Héraklion est estimée à 345 km2 ; cette valeur est un peu supérieure à celle de 300 km2 environ citée par BREZNIK (1973). Cette aire d’alimentation représente 73,5 % de la superficie de l’Ida s.l., soit un volume annuel écoulé de 252 millions de m3 et un débit spécifique de 23,2 l/s/km2. Pour l’année hydrologique de septembre 1970 à août 1971 qui est un peu plus sèche qu’une année moyenne, les éléments du bilan sont connus :

  • débit moyen annuel = 7,6 m3/s ;

  • volume annuel écoulé = 240 millions de m3 ;

  • débit spécifique = 22,6 l/s/km2 environ ;

b. Caractères du régime hydrologique

104L’hydrogramme de l’année 1970-71 est caractéristique (fig. 66) : on observe une période de hautes eaux longue de 5 mois s’étalant de fin novembre à fin avril et une période de basses eaux de 7 mois de mai à fin novembre. L’hydrogramme des débits mensuels se calque sensiblement sur la courbe des précipitations de la station d’Anogia (alt. 721 m, P = 1125 mm/an) (fig. 66). Le régime est simple, de type pluvio-nival, à maximum d’hiver et à minimum de fin d’été ou de début d’automne. La courbe annuelle, en cloche assez pointue, s’identifie à un hydrogramme de crue : la concentration débute fin novembre avec l’apparition des violentes pluies automnales (tardives en 1970 !) ; la pointe se produit en février tandis que la décrue va de la fin février jusqu’à la mi-juin ; le tarissement se poursuit pendant les mois d’été.

105Le maximum de février représente un débit mensuel de 15,75 m3/s (pointe de crue à 27,1 m3/s) et le minimum d’octobre un débit mensuel de 3,85 m3/s (minimum absolu de 3,7 m3/s en novembre). Le gradient intermensuel des débits est de 4,1 contre 7,3 pour les extrêmes journaliers, ce qui n’est guère important si l’on considère la longueur de la saison sèche et le rôle modéré de la fusion nivale terminée dès la fin juin. D’emblée on constate l’importance de la zone noyée et son pouvoir régulateur. Les débits spécifiques mensuels évoluent ainsi dans une fourchette de 11,4 l/s/km2 (octobre) à 46,8 l/s/km2 (février). Si l’on se fonde sur le régime moyen des précipitations à Anogia, station représentative du N de l’Ida, il tombe 2,2 % des précipitations annuelles en juillet-août-septembre et 11,4 % pour l’ensemble du semestre sec (BONNEFONT, 1972). D’après l’hydrogramme des débits journaliers (fig. 67), le régime estival automnal n’est pas influencé par les pluies, du moins jusqu’à la fin novembre.

106Pendant les trois mois d’été, l’Almyros évacue ainsi un volume de 34,6 millions de m3, soit 14,4 % de l’écoulement annuel pour 2,2 % des précipitations annuelles. Le déstockage karstique multiplie donc par 6,5 l’apport réel. Ces chiffres montrent l’importance de la zone noyée qui permet de soutenir les débits pendant les 6 à 7 mois de sécheresse.

Figure 66 :
Hydrogramme de l’Almyros d’Héraklion de septembre 1970 à août 1971 (débits moyens mensuels
 : ligne noire continue) (d’après les données de la FAO, in BREZNIK, 1973) et diagramme ombrothermique de la station d’Anogia/alt. 721 m (ligne en tiretés) (d’après les données de BONNEFONT, 1972).

107 Analyse des crues du semestre humide : on observe 11 crues entre la fin novembre et la mi-avril, dont 5 dépassent 20 m3/s. La première crue de fin novembre début décembre intervient après une longue période aride. La montée des eaux est rapide sous l’effet des fortes pluies, la maximum intervenant au bout de 3,5 jours. La décrue, brutale au début, marque une première inflexion après 8 jours, mais au 18ème jour elle est interrompue par une nouvelle crue.

108Ce transfert très rapide des crues est confirmé par BONNEFONT (1972) qui a observé l’apparition d’eaux turbides à l’Almyros moins de 48 h après de grosses averses ; ce phénomène illustre en plus le rôle du soutirage des sols dans le karst durant les précipitations torrentielles. Toutes les crues du semestre humide ont un temps de base apparent de 6 à 30 jours car elles se succèdent sans que l’on puisse visualiser la décrue complète, à l’exception des trois dernières qui sont compliquées par la fusion nivale printanière.

Photo 68 :
L’Almyros d’Héraklion, source vauclusienne d’eaux saumâtres, émerge à l’altitude de + 2 m au pied du plateau de Keri. Il draine une grande partie du massif de l’Ida (débit moyen annuel de 8 m3/s). Au-dessus du lac, sédiments néogènes du bassin d’Héraklion ; 50 m plus haut, l’escarpement dans les brèches pré-quaternaires (photo 67).

c. Analyse des courbes de décrue et de tarissement (fig. 67)

109L’analyse hydrologique porte sur la décrue et le tarissement, c’est-à-dire entre la fin février et la fin août 1971, et utilise les techniques classiques permettant d’évaluer les réserves dynamiques (MANGIN, 1975). Les données suivantes sont indicatives car elles concernent une seule courbe de récession.

110 Analyse de la courbe de décrue :

111Toute courbe de décrue non influencée correspond à l’écoulement total de l’infiltration depuis la pointe de la crue jusqu’au débit du tarissement. Pour l’année 1971, la courbe de décrue commence le 23 février. En 20 jours, soit le 15 mars, le débit est passé de 27,1 m3/s à 8,7 m3/s ; mais la suite de la décrue est perturbée par la fusion nivale printanière sur laquelle se superposent 2 crues secondaires pluvio-nivales (10,9 m3/s à la mi-mars et 8,7 m3/s à la mi-avril).

112Il s’agit donc d’une courbe de décrue longue et complexe que nous pouvons appréhender grâce aux paramètres suivants :

113- le débit de l’infiltration (qo) :

114sachant que Q = 27,11 m3/s (débit de pointe de crue du 23 février), Qo = 6,64 m3/s (débit théorique du tarissement le 23 février extrapolé à partir de la courbe de tarissement) ; le 23 février le débit de l’infiltration est : qo = Q - Qo = 20,47 m3/s.

115- la durée de la décrue (ti) :

116ti = 120 jours. Cette durée longue s’explique par la fusion nivale et l’intervention de deux crues secondaires.

117- le coefficient d’infiltration (n’) :

118il exprime la vitesse de l’infiltration, soit n’= 1/120 = 0,0083

119- le coefficient d’hétérogénéité (E) :

120il caractérise la concavité de la courbe de décrue. Sachant que :

121E = (qo - q*/q*t) - (n’qo/q*)

122avec q* = 10,29 m3/s après t = 13 jours de décrue, E = 0,057.

123Plus le débit se ralentit, plus la courbe de décrue devient concave et plus le coefficient E devient élevé.

124- le volume de la décrue (Vd) :

125il correspond au volume total de l’infiltration pendant la période de décrue et correspond à la différence entre le volume de l’écoulement et le volume de base extrapolée à partir de la courbe de tarissement. Ici le volume Vd = 24 millions de m3 comporte à la fois l’infiltration des pluies et l’infiltration progressive des neiges fondantes. Pour l’ensemble de l’année la part de la fusion nivale est difficile à chiffrer, mais on sait qu’elle représente près de 75 % de la tranche écoulée pour le karst supraforestier situé au-dessus de 1500 m, soit 74 millions de m3/an. Rapportée au bassin versant de l’Almyros, ce volume nival est de l’ordre de 54 millions de m3, soit 21,5 % de l’écoulement annuel. Avec la fonte de neiges intervenant à plus basse altitude, le volume annuel global de l’écoulement nival ne doit cependant pas dépasser 35 à 40 % du volume total transité par la source, d’où le caractère pluvionival du régime hydrologique annuel.

126 Analyse de la courbe de tarissement :

127La courbe de tarissement étudiée commence vers la fin juin 1971 et se poursuit jusqu’à la fin août et sans doute au-delà comme le montre la courbe de tarissement de septembre-octobre-novembre 1970. Nous analysons ici les données brutes. En réalité l’eau de mer évacuée en un an (environ 30 millions de m3) modifie surtout le débit d’étiage (enlever 20 à 25 % du débit).

128- le coefficient de tarissement (x) caractérise la pente de la courbe :

129x = log Q1 - log Q2 / 0,4343 (t2-t1)

130avec Q1 = 4,95 m3/s

131Q2 = 4,26 m3/s

132t2 - t1 = 69 jours

133d’où x = 0,00218 ; la faiblesse de ce coefficient traduit l’importance des réserves souterraines, l’apport en eau marine et le pouvoir régulateur de la zone noyée.

134- Le débit de base Qo au départ de la décrue est extrapolé à partir de la courbe de tarissement :

135Qo = Q - qo = 27,11 - 20,47 = 6,64 m3/s

136- Le volume dynamique exprime les réserves écoulables :

137V = Qo / x. 86400 = 263 millions de m3

138Ce volume est exagéré car il est supérieur au volume annuel transité par l’Almyros (240 millions de m3 en 1970-71). Cette valeur peut être corrigée en supprimant le rôle parasite des deux crues secondaires de mars et avril et en raccordant la courbe théorique de décrue à la courbe de tarissement. Dans ce cas, Qo = 5,26 m3/s et V = 208,4 millions de m3. Ce chiffre est confirmé par l’analyse de la courbe de tarissement de septembre-octobre-novembre 1970 où x = 0,001526, Qo =3,69 m3/s et t2 - t1 = 78 jours, d’où V = 208,9 millions de m3. Il faut enlever aussi 30 millions de m3 environ d’eau de mer évacuée par la source en un an, ce qui donne un volume dynamique de 180 millions de m3 environ. Le tarissement représente 14 % du volume dynamique annuel pour la période de 69 jours de juin-juillet-août 1971 et 11,2 % pour la période de 78 jours de septembre-octobre-novembre 1970. Ces réserves écoulables sont importantes bien que polluées par 20 à 25 % d’eau de mer.

139- Le coefficient de régulation (k) exprime le rapport du volume dynamique sur le volume annuel total :

140k = 180 / 240 = 0,75

141Ce coefficient très élevé, représentant 75 % du volume annuel, montre le puissant pouvoir régulateur de l’aquifère karstique dont le réservoir noyé est considérable. A titre de comparaison, la grande source de Fontaine d’Evêque, dans le SE de la France, possède un coefficient de régulation fluctuant entre 0,307 et 0,696 (NICOD, 1969).

142- L’indice i caractérise l’importance des apports au karst noyé ; par convention il correspond à :

143i = 1 - n’t / 1 + Et = 0,882

144avec t = 2 jours, n’ = 0,0083 et E = 0,057

145cet indice i>0,5 indique que le système karstique de l’Almyros est à la fois complexe et très important.

146L’analyse de la courbe de tarissement confirme l’importance du déstockage estival et automnal. Le régime des crues caractérisé par un transfert rapide et le régime d’écoulement du tarissement à très faible coefficient x résultant du volume des réserves dynamiques montrent l’existence parallèle :

  • d’un aquifère très karstifié à écoulement libre et à transfert rapide situé dans les formations "Plattenkalk" et de Tripolitza ;

  • d’un aquifère saturé très développé placé sous la cote 0 NGF. C’est dans ce réservoir à régime plus lent, d’une capacité considérable, que se produit la contamination marine.

d. La contamination marine

147A l’instar des autres Almyros crétois ou du Péloponnèse, l’Almyros d’Héraklion débite des eaux saumâtres. La teneur en Cl- est inversement proportionnelle au débit comme l’illustre le diagramme annuel (fig. 67). Les concentrations dépassent 5 g/l pendant l’étiage pour un débit ≤ 4 m3/s, mais deviennent faibles, soit 35 mg/l, pendant les crues hivernales supérieures à 17-20 m3/s. La courbe de récession des chlorures est donc une fonction du débit marquée par une brusque inflexion vers 10 m3/s.

Figure 67 :
Comparaison entre l’hydrogramme de l’Almyros d’Héraklion (ligne continue : débit total ; pointillés : débit non salé en
 % du débit total ; x = coefficient de tarissement) et la courbe de la teneur en chlorures (d’après les données de la FAO, in BREZNIK, 1973).

148Cette variation importante des chlorures, mais aussi des sulfates, indique une contamination par l’eau de mer et non par un aquifère traversant des terrains salifères.

149Ce type d’ingression estivale de l’eau salée dans le karst est fréquente dans les sources côtières et sousmarines du pourtour méditerranéen, que ce soit par exemple sur la côte dalmate (BREZNIK, 1973) ou sur le littoral du Sud de la France (source sous-marine de Port Miou ; NICOD, 1967, p. 323). Mais à l’Almyros d’Héraklion, la pollution marine n’atteint pas celle des grandes émergences littorales du NE du Péloponnèse où les concentrations en CP peuvent dépasser 12 g/l (cf. p. 81 ; SKAYIAS, 1978).

150 Hypothèses explicatives :

151L’aquifère karstique contaminé se développe sous le plateau de Keri localisé à l’W de l’Almyros ; celui-ci mesure 9 à 10 km2 et culmine à 432 m d’altitude : il est tranché à l’Ε par un escarpement de faille N-S placé dans le prolongement N du grand accident oriental de l’Ida. Le bloc de Keri est basculé en direction du S, les calcaires de Tripolitza plongeant sous les brèches pré-quaternaires, puis sous les terrains néogènes du bassin d’Héraklion.

152Comme l’orifice réel de l’Almyros se situe déjà vers la cote - 20 m, on suppose que l’aquifère s’étend largement sous le niveau de la mer si l’on tient compte des régressions marines d’abord au Messinien, puis au cours du Pléistocène. Le régime d’évacuation des eaux saumâtres est en relation étroite avec le régime hydrologique global, mais renseigne aussi sur le comportement de la zone noyée polluée. Ainsi, on constate qu’en période de hautes eaux la charge est suffisante pour repousser les eaux salées, le transfert s’effectuant rapidement par des chenaux importants. Toutefois, le diagramme des chlorures ne montre pas clairement l’existence du phénomène de "Piston flow", c’est-à-dire de l’expulsion massive d’eaux salées en début de crue.

153La propagation rapide des crues tend à prouver que l’aquifère noyé est constitué par des vides et des conduits importants réagissant rapidement à la charge amont. Au contraire, la nette contamination à l’étiage consécutive à la diminution de la charge hydraulique amont pourrait se produire, selon MIJATOVIC (1979), par un processus de convection mécanique entre l’eau douce et le biseau salé. Le débit critique apparaît vers 10 m3/s et correspond au point d’inflexion de la courbe de décrue des chlorures en fonction du débit (fig. 67) ; à 11 m3/s, la teneur en Cl- est de 300 mg/l ; à 12 m3/s, elle est de 100 mg/l. A l’inverse, à 9 m3/s, elle est déjà à plus de 1100 mg/l, à 8 m3/s elle atteint 2000 mg/l et à 5 m3/s 4400 mg/l.

154MIJATOVIC (1979) pense que le renouvellement de l’eau de mer est en partie entravée par la présence d’un écran de marnes. En effet, les terrains néogènes s’interposent entre les calcaires de Tripolitza et la mer : ils ont d’ailleurs conditionné l’existence d’un exutoire vauclusien de débordement. Il envisage aussi la possibilité d’un réservoir d’eaux salées fossiles emprisonnées au Quaternaire par les dépôts récents et le soulèvement. Mais cette éventualité est peu plausible car depuis longtemps la totalité des sels aurait été évacuée par mélange. En effet, l’Almyros évacue annuellement l’équivalent de 27 à 30 millions dem3 d’eau de mer (valeur extrapolée à partir des données de BREZNIK (1973). Or, comme on est obligé d’envisager un emprisonnement anté-würmien de l’eau de mer, en 100 000 ans la source aurait dû assurer le transit de 2700 à 3000 km3 d’eau marine fossile, ce qui est impossible en l’absence de renouvellement.

155L’invasion de l’eau de mer se ferait par un chemin détourné et notamment par le N là où le calcaire de Tripolitza entre en contact directement avec la mer au niveau de l’accident E-W séparant le plateau de Kéri des Phyllades. Actuellement l’hypothèse la plus satisfaisante est le creusement d’un aquifère important, largement sous le niveau marin actuel, durant la régression fini-miocène. Dans ces conditions, la contamination marine et l’importance des réserves noyées s’expliquent mieux.

156 Explications physiques complémentaires :

157Pour les sources littorales de la côte dalmate, MIJATOVIC (1964) confirme que les conduits situés sous le niveau de la mer communiquent sans difficulté avec l’eau marine ; mais il ajoute que le flux capillaire salé peut remonter dans la masse calcaire par le réseau de micro-fissures, et ceci largement au-dessus du niveau de la mer. Les drains karstiques situés au-dessus de la cote 0 sont ainsi susceptibles de recevoir des quantités constantes d’eau salée grâce aux forces capillaires et à la différence de pression qui régnent dans la zone des conduits parcourus par l’eau douce et des micro-fissures envahies par l’eau marine. L’auteur souligne que cette contamination est possible car les vitesses des eaux karstiques en horizon saturé sont souvent faibles, ce qui facilite une pollution salée, notamment en période de basses eaux, alors qu’en grosses crues les eaux sont pratiquement douces comme l’Almyros d’Héraklion.

158L’hypothèse de O. LEHMANN (1932), cité par MIJATOVIC (1964), envisage une contamination marine par le principe du tuyau venturi, c’est-à-dire par un conduit plus ou moins étroit en relation avec la mer et aboutissant au niveau du rétrécissement principal du drain karstique majeur. Au sujet des lois et théories hydrauliques régissant les mélanges d’eaux douces et salées, on se reportera à celles de GHYBEN-HERZBERG (équilibre dynamique entre eaux douces et salées), de KJURASIN (différence de densité des eaux), de KOZENY (élévation du flux capillaire en milieu poreux), de FICK (loi du courant diffusif) et aux travaux de BERNOUILLI, HENRY et DARCY (in CASTANY, 1967 et MIJATOVIC, 1964).

159Ces données physiques ne résolvent rien et il faut en venir à l’explication géomorphologique du creusement des aquifères karstiques avec l’abaissement du niveau de base marin au cours du Messinien (chap. 15).

e. Comparaison avec les autres Almyros de Crète

160La source d’Almyré, située à 18 km à l’E de Rethimnon, est l’exutoire occidental de la chaîne côtière des Talea Ori (fig. 65) ; elle est aussi contaminée par l’eau de mer : Cl- = 1979 mg/l, SO4-- = 348 mg/l le 23/7/75 (KOURMOULIS, 1979). Dans le cas des Almyros d’Agios Nikolaos (exutoire N du Lassithi) et de Kiliari (exutoire partiel de la bordure N des Levka Ori), les concentrations en Cl- sont également importantes (tabl. 9 et fig. 68).

161Les relations existant entre les marées et le débit de l’Almyros d’Héraklion ont été soupçonnées par CONSTANDINOU, mais ce phénomène a surtout été étudié à l’Almyros d’Agios Nikolaos par BEZES et JOSEPH (1983) ; ces derniers ont mis en évidence l’augmentation symétrique du débit avec la remontée du niveau de la mer explicable par des variations de pressions intervenant soit directement par un exutoire sous-marin, soit sur la nappe phréatique en présence d’un biseau salé.

3. Les autres sources périphériques

162Ces sources, d’importance secondaire, sont alimentées par les zones bordières de l’Ida. Au N, l’exsurgence d’Axos mérite d’être signalée ; elle est localisée à l’W d’Anogia vers 500 m d’altitude. Son débit ne paraît pas dépasser 50-100 1/s ; de plus, la température de l’eau en août, 14,7°C, indique un drainage des plateaux limitrophes étagés entre 500 et 800 m d’altitude. Située au NW de l’Almyros, la source de Phodèle n’est pas en rapport avec la massif de l’Ida proprement dit (fig. 65).

Figure 68 : Faciès chimiques de l’Almyros d’Héraklion et de deux autres sources saumâtres de Crète (Agios Nikolaos au N du Lassithi et Kiliari au N des Levka Ori). (mai 1981 : prélèvements par R. MAIRE et G. FABRE ; analyses : Mme SISTACH, Laboratoire de géographie physique d’Aix-en-Provence. Années 1961 et 1975 : d’après KOURMOULIS, 1975).

Figure 69 : Faciès chimiques de plusieurs sources de l’Ida (prélèvements 16-18/5/81 R. MAIRE et G. FABRE ; analyses : Mme SISTACH, Laboratoire de géographie physique d’Aix-en-Provence).
a. Source de Fourfouras (piémont
SW).
b. Source du Nida, plateau intermédiaire, alt.1400-1500 m.
c. Source de l’Axi Kefala (idem).
d. Source de Vroulokambos (idem).

163A l’Ε, les sources sont mineures et ne drainent que la retombée orientale abrupte de l’Ida (Q <50 1/s). Au S, il existe deux sources moyennes :

164- L’émergence de Mati (alt. 450 m) alimente le village de Vorizia ; elle présente les caractères suivants (mesures : KOURMOULIS, 1979 pour l’année 1975 ; MAIRE pour 1982) :

165Q = 83 l/s (28/7/75) ; débit moyen estimé à 250 l/s ;

166T = 13°C (10/6/82 et 13,6°C (28/7/75) ;

167TH = 12,3°F (10/6/82) ;

168SO4-- = 6 mg/l (28/7/75) ;

169Cl- = 14 mg/l (28/7/75).

170La source sort au contact de la faille S de l’Ida ; elle doit drainer le flanc méridional de l’Alikadhano et du Mavri, mais le bassin-versant ne doit pas dépasser 10 à 12 km2.

171- L’émergence de Fontana (alt. 560 m), située quelques km à l’ESE de celle de Mati, est moins importante (mesures : KOURMOULIS, 1979, le 28/7/75) :

172Q = 24 l/s ; débit moyen estimé à 75-90 l/s ;

173T = 14° C ;

174SO4-- = 8 mg/l ;

175Cl- = 14 mg/l.

176Cette source sort également au contact de la faille S de l’Ida et draine le flanc S du Khalaso Kefala (1920 m).

177D’après les éléments du bilan hydrologique pour l’ensemble de l’Ida et les données hydrologiques de l’Almyros, les autres sources périphériques représenteraient 26,5 % de l’écoulement du massif, soit :

  • un débit moyen de 2,88 m3/s ;

  • un cube annuel de 91 millions de m3 ;

  • une aire d’alimentation de 125 km2

4. La dissolution karstique et les retombées de sels marins en altitude

a. La dissolution karstique

178Les eaux des émergences drainant le karst d’altitude sont bicarbonatées calciques et plus ou moins magnésiennes selon la nature des terrains traversés (calcaires dolomitiques, dolomies) (tabl. 10 et fig. 69). Le TH atteint en moyenne 12 à 14°F pour les petites sources des plateaux intermédiaires de l’Ida (ex : Axi Kefala, alt. 1400-1500 m), contre 10,5°F à 11,5°F pour les eaux de fusion nivale provenant du karst de haute montagne des Levka Ori. Ces mesures, effectuées en fin de période de fonte des neiges (mai et juin), sont assez représentatives du chimisme annuel des eaux puisque la fusion nivale, quelle soit hivernale ou printanière, évacue plus de 75 % des précipitations annuelles tombant au-dessus de 1800 m. Cette dureté totale est également conforme aux valeurs connues dans les karsts supraforestiers alpins ou pyrénéens ; cela prouve le rôle faible à nul du CO2 pédologique du fait de l’indigence de la végétation en moyenne altitude et de son absence au-dessus de 1700-1800 m.

179Pour un TH moyen estimé à 13,6°F et une tranche écoulée de 1170 mm (P= 1640 mm/an et Er = 470 mm/an), la dissolution spécifique théorique au-dessus de 1500 m est de l’ordre de 59 m3/km2/an. En revanche, elle est de 37 m3/km2/an pour l’ensemble du massif (alt. moyenne = 1125 m ; tranche écoulée = 730 mm).

b. Les retombées de sels marins

180On observe que les ions Cl- (7,5 à 20 mg/l) sont beaucoup plus abondants ici que dans les eaux des karsts de montagne assez éloignés de la mer où les teneurs en Cl- sont de l’ordre de 0,5 à 2 mg/l. En Crète, la proximité de la mer (entre 5 et 20 km), la situation insulaire et l’influence des vents expliquent l’importance des retombées de sels marins sur les hauts karsts.

181Dans le massif de l’Ida, on note des teneurs en Cl- plus faibles que pour le karst d’altitude (7,5 à 10 mg/l), contre 20 mg/l pour la source de Fourfouras qui draine les pentes inférieures S du Psiloritis. Le phénomène est identique dans les Levka Ori où l’on observe aussi des teneurs Cl- plus forte en été qu’à la fonte des neiges. A titre de comparaison, dans les bas massifs de la Crète orientale situés à moins de 10 km de la côte, les teneurs en Cl- des émergences sont comprises entre 35 et 41 mg/l en juillet août (KOURMOULIS, 1979). Les bassins d’alimentation les plus élevés et les plus centraux de l’île sont donc les moins contaminés par les retombées de sels marins, mais les concentrations en Cl- sont suffisamment sensibles pour que la quantité exportée de NaCl soit de 10 à 20 t/km2/an.

182D’après KOLODIAJNAIA (1964), sur les littoraux de la Méditerranée, et notamment de la Grèce, il tomberait plus de 80t/km2/an de sels marins (dont NaCl et NaSO4). Cette quantité diminue rapidement au fur et à mesure que l’on s’éloigne de la mer, en particulier dans les dix premiers km où les taux baissent de 150 à 200 % ; une telle décroissance des ions Cl- a été mesurée, par exemple, dans les karsts de Nouvelle Zélande (GIBBS and BLACKMORE, 1952 ; in KOLODIAJNAIA, 1964).

III - LES MONTAGNES BLANCHES OU LEVKA ORI

183A l’W de l’île, les Levka Ori forment un haut massif de 30 km x 20 km limité au S par un escalier de faille W-E tombant directement dans la mer de Libye, au N par un autre escalier W-E à deux gradins principaux (plateau de Malaxa) dominant la plaine de Chania, à l’W par un escarpement faillé N-S qui le met en contact avec le massif schisteux de Selino, enfin à l’E par un secteur faillé N-S passant à l’E du Mt. Kastro (2218 m) pratiquement au droit de la route conduisant à Chora Sfakion (fig. 70).

184De profonds canyons, comme le célèbre pharangi de Samaria, entaillent les vigoureux escarpements bordiers hauts de plusieurs centaines de mètres. Ces derniers ceinturent un haut plateau situé entre 1500 et 2200 m. D’aspect tourmenté, il présente une trentaine de sommets et cônes dépassant 2000 m d’altitude. Contrairement au Mt. Ida, les formes glaciaires typiques sont absentes. Le problème morphologique principal réside dans la nature et l’âge de la topographie karstique du plateau sommital. Nous utilisons l’expression de surface fondamentale pour désigner l’ancienne surface karstique néogène visible à différentes altitudes, car décalée par les jeux de failles.

A. PHARANGIS ET CONES DE DEJECTION CONSOLIDES (fig. 70)

185Comme sur le massif de l’Ida, pharangis et cônes de déjections associés sont les témoins d’une phase de rajeunissement jusque-là attribuée au soulèvement pléistocène (BONNEFONT, 1972 et 1977). On observe aussi la même dissymétrie entre un versant N moins raide et moins entaillé, et un versant S coupé par des gorges profondes. Ce modelé remarquable, en le datant (de façon relative), devient un repère morphologique de première importance dans l’étude des surfaces karstiques perchées et étagées.

1. Les pharangis

186- Les pharangis du flanc S des Levka Ori sont les canyons les plus étroits et les plus profonds de Crète, et probablement de tout le pourtour méditerranéen. Il en existe deux ensembles : ceux de Samaria et d’Eligias, les plus profonds (fig. 71), à l’W et ceux du secteur de Chora Sfakion à l’Ε.

187Le pharangi de Samaria est exceptionnel par ses dimensions (photo 69). Sur une distance de 7 km, la gorge tranche le puissant horst anticlinal à la manière d’une demi cluse : la dénivellation maximum est de 1800 m entre le sommet du Volakias (2116 m) à l’W et le fond du canyon au niveau du hameau de Samaria (325 m), soit sur une distance projetée de 2,8 km. Le trait de scie est de l’ordre de 1000 m puisque les premiers replats apparaissent entre 1000 et 1400 m. Là où passe la faille interne du rebord méridional du massif, l’étranglement de la gorge est remarquable : 10 à 15 m de large et parois verticales hautes de plusieurs centaines de mètres ; elle se resserre à 5 m plus en aval au niveau des "Portes de Samaria".

Photo 69 : Le pharangi de Samaria, sur le flanc S des Levka Ori, est le plus important canyon de Crète et du littoral de Méditerranée. Le surcreusement principal en trait de scie, lié à la régression marine fini miocène, réentaille une vallée déjà profonde au Miocène supérieur à la suite de la grande surrection.

188BONNEFONT (1972, p.292) a montré que le canyon s’est développé du N au S à partir d’une combe creusée selon un axe NE-SW au N du lieu-dit Samaria (fig. 70) dans les schistes et calcaires de base. Le profil transversal, depuis le sommet du Volakias, révèle clairement l’emboîtement du pharangi dans une ancienne vallée évasée, cette dernière étant recreusée par de nombreux ravins latéraux suspendus au-dessus du canyon.

189- Les pharangis du flanc N du massif, plus modestes, se situent principalement au NNE du poljé d’Omalos et immédiatement à l’aplomb du bassin schisteux de Lakki et de Meskla. Ils échancrent l’escarpement de faille principal de la bordure septentrionale tandis que les bassins de réception se placent entre 1300 et 1800 m (fig. 71, photo en haut à droite).

Figure 70 :
Carte morphostructurale des Levka Ori (fond géologique : carte au 1/200 000 de CRFUTZBURG,1977).
1. Sommets principaux. 2. Pharangis. 3. Poljés. 4. Emergences principales. 5. Quaternaire récent : alluvions. 6. Quaternaire indifférencié : terrasses marines, sédiments fluviatiles, cônes de défection. 7. Cônes de déjection consolidés de la côte S (Messinien probable). 8. Formations rouges continentales (Omalos, Alikianou). 9. Pliocène : marnes et calcaires bioclastiques. 10. Miocène sup.-Pliocène inf. : calcaires bioclastiques et récifaux avec alternances de marnes (présence d’évaporites du Messinien). 11. Miocène : formations rouges continentales et lacustres issues de l’érosion des altérités de la série des Phyllades et de la surface miocène des Levka Ori. 12. Miocène moyen-sup. : conglomérats, grès, argiles, lignite. 13. Miocène moyen : brèches calcaires, argiles et marnes. 14. JurassiqucEocène : calcaires et dolomies de la nappe de GavrovoTripolitza. 15. Nappes des Phyllades. 16. Rhétien-Lias : unité de Trypali (calcaires et dolomies). 17. Jurassique-Eocène : "Plattenkalk". 18. Formation Gigilos (probablement sous le "Plattenkalk") : dolomies avec intercalations de phyllites. 19. Faille observée, supposée. 20. Chevauchement.

Figure 71 : Carte morphologique de la partie SW des Levka Ori (poljé d’Omalos et pharangi de Samaria). 1. Unité de Trypali (Rhétien-Lias) : dolomies, calcaires cristallins et dolomie cellulaire noire. 2. "Plattenkalk" (Jurassique-Eocène) : calcaires en petits bancs. 3. Formation Gigilos : dolomies, calcaires et phyllites. 4. Formation rouge d’Omalos. 5. Remplissages limoneux du poljcs d’Omalos. 6. Sommets, crêtes, cols. 7. Escarpements. S. Ecoulement pérenne, temporaire. 9. Pharangis. 10. Gorges en V. 11. Dolines, ouvalas. 12. Eboulis. 13. Ecroulements 14. Cônes d’éboulis hérités. 15. Terrasses fluviatiles de Samaria : a. Niveau inférieur + 4 m. b. Niveau supérieur consolidé + 30/40 m. 16. Cônes de déjections pléistocènes. 17. Emergences.
Photo en haut à droite : pharangis recoupant l’escarpement de faille septentrional au-dessus de lakki.
Photo en bas à gauche : Le Volakias
(2116 m) dans les calcaires et dolomies de la formation Gigilos.

Photo 70 :
Le grand cône de déjection consolidé de Komitadès sur le court piémont sud des Levka Ori plonge sous le niveau marin actuel. Raviné localement par du Pliocène marin et creusé en son centre par une vallée, il est lié à la phase de surcreusement des vallées au cours de la régression messinienne.

Photo 71 :
Falaise marine de 15 à 20 m recoupant le cône de déjection de Komitadès. Ce dernier se prolonge sous le niveau marin actuel et confirme qu’une partie importante du cône s’est établi lors de la régression fini-miocène. Dans ces conditions, on constate que la surrection plioquaternaire est médiocre.

2. Les grands cônes de déjections consolidés de Chora Sfakion attribués au Messinien

190Ces formations se situent sur la côte S, au débouché des pharangis du secteur de Chora Sfakion. Le cône W de Komitadès, sur lequel la route est construite (en venant d’Askifos au N), prend sa racine vers 320 m d’altitude (fig. 70, photo 70). La pente générale, de 11°, est redressée à plus de 15° à proximité de l’escarpement de faille normale (effet probable de la surrection). On observe deux formations de taille et d’âge très différents :

  • le cône ancien consolidé est le plus volumineux. Il mesure 2 km2 et plonge sous le niveau marin actuel au niveau d’une falaise d’abrasion de 15 à 20 m de haut (photo 71) ; son extension réelle est donc beaucoup plus grande. Le volume visible estimé, pour une épaisseur minimum de 50 m, est de 100 hm3 (0,1 km3) ; mais le volume réel, si l’on compte la partie immergée, doit être au moins deux à trois fois supérieur. Le matériel est constitué de graviers et galets de 1 à 10 cm de diamètre, peu émoussés, et noyés dans un plasma carbonaté qui a subi des phases complexes de corrosion, de recristallisation, avec piégeage d’éléments pédologiques et de tephra (d’après lame mince). Le cône est entaillé au milieu par une vallée de plusieurs dizaines de mètres de profondeur et de 100 à 200 m de large (photo 70) qui atteste l’ancienneté de la formation.

  • Le cône récent, beaucoup plus petit, est emboîté dans le précédent ; il est logé dans la partie moyenne et inférieure de l’entaille décrite ci-dessus. Le matériel est formé par des lits de galets peu consolidés.

Photo 72 :
Poche de Pliocène marin (marnes, sables jaunes, calcarénites) ravinant le sommet du cône consolidé de Komitadès (alt. 300 m) et attestant l’âge fini miocène du dépôt.

191En 1988, nous avons découvert (S. POMEL-R. MAIRE) des indices permettant de dater le cône ancien. En effet, une poche résiduelle de Pliocène inférieur marin (marnes et sables jaunâtres typiques) ravine la partie supérieure du cône de déjection ancien, vers 300 m d’altitude (photos 72 et 73). On observe :

  • des sables jaunes lités et une calcarénite (Pliocène marin) ;

  • une micro-brèche légèrement lapiazée ;

  • une poche de sols rouges ravinant les sables jaunes et la micro-brèche.

192Dans l’encaissant, à savoir le conglomérat du cône ancien, du ciment brique est corrodé par des sols. Du Pliocène marin (sables jaunes) est également visible à la cote + 80 m au bord de la route allant de Chora Sfakion à Anopolis, au débouché d’un petit pharangi. Au même titre que le niveau repère constitué par le ciment brique d’origine volcanique, ce cône de déjection consolidé, lié directement au creusement du pharangi, a un âge antépliocène. Si l’on admet qu’il a subi un soulèvement plioquaternaire de l’ordre de 200 m, le dépôt s’est donc formé en grande partie sous le niveau marin actuel à une époque ou le niveau marin était beaucoup plus bas.

193L’hypothèse d’une formation détritique datant de la régression messinienne s’impose comme pour les cônes S de l’Ida, mais avec en plus des éléments de datation. Seuls une modification importante du climat (refroidissement planétaire) et un abaissement considérable du niveau de base sont susceptibles d’expliquer cette phase de rajeunissement des vallées et leur dépôt monogénique de piémont. En effet, le recreusement du cône et son maigre dépôt emboîté sont sans commune mesure avec les grandes dimensions de la formation conglomératique ancienne.

Photo 73 :
Detail de la poche de Pliocène marin montrant des sables jaunes, une calcarénite et une microbrèche supérieure légèrement lapiazée.

194Il est utile de raisonner en terme de volumes de matières enlevées et déposés. Par exemple, le cône W de Komitadès représente au minimum 200 à 300 hm3 (0,3 km3) en comptant la partie immergée. Comme le pharangi dont il est issu mesure 6,5 km de long (y compris le bassin de réception de 3 x 2 km), cela représente une érosion linéaire moyenne de 30 à 45 hm3/km. Toutefois, le volume érodé représenté par le pharangi et son bassin de réception est bien supérieur, soit 3,5 km3 environ. Comme cette gorge, de 300 à 400 m de profondeur, est large de 0,7 à 1 km dans la partie supérieure du profil, l’entaille fini-miocène a surcreusé d’anciennes vallées miocènes contemporaines de la surrection. Une preuve complémentaire est fournie par le profil transversal de Samaria où l’on voit que le canyon inférieur en trait de scie surcreuse une ancienne vallée, très large à son sommet et déjà entaillée en gorge avant le Messinien. Le cône de déjection de Samaria est invisible, car situé sous le niveau de la mer. Cependant, on en retrouve peut-être des traces, pratiquement au débouché du pharangi, sous la forme d’un épais conglomérat colmatant le fond de la gorge (fig. 71).

195Par conséquent, il faut être prudent et accorder à la phase messinienne l’importance qui lui revient. Il s’agit d’un épisode court (quelques centaines de millénaires probablement) et actif qui a rajeuni, dans de nombreux cas, des vallées préexistantes déjà importantes. Son principal intérêt morphologique réside dans les dépôts corrélatifs de piémont de nature mono-génique qui sont des éléments précieux pour la datation de l’évolution morphologique.

Photo 74 :
Le grand escarpement de faille normale du Sud des Levka Ori plonge dans la mer de Libye (Chora Sfakion et route en lacets montant au poljé d’Anopolis).
Il date essentiellement du Miocène moyen-supérieur car la surrection plio-quaternaire n’a pas dépassé 200 à 300 m.

Photo 75 :
Le poljé d’Askifos (alt. 700 m), sur le rebord E des Levka Ori, correspond à la coalescence de plusieurs vallées asséchés et karstifiées depuis la surrection au Miocène supérieur.

Photo 76 :
Le poljé d’Omalos (alt. 1100 m) se situe sur les plateaux NW des Levka Ori. Cette forme majeure remonte au moins au Miocène supérieur et correspond également à une zone de confluence d’ancienne vallées. Une formation ocre-saumon (paléosols décapés), encore non datée, a été piégée par la dépression et affleure sur la bordure SE.

B. LES PLATEAUX KARSTIQUES INFERIEURS ET INTERMEDIAIRES ET LEURS POLJES

196Le haut karst central est encadré par des plateaux de moyenne altitude (500-1400 m) qui résultent du soulèvement différentiel de la surface néogène. Il est utile de les envisager brièvement car leur morphologie varie en fonction de l’altitude, du cadre structural et de l’amplitude du soulèvement. Ils constituent des éléments de comparaison pour la compréhension de l’évolution du karst sommital.

1. Le plateau S et le poljé d’Anopolis (fig. 70)

197L’immense escarpement méridional des Levka Ori, haut de plus de 2000 m, plonge directement dans la mer de Libye jusqu’à - 3000 m (fosse à - 3881 m dans l’angle SW de l’île) (photo 74). La dénivellation totale est de l’ordre de 6 km. Dans la coupe de la nouvelle route en construction d’Anopoli vers Agia Roumeli, on observe des faciès pseudo-bréchiques correspondant à des dolomies broyées (alt. 915 m, échantillon AN/279). Celles-ci jalonnent l’escarpement de faille originel. Il existe un seul grand replat, le plateau d’Anopolis vers 600 m d’altitude, qui correspond à un gradin faillé dans la masse calcaro-dolomitique de l’unité de Trypali. Ce plateau présente plusieurs éléments morphologiques majeurs :

  • la partie E est occupée par le poljé d’Anopolis, de 2 km x 1 km, dont le fond est tapissé de sols rouges. Il se situe à 1,5 km à peine de la mer ;

  • la partie N remonte en pente douce jusqu’à 750-800 m : il s’agit d’un ancien cône rocheux (glacis de dénudation) qui a été entaillé postérieurement sur sa bordure W par le pharangi d’Aradena profond de plusieurs centaines de mètres et présentant des paléo-cavités recoupés.

198BONNEFONT (1972, p. 313) pense que ce modelé du plateau d’Anopolis ne remonte pas au-delà du Quaternaire ancien, du moins pour le poljé dont l’encaissement est faible, et du Pliocène pour le cône rocheux. En réalité, l’ensemble du replat est anté-pliocène car il est à la fois recoupé par le pharangi d’Aradena et situé beaucoup plus haut que les cônes de déjection de Chora Sfakion ravinés par le Pliocène marin.

2. Les plateaux N (fig. 70)

199Le N des Levka Ori est caractérisé par un escalier de failles moins escarpé qu’au S et délimitant deux gradins d’extension et d’altitude différentes. Le plateau inférieur ou plateau de Malaxa (alt. 500-600 m) présente une surface karstique tertiaire ondulée, en partie fossilisée par des sédiments détritiques continentaux et/ou plus ou moins lagunaires : formations rouges et brèches syntectoniques issues du massif au moment de la crise tectonique néogène (Miocène supérieur). Le canyon de Theriso recoupe de vieilles cavités à remplissage indurés dont du ciment brique (grotte TH/262, alt. 270 m). Au S, cette surface bute contre le grand escarpement de faille des Levka Ori qui forme au-dessus de Lakki des parois de 200 m de haut. Sur ce versant, il existe une série d’épaulements inclinés de 5 à 15° vers le N et localisés vers 900-1000 m, 1300-1400 m et 1550-1600 m. Ces relats karstiques à dolines et vallons secs, semi forestiers, correspondent à des gradins faillés et/ou flexurés.

3. Les plateaux E et la poljé d’Askifos (fig. 70)

200Du Pliocène (marnes blanches), fossilisant d’anciennes cavités, a été découvert au-dessus de Meskla (route Meskla-Zoura, alt.365 m, poche MESK/259). Par conséquent, on est assuré qu’il existait une karstification avancée au Miocène supérieur au niveau des bas plateaux septentrionaux. Cette zone était émergée à la fin du Miocène et n’a pas subi un fort soulèvement au Plio-Quaternaire (= 200-300 m). Ces observations concordent avec celles faites sur la côte S, au niveau des cônes consolidés de Chora Sfakion.

201La route Chania-Chora Sfakion emprunte du N au S une zone d’ensellement située entre les Levka Ori à l’W et le massif de Trypali à l’Ε, et alignée sur des failles N-S. Dominant le secteur déprimé du poljé d’Askifos de plusieurs centaines de mètres, la surface d’érosion néogène, dite surface d’Asfendos par BONNEFONT (1972, p. 307), s’étend du pied du Mt. Kastro à l’W au massif de Trypali et de l’Angathès à l’E.

202 Le plateau karstique de l’Agrimokefala est l’élément de surface le plus remarquable ; il forme un balcon situé vers 1200 m d’altitude et dominant de 500 à l’W le poljé d’Askifos. Large de 2 à 3 km et longue de 7 à 8 km (16 km2), cette banquette s’appuie contre le versant abrupt du Kastro. Cette surface relique est extrêmement karstifiée : entre les buttes résiduelles (alt. 1300 à 1482 m) se développent des dépressions variées. Au S, on distingue des ouvalas à large fond plat et le micropoljé de l’Agrimokefala (1000 m x 750 m) à plancher couvert de sols brun-rouge. Au N, dans la zone de Kako Kasteli, les dépressions sont jointives, profondes et présentent des flancs rocheux subverticaux. La mégadoline de Simali est un baquet de 1,2 km de diamètre et de 100 à 150 m de profondeur ; son fond plat remblayé, large de 600, est situé à la cote 1119 m : il est dominé de plus de 350 m au S par le cône régulier du Simalokorfi (ait. 1482 m) qui est identique par sa forme et ses dimensions aux cônes du plateau sommital.

203Au NW, les dépressions, ouvalas, puits failles, couloirs atteignent une densité exceptionnelle ; les gouffres, calés sur le réseau de fractures, mesurent 30 à 50 m de profondeur. Comme l’ensemble de la surface d’Asfendos, le plateau de l’Agrimokefala est façonné dans l’unité de Trypali, caractérisé par des calcaires et des dolomies très fracturés. L’approfondissement des dépressions au Plio-Quaternaire a dégradé dans le détail la surface karstique miocène.

204 Le poljé d’Askifos, très encaissé dans la surface, se situe vers 700 m d’altitude, d’où l’existence d’un habitat permanent (photo 75). Le fond plat, aux contours nets, mesure 3 km x 1,5 km. Il est recouvert au S et à l’W par des cônes de déjections qui butent à l’aval sur le "hum" laniéré de "Mesa Goni" dominant au N d’une vingtaine de mètres la zone basse et cultivée du poljé. Celle-ci renferme une nappe phréatique peu profonde fonctionnant en relation avec les ponors impénétrables.

205Ce poljé s’inscrit dans un contexte structural favorable. Il est situé sur un faisceau de failles méridiennes importantes qui ont été exploitées par un ancien réseau hydrographique tertiaire qui a été défoncé par le karst, d’où l’aspect étoilé du poljé suggérant une confluence de vallons. Le poljé d’Askifos est le maillon le plus important d’un chapelet de dépressions reliées entre elles par des tronçons de vallées sèches perchées.

4. Les plateaux W et le poljé d’Omalos (fig. 70 et 71)

206Dans la région d’Omalos, à l’W des Levka Ori, le haut karst est ceinturé par un plateau de 7 à 8 km de large d’W en E et de 9 à 10 km de long du N au S. Ce secteur, correspondant à la surface fondamentale entre 1100 et 1350 m, avec un secteur plus élevé, vers 1650 m, au S du poljé. L’ensemble du plateau est limité au N par le prolongement du grand escarpement de faille septentrional des Levka Ori qui met en contact direct l’unité calcaro-dolomitique de Trypali avec les schistes de la nappe des Phyllades. Par contre, l’escarpement de faille occidental est composite car la base a été dégagée par l’érosion des schistes du massif de Selino. Sur les plateaux, la surface karstique est caractérisée par une topographie bosselée, comme au NW du poljé d’Omalos, sur la zone du Kaimeni Kefala (fig. 70) : buttes séparées par des dolines et des tronçons de vallées sèches.

207 Le poljé d’Omalos, de forme triangulaire, mesure 2,5 à 2,8 km de large (photo 76). Ses limites sont nettes, particulièrement au N et l’E. Le plancher, situé entre 1048 et 1120 m d’altitude, présente une pente orientée SE-NW identique à celle du cône de déjection issu d’un ravin du Volakias septentrional ou Strifomadhi (ait. 1921 m). Ces dépôts détritiques ravinent au S un plan rocheux et recouvrent en partie des formations rouges. A l’W et au N, le fond plat, argilo-limoneux, est temporairement inondé en raison des fortes précipitations hivernales et de l’obstruction des ponors. Au NE, le plancher est légèrement surélevé : ce niveau intermédiaire est en relation avec un ponor pénétrable connue sous le nom de grotte Tzani et exploré jusqu’à -281 m (annexe III, fig. 87).

208Comme le poljé d’Askifos, le poljé d’Omalos se situe à la confluence de plusieurs anciennes vallées. L’écoulement devait s’effectuer vers l’W par la vallée d’Agia Theodori, aujourd’hui perchée d’une cinquantaine de mètres par rapport au bord occidental du poljé. Au SSE, une vallée sèche a été décapitée à l’amont par la combe supérieure de Samaria au niveau du refuge de Xyloskalo (alt. 1230 m), terminus actuel de la route goudronnée et point de départ de la traversée touristique des gorges de Samaria. Au NE, une vallée se dirigeait autrefois vers Lakki, mais elle a été asséchée par les dépressions et par la grotte-ponor Tzani. Aujourd’hui, le seul écoulement notable provient en hiver et au printemps du ravin S issu du Strifomadhi.

C. LE KARST SOMMITAL (fig. 72)

209S’étendant sur plus de 120 km2 au-dessus de la cote 1800 m, le plateau supérieur correspond à la zone la plus soulevée de la surface fondamentale. La topographie, très insolite, est représentée par un champ dénudé d’une trentaine de buttes et cônes majeurs hauts de plusieurs centaines de mètres chacun. Les formes structurales, et notamment d’érosion différentielle, sont absentes : cela tient d’abord à la série massive et très puissante de l’unité de Trypali constituée de marbres blancs et de dolomies noires, peu ou pas stratifiés et de plus de 1000 m d’épaisseur. Ensuite, le plissement, très lourd, n’est même pas perceptible, si ce n’est aux flancs des gorges de Samaria. Le haut plateau formerait ainsi une sorte d’anticlinorium porté à haute altitude par la surrection miocène.

210CHRISTODOULOU et TATARIS (1967 ; in BONNEFONT, 1972, p. 287) montrent qu’il existe une direction générale de plissement E-W recoupée perpendiculairement dans le sens N-S par un autre type de plissement. La partie occidentale du massif ayant été la plus soulevée, on voit affleurer la formation "Plattenkalk" au N du Pachnès et dans le massif escarpé du Volakias — le seul dont le relief est de style alpin — en rive droite de Samaria (fig. 71, photo en bas à gauche).

1. Cônes et interfluves résiduels

211Cônes et buttes karstiques prennent racine vers 1800-2000 m d’altitude tandis que les sommets se situent entre 2150 et 2450 m. Citons pour exemple les quatre cônes parfaits du Soros (2349 m), du Soros Grias (2331 m), du cône E coté 2210 m et du cône W coté 2221 m (photo 78), tous localisés dans la partie centrale et NE du plateau (fig. 72). Ils mesurent chacun 800 à 1000 m de diamètre à la base et 250 à 500 m de hauteur ; il existe même 550 m de dénivellation entre le fond de la cuvette coté 1661 m et le cône 2210 m.

212Toutes les buttes ne sont pas coniques. Certaines sont trapues (Anthropolithos : 2088 m, Kastro 2218 m) ou en forme de dômes (Pachnès : 2453 m) ; d’autres sont allongées (Kakovoli : 2210 m). Cette variété morphologique montre qu’il s’agit de reliefs résiduels issus d’un ancien réseau hydrographique tertiaire démantelé par le soulèvement et la karstification néogène, puis retouché par la nivation et le gel au Pléistocène. Les buttes actuelles sont donc les éléments reliques des anciens interfluves miocènes.

213 Des fragments de l’ancienne surface fondamentale subsistent au sommet de plusieurs secteurs. Ainsi, juste au NW du Pachnès, on observe un petit plateau de 1 km x 0,5 km, situé vers 2400 m d’altitude ; il est échancré en son centre par un cirque-doline exposé au N de 400 m de diamètre (fig. 72). Le sommet du Pachnès (2453 m), point culminant du massif, forme une coupole peu inclinée de 400 m de large. A l’E des Levka Ori, le Kastro (2218 m) présente un large replat sommital de 650 m x 250 m. Au N des ouvalas Kolokithas et Livadha, sur le rebord N du massif, des replats supérieurs sont également visibles. De nombreuses buttes sont marquées aussi par des épaulements caractéristiques, comme à l’Ε du Trokharis (S du haut plateau), et qui semblent correspondre à d’anciens stades d’approfondissement du plateau (photo 79).

Figure 72 :
Carte morphologique du karst sommital des Levka Ori montrant le champ de paléo-cônes miocènes portés en altitude par la surrection néogène.
1. Sommets, crêtes. 2. Points cotés, cols. 3. Talweg sec. 4. Escarpement majeur. 5. Escarpement mineur. 6. Versant réglé. 7a. Cirque nival. 7b. Bassin de réception karstifié.
8. Eboulis actifs. 9. Cônes de déjection. 10. Eboulis cimentés anciens et érodés. 11. Moraine de névé. 12. Cônes hérités. 13. Fragments de paléo-surfaces avec dépressions. 14. Dépressions, ouvalas, méga-fissures. 17. Gouffres recoupant un écoulement pérenne. 18. Gouffres recoupant un écoulement temporaire. 19. Pharangis, gorges. 20. Vallons fluviokarstiques en V sans écoulement.

Photos 77-78-79 : Morphologie du plateau sommital à buttes des Levka Ori (alt. 1800-2450 m).

Photos 77-78-79 : Morphologie du plateau sommital à buttes des Levka Ori (alt. 1800-2450 m).

Photo 77 :
Vue générale du haut plateau à buttes et cônes des Levka Ori depuis le Mt. Kastro. Vallons secs et reliefs résiduels résultent de l’assèchement et de la désorganisation karstique d’un ancien réseau de vallées miocènes au cours de la surrection au Miocène supérieur.

Photo 78 :
Cône à versant réglé parfait (sommet coté 2221 m au N du Pachnès) résultant du perfectionnement périglaciaire de versants préalablement régularisés au Néogène (des versants régularisés non périglaciaires existent à basse altitude, photo 89). La couche de gélifracts est superficielle.

Photo 79 :
Tête de paléovallée miocène suspendue sur le versant W du Trokharis (alt. 2401 m, situation fig. 72). Au premier plan, dolomie noire et dépression. Au second plan, dolomie blanche.

214 Les versants réglés sont remarquables sur l’ensemble des cônes et interfluves du haut plateau. Ces pentes rectilignes, inclinées entre 30 et 35° en moyenne, sont raclées et nettoyées par les processus nivo-karstiques si bien que la couverture cryoclastique est quasiment absente ou très modeste. Sur les flancs du cône 2210 m, à l’E du Soros Grias, le nettoyage est tel que le réseau de fractures apparaît sous la forme d’un quadrillage de longues fissures élargies en puits-diaclases vers la base du cône.

215Certains versants présentent des pentes plus raides. Par exemple, le flanc N du Trokharis (alt. 2401 m), incliné à 40° et rectiligne sur 300 m de dénivellation, est recouvert par un mince manteau d’éboulis qui vient mourir dans un grand entonnoir perforant la tête d’un talweg. L’absence d’escarpement vertical et la pente régulière prouvent que ce versant est en voie de régularisation. Au S du Pachnès et au SW du Trokharis, on observe un type de versant particulier, incliné à 25-30° à peine, mais tapissé par des éboulis formant une succession de petites coulées disposées en arcs successifs. Comme l’inclinaison est insuffisante, le transfert du matériel ne peut s’opérer par gravité pure : il s’agit d’un tablier d’éboulis assisté par la gélifluxion, sans doute encore fonctionnel car situé à 2200 m dans des conditions nivales accentuées.

216 Les cirques de nivation sont surtout présents sur les flancs N et NW du Pachnès où quelques petites moraines de névé ont été repérées ; mais aucune moraine frontale n’a été décelée. Seules des conditions topographiques — absence de grand versant N — paraît expliquer cette absence de morphologie glaciaire caractéristique car l’altitude du Pachnès (2453 m) est comparable à celle du Psiloritis sur le Mt. Ida (2456 m) et l’enneigement est même supérieur. Le Pachnès, le Trokharis et le Kastro possèdent de petits cirquesdolines ; certains constituent des têtes de paléovallées miocènes aujourd’hui perchées (photo 79).

2. Les éléments de l’ancien réseau hydrographique

217L’état de conservation du réseau hydrographique hérité du Tertiaire est variable ; mais dans l’ensemble, c’est au coeur du massif que la désorganisation karstique est la plus accentuée.

218 Vallons karstifiés, entonnoirs géants et ouvalas : au SE du massif, les grandes vallées NW-SE de Vrisan (ou Kastro W) et de Kakovoli S se situent vers 1800 m d’altitude. Dans leur partie amont, au niveau de la zone de confluence avec des vallons affluents, l’intense karstification donne lieu à de profondes cuvettes de confluence, encaissées de 50 à 150 m et mesurant plusieurs centaines de mètres de diamètre.

219Au sommet de la vallée de Vrisan, entre le Kastro, le Kakovoli et le cône 2210 m, on observe cinq grandes dépressions (fig. 72). Celles cotées 1661 m et 1728 m mesurent chacune 800 x 500 m environ. Dans le secteur dénommé "Pavlias", la cuvette N descend jusqu’à 1633 m d’altitude ; le fond plat, couvert d’un manteau sablo-limoneux, présente une perte temporaire situé au pied d’un cône rocheux miniature en forme de patte d’oie.

220Au N du massif, la coalescence de multiples dépressions alignées déterminent des ouvalas de grandes dimensions illustrés par ceux de Kolokithas (1659 m) et de Livadha (1753 m), et qui mesurent respectivement 1,5 et 2 km de long. Ces grandes dépressions ont des flancs raides et un fond plat réduit. Elles constituent l’amont d’une ancienne vallée qui se dirigeait au SSE vers le pharangi d’Eligias, parallèle à celui de Samaria. Hormis ces dépressions majeures, les entonnoirs géants sont de loin la forme karstique la plus spectaculaire : on les rencontre surtout au centre du massif à l’image de ceux qui perforent le haut vallon situé au N du Trokharis et à l’Ε de Pachnès, entre 1900 et 2100 m d’altitude, et qui correspond à la branche W de la haute vallée de Kakovoli S. Ces dolines de dissolution ont 150 à 300 m de diamètre et 50 à 100 m de profondeur ; disposées en chapelet, dans l’axe des anciens talwegs, elles défoncent le paléoréseau hydrographique. Par temps de brouillard, phénomène fréquent en hiver et au printemps, la progression sur le terrain devient hasardeuse.

221 Etêtement et perchement des hauts vallons : beaucoup de têtes de vallons ont été décapitées par l’érosion. Ce phénomène est visible au N et au NE du Pachnès où l’on voit un tronçon de vallée perché au N de plus de 250 m au-dessus de la vallée de Modhaki et au S de plus de 200 m au-dessus de la haute vallée N du Trokharis (fig. 72). Juste à l’W du Trokharis existe un élément de vallon, perché à plus de 2200 m d’altitude, et totalement déconnecté du système hydrographique ; il a été retouché par la gélifraction et la nivation d’où son profil transversal en berceau (photo 79).

222Le puissant soulèvement du massif au cours du Miocène supérieur a facilité la désorganisation complète de l’ancien réseau hydrographique, tous les écoulements s’effectuant souterrainement. Aucune gorge ne vient mordre la partie centrale du haut plateau, du moins au centre et à l’Ε. En revanche, la partie occidentale a été profondément entaillée par la boutonnière de Samaria, sans doute déjà largement façonnée au Miocène supérieur dans l’unité de Trypali et le "Plattenkalk". Cette large échancrure a tranché la bordure W du haut karst. 2 km au SE du Melindaou (2133 m), on voit un haut vallon autrefois dirigé vers l’Ε et dont l’amont a été recoupé par le recul du versant : il domine aujourd’hui la combe de Samaria de plus de 1000 m. Il en est de même d’un autre vallon perché situé au SW du Pachnès et qui aboutit au-dessus de la gorge d’Eligias : lui aussi a été recoupé par le recul du versant.

Photo 80 :
Chicot résiduel de brèches situé au fond de la paléo-vallée
W de Kakovoli vers 1850 m d’altitude. Ces formations détritiques consolidées fossilisent d’anciennes dépressions, des puits, des fissures. Leur âge est mal précisé, mais certaines sont corrodés par le ciment brique, ce qui suggère un âge fini miocène pour les plus anciennes.

223Sur les autres bordures faillées des Levka Ori, le perchement des hautes vallées reliques semble résulter du décalage altitudinal induit par le soulèvement en gradins étagés. L’évolution karstique, depuis le Néogène, a abouti à un tronçonnage du paléo-réseau hydrographique, à la connexion et/ou à l’étagement d’éléments de vallons autrefois divergents, et au défonçage des talwegs par les entonnoirs et les ouvalas. En revanche, dans le haut plateau central, les reliefs résiduels à buttes et cônes ont été à la fois conservés et mis en valeur par l’encaissement karstique des vallons. De plus, la régularisation des versants principalement héritée du Néogène, s’est perfectionnée au Pléistocène si bien que les cônes karstiques apparaissent actuellement comme immunisés par rapport aux vallons profondément karstifiés (entonnoirs géants).

3. Les dépôts externes du karst sommital

224Les éboulis de gélifraction sont maigres en raison de l’absence d’escarpements verticaux. En revanche, il existe des dépôts plus anciens d’un grand intérêt paléoclimatique. Il s’agit de brèches (éboulis consolidés) et de dépôts endokarstiques décapités par l’érosion (ciment brique et spéléothèmes).

a. Les brèches climatiques

225Dans les hautes vallées situées entre le Pachnès et le Kastro, d’anciens tabliers d’éboulis consolidés et érodés subsistent sous forme de chicots découpés (photo 32). On peut observer des puits-fissures et des entonnoirs encore fossilisés par ces brèches (photo 81). Dans les puits en partie débouchés par l’érosion, le colmatage bréchique apparaît sur sa tranche. Ces brèches sont constituées par des éléments dolomitiques anguleux, généralement centimétriques (parfois plus de 10 à 20 cm), noyés dans un plasma carbonaté gris à orangé, microcristallin. Parfois, on remarque des fragments remaniés de concrétions rougeâtres et de ciment brique.

Photo 81 :
Vallée W du Kastro vers 1800 m. Puissant colmatage de brèche dans une fissure large de 2 m recoupée latéralement par un entonnoir de dissolution. Le contexte géomorphologique atteste également l’ancienneté de l’obstruction détritique.

226Au contact de la roche, dans la vallée du Kastro (alt. 1800 m, échantillon PA/288), il a été possible d’observer la succession stratigraphique suivante (en partant du plus ancien) :

  • coulée stalagmitique à surface corrodée ;

  • ciment brique corrodé ;

  • brèches corrodées.

227Comme le ciment brique d’origine volcanique constitue un niveau repère (âge probable : Pliocène inférieur, infra § b), la formation de ces vieux éboulis se situe entre le Pliocène inférieur et le Quaternaire moyen. De plus, il paraît exclu de les attribuer aux derniers cycles climatiques en raison de leur mauvais état de conservation et des conditions actuellement peu favorables à l’induration. Toutefois, d’autres brèches paraissent antérieures au ciment brique. C’est le cas du site KA/267, vers 1650 m, localisé sur le flanc S du massif, entre le replat de Vigla et le début de la vallée W du Kastro (angle SE de la carte, fig. 72). On est en présence d’une petite plate-forme, de 20 m de diamètre, couverte de chicots de brèches en place qui ont été infiltrés et corrodés par le ciment brique.

228NB : pour l’étude micromorphologique des brèches, se reporter au chapitre 15.

b. Un niveau repère : le ciment brique volcanique

229Nous avons commencé à aborder ce problème dans le massif de l’Ida. Sur les Levka Ori, les données dont nous disposons sont plus précises. Dans les hautes vallées du plateau sommital (secteur W du Kastro), ces dépôts indurés sont caractéristiques et se voient de loin grâce à leur teinte rouge-brique. Ils ont une apparence de "terre cuite" et se présentent sous forme de filons, de poches, de remplissages rythmés piégés dans d’anciens conduits karstiques. On les observe en surface, car l’érosion a décapité les fissures et cavités dans lesquelles ils ont sédimenté, ce qui constitue déjà un indice d’ancienneté, comme pour les concrétionnements stalagmitiques mis à jour et avec lesquels ils sont associés.

230 Site à ciment brique dans une cavité décapitée (KA/266) (S. POMEL, J. RODET, R. MAIRE, 1988, inédit) : il s’agit d’une petite grotte recoupée, vers 1650 m d’altitude, située sur le flanc S des Levka Ori, entre le replat de Vigla et le début de la vallée W du Kastro (coin SE de la carte, fig. 72). Cette cavité présente du ciment brique en place qui a fossilisé des spéléothèmes de calcite. On constate que celui-ci a corrodé la paroi de dolomie. Il se présente en couche massive ou plus ou moins lité, de teinte lie de vin à ocre-chiné. Il recouvre des planchers stalagmitiques et noie des stalactites de calcite blanche.

Figure 73 : Ciment brique de type "terre cuite" en poches et filons doits la vallée W du Kastro (alt. 1700 m). La coupe représente le flanc d’un puits à neige (d’après photo).

231 Site à ciment brique dans des poches et fissures (R. MAIRE, 1981, inédit) : les sites sont nombreux dans la zone du Kastro et dans les vallées situées entre le Pachnès et le Kakovoli. Prenons un exemple dans la vallée W du Kastro, vers 1700 m d’altitude, sur le flanc recoupé d’un puits à neige. La coupe naturelle (fig. 73) montre des fissures et des poches entièrement colmatées par du ciment brique. On remarque aussi que ce dépôt brique a infiltré des fissures peu ouvertes (quelques mm ou cm de large).

232 Exemple de remplissage miocène infiltré par du ciment brique (coupe KA/268) (S. POMEL, R. MAIRE, 1988, inédit) : cette coupe se situe à 1600 m d’altitude au début de la vallée W du Kastro. Il s’agit d’un vieux remplissage karstique lité, décapité par l’érosion, qui a un faciès de sables dolomitiques recimentés. Il fossilise une cavité de 5 m de hauteur qui présentait déjà des concrétionnements stalagmitiques. La partie supérieure de ce dépôt dolomitique stratifié, sur 1 m de profondeur, est infiltrée par de fines couches de ciment brique. Au-dessous, on n’observe plus d’infiltration. Il y a donc pénétration du dépôt brique au niveau des joints de sédimentation, ce qui suppose des conditions très particulières de corrosion. Nous avons noté le même phénomène (avec S. POMEL), dans la vallée E du Pachnès (alt. 1800 m), au sommet d’un remplissage dolomitique identique (coupe PA/285).

Photo 82 :
Ciment brique des Levka Ori (échantillon prélevé sur la bordure S du poljé d’Omalos).

Photo 83 : Ciment brique prélevé dans la vallée W du Katsro, alt. 1800 m, colmatage de fissures et de cavités (échantillon C4/R). Photo-gramme de lame mince en LP. On observe bien la sédimentation rythmée. La porosité (13,5 %) apparaît en noir. La pollution pédologique et volcanique est prise dans un plasma carbonaté microcristallin.

Photo 84 :
Idem photo 25. Microphoto de lame mince (x 1100, en LN) montrant des grains arrondis d’argile à faciès éoliens (pseudo-sables selon G. STOOPS). La pollution volcanique est peu visible à ce grossissement : petites baguettes de kaersutite, esquilles de feldspath, palagonite vésiculée, olivine... Plasma de calcite micritique et porosité vacuolaire. (cliché S. POMEL-R. MAIRE).

233Nous ne multiplierons pas les descriptions de site, car il en existe de multiples sur le haut karst. Notons que ce ciment brique a été retrouvé sur tous les versants jusqu’à 200 m d’altitude. Sur la façade N, un niveau brique (mais non consolidé) a été retrouvé dans la partie supérieure des grandes formations rouges de piémont (N de Lakki) (RIM/254-255-256). Il pourrait s’agir du même matériel (étude en cours). D’après les nombreuses observations, on constate donc qu’il y a eu pénétration d’un dépôt rouge dans l’endokarst, avec sédimentation (faciès rubané, lité : photo 83) et fossilisation plus ou moins complète de cavités, poches, fissures. Ce sédiment a eu une action très corrosive car il infiltre la roche et les remplissages. L’induration a eu lieu postérieurement.

c. Résultats analytiques

234◊ Analyse physico-chimique (échantillon C4/R : ciment brique de fissure, vallée W du Kastro, alt. 1700 m) (photo 83) :

  • porosité = 13,5 % (densité appar. 2,36 ; densité absolue 2,73) ;

  • insolubles = 23 % (surtout silice et quelques argiles) ;

  • carbonates = 77 % (surtout calcite, un peu de dolomite).

235◊ Analyse minéralogique des argiles (échantillon C4/R) (analyse de la fraction <2µm après décarbonatation) :

  • kaolinite = 35 % ;

  • Illite = 5 % ;

  • chlorite (c + cv) = 60 % ;

  • présence de boehmite.

236Comme pour l’échantillon de ciment brique du Mt. Ida (Qi4/R), ce dépôt induré a une forte porosité (7 à 13 %) et une teneur importante en insolubles (13 à 23 %). Le plasma carbonaté est de nature calcitique.

237NB : Analyses : laboratoire de géomorphologie de Caen/CNRS.

d. Etude de lames minces

238L’étude micromorphologique, grâce au concours de Simon POMEL pour la détermination des minéraux, a permis de découvrir l’origine volcanique du ciment brique. Prenons plusieurs lames minces de référence :

239◊ Lame 3052/9 (échantillon C4/R) : il s’agit de l’échantillon analysé précédemment. Au microscope polarisant, on observe des éléments fins (rouges, rouge-noir) noyés dans un plasma de calcite microcristalline. La porosité est vacuolaire.

240- Examen du squelette : on observe de nombreuses boulettes d’argiles, de 5 à 50 μm de diamètre, représentant 10 à 15 % de la surface de la lame (photo 84). Elles ont un faciès éoliens de type pseudo-sables, avec une structure d’accrétion (cutanes d’argiles) (d’après G. STOOPS). Il existe aussi quelques quartz arrondis, également éoliens, ainsi que du fer qui imprègne la masse de l’échantillon. La pollution volcanique représente quelques % ; on note les minéraux suivants :

  • hornblende brune automorphe (rare) ;

  • kaersutite en baguette (abondante) ;

  • feldspath anfractueux et en esquilles (2 types) ;

  • sphène (gris-bleu), leucoxène et hypersthène ;

  • olivine à iddingsite et titano-olivine (parfois automorphe) ;

  • zircon et rutile dans la fraction très fine ;

  • palagonite vésiculée (abondante) ;

  • quelques biotites ;

  • clinozoïsite (1 élément observé) ;

  • amphibole (1 élément observé).

241◊ Lame LEV/197 : l’échantillon a été prélevé dans la vallée du kastro, à proximité de C4/R. Il comprend à la fois de la concrétion stalagmitique et du ciment brique. Ce dernier se subdivise en deux unités colorées : une masse rouge à stratification fruste et une masse ocre plus grossière.

242- La masse rouge corrode la calcite de la concrétion. Le squelette est très fin : on distingue de la hornblende titanifère (Ø 10 μm, extinction N-S en LP) représentant 2 à 3 % de la masse rouge. Le plasma est micritique (plus une microsparite postérieure en corrosion, avec des zéolites).

243- La masse ocre, postérieure, est rythmée ; elle pourrait correspondre à un deuxième cycle éruptif. Le squelette, plus grossier, est formé de :

  • nombreux sphènes ;

  • palagonite (petits lapillis noirs de 50 à 100 μm de diamètre) ;

  • baguettes de magnétite ;

  • hornblende verte et olivine ;

  • feldspath volcanique ;

  • hypersthène (1 grain observé).

244Le plasma est microsparitique. On discerne des lits zéolitiques ( ?) fortement biréfringents. Comme dans C4/R, on observe des pellets du type pseudo-sables d’origine éolienne, sans trace de pédogenèse.

245 Lame KA/270A : il s’agit d’un plancher stalagmitique dont un horizon est infiltré par du ciment brique ; il a été prélevé dans la vallée W du Kastro (alt. 1770 m). On distingue, du plus vieux au plus récent, un plancher inférieur corrodé par le ciment brique, une micro-brèches intermédiaire, un plancher supérieur rythmé. Le plancher inférieur a une morphologie particulière. En effet, la calcite stalagmitique a été fragmentée par des infiltrations rouges correspondant à du ciment brique (phase de corrosion intense). Ce dernier présente un squelette à pollutions diverses :

  • des glomérules rouges (peut-être des pellets éoliens) ;

  • des minéraux volcaniques : olivine, sphène (<10 µm), feldspath frais.

246Ces éléments fins sont noyés dans un plasma micritiques gris.

247NB : Ces trois lames minces ont bénéficié, par l’intermédiaire de S. POMEL de l’observation complémentaire de G. STOOPS (Univ. de Gand/Belgique) que nous remercions.

e. Signification du ciment brique volcanique

248Le ciment brique des Levka Ori a cristallisé en piégeant des cinérites volcaniques. Le seul fait de retrouver des tephra (parfois plusieurs %) sur des lames minces (phénomène assez exceptionnel) est la preuve de retombées importantes et surtout d’un piégeage rapide et efficace. Ce dernier n’a été possible que grâce à la nature karstique du substrat et à un soutirage rapide dans l’endokarst (de nombreux minéraux volcaniques sont frais ou peu altérés).

249Là encore, on vérifie la valeur du concept de piège karstique, dans la mesure où le ciment brique, mis à jour par l’érosion, correspond à un dépôt relativement ancien dont les premiers dépôts superficiels ont totalement disparu. Le cortège des minéraux volcaniques indique des retombées de tephra provenant d’un volcanisme acide (trachytique ou dacitique) à verre palagonitique primaire, sphène, leucoxène, olivine rare, feldspath et à minéraux titanifères (titahornblende, kaersutite...).

Photo 85 :
Coulée stalagmitique corrodée située sur la paroi d’une paléo-cavité recoupée (
vallée W du Kastro, alt. 1800 m, échantillon C5/C).

250En l’état actuel des connaissances (POMELMAIRE, travaux en cours), ces produits paraissent venir des éruptions sous-marines, dispersantes et explosives, des volcans d’Akrotiri I (Lumaravi, Mavroadici) de l’île de Santorin située à 170 km au NE. Ces éruptions sont actuellement datées du Pliocène inférieur (4 -5 Ma), mais la datation K/Ar demande à être reprécisée. L’âge pré-quaternaire de ces retombées est certain compte tenu des multiples arguments morphologiques (vieilles cavités concrétionnées et décapitées par l’érosion).

f. Les spéléothèmes mis à jour par l’érosion (tabl.11)

251De nombreuses concrétions internes ont été dégagées par le décapage des versants et l’érosion nivokarstique, et apparaissent aujourd’hui à l’air libre, en place ou remaniées. Elles constituent des témoins importants de l’évolution de la surface fondamentale. Leur âge est ancien (miocène ou pliocène) car la plupart sont antérieures au ciment brique. Or les datations U/Th effectuées sur trois échantillons indiquent des âges isotopiques compris entre 90 et 220 ka, ce qui est aberrant. Cela provient de problèmes d’altération de la calcite ancienne, déjà envisagés pour les concrétions de l’Ida, et apparemment liés à l’histoire complexe de ces dépôts. Etudions successivement les trois échantillons datés :

252NB : datations U/Th effectuées par le CERAK, Y. QUINIF, Faculté polytechnique de Mons, Belgique.

Photo 86 :
Vallée
W du Kastro vers 1800 m. Fractures de distension large de 2 m fossilisée par un concrétionnement travertineux vertical (à gauche) mise en place en régime noyé (origine hydrothermale probable). L’ensemble est recoupé par l’érosion et corrodé par un remplissage de brèches (à droite).

Photo 87 :
Echantillon C1/C :calcitc à faciès stalagmitique on travertineux remplissant une fissure (vallée
W du Kastro, alt. Ί800 m). Micro photo de lame mince (x 150, en LP).
Assemblages de cristaux sparitiques engrenés entre les grands cristaux columnaires. (cliché S. POMEL-R. MAIRE).

Photo 88 :
Echantillon C1/C : microphoto de lame mince (x 410, en LN).
Pollutions diverses (argile, hydroxydes, m iitéra ux volcaniques...) sur les discontinuités de croissance et en cutanes dans les pores de dissolution.
(cliché S. POMEL-R. MAIRE).

253 Echantillon C1/C : il a été prélevé dans la vallée W du Kastro, vers 1800 m. La calcite, de faciès stalagmitique, remplit une fissure large de 20 cm. Elle présente, à l’oeil nu, une succession d’horizons blanc à rouge-orange. La porosité mesurée est assez faible (1,3 %). L’analyse chimique indique 98 % de calcite et 2 % de quartz (la pollution argileuse, faible, n’est pas comptabilisée - laboratoire de géomorphologie de Caen).

254- En lame mince, la calcite palissadique (forte biréfringence en LP), présente aussi des assemblages de cristaux sparitiques engrenés (photo 87). La couleur orange, surtout visible à l’oeil nu, provient d’une imprégnation de fer dans la masse de la calcite (auréoles).

255On observe plusieurs types de pollutions (photo 88) :

  • quelques boulettes rouge (10-20 µm) et des cutanes d’argile bien cristallisée (pores de dissolution) ;

  • des minéraux volcaniques situés aussi bien dans la masse de la calcite qu’en infiltration (joints intercristallins). On reconnaît : de l’olivine (titano-olivine, grains automorphes 5-30 µm), de l’amphibole (baguettes, 5-10 µm), de nombreux verres automorphes (10-30 µm).

256- Analyse isotopique U/Th (annexe I : tabl. 12) : la concentration en uranium est assez faible (0,170 ppm). La pollution en thorium détritique (232Th) est faible (230Th/232Th = 56). L’âge calculé, de 218,2 ka (+ 54,5/ -33,8), est correct du point de vue analytique. Toutefois, le contexte géomorphologique montre que cette calcite est beaucoup plus ancienne (Néogène probable), car il est impossible qu’un tel concrétionnement ait pu se former aussi récemment, dans des conditions nivales, sans couverture pédologique et être mis à jour par l’érosion en si peu de temps.

257Pour qu’il y ait rajeunissement géochimique, il est nécessaire que le système chimique s’ouvre, ce qui est probable en raison de l’ancienneté. Actuellement, on voit deux cas possibles : départ de thorium 230 (corrosion), apport d’uranium 234 (pollution récente). La corrosion interne existe ; cependant, la deuxième explication n’est pas satisfaisante, car la pollution volcanique (qui amène un peu d’uranium) s’est produite au moment de la précipitation de la calcite. Autre problème, cette concrétion analysée est peut-être d’origine hydrothermale à cause de son faciès travertineux en position de filon (cf. chap. 14). Dans ce cas, elle daterait au minimum du Miocène.

258 Echantillon C5/C : cette coulée stalagmitique a été prélevée sur la paroi d’un puits-faille recoupé par l’érosion, dans la vallée W du Kastro (alt. 1800 m) (photo 85). La calcite, de teinte gris-beige, se présentent en faisceaux palissadiques. On observe une importane phase de corrosion et un pollution pédologique associée dans les pores : cutanés rouges et jaunes d’argile cristallisée et hématite. Il existe aussi des éléments éoliens : grains rouges arrondis d’argile (pseudo-sables locaux ou sahariens, 10-30 µm) et des esquilles noires de verre volcanique (10-60 µm). Du fer est présent dans la masse de la calcite.

259- Analyse isotopique U/Th (annexe I : tabl. 12) : La concentration en uranium est faible (0,14 ppm) et la contamination en thorium détritique est négligeable (230Th/232Th > 100). L’âge calculée est de 129,9 ka (+ 10,9/ - 9,2). Là encore, l’analyse est techniquement bonne, mais le résultat aberrant. La concrétion est beaucoup plus ancienne compte tenu de la situation morphologique (cavité recoupée) et de son état (coulée résiduelle très corrodée en surface et à l’intérieur).

260 Echantillon C6/C : il s’agit d’un fragment remanié de concrétionnement blanc-orangé de fissure qui pourrait être d’origine hydrothermale. Il a été prélevé vers 2400 m sur le Pachnès. La calcite est rhomboédrique (macles) et présente des niveaux pollués en orange-rouge par du matériel pédologique (argile, fer en cutanés et infiltrations). Dans la masse de la calcite blanche, on note également des pollutions diverses :

  • des grains sombres (10-50 μm), assez abondants, et quelques bâtonnets de teinte claire (10-20 μm) (pollution volcanique probable) ;

  • des inclusions fluides (fort relief, teinte vert-clair en LN) en vésicules ovoïdes ou allongées, souvent en chapelets (2-30 pm), renfermant elle-même des particules (< 2 µm).

261La porosité mesurée est de 1,07 % (densité appar. = 2,68 ; densité absolue = 2,71). La teneur en calcite est de 98 % (+ 2 % de quartz).

262- Analyse U/Th (annexe I : tabl. 12) : la teneur en uranium est faible (0,04 ppm) et la contamination en thorium détritique est négligeable (230Th/232Th > 100). L’âge calculé est de 90,7 ka (+ 3,0/ - 2,3). Le résultat est excellent du point de vue géochimique et pourtant l’âge obtenu est à nouveau aberrant compte tenu du contexte morphologique.

263Ces trois échantillons de concrétionnement ont dû subir des modifications de leur système géochimique (déplétion par corrosion interne). De nombreux spéléothèmes, mis à jour par l’érosion (échantillon et lame LEV/197) sont scellés et corrodés par le ciment brique et par de vieilles brèches (photo 86). On a donc affaire à un concrétionnement néogène — probablement miocène supérieur pour les dépôts stalagmitiques et antérieur pour les concrétionnements hydrothermaux — qui rend compte, par son abondance, d’un système de karstification permettant leur genèse dans le cas des spéléothèmes (couverture pédologique, climat subtropical). Comme sur les plateaux de l’Ida, les concrétionnements stalagmitiques jalonnent l’ancienne surface fondamentale miocène qui a subi un abaissement de plusieurs dizaines de mètres au moins (plus dans le fond des talwegs) depuis quelques millions d’années.

4. Les cavités des Levka Ori

a. Caractères généraux

264En 1985, on connaissait 16 cavités atteignant ou dépassant 100 m de profondeur sur les Levka Ori. Malgré le caractère inégal des prospections, on sait que le karst profond est fortement développé en raison des abondantes précipitations, de l’extrême karstification superficielle et de l’absorption totale des précipitations efficaces. Plusieurs centaines de gouffres ont été découverts et explorés ; la plupart sont situés entre 1500 et 2000 m d’altitude dans le fond des cuvettes et sur les flancs des cônes. L’intense fracturation des dolomies triasiques a facilité le creusement de puits diaclases profonds de plusieurs dizaines de mètres. Une étude statistique effectuée sur 320 cavités montre les proportions suivantes par classe de profondeur :

  • 0-20 m : 51 %

  • 21-40 m : 30,3 %

  • 41-60 m : 8,1 %

  • 61-80 m : 5,3 %

  • 81-100 m : 1,2 %

  • > 100 m : 4,1 %

265Si 50 % des gouffres sont obstrués vers 15 à 20 m de profondeur par des éboulis de gélifraction, plus de 38 % des puits atteignent 20 à 60 m. Tous se sont formés aux dépens de la fracturation. La zone du col N du Kastro, à 1Έ du massif, montre l’exemple de lapiaz à très larges puits-fissures et profonds couloirs calés sur le réseau de fractures. Certaines ouvertures sont énormes à l’image du gouffre KK15, aven d’effondrement de 50 m de diamètre et de 61 m de dénivellation, se développant sur le col N du Kastro, dans l’axe d’une grande faille et dans un secteur sans doute très décomprimé. En été, la prospection spéléologique révèle l’existence de cavités soufflantes. L’entrée du Mavro Skiadi, large de plus de 10 m, exhale également par temps chaud un brouillard dense et froid. Cette thermoventilation, soufflante ou aspirante, est classique dans les karsts supraforestiers et indique un cavernement important dont la connaissance actuelle n’est qu’un pâle reflet.

266NB : cf. Annexe III : historique des explorations et inventaire spéléologique des Levka Ori.

b. Névières et glacières

267Compte tenu de l’enneigement important, les gouffres évoluent en puits à neige. Les névières sont encore abondantes, même en septembre, dans les cavités atteignant - 25 à - 40 m. Accumulations permanentes, les glacières dynamiques sont également présentes ; citons les exemples suivants :

  • dans les zones du Kastro, à 1560 m d’altitude, la glacière du gouffre KA27, situé entre - 70 et - 101 m, obstrue le fond du puits de 87 m. Son volume est estimé à plus de 1000 m3 ;

  • dans le secteur N du massif, au SE du Mavro Skiadi, d’autres glacières ont été observées (Société Spéléologique du Plantaurel, 1983). On connaît ainsi celles :

    • du gouffres LO18 (- 65 m), situé entre - 30 et - 65 m, bouchant le fond du puits et d’un volume de 1500 à 2000 m3 ;

    • du gouffre L0I6 (- 52 m), de 30 m de diamètre, se développant dans une salle de 60 m x 30 m ;

    • du gouffre LO10 (-46 m), d’un volume de 1000 m3 environ.

268L’existence de ces glacières, alimentées directement par les neiges hivernales et soufflées dans les gouffres par les vents violents, prouve que l’on a bien affaire à un karst nival évolué où les conditions climatiques se rapprochent de celles des karsts haut-alpins des Alpes du N ou des Pyrénées-Atlantiques.

c. Evolution du karst profond

269En raison de la grande épaisseur des dolomies triasiques (>1000 m), les gouffres se développent verticalement avec des indices de verticalité voisins de 1, soit par l’intermédiaire d’escalier de puits (annexe III : fig. 85), soit par des monopuits spectaculaires comme le puits de 260 m du gouffre P260 et le puits de 342 m du Mavro Skiadi qui est l’une des plus grandes verticales connues au monde s’ouvrant à la surface d’un karst (fig. 84, photo 91)

270La présence de nombreux puits fissures à peine élargis par la corrosion (ex : puits faille de 1 m de large et 100 m de profondeur du gouffre Skismi Tou Krimatos) prouve à quel point le massif est soumis à une tectonique de distension et par conséquent à une forte décompression favorable à l’infiltration des eaux météoriques.

271L’existence de gouffres explorables, dépassant 1000 m de dénivellation, est plausible dans les Levka Ori puisque les potentiels hydrauliques entre les sommets et les émergences dépassent 2000 m. Cependant, on observe de nombreux colmatages à l’intérieur des cavités. Les puits s’ouvrant au fond des dépressions et vallées sèches sont rapidement obstrués vers - 20 m ou -30 m à cause de la situation topographique favorable à l’absorption des gélifracts. Sur le flanc des sommets, les obstructions se rencontrent plus en profondeur vers -40 m à - 80 m en général. Ces bouchons cryoclastiques, favorisés par la gélivité des dolomies, sont souvent associés au rétrécissement des puits-fissures.

272Contrairement aux spéléothèmes anciens des cavités décapitées, les concrétionnements internes datant du Pléistocène sont peu abondants dans les gouffres explorés. Du fait de l’infiltration rapide des eaux, la dissolution endokarstique doit représenter 80 % de la dissolution totale, comme dans la majorité des karsts supra forestiers humides. La présence de réseaux subhorizontaux ou diagonaux anciens et inactifs, correspondant à d’anciens niveaux de base, n’est pas connue. S’ils existent, ceux-ci doivent se situer à grande profondeur. La seule grotte explorée est celle de Dracolaki (dévelop.1750 m) localisé à 1140 m d’altitude sur le flanc S du massif au-dessus du village d’Anopolis (annexe III : fig. 86) En l’état actuel des connaissances, on distingue donc :

  • des grottes concrétionnées et puits anciens (Mavro Skiadi) recoupés par l’érosion, parfois rajeunis (fonctionnement en puits à neige), mais remontant à la karstification néogène ;

  • des gouffres axés sur le réseau de fractures (puits-fissures) dont la morphologie paraît plus récente.

273Mais la réalité est plus complexe car de nombreuses cavités (sans doute plio-quaternaires) recoupent des tronçons de grottes ou de gouffres plus anciens.

D. DONNEES HYDROGEOLOGIQUES

274Dans les Levka Ori, l’organisation du drainage karstique présente la même dissymétrie que sur le massif de l’Ida : les sources les plus importantes sont en effet situées au N en raison du basculement général des structures vers le N et le NE (fig. 74).

1. Les sources du versant méridional

275Elles sont peu nombreuses et assez modestes car la zone d’alimentation, plutôt restreinte, s’identifie à la retombée brutale de l’anticlinorium faillé.

276 La source de Kefalovryssa (fig. 74, tabl. 13) : elle apparaît au fond du canyon de Samaria, au N d’Agia Roumeli, vers 300 m d’altitude. Elle sort au contact d’une couche de phyllites appartenant à la base de la formation "Plattenkalk". D’après KOURMOULIS (1979, mesure du 6/8/75), cette émergence présente en été un débit de 80 l/s environ, une température de 15,2 °C (12,8 °C au printemps) et un TH de 13,3° F. A la même époque, le rapport Mg/Ca = 0,11 ; cette valeur deux à trois fois plus faible que pour les sources septentrionales confirme que l’aquifère se développe dans le "Plattenkalk" dans lequel est creusé le pharangi de Samaria (fig. 71).

Figure 74 : carte hydrogéologique des Levka Ori et du bas-plateau de Malaxa avec indication des isohyètes. 1. Aquifères carbonates. 2. Schistes de la nappe des Phyllades. 3. Emergences principales. 4. Zone d’alimentation des sources. 5. Isohyètes (mm/an). 6. Isohypses (m).

277 Les sources sous-marines : l’immense escarpement S des Levka Ori plonge dans la mer de Libye entre Chora Sfakion et Souya : ceci explique l’existence d’exutoires sous-marins (pas de sources perchées dues à la surrection) et confirme l’absence d’un important soulèvement au Plio-Quaternaire. A l’extrémité SW du massif, MISTARDIS (1966 ; in BONNEFONT, 1972, p. 730) signale la présence d’une exsurgence localisée à 25-30 m de profondeur au large du village de Souya. Vers l’Ε, il existe probablement d’autres sources sous-marines, mais c’est seulement en période de crue que l’on doit pouvoir les localiser.

2. Les sources du versant septentrional

278On observe six sources débitant plus de 100 1/s à l’étiage, mais leur importance est très variable. Comme pour l’Ida, une partie dominante des eaux karstiques se dirige vers un seul Almyros, en l’occurrence celui de Georgioupoli situé à l’ΕΝΕ et débitant plus de 5 m3/s en été.

a. Les émergences supposées du plateau de Malaxa

279Entre les Levka Ori et le bassin de Chania, le bas plateau de Malaxa (450-600 m) est apparemment drainé par les sources d’Aghia et de Kiliari dont le débit global en été représente plus de 1100 l/s.

280◊ Aghia se situe à l’extrémité NW du plateau vers 50 m d’altitude où elle forme un petit lac. Les données physicochimiques estivales sont les suivantes (KOURMOULIS, 1979 ; mesures : 22/8/75) :

  • T = 13,4°C ; Q = 395 l/s ;

  • Ca++ = 35 mg/l ; Mg++ = 10 mg/l ; Mg/Ca = 0,22 ;

  • SO4-- = 11 mg/l ; Cl- = 14 mg/1 ;

  • TH = 12,25 °F.

281Du fait de sa situation, cette source devrait drainer la partie W du plateau de Malaxa localisée entre le bassin schisteux de Meskla-Thériso au S et le bassin néogène de Chania au N. Cependant, la dureté totale assez faible et la température anormalement basse oblige à envisager une alimentation plus haute en altitude.

282 l’Almyros de Kiliari se trouve à l’E du plateau de Malaxa, presque au bord de la mer. Les données physico-chimiques sont récapitulées dans le tableau 11 (annexe I). La contamination marine (259 à 825 mg/l de Cl-) est moins forte que dans la plupart des autres Almyros de Crète (fig. 74 et 75).

b. Les sources froides (fig. 75)

283Les exsurgences froides de Meskla (petite et grande source), de Stilos et d’Armeni totalisent plus de 610 l/s en été ; elles drainent sans doute la bordure N des Levka Ori.

284 Les sources de Meskla sont situées au pied NNW du massif à 260 m d’altitude, près du village du même nom. L’eau émerge en deux endroits, au fond d’une reculée, à la base de l’escarpement de faille et au contact des calcaires de l’unité de Trypali et des schistes de la nappe des Phyllades. En mai, à la fonte des neiges, le débit atteint 2 m3/s pour une température de 11 à 12°C. Le TH, modéré, fluctue de 12,4 à 14,3°F de mai à août. Le rapport Mg/Ca = 0,24 à 0,30 ; il indique que l’aquifère se développe bien dans les calcaires et dolomies de l’unité de Trypali située dans la zone d’Omalos. A l’extrémité NNE du poljé d’Omalos, la grotte-ponor Tzani appartient probablement au système karstique des exsurgences de Meskla (potentiel hydraulique de 800 m).

285 Les sources de Stilos et d’Armeni se situent à plus de 5 km du grand escarpement N des Levka Ori, dans les terrains néogènes au NW de Vamos (fig. 74). L’eau sort dans les deux cas au contact d’une couche de marnes, l’aquifère karstique étant développé localement dans les calcaires du Miocène supérieur pliocène inférieur. Elles débitent respectivement 140 et 330 l/s à l’étiage (4/8/75) et plusieursm3/s à la fonte des neiges. Leurs caractères physico-chimiques sont voisins (fig. 75 et tabl. 13).

286Stilos a une température de 10 à 10,8 °C au printemps et de 11,7°C en été. Dans le même temps, le TH évolue faiblement de 10,1 à 10,9 °F. Armeni a une température similaire (11,8 °C en été) et un TH identique (10,6°F en été). Ces valeurs sont typiques d’eaux karstiques d’altitude ; celles-ci proviennent du flanc N des Levka Ori compris entre 1000 et 2000 m d’altitude, mais au lieu d’émerger comme celles de Meskla à la base de l’escarpement de faille, les eaux souterraines passent latéralement dans les calcaires mio-pliocènes, sans doute à la faveur d’accidents N-S et SW-NE.

c. L’Almyros de Georgioupoli

287Cette source saumâtre est située vers 2 ou 3 m d’altitude, non loin de la mer, au fond du golfe d’Almyrou et à proximité du village du même nom (fig. 74). Par son débit de plusieurs m3/s à l’étiage, cette émergence est l’une des plus grosses sources de Crète : elle est utilisée pour la production d’électricité.

288Les données physico-chimiques connues pour la période estivale sont les suivantes (KOURMOULIS, 1979 ; mesures : 25/7/75) :

  • Q = 5,55 m3/s et T = 14,8 °C ;

  • Cl- = 1113 mg/l et SO4-- = 323 mg/l.

Figure 75 : Faciès chimiques des grandes sources septentrionales des Levka Ori. 1. Almyros de Kiliari (mai 1981). 2. Almyros d’Héraklion (16/5/81) à titre comparatif. 3. Almyros de Kiliari (4/8/75). 4. Meskla, grande source (22/8/75). 5. Meskla, petite source (21/5/81). 6. Meskla, grande source (21/5/81). 7. Stilos (21/5/81). (Analyses : Mme SISTACH, Laboratoire de géographie physique d’Aix-enProvence - Année 1975 : d’après KOURMOULIS, 1979).

289Par rapport à l’Almyros d’Héraklion, le débit est double ; en revanche, le taux de Cl- et de SO4-- est moins important, et la température est inférieure de 1,1 °C. Il existe donc une contamination marine identique, mais le débit puissant abaisse quelque peu les concentrations en sels marins. L’Almyros de Georgioupoli est une source de débordement émergeant entre les terrains néogènes et le Quaternaire alluvial ; l’aquifère karstique sous-jacent est développé dans les calcaires de l’unité de Trypali. Comme cette formation carbonatée se poursuit au large, sous le golfe d’Almyrou, il devait exister d’autres exutoires plus bas durant les phases de régression. Actuellement, l’aquifère karstique saturé se situe nettement sous le niveau de la mer, ce qui explique la contamination marine.

290La superficie du bassin d’alimentation est considérable, de l’ordre de plusieurs centaines de km2. La similitude du drainage avec l’Ida est incontestable : dans les deux cas, l’exutoire principal est un Almyros situé au bord de la mer de Crète, au fond d’un golfe et dans l’angle NE du massif, là où les calcaires viennent effleurer la mer. Par contre, les émergences périphériques des Levka Ori sont plus importantes que celles de l’Ida, en partie à cause de la plus grande extension du massif. Au total, en comptant celles du plateau de Malaxa, ces sources paraissent totaliser 30 % si l’on se fie aux débits d’étiage ; l’Almyros de Georgioupoli écoulerait donc 70 % des eaux souterraines des Montagnes Blanches s.l. Cependant, ce taux doit être ramené entre 50 et 70 %, car les réserves contenues dans l’aquifère noyé et l’eau de mer gonflent artificiellement les apports réels estivaux à Georgioupoli.

291En raison des importantes précipitations et de la superficie globale du massif (700 km2), un bassin-versant de 350 à 400 km2 alimentant l’Almyros est plausible. Il engloberait au S une grande partie du massif de Trypali-Angathès (oilmen : 1512 m) et la zone du poljé d’Askifos représentant au moins 100 km2, puis à l’W et au SW une bonne moitié des Levka Ori délimitée par la coupure W de Samaria (200 km2 minimum).

3. Eléments du bilan hydrologique

292Le massif des Levka Ori s.l. représente une superficie de 700 km2 environ : il comprend à l’Ε une partie du massif de Trypali — secteur situé à l’W du grand alignement de fractures N-S — et au centre et à l’W les Levka Ori s.s. (plateau sommital et zone de Samaria-Omalos-Volakias). Au S de Chania, le plateau karstique de Malaxa mesure 110 km2 environ. Cependant, en l’absence de données précises sur les volumes d’eaux souterraines transitées, il n’est pas possible de calculer la dimension des différentes unités de drainage ; seule une valeur approximative a pu être donnée pour l’Almyros de Georgioupoli (350-400 km2). Les caractéristiques du régime hydrologique sont similaires à celles des sources de l’Ida : type pluvio-nival à nival à maximum d’hiver et de début de printemps et à minimum d’été.

a. Bilan global du massif des Levka Ori

293Les Levka Ori sont très arrosés : les précipitations vont de 600-800 mm sur le bord de la mer de Libye à 2200-3000 mm sur le haut plateau. En se fondant sur les données climatiques (in BONNEFONT, 1972) et en intégrant les différentes moyennes climatiques et hypsométriques (Pmm, T°C, Alt.m), il est possible de proposer les données hydroclimatiques suivantes :

  • altitude moyenne = 1200 m environ ;

  • température moyenne = 10,7°C ;

  • précipitations moyennes = 1750 mm/an ;

  • évapotranspiration réelle = 600 mm/an ;

  • déficit d’écoulement = 34 % ;

  • tranche écoulée = 1150 mm/an ;

  • débit spécifique théorique : 36 l/s/km2.

294Le massif draine donc un volume global souterrain considérable, de l’ordre de 800 millions de m3 par an.

b. Bilan théorique du plateau sommital

295Le haut plateau central forme un ensemble morphologique homogène et bien délimité pour lequel il est utile de calculer les données hydroclimatiques moyennes :

  • altitude moyenne = 2000 environ ;

  • température moyenne = 5,9 °C ;

  • précipitations moyennes = 2600 mm/an ;

  • évapotranspiration réelle = 450 mm/an ;

  • déficit d’écoulement = 17,3 % ;

  • tranche écoulée = 2150 mm/an ;

  • débit spécifique théorique = 68 l/s/km2.

296Pour une superficie de 100 km2 environ, la tranche écoulée sur le haut karst représenterait 215 millions de m3/an, soit 27 % des eaux souterraines du massif pour 12,5 % de la superficie totale. Ces valeurs montrent le caractère très humide de ce haut karst : elles correspondent à celles des karsts haut alpins très humides et s’écartent donc sensiblement de celles du Mt.Ida où l’altitude moyenne des plateaux supérieurs (1820 m) et les précipitations (1640 mm) sont plus faibles.

4. La dissolution karstique

297Comme le chimisme des Almyros est faussé par la contamination marine, les données les plus fiables sur la dissolution en altitude sont exprimées par les sources froides (Meskla, Stilos, Armeni). Il s’agit d’eaux bicarbonatées calciques, légèrement chlorurées, à TH modéré ; ce dernier ne présente pas de fluctuation importante entre la fonte des neiges et l’étiage, les extrêmes connus étant respectivement de 10,1 et 14,3 °F. Comme sur l’Ida, les ions Cl- (10 mg/l en moyenne) proviennent des retombées de sels marins. Sur les Levka Ori s.l., les retombées de NaCl sont évaluées à 19 t/km2/an, mais pour le haut plateau elles atteignent 28 à 35 t/km2/an en raison des précipitations très abondantes et de la proximité de la mer (le Pachnès : 2453 m n’est qu’à 7,5 km de la mer de Libye).

298Sur le plateau sommital, sans sol et sans végétation, l’infiltration est très rapide et profite de la dense fracturation. Les rares circulations superficielles, dans les remplissages du fond des mégadolines et des ouvalas, ne dépassent guère quelques dizaines de mètres. Dans la perte située au fond de la profonde cuvette de Pavlias coté 1633 m (vallée de Vrisan, Kastro W) le TH est de 3,4°F (débit = 1 l/s, T = 4°C, pH = 6,8). Mais la plupart du temps, l’infiltration est plus rapide et la dissolution s’exerce préférentiellement en profondeur, en particulier dans les premières dizaines de mètres, processus classique dans les karsts supraforestiers. La dissolution spécifique réelle n’est pas connue en raison de l’insuffisance des mesures. Des valeurs théoriques peuvent être proposées à partir des données hydrologiques moyennes :

  • pour les Levka Ori s.l. (S = 700 km2, alt. moyenne = 1200 m), la dissolution spécifique théorique est de 50 à 54 m3/km2/an ;

  • pour le plateau sommital, plus humide et plus élevé (S = 100 km2, alt. moyenne = 2000 m), celle-ci est de 80 à 95 m3/km2/an.

IV - QUELQUES CONCLUSIONS SUR L’EVOLUTION MORPHOLOGIQUE GENERALE DES LEVKA ORI ET DE L’IDA (fig 76 et 77)

A. LA KARSTIFICATION MIOCENE

1. Les questions posées

299Les étapes du soulèvement et de la karstification au Miocène sont encore mal connues. Ce que l’on sait avec certitude, c’est que la morphologie karstique était déjà évoluée à la fin du Miocène supérieur et que les Levka Ori et l’Ida avaient pratiquement leur altitude actuelle. Aujourd’hui, les directions de recherche se situent au niveau des vieux dépôts de l’endokarst (spéléothèmes, remplissages indurés...) et dans les formations continentales ou lacustres de piémont (molasses, conglomérats, formations rouges).

300Les premières molasses, attribuées au Serravalien-Tortonien, seraient la manifestation de la surrection post-nappes. En fait, tout est à étudier à ce niveau car on a aucune idée de la vitesse du soulèvement et de l’histoire de la karstification. Les principales questions à résoudre sont les suivantes :

  1. A quelle époque le décapage de la couverture imperméable (nappe des Phyllades) a-t-il eu lieu ?

  2. A quel moment la surface karstique fondamentale s’est-elle formée ?

  3. Comment et à quelle période le décalage de la surface fondamentale par les failles normales s’est-il produit ?

301Actuellement, on peut partir de l’hypothèse chronologique suivante :

  • puissante altération des Phyllades à l’Oligocène-Miocène inférieur ;

  • forte crypto-karstification sous une épaisse couverture d’altérites au Miocène inférieur-moyen (niveau de base proche) ;

  • soulèvement en horst des Levka Ori et de l’Ida au Miocène moyen-supérieur et décapage des altérites.

302Soulignons l’intérêt que représentent les formations rouges qui affleurent sur le piémont et le bassin de Kéramia au N des Levka Ori et dans la vallée du Mylopotamos au N de l’Ida (CREUTZBURG, 1963), car elles constituent "l’une des clés de l’interprétation du relief crétois" (BONNEFONT, 1972). Elles confirment :

  • l’importante pédogenèse tropicale tertiaire (sans doute sous climat chaud et humide, à saisons contrastées) ;

  • le nettoyage de la couverture pédologique (sur les massifs calcaires et schisteux) en liaison avec la surrection du massif.

2. La surface fondamentale

303Sur les Levka Ori et l’Ida, la surface fondamentale est en réalité une topographie défoncée — à mamelons, cônes, reliefs résiduels d’interfluve, chapelets d’entonnoirs et d’ouvalas — dans laquelle on discerne bien les restes d’un ancien réseau fluviokarstique. Au cours de la sur rection néogène, elle a été portée à des altitudes variées de sorte que l’on retrouve des morphologies sensiblement identiques à 700 m comme à 1700-2300 m (ex : cône du Strombolo au N de l’Ida, hauteur = 250 m, versant régularisé de 30°, alt. 500-800 m) (photo 89). BONNEFONT (1972) indique que la base des buttes coniques de la région du Strombolo est parfois fossilisée par des brèches miocènes issus du versant N du Mt.Ida au moment de la reprise du soulèvement.

304Sur le plateau sommital des Levka Ori, il est difficile de dire si ces vallées reliques se sont imprimées à partir de la couverture schisteuse de la nappe des Phyllades. En effet, les rares affleurements résiduels de schistes semblés appartenir à la couche phylliteuse du sommet de la formation "Plattenkalk". En revanche, sur le massif de Trypali, à l’E des Levka Ori, des klippes de la nappe des phyllades sont présentes (fig. 70). Sur le massif de l’Ida, la plupart des chapeaux résiduels de schistes sont des restes de la couche phylliteuse du sommet du "Plattenkalk".

305Ce qui est le moins connu, c’est l’ampleur de la crypto-karstification sous la couverture d’altérite au cours du Miocène avant la grande surrection du Miocène moyen supérieur. Celle-ci a dû être considérable de sorte que le décapage syntectonique des altérités a mis à nu des formes préalablement établies sous couverture siliceuse (fig. 77) et qui ont dû s’accentuer au cours du Miocène supérieur : poursuite de la régularisation des versants, assèchement complet des talwegs, approfondissement des dépressions...

306NB : pour l’étude des couvertures pédologiques de Crète et des montagnes méditerranéennes, se reporter au chapitre 13.

3. L’épisode fini-miocène

307A la fin du Miocène, une grande régression marine, sans doute mondiale, a provoqué la fermeture de Gibraltar et l’assèchement partiel de la Méditerranée, d’où un abaissement considérable du niveau de base. Cette régression planétaire suppose une immobilisation importante de glace aux pôle et un net refroidissement du climat. En Crète, on a vu que cet épisode se manifeste par un sur creusement des vallées déjà existantes (pharangis) et des dépôts corrélatifs de piémont monogéniques (cônes de déjections se poursuivant sous le niveau marin actuel). Cette courte crise morphogénique constitue donc un repère chronologique important.

308On constate que les grands cônes de déjections messiniens ont été par la suite immunisés par induration karstique et par les précipitations relativement faibles tombant sur le piémont S des Levka Ori et de l’Ida. Cependant, la dissolution superficielle a abaissé leur surface ; des lambeaux perchés de conglomérats sont situés dans la partie terminale des pharangis.

B. RETOUCHE MORPHOLOGIQUE AU PLIO-QUATERNAIRE

1. Retouche périglaciaire, versants réglés et creusement linéaire

309Nous avons montré, surtout dans les Levka Ori (Pliocène marin ravinant les cônes de déjections consolidés), que la surrection plio-quaternaire est modeste (200-300 m maximum). Par conséquent, il n’est pas étonnant que l’essentiel de la morphologie karstique soit apparemment "figée" dans le paysage. La retouche périglaciaire est très faible à moyenne altitude ; elle est plus importante au-dessus de 1300-1500 m avec l’action de la neige (névières, glacières, entonnoirs profonds). En réalité, la gélifraction s’est emparée, en altitude, de reliefs déjà très élaborés. Les versants ayant été régularisés au Néogène, les éboulis sont rares, même au-dessus de 1800 m. Il existe des versants régularisés et des buttes plus ou moins coniques à toute altitude :

  • sur l’Ida et le plateau sommital des Levka Ori, entre 1800 et 2400 m ;

  • sur la basse chaîne des Talea Ori (0-900 m) et le plateau du Strombolo (0-800 m) au N de l’Ida.

310En haute montagne, la gélifraction pléistocène associée à la dissolution a permis un raclage ou un perfectionnement des grands cônes karstiques préalablement régularisés et aboutissant à des versants réglés périglaciaires. A basse altitude (au-dessous de 900 m), les versants régularisés n’ont pas subi de perfectionnement périglaciaire ; ils sont localement rongés par la crypto-karstification comme l’illustrent les lapiés de fissures et à microtours (5-15 m) décapés à la base de certains versants du massif du Strombolo (cf. chap. 13). Le faible soulèvement, conjugué à la circulation endokarstique dominante, explique la faible incision plio-quaternaire des vallées. Dans le meilleur des cas, les pharangis ont été surcreusés au Quaternaire de quelques dizaines de mètres (50-100 m maximum) comme le montre l’entaille des cônes de déjection au S des Levka Ori et de l’Ida (photos 66 et 70).

Figure 76 : Evolution morphologique probable du massif de l’Ida depuis le Miocène inférieur.
(A) Miocène inf.-moyen : élaboration de la surface fondamentale (climat tropical humide, karst de basse altitude) avec crypto-karstification sous altérités.
(B) Miocène moyen-sup. : sur rection du massif, poursuite de la karstification et de la destruction de la couverture calcaire de Tripolitza et des couches phylliteuses de "Kroussonas", décapages des sols et dépôts des formations rouges de piémont (au Miocène sup.).
(C) Messinien à l’Actuel : surrection modeste (< 300 m). Sur creusement des vallées au Messinien (pharangis) et dépôts des cônes de déjections associés (Vorizia, Fourfouras). Abaissement de la surface karstique par dissolution et retouche périglaciaire au Plio-Quaternaire.
Légende générale : 1.Messinien (marnes, gypses). 2. Tortonien (conglomérats). 3. Miocène moyen-sup. (brèches, formations rouges continentales). 4. Priabonien-Oligocène (flysch) et ophiolites du Jurassique sup.-Crétacé inf. 3. Jurassique-Eocène (calcaires de Tripotitza). 6. Permien-Eocène (calcaires en plaquettes).
7. Permo-Trias (schistes et quartzites).

Figure 77 :
Evolution morphologique probable des Levka Ori depuis l’Oligocène.
(1) Oligocène-Miocène inf. : couverture des Phyllades en cours d’érosion et d’altération.
(2) Miocène inf.-moyen : surface karstique fondamentale en cours d’élaboration (climat tropical, crypto-karst sous altérites épaisses).
(3) Fin Miocène moyen (Serravalien) : début de la sur rection (premières molasses). Formations ronges de piémont et brèches( ?).
(4) Miocène sup. : phase majeure de la surrection (karst porté en altitude). Décapage des altérites et dépôt des formations rouges de piémont (+ brèches).
(5) Fin Miocène sup. (Messinien) : puissant surcreusement des vallées (pharangis) et dépôt des cônes de déjections monogéniques de Chora Sfakion.
(6) Plio-Quaternaire : Tephra de Santorin (Pliocène inf.). Abaissement de la surface fondamentale par dissolution (cavités et spéléothèmes recoupés). Retouche périglaciaire au Pléistocène.

Photo 89 :
Butte conique à versants régularisés située à basse altitude (massif du Strombolo, N Ida, alt. 500-800 m).

2. Estimation de la tranche dissoute au Plio-Quaternaire

311Dans les Levka Ori, au-dessus de 1800 m, la couverture pédologique a disparu depuis longtemps car le plateau sommital se trouve en haute altitude au moins depuis la fin du Miocène. Dans ces conditions, l’absorption des eaux s’est effectuée facilement et l’on peut admettre une dissolution superficielle ne dépassant pas 15 à 25 % (même avec des sols discontinus, pelouses). En prenant comme base la dissolution spécifique actuelle (80-90 mm/millénaire), on aboutit à une tranche dissoute de 30 à 40 m en 2 Ma (Pléistocène). L’ensemble du Pliocène (3 Ma), apparemment moins humide, représente une tranche dissoute qui n’est pas supérieure.

312Au total, au Plio-Quaternaire, la dissolution exokarstique n’a pas enlevé plus de 60 à 80 m de roche. Pour le massif de l’Ida, on a vu que le chiffre global est de l’odre de 60 m, entre 1500 et 2000 m d’altitude, pour la même période (5 Ma).

313Ces chiffres approximatifs démontrent néanmoins que la tranche dissoute n’a pas pu modifier l’allure générale du relief comme l’atteste la morphologie générale de la surface karstique fondamentale. En revanche, elle explique que de nombreuses cavités concrétionnées datant au moins du Miocène supérieur aient été décapitées, en particulier dans les anciens systèmes de talwegs où la dissolution superficielle a été supérieure, au Pléistocène, à celle des reliefs réglés en raison du piégeage des neiges hivernales dans les creux (entonnoirs géants).

3. L’évolution karstique holocène

314Sur les hauts karsts, la période holocène est caractérisée par une évolution pluvio-nivale entre 1200 et 1600 m environ et nivale au-dessus de 1600 m où 75 % des précipitations sont solides. La couverture pédologique est inexistante au-dessus de 1800 m ; au-dessous, elle a été en partie détruite en raison de la destruction anthropique de la forêt au cours des derniers millénaires. Quelques lambeaux forestiers reliques demeurent sur les versants escarpés méridionaux ; sur le flanc S des Levka Ori, au-dessus d’Anopolis, la forêt de Pinus nigra monte jusqu’à 1500-1600 m maximum.

315La destruction des sols, mais aussi la forte évapotranspiration, conjuguée à la violence des vents d’altitude, expliquent l’altitude anormalement basse de la forêt naturelle en Crète.

316Vers 1500 m, le Pinus nigra adopte des formes rampantes qui ne sont que des accomodats (morphoses) dus au vents. Sur le karst supraforestier, la dissolution demeure le processus morphologénique majeur. L’absorption rapide des eaux, facilitée par l’extrême fracturation et diaclasation de la roche, profite à la corrosion souterraine. De plus, l’abondance des neiges hivernales entretient névières et glacières, et permet le développement de congères aussi bien dans les mégadolines de crêtes que dans les gros entonnoirs encaissés au fond des hauts vallons.

317En versant N, la limite des neige permanentes est passée de 2100 m vers la fin du Würm à l’altitude virtuelle de 3000-3100 m aujourd’hui. La dynamique karstique actuelle dépend surtout du volume d’eau disponible. Tranche écoulée et dissolution spécifique passent environ de 1200 mm et 50-60 m3/km2/an sur les plateaux de l’Ida situés vers 1800 m, à 2150 mm/an et 80-95 m3/km2/an sur le plateau sommital des Levka Ori qui est directement soumis aux dépressions de secteur W. La dissolution superficielle ne représente guère que 20 % du total au-dessus de 1600-1800 m.

CONCLUSION GENERALE

318Les hauts karsts crétois et leurs plateaux étagés périphériques constituent un exemple original d’évolution morphologique en Méditerranée par la situation insulaire et tectonique (front externe de l’arc égéen - zone de subduction). Nous confirmons les conclusions de J.-C BONNEFONT au sujet de la surface karstique fondamentale qui est héritée du Miocène. En revanche, de nouvelles découvertes ont montré que la surrection plio-quaternaire a été modeste et que le jeu de blocs s’est effectué principalement avant le Pliocène (probablement au Miocène moyen supérieur).

319Plusieurs ensembles de formes et de dépôts, de générations différentes, représentent des repères morphologiques et chronologiques de premier ordre :

320- les concrétionnements endokarstiques récents (ex : grotte-ponor de Tripa Tzani/poljé d’Omalos-Levka Ori) renferment des pollutions volcaniques du Pléistocène supérieur (tephra) et des particules de charbon de bois que l’on peut dater par la méthode croisée U/Th - téphrochronologie (travaux en cours : MAIRE, POMEL, QUINIF) ;

  • Les spéléothèmes anciens associés aux cavités décapitées ont été étudiés à partir de lames minces. La datation téphrochronologique du ciment brique (Pliocène inférieur) qui les corrode, associée aux critères morphologiques (grottes recoupées supposant la disparition d’une tranche rocheuse importante), prouve que l’endokarst mis à jour par l’érosion est le témoignage direct du karst miocène.

  • Les pharangis et cônes de déjections consolidés, autrefois datés du Pléistocène moyen récent par BONNEFONT (1972, 1977), puis par nous-mêmes (FABRE et MAIRE, 1983), sont en réalité des formes directement liées à la régression fini-miocène.

  • Quant aux formations rouges de piémont, leur étude est à reprendre à la lumière des nouvelles données chronologiques indiquées ci-dessus. Elles permettront de mieux comprendre les conditions morphoclimatiques et la nature du soulèvement au Miocène moyen-supérieur, période pour laquelle on a peu d’indications précises dans la péninsule hellénique et dans l’ensemble du monde méditérranéen.

321Dans ce contexte de moyenne et haute montagne méditerranéenne (0 à 2500 m), qui n’a pas connu d’érosion mécanique glaciaire en altitude (une exception : le petit cirque glaciaire du versant N de l’Ida), il est remarquable de constater le phénomène d’immunisation karstique. En effet, depuis le début du Pliocène le volume montagneux a peu changé. L’érosion linéaire, fort réduite à cause de l’absorption karstique, n’a pas dépassé quelques dizaines de mètres dans le fond des pharangis (50-100 m pour les cônes de déjection les plus érodés (ex : Fourfouras au S de l’Ida).

322Sur les plateaux calcaires, la tranche dissoute (50 à 100 m maximum en 5 Ma) représente un volume modeste par rapport à l’érosion qui a affecté les massifs englacés de Grèce du Nord (Tymfi) ou les karsts alpins traditionnels. C’est cette immunité karstique relative qui explique que l’on retrouve aisément les traces de la karstification miocène sous forme de grottes décapitées et de massifs stalagmitiques mis à jour. Une érosion de plusieurs centaines de mètres (ou plus), comme c’est le cas dans les Alpes du Nord par exemple, n’aurait jamais permis la conservation d’un tel musée morphologique.

323Durant les derniers millénaires, cet environnement physique particulier explique que la population crétoise ait pu survivre aux invasions, profitant des profonds défilés, des hautes montagnes et des multiples cavernes. Mais la nature très karstifiée de l’île et le climat méditerranéen contrasté, avec les surpâturages et la destruction des forêts, ont favorisé l’érosion des sols et le développement d’une garrigue indésirable à Poterietalia spinosi à moyenne altitude (avec quelques restes de forêts à Quercetum pubescentis creticum) et d’une pelouse alpine et subalpine à Cupresseto-Aceretum sur les plateaux intermédiaires vers 1450-1600 m (AGRIDEV, 1965). Aujourd’hui, le problème de l’eau, malgré l’abondance des précipitations en altitude, est loin d’être résolu. Quant au surpâturage et à l’extension des pacages au profit des cultures, on ne voit pas comment modifier les traditions séculaires, si ce n’est par une politique à long terme prévoyant des investissements importants (annexe IV).

Annexes

Annexe I. Tableaux desresultats geochimiques et isotopiques

Tableau 5 : Caractères physico-chimiques de trois échantillons de la bordure N de l’Ida, (exprimés en % de la fraction analysée : < 2mm).
CS1-R : calcaire cristallin de la série des "calcaires en plaquettes" (Talea Ori, poljé de Kouloukounas). CS2-R : calcaire de Tripolitza, faciès clair (Marathos). CS3-R : calcaire de Tripolitza, faciès sombre (Marathos).
(Analyses : Laboratoire de Géomorphologie de Caen, J.-L. DUMONT,
J. QUILLARD, M. LEVANT, Y. DELEHAYE, C. BLANCHET).

Tableau 6 : Caractères physico-chimiques de trois échantillons de roches des Levka Ori. (exprimés en % de la fraction analysée : poudre < 2mm).
Ct-R : Miocène calcaire (Eevka Ori N). C2-R : dolomie cristalline blanche du Trias (Levka Ori S). C3-R : dolomie cellulaire noire du Trias (Kastro-L. Ori E). (Analyses : Laboratoire de Géomorphologie de Caen, J. L. DUMONT, J. QUILLARD, M. LEVANT, Y. DELEHAYE, C. BLANCHET).

Tableau 7 : Caractères physico-chimiques de deux spéléothèmes anciens du Mt. Ida mis à jour par l’érosion. (exprimés en % de la fraction analysée : poudre < 2mm).
Cil-C : stalagmite dans petite cavité recoupée par la route dominant le poljé du Nida (alt. 1500 m). Ci3-C : stalactite prélevée en surface, plateau de l’Axi Kefala alt. 1500 m). (Analyses : Laboratoire de Géomorphologie de Caen, J.-L. DUMONT, J. QUILLARD, M. LEVANT, Y. DELEHAYE, C. BLANCHET).

Tableau 8 :
Analyses isotopiques U/Th de deux concrétions calcitiques du massif de l’Ida mises à jour par l’érosion.
C14-C : coulée stalagmitique à mégacristaux (plateau de l’Axi-Kefala, vers 1550m).
CS1-C : plancher stalagmitique rougeâtre (bordure N de l’Ida : Aristaki, alt. 440 m)
(Analyses : CERAK, Laboratoire de Géologie de la Faculté Polytechnique de Mons/Belgique : Y. QUINIF, R. CANTILLANA).

Tableau 9 :
Caractères physico-chimiques de trois grands Almyros (émergences saumâtres) de Crète.
* G. FABRE et R. MAIRE, 1981. (analyses : laboratoire de géographie physique d’Aix-en-Provence, Mme SISTACH).
** N.-E. KOURMOULIS, 1979
*** D.-J. BURDON et N.-J. PAPAKIS, 1964.

Tableau 10 : Caractères physico-chimiques de plusieurs sources du massif de l’Ida.
* G. FABRE et R. MAIRE, 1981. (analyses : laboratoire de géographie physique d’Aix-en-Provence, Mme SISTACH.
** J.-J. DELANNOY et R. MAIRE, 1982.

Tableau 11 : Caractères minéralogiques et physiques de filons et concrétions calcitiques des Levka Ori.
C1-C : filon travertineux de calcite rougeâtre (vallée W du Kastro, alt. 1800 m) (origine thermale probable). C6-C : filon de calcite blanche rhomboédrique (Pachnès, alt. 2300 m). C7-C : coulée stalagmitique (grotte-ponor Tzani vers - 40 m, poljé d’Omalos). C9-C : filon travertineux de calcite rougeâtre (grotte-ponor Tzani vers - 40 m, poljé d’Omalos). (Analyses : Eaboratoire de Géomorphologie de Caen, J.-E. DUMONT,]. QUILLARD, M. LEVANT, Y. DELEHAYE, C. BLANCHET).

Tableau 12 : Analyses isotopiques U/Th de trois concrétions des Levka Ori mises à jour par l’érosion.
C5-C : coulée stalagmitique érodée sur paroi de puits-faille (vallée
W du Kastro, alt. 1800 m). C6-C : filon de calcite rhomboédrique (Pachnès, alt. 2400 m). C1-C : filon travertineux de calcite rougeâtre (vallée W du Kastro, alt. 1800m).
(Analyses : CERAK, Laboratoire de Géologie de la Faculté Polytechnique de Mons/Belgique : Y. QUINIF, R. CANTILLANA).

Tableau 13 : Caractères physico-chimiques des principales émergences des Levka Ori.
* G. FABRE et R. MAIRE, 1981 ; J.-J. DELANNOY et R.
MAIRE, 1982 (analyses : sur le terrain et laboratoire de géographie physique d’Aix-en-Provence : Mme SISTACH).
**N.-E. KOURMOULIS, 1979.

Annexe II. Inventaire speleologique du Mt. ida

A. SITUATION GENERALE ET HISTORIQUE DES EXPLORATIONS

Les principales cavités explorées se situent entre 1350 et 1800 m au niveau des plateaux supraforestiers à dolines de l’Axi Kefala et du rebord oriental du massif Koudhouni. Sur plus de 150 km2 de karst d’altitude compris entre 1350 et 2450 m, on connaît seulement huit gouffres atteignant ou dépassant 100 m de profondeur en 1989.

Connu depuis toujours par les bergers crétois, l’Ideon Antron s’ouvre au pied du Psiloritis, 100 m au-dessus de poljé du Nida (PLATAKIS, 1973). Les premières explorations de gouffres semblent débuter en 1979 (MAIRE, 1981, 1983 ; RIGALDIE, 1980) et se poursuivent en 1984 avec l’expédition britannique du SUSS (Sheffield University Speleological Society) (HITCHEN, 1985).

En 1986, 1987, 1988 et 1989, les spéléos français du GRESPA VI explorent en détail le plateau de l’Axi Kefala (Embriskos, Skinakas, Katafarango), puis le Koudhouni ; l’émergence principale du massif, l’Almyros d’Héraklion, est à nouveau l’objet de plongées en 1987 (S.C.Paris, GSP et CCDF) et 1988 (GRESPA VI et S.C. Paris) : 300 m de conduits noyés sont explorés entre - 30 et - 50 m.

En 1989, le GRESPA VI découvre la plus profonde cavité de Crète : le "delta phi" profond de 379 m (exploration en cours). Celui-ci s’ouvre vers 1400 m dans le calcaire de Tripolitza, traverse quelques mètres de phyllites, puis se poursuit dans les calcaires en plaquettes par des puits de belles dimensions (deux puits de 60 m). Arrêt sur lac. Le débit du ruisseau souterrain est de 0,2 l/s à la fin août. (comm. orale J.-Y. PERRIER).

B. LISTE DES PRINCIPALES CAVITES DE L’IDA

- Delta phi : - 379 m.

- KO2 ou Stous Mesakous Sto Tavka : - 326 m.

- Kakofarango Spilio : - 205 m.

- Mithia Kabatura : - 180 m.

- NE 11 : -107m.

- K04 ou Terrier : - 105 m.

- EK ou Trou fouillis : - 102 m.

- TT1 : - 100 m.

- AR3 : - 90 m.

- Almyros d’Héraklion (siphon) : - 51 m, 400 m environ.

Figure 78 :
Le gouffre KO2 ou Stous Mesakous Sto Tafka (- 326 m). Zone du Koudhouni (alt. 1600 m) sur la bordure orientale de l’Ida.
(topographie : A. JOHANNET, GRESPA VI, 1987).

Figure 79 :
Coupes et plans de Mithia Kabathura (- 180 m), NE 11 (- 107 m), TT1 (Tafkos Timbamatoras, -100 m) et AR3 (-90 m) sur le plateau de l’Axi Kefala (Mt. Ida).

Photo 90 :
Gouffre (- 60 m) exploré en
 7979 sur le plateau de l’Axi Kefala (Mt. Ida). Contexte : calcaires en plaquettes.

C. INVENTAIRE DES PRINCIPALES CAVITES

En été, les réseaux actifs sont rares en raison de la sécheresse. Seuls Mithia Kabathura (-180 m), situé sur le rebord N du plateau de l’Axi Kefala et le Kakofarango Spilio (- 205 m), présentent un écoulement permanent notable. En raison de la grande épaisseur des séries carbonatées de l’Ida et de Tripolitza et de la basse altitude des émergences, les potentiels hydrauliques sont de l’ordre de 1000 à 2000 m. La découverte de plusieurs grands réseaux souterrains dans les années futures est probable.

I. Le KO2 ou Stous Mesakous Sto Tavka (fig. 78)

- Altitude : 1600 m environ.

- Dénivellation : - 326 m ; indice de verticalité : 0,50.

- Développement : 600 m ; extension : 240 m.

- Accès : le gouffre s’ouvre à 2 km environ à l’Ε du sommet du Khoudouni (1880 m), au fond d’une vallée sèche (ancienne perte).

- Historique : GRESPA VI (expédition Koudhouni, 1987) (Bull. "Ras le Gour", no 6, 1987, p. 27-48 et Spelunca, no 30, 1988, p.14-20, article de A. JOHANNET, J.-Y PERRIER et T. VALRANGES).

- Equipement : R6, P13, plan incliné, P24, P3, P3, P20, P10, R4, R5, R6, R7, plan incliné, R3, P8, toboggan, R6, R6, R6, opposition (paroi instable), R6 + R9, R5, R5, R5, P12 (total : 350 à 400 m de cordes)

- Observations : cf. description détaillée dans Spelunca no 30,1988.

2. Le Kakofarango Spilio (fig. 80)

- X : 308,4 Y : 3897,5 Z : 1335 m.

- Dénivellation : - 205 m ; indice de verticalité : 0,57.

- Développement : 400 m environ ; extension : 116 m.

- Accès : la cavité se situe à 1,6 km au S du Skinakas (1752 m), c’est-à-dire dans la partie E du plateau de l’Axi Kefala. Prendre la route de l’observatoire qui conduit dans la haute vallée de Kakofarango. A partir de la première habitation, descendre le chemin vers la vallée jusqu’à un replat ombragé (le gouffre est à proximité d’un monolithe en "pain de sucre").

- Historique : GRESPA VI (expédition Néréides 1986) et expédition Almyros 1988 (GRESPA VI et S.C.Paris) (Bull. "Ras le Gour", no 5, 1986, p.15-30 et Bull. Info Plongées, no 51,1989, p.16-17) et expédition 1989.

- Equipement : P7, P22, P24, P35, siphon 1 (- 6 m, 35 m), R6, R5, R6, R7, siphon 2 (-25 m).

- Observations : le début de la cavité est constitué par deux salles concrétionnées de 20 m x 10 m chacune ; puis une série de puits secs conduit à un écoulement pérenne à-145 m. Après le siphon, plongé en 1988 (Ph. BRUNET, F. JACOB), une haute galerie sur diaclase se poursuit sur 150 m alors que le pendage est de 30°N. Un deuxième siphon, profond de 25 m, conduit à - 205 m (plongée d’août 89).

3. Mithia Kabathura (fig. 79)

- Altitude : 1360 m.

- Dénivellation : - 180 m ; indice de verticalité : 0,60 environ.

- Développement : 500 m environ ; extension : 223 m.

- Accès : la cavité s’ouvre au NE du plateau de l’Axi Kefala, à proximité de l’ouvala de Mithia (alt. 1322 m) situé à gauche de la route menant au poljé du Nida.

- Historique : cette grotte gouffre est découverte et explorée en 1984 par le "Sheffield University Speleological Society" (HITCHEN, 1985).

- Equipement : P54 m, P10 m, P7 m, P7m, P4 m, P6 m.

- Observations : le porche, encombré de blocs, conduit au bout de 15 m dans une salle de 50 m x 15 qui est recoupée par une galerie descendante semi-active et en méandre. A 200 m de l’entrée (- 60 m), un vaste puits de 54 m interrompt la progression. A sa base un ruisseau emprunte une galerie entrecoupée de petits puits et de bassins. A - 180 m, l’écoulement estimé à 2 l/s se jette dans un siphon clair.

4. Le gouffre NE 11 (fig. 79)

- Altitude : 1450 m.

- Dénivellation : - 107 m ; indice de verticalité : 0,81.

- Développement : > 200 m ; extension : 43 m.

Figure 80 :
Le Kakofarango Spilio (- 205 m).
Haute vallée du Kakofarango (plateau E du Mt. Ida). (Topographie : GRESPA VI, 1986, A. JOHANNET. Post-siphon : F. JACOB et Ph. BRUNET1988).M

Figure 81 : Le gouffre KO4 ou "Terrier" (- 105 m). Zone du Koudhouni (Est Ida), (croquis d’après T. VALRANGES, GRESPA VI, 1987).

Figure 82 : Le trou Fouillis (ΕΚ 10). Col du Skinakas (Est Axi Kefala, Ida), (croquis d’apres GRESPA VI, 1986).

- Accès : la cavité se situe sur le rebord septentrional de l’Axi Kefala, au N du Tafkos Timbamatoras no 1, à droite de la route conduisant au poljé du Nida.

- Historique : la cavité est découverte et explorée en 1984 par le "Sheffield University Speleological Society" (HITCHEN, 1985).

- Equipement : R3 m, R2 m, P28 m, P54 m (+ P37 m parallèle).

- Observations : ce gouffre se développe dans les calcaires en plaquettes. Une galerie inclinée à 25°, longue d’une cinquantaine de mètres et entrecoupée de plusieurs ressauts, donne sur un puits de 28 m suivi de deux puits parallèles (P54 m et P37 m) dont les fonds sont obstrués par des blocs.

5. Le KO4 ou le "Terrier" (fig. 81)

- Dénivellation :-105 m ; indice de verticalité : 0,95

- Développement : 150 m environ.

- Accès : le gouffre se situe avant d’arriver au K02 (en venant du sud), dans une petite vallée sèche remontant vers l’ouest.

- Historique : GRESPA VI (expédition Koudhouni 1987) (Spelunca, no 30,1988).

- Equipement : P25, R5, P10, P11, P20, P25, R7.

- Observations : l’entrée (sous une dalle) a été désobstruée ; elle conduit au sommet d’un P25 dont l’accès terreux ressemble à un "terrier".

Figure 83 :
L’almyros d’Héraklion (Gazi), exutoire principal de l’Ida.
Topographie d’après D. PARISIS et H. LEFEBVRE (galerie principale, - 51 m), D. PARISIS et P. JASION (galerie des sacs), reportM.
DEPONS (expédition Almy ros 1987, SCP, CCDF, HCM).

Une série de puits, étranglés au sommet (étroitures), mène à-105 m devant une fissure impénétrable.

6. Le trou Fouillis (fig. 82)

- Dénivellation : -102 m ; indice de verticalité : 0,73.

- Développement : 200 m environ.

- Accès : la cavité se situe 100 m au-dessous du col du Skinakas, à droite de la route (lapiaz très corrodé).

- Historique : GRESPA VI (expédition Néréides 1986) (Bull. "Ras le Gour", no 5,1986).

- Equipement : P42, P23, P10.

- Observations : le large puits d’entrée de 42 m est suivi par un éboulis terreux et très incliné. La suite s’effectue dans un conduit sur fracture, encombré de blocs, aux parois instables (décompression). Les explorateurs ont observé une colonne stalagmitique de 4 m de diamètre, coincée en travers de la galerie, vers - 70 m. Un léger ruissellement apparaît à la base du P23 (fissure impénétrable). Arrêt sur étroiture à la base du P10 terminal.

7. Tafkos Timbamatoras (TT1) (fig. 79)

X : 24° 51’ 44" E (305,50) Y : 35° 13’15" N (3899,90) Z : 1550 m.

- Dénivellation : - 100 m environ ; indice de verticalité : 120 m.

- Développement : 120 m ; extension : 20 m environ.

- Accès : le gouffre s’ouvre sur le plateau de l’Axi Kefala à 1,5 km au NE du poljé du Nida (10 mn de la route Anogia-Nida).

- Historique : la cavité est découverte et explorée en 1979 par C. RIGALDIE et R. MAIRE (RIGALDIE, 1980).

- Equipement : P80 m (corde de 100 m).

- Observations : le gouffre s’ouvre par une doline-puits allongée, axée sur une fracture et creusée dans les calcaires en plaquettes à lits siliceux typique (photo 51). A -20 m, une grande lucarne mène dans un puits en cloche de 80 m, de 6 à 12 m de diamètre, également façonné aux dépens d’une faille. Les parois sont propres, humides, nettoyées régulièrement par les crues d’orage et de fonte des neiges (photo 58) ; elles présentent de beaux lapiés de paroi. Le fond, colmaté par un tapis argileux gris-brun, marque un ancien niveau de décantation dû à un rétrécissement aval. La suite du réseau se devine dans le prolongement de la faille, mais on ne note aucune ventilation.

8. La grotte gouffre AR3 (fig. 79)

- Altitude : 1500 m.

- Dénivellation : - 90 m ; indice de verticalité : 0,5 environ. -Développement :> 300 m ; extension : 170m.

- Accès : l’entrée de la cavité se situe à l’extrémité E de la vieille vallée de Vroulokambos, au SE du poljé du Nida (accès par le poljé).

- Historique : le réseau est découvert et exploré en 1984 par le "Sheffield University Speleological Society" (HITCHEN, 1985).

- Equipement : P8 m, P7 m, P11 m.

- Observations : la cavité se développe dans les calcaires de la série charriée de Tripolitza. L’entrée, très vaste (12 m x 15 m), mène après deux petits puits de 8 et 7 m dans un large conduit de 5 à 7 m de diamètre.

A 80 m de l’entrée, on pénètre dans une salle de 60 x 30m, au plafond assez bas et au plancher encombré de blocs. Cet ancien réseau de grandes dimensions, actuellement inactif, a été perforé par des boyaux verticaux récents et étroits non explorables.

9. L’Almyros d’Héraklion (fig. 83)

- Altitude : 10 m (niveau du lac artificiel).

- Dénivellation : - 51 m.

- Développement : 400 m environ ; extension : 100m.

- Accès : cette émergence vauclusienne se situe à 6 km à l’ouest d’Héraklion, au pied du plateau de Kéri et à 1 km de la mer (photo 68).

- Historique : les premières plongées sont effectuées par P. ECONOMOPOULOS vers 1967. En 1968, J. HASENMAYER (RFA) explore le conduit principal. La cavité est revue dans les années 1980 par F. POGGIA (Fr.). En Août 1987, l’expédition française "Almyros 87" topographie la partie explorée par HASENMAYER (- 51 m). Elle découvre à - 36 m la galerie "des sacs de ciment". L’année suivante, l’expédition "Almyros 88" (GRESPA VI et S.C.Paris) poursuit l’exploration de ce réseau et le topographie. Une heure après la sortie des plongeurs, l’entrée du conduit principal s’effondre ! (cf. rapport "Almyros 87" du S.C.Paris, G.S.P. Camping Club de France et Hippocampe Club de Massy/D. PARISIS, p. 27-29 et Info-Plongées no 51, 1989, notes de H. LEFEVRE sur "Almyros 87" et de Ph. BRUNET sur "Almyros 88").

Photo 91 :
Le Mavro Skiadi (- 343 m) vers - 150m.
Au premier plan, cascade provenant du grand plan incliné et alimentée par la fusion nivale.
(cliché J.RODET)

- Observations : un barrage formant un lac artificiel de 50 m de diamètre a été construit à l’entrée. Le niveau naturel de l’eau était autrefois à + 2 m au-dessus du niveau de la mer (il est aujourd’hui à + 10 m maximum). Le porche d’accès se situe actuellement à la cote - 25 m ; il se poursuit par une galerie descendante, se rétrécissant momentanément à - 36 m ("gueule du requin", fort courant), qui atteint la cote - 51 m (blocs, fissures impénétrables). La galerie "des sacs de ciment" débute à - 33 m, en rive gauche (à droite en descendant). Il s’agit d’un réseau labyrinthique, connu sur 300 m entre - 30 et - 50 m, parcouru par un fort courant. Des concrétionnements stalagmitiques ont été observés et prouvent que ce réseau a été dénoyé en plusieurs périodes (glaciations quaternaires et au Messinien).

Figure 84 :
Coupe et plan du Mavro Skiadi, le plus profond gouffre de Crète (d’après RODET, 1977). Cette cavité majeure date sans doute de la fin du Miocène ; son aire d’alimentation (perte de fond de vallée) a disparu avec l’abaissement des talwegs.

Figure 85 : Coupes des principaux autres gouffres des Levka Plantaurel, 1982, pour LO50, LO23, LO27, et l’expédition Ori. (topographies d’après la Société Spéléologique du gardoise, 1983, pour le P260).

Annexe III. Inventaire speleologique des levka ori

A. HISTORIQUE DES RECHERCHES

La connaissance du karst profond des Levka Ori résulte du travail de prospection d’une dizaine d’expéditions spéléologiques :

- 1961 : Equipe spéléologique d’Athènes. Exploration de la grotte-ponor Tzani (poljé d’Omalos) jusqu’à - 110 m et expédition du S.C. Causses.

- 1964 : Expédition française de la M.J.C. Romans. Exploration de la grotte-ponor Tzani (Omalos) jusqu’à -281 m (M.J.C. Romans, 1965).

- 1966 et 1967 : Expéditions du "Birmingham University Speleological Society". Explorations sur les flancs du massif.

- 1974 : Expédition italienne. Elle reconnaît l’entrée du Mavro Skiadi dans la partie N du massif.

- 1975 : Expédition française "Minotaure 75" du GRESPA VI. Elle atteint le fond du puits de 342 m du Mavro Skiadi (MICHAUT, 1975).

- 1976 : Expédition française "Minotaure 76" du Groupe Spéléologique du Havre et du GRESPA VI (RODET et al, 1977).

- 1981 : Expédition britannique du "Sheffield University Speleological Society". 120 cavités sont explorées sur le plateau central entre le Pachnès et le Kastro (GRUNDY, 1982).

- Expédition britannique de "l’Orpheus Caving Club".

- Expédition française de la Société spéléologique du Plantaurel. 73 cavités sont explorées dans la partie N du plateau au SE de Mavro Skiadi (Société Spéléologique du Plantaurel, 1982).

- 1982 : Expédition française gardoise. 150 cavités sont explorées dans la zone N et NE du Kastro (C.D.S. Gard, 1983).

B. LISTE DES PRINCIPALES CAVITES (≥ - 100 m)

- Gouffre Mavro Skiadi : - 343 m (plateau N).

- Grotte-gouffre Tzani : - 281 m (poljé d’Omalos).

- Gouffre LO50 : - 267 m (plateau N).

- Gouffre P260 : - 260 m (Kastro).

- Gouffre Defteroki Asma : - 207 m (plateau central).

- Gouffre Skismi Tou Krimatos :-197 m (plateau central).

- Grotte de Dracolaki : - 23 m + 152 (bordure S).

- Gouffre L023 : -162 m (plateau N).

- Gouffre L027 : -156 m (plateau N).

- Gouffre Merosomados :-147 m (plateau central).

- Gouffre KA18 : -121 m (Kastro).

- Gouffre KA27 : -101 m (Kastro).

- Gouffre Ml00 : -100 m (Kastro).

- Gouffre D100 : -100 m (Kastro).

C. LES CAVITES DU PLATEAU N (SECTEUR DU MAVRO SKIADI)

Cette zone se situe dans la partie N du plateau sommital autour de l’Agios Pneuma (ait. 2253 m) et possède quatre gouffres importants dont le Mavro Skiadi (-343 m). Elle a fait l’objet de plusieurs expéditions spéléologiques, françaises notamment.

L’accès, difficile, s’effectue depuis le village de Mélidoni (alt. 400 m) par un sentier se dirigeant au S jusqu’à la bergerie de Plakokourta (alt. 1000 m), puis par un itinéraire peu évident jusqu’aux contreforts de l’Agios Pneuma au SW (une journée de marche) (S.S. Plantaurel, 1983).

1. Le gouffre Mavro Skiadi (fig. 84, photo 91)

X : 3914,06 Y : 779,15 Z : 1840 m.

- Dénivellation : - 343 m ; indice de verticalité : 1.

- Développement : 500 m environ ; extension : 80 m.

- Accès : la cavité se situe sur le flanc de l’Agios Pneuma à 7,5 km au SW du village du Mélidoni (8 h de marche).

- Historique : connue depuis longtemps par les bergers, l’entrée a été visitée par une expédition italienne en 1974. Le gouffre est exploré et topographié en 1975 par l’expédition française "Minotaure 75" du GRESPA VI (MICHAUT, 1975).

- Equipement : P 342 m (cordes 150 m, 125 m et 115 m).

- Observations : l’orifice de 10 m de diamètre dégage un fort courant d’air glacial en été. Le puits unique de 342 m, de 25 à 40 m de large, est coupé de paliers spacieux. A partir de-131 m, deux cascades se jettent dans le gouffre. Au fond, le ruisseau de 10 l/s (sept. 81) emprunte une vaste galerie longue de 60 m et s’infiltre dans des alluvions fines au pied d’une grosse coulée stalagmitique. Des cheminées étroites couvertes de mondmilch trouent le plafond. Une jonction avec une cavité située au-dessus de l’entrée actuelle est envisageable.

2. Le gouffre LO50 (fig. 85)

- Altitude : 1950 m.

- Dénivellation : - 267 m ; indice de verticalité : 0,97.

- Développement : 354 m ; extension : 30 m.

- Accès : il s’ouvre à 1 km à l’ESE du Soros Grias (alt. 2331 m) sur le flanc W du grand cône coté 2210 m.

- Historique : le gouffre est exploré et topographié les 12-14 et 19/9/81 par la Société Spéléologique du Plantaurel (1982).

- Equipement : P 52 m (corde 70 m), P6 + R5 + R6 (corde 22 m), P47 m (corde 55 m), E12, (corde 20 m), P15m (corde 20 m), traversée du P15 (corde 10 m), P90 m (corde 110 m), P18 m (corde 25 m), P43 m (corde 48 m) -Observations : creusée dans une dolomie cristalline blanche, ce gouffre présente une série de puits séparés par des "méandres" courts. Le puits de 90 m est actif et doit recevoir une cascade à la fusion nivale. En été, la ventilation soufflante est sensible dans l’étroiture terminale où s’infiltre le ruisselet.

3. Le gouffre LO23 (fig. 85)

- Altitude : 1560 m environ.

- Dénivellation : - 162 m ; indice de verticalité : 0,91.

- Développement : 347 m ; extension : 50 m environ.

- Accès : la cavité se situe 2 km à l’E de l’Agios Pneuma, au fond d’une doline et au pied d’une grande pente caillouteuse, en rive droite du vallon sec descendant vers Plakokourta.

- Historique : le gouffre est exploré et topographié les 8 et 10/9/81 par la Société Spéléologique du Plantaurel (1982).

- Equipement : P25 m (corde 30 m), P33 m (corde 40 m), P17 m (corde 20 m), P68 (corde 75 m), P5 (corde 6 m). Réseau parallèle à - 123 m après le P5 m : P8 m + P11 m + P12 + P5 m (corde 40 m).

- Observations : la cavité se développe dans la dolomie blanche par un escalier de puits de grandes dimensions. La progression bute sur un "méandre" impénétrable où s’insinue un ruisselet. De grosses accumulations de blocs peuvent être observées à la base du large puits de 33 m et sur le grand palier intermédiaire du puits de 67 m.

4. Le gouffre LO27 (fig. 85)

- Altitude : 1700 m environ.

- Dénivellation :-156 m ; indice de verticalité : 0,99.

- Développement : 279 m ; extension : 60 m.

- Accès : il s’ouvre au-dessus du gouffre L023 dans la grande pente rocailleuse par un orifice de 10 m x 4 m.

- Historique : la cavité est explorée et topographiée les 9 et 11/9/81 par la Société Spéléologique du Plantaurel (1982).

- Equipement : P39 m (corde 55 m), P40 m (corde 50m), R5 m (corde 8 m), R3 m, P43 m (corde 50 m), P12 m (corde 15 m), P14 (corde 18 m).

- Observations : l’entrée, très vaste, donne sur un puitsdiaclase large de 4 m et profond de 39 m. A - 80 m subsiste un important névé. La morphologie générale en polypuits séparés par des rétrécissements est similaire à celle des gouffres LO50 et LO23. Si la ventilation soufflante est forte à la cote - 80 m, en revanche on ne ressent aucun courant d’air dans l’étroiture terminale où s’insinue un filet d’eau. Le gouffre se développe aussi dans la dolomie blanche.

D. LES CAVITES DU KASTRO

Cette zone se situe dans la partie orientale du plateau au N et au NE du Mt. Kastro (alt. 2218 m), lourd sommet dominant à l’Ε les ouvalas et micropoljés d’Agrimokefala et le poljé d’Askifos.

Ce secteur, très spectaculaire par sa morphologie défoncée par de multiples puits fissures et de profonds couloirs, a fait l’objet d’une expédition spéléologique française gardoise (C.D.S. Gard, 1983) à la suite d’une première reconnaissance en 1981 (FABRE et MAIRE, 1983). 150 cavités ont été explorées dont cinq atteignent ou dépassent la cote-100 m.

Plus aisée que sur la zone du Mavro Skiadi, l’accès s’effectue par Askifos, puis par un chemin carrossable grimpant jusqu’à 1000 m d’altitude. De 1 à 3 h de marche sont nécessaires pour atteindre la zone du col N du Kastro (ait. 1800 m) en passant par les profondes dépressions de Kako Kasteli où la karstification de surface atteint un degré exceptionnel par l’ampleur des phénomènes.

1. Le gouffre P260 (fig. 85)

- Altitude : 1840 m.

- Dénivellation : - 260 ; indice de verticalité : 0,99.

- Développement : 350 m environ ; extension : 40 m.

- Accès : la cavité se situe sur les pentes N du Mt. Kastro juste au-dessus du col N. C’est la cavité importante la plus élevée de ce secteur.

- Historique : le gouffre est exploré et topographié en septembre 1982 par l’expédition française gardoise (C.D.S. Gard, 1983).

- Equipement : P 260 m (cordes : 90 m, 140 m, 60 m).

- Observations : c’est le gouffre le plus profond de la zone du Kastro. Il s’ouvre par un orifice de 5 à 8 m de diamètre. En réalité, il s’agit d’un puits unique de 260 m encombré à-160 m par de grands blocs coincés. A cette cote, il présente une section elliptique (faille). Le fond est colmaté par un plancher de cailloutis ; aucune ventilation sensible n’a été détectée dans la cavité.

2. Le gouffre KA18

- Altitude : 1400 m.

- Dénivellation : -121 m ; indice de verticalité : 1.

- Développement : 150 m ; extension : 35 m.

- Accès : le KA18 s’ouvre sur le versant NE du Kastro, 500 m au sud du point coté 1384 m (Kako Kasteli), soit à 2 h de marche depuis le terminus de la route de terre.

- Historique : le gouffre est exploré et topographié en août 1982 par l’expédition spéléologique gardoise (C.D.S. Gard, 1983).

- Equipement : P25 m (corde 30 m), P85 m (corde 90 m), R5 m.

- Observations : l’entrée de 10 m x 4 m donne sur un grand puits de 110 m marqué par un palier à - 25m. La base, d’un diamètre de 10 m, est occupé par un gros névé (névière). Sur le côté, on observe une cheminée concrétionnée. La cavité se poursuit dans un conduit axé sur une fracture et aboutit sur un colmatage éboulitique à - 121 m.

3. Le gouffre KA27

- Altitude : 1600 m.

- Dénivellation :-101 ; indice de verticalité : 1.

- Développement : 125 m ; extension : 20 m.

- Accès : il se situe vers 1600 m d’altitude et 1 km à l’Ε du col N du Kastro à proximité d’une citerne construite par les bergers.

- Historique : la cavité est explorée et topographiée en août 1982 par l’expédition spéléologique gardoise (C.D.S. Gard, 1983).

- Equipement : P70 m + 20 m (corde 100 m)

- Observations : il s’agit d’un vaste puits de 90 m de 10 à 15 m de diamètre façonné dans la dolomie. Il est occupé entre - 70 m et - 101 m par une glacière dynamique importante qui obstrue la suite du puits et dont le volume visible est estimé à plus de 1000 m3.

4. Le gouffre M100

- Altitude : 1750 m.

- Dénivellation : - 100 m ; indice de verticalité : 1.

- Développement : 130 m ; extension : 25 m.

- Accès : la cavité se situe à 100 m de l’entrée du gouffre P260, pratiquement au niveau du col N du Kastro.

- Historique : le gouffre est exploré et topographié par l’expédition spéléologique gardoise en septembre 1982 (C.D.S. Gard, 1983).

- Equipement : P100 m (corde 120 m).

- Observations : ce vaste puits mesure 20 à 30 m de diamètre à partir de - 30 m. Le fond, large de plus de 25 m, est occupé par une glacière dynamique haute de 25 m.

5. Le gouffre D100

- Altitude : 1350 m.

- Dénivellation : - 100 m ; indice de verticalité : 1.

- Développement : 140 m ; extension : 20 m.

- Accès : le gouffre se situe non loin du KA18, 600 m à l’W du point coté 1384 m (Kako Kasteli).

- Historique : le gouffre est exploré et topographié par l’expédition spéléologique gardoise en septembre 1982 (C.D.S. Gard, 1983).

- Equipement : P 40 m + P40 m (cordes : 80 m et 40 m) -Observations : la cavité est encombrée de blocs dans les quinze premiers mètres. Deux puits de 40 m aboutissent à-100 m sur un plancher d’éboulis et d’argile terreuse.

Figure 86 : Plan de la grotte Dracolaki située sur le versant S des Levka Ori, au-dessus d’Anapolis. (topographie d’après le Sheffield University Speleological Society, 1982).

Figure 87 : Coupe schématique de la grotte-gouffre Tzani qui est le ponor pénétrable du poljé d’Omalos. (d’après le croquis d’exploration de la MJC de Romans, 1965).

E. LES CAVITES DU PLATEAU CENTRAL ET DE LA BORDURE SUD

Ce secteur élevé se situe généralement entre 1900 et 2400 m dans la partie centrale et méridionale du plateau sommital, en gros entre le Pachnès (culmen : 2453 m) à l’W et le Mt. Kastro (2218 m) à ΓΕ. Il a fait l’objet d’une expédition britannique en 1981 par le "Sheffield University Speleological Society" (GRUNDY, 1982) qui a exploré 120 cavités, dont 6 de plus de 100 m de dénivellation. Hautes surfaces trouées de dépressions au S du Pachnès et vallées sèches défoncées par d’imposants entonnoirs caractérisent cette partie des Levka Ori. L’accès se fait assez aisément par le S à partir d’une nouvelle route de terre ouverte au-dessus du village d’Anapolis et montant jusqu’à 1700 m d’altitude.

1. Le gouffre Defteroki Asma (AM5)

- Altitude : 1900 m.

- Dénivellation : - 209 m ; indice de verticalité : 0,88.

- Développement : 400 m environ.

- Historique : le gouffre est exploré et topographié en août 1981 par l’expédition britannique de Sheffield (GRUNDY, 1982).

- Accès : le gouffre se situe dans la vallée sèche d’Ammoutsera.

- Equipement : P29 m, P24 m, P21 m, P16 m, P12 m, P44 m, P16 m, P21 m

-Observations : cette cavité est caractérisée par une série de puits séparés par des étroitures et de petits conduits axés sur des diaclases. Vers - 50 m, des puits parallèles conduisent à - 206 m sur deux passages impénétrables.

2. Le gouffre Skismi Tou Krimatos (DOl)

- Altitude : 2020 m.

- Dénivellation : - 197 m ; indice de verticalité : 0,98 m.

- Développement : 350 m environ.

- Historique : le gouffre est exploré et topographié en août 1981 par l’expédition britannique de Sheffield (GRUNDY, 1982) Accès : la cavité se situe à 2020 m au S du sommet Dochi.

- Equipement : R20 m, P10 m, R 5 m, P8 m, P8 m, P17 m, P90 m, P35 m.

- Observations : l’entrée étroite donne accès à une fissure profonde de 20 m. Le gouffre se développe ensuite par un escalier de puits comportant notamment un puits de 90 m très vaste. Le puits terminal de 35 m est colmaté à sa base par des blocs. Vers - 29 m, un puits diaclase d’un mètre de large peut être descendu sur 100 m jusqu’à une obstruction de blocs (- 129 m). Ce phénomène indique l’importance de la décompression à l’intérieur du massif.

3. Le gouffre Merosomados (AM27)

- Altitude : 1950 m.

- Dénivellation : - 141 m ; indice de verticalité : 0,95.

- Développement : 150 m environ.

- Accès : la cavité se situe dans la vallée sèche d’Ammouretsa.

- Historique : le gouffre est exploré et topographié en août 1981 par l’expédition britannique de Sheffield (GRUNDY, 1982)

- Equipement : P91 m, P43 m.

- Observations : l’entrée longue de 8 m donne sur un puits de 91 m incliné dans sa première partie. Le puits terminal de 43 m est défendu par un étroit conduit sur diaclase. A - 141 m, un passage impénétrable est emprunté par un courant d’air soufflant.

4. La grotte Dracolaki (fig. 86)

X : 24° 03’E Y : 35° 15’05” N Z : 1140 m.

- Dénivellation : 175 m (-23 m, + 152 m) ; indice de verticalité : 0,30.

- Développement : 1750 m ; extension : 660 m.

- Accès : la cavité se situe à 1140 m sur le flanc S des Levka Ori, à 5 km au NE d’Anapolis, à l’extrémité d’un talweg sec (4 h de marche). L’entrée, haute d’un mètre à peine, s’ouvre au fond d’un amphithéâtre sur une pente raide à l’Ε d’un ravin.

- Historique : la grotte est explorée et topographiée en août 1981 par l’expédition britannique de Sheffield (GRUNDY, 1982)

- Equipement : plusieurs escalades sont à équiper : E8 m, E15 m, E7 m, E5 m, R6 m.

- Observations : cette cavité semi-active remonte jusqu’au carrefour dénommé "Milliways". Au NW, une galerie en diaclase se termine sur une faille impénétrable où souffle un courant d’air descendant. Au NE, la galerie épiphréatique "Ducki Lucki", agrémenté de bassins profonds, descend régulièrement sur 200 m de distance jusqu’au siphon "Huey". En hautes eaux, le gradient de mise en charge est de 39 m de sorte que l’eau remonte jusqu’au carrefour "Milliways" et se déverse dans le siphon "Dapper". La ventilation descendante dans les galeries "Drunkonarete" et "Oversight" est également sensible.

F. LES CAVITES DE LA REGION D’OMALOS

Cette zone se situe sur la bordure W du massif autour du poljé d’Omalos. Elle a été visitée à diverses reprises par des spéléologues grecs et étrangers en raison de l’accès facile.

La cavité la plus importante est la grotte gouffre Tzani s’ouvrant au niveau du ponor localisé à l’extrémité NE du poljé. Au S d’Omalos, sur le Volakias (alt. 2116 m) vers 1730 m, un gouffre de - 78 m a été exploré.Celui-ci est creusé dans la formation "Plattenkalk" ployé ici en anticlinal très redressé (pendage de 70°S) (MICHAUT, 1976). Sur le plateau semi-forestier (alt. 1250-1400 m) situé au N du poljé, aucune cavité notable n’a été découverte.

1. La grotte gouffre Tzani (fig. 87)

X : 3916,05 Y : 764,65 Z : 1040 m

- Dénivellation : - 281 m ; indice de verticalité : 0,4.

- Développement :> 1500 m.

- Accès : le porche d’entrée, large de 20 m et haut de 3 m, constitue le ponor principal du poljé d’Omalos ; il se situe à son extrémité NE, à moins de 5 mn de marche de la route.

- Historique : la grotte est explorée jusqu’à - 110 m en 1961 par des spéléologues d’Athènes. La même année, les spéléos de la M.J.C. de Romans continuent l’exploration jusqu’à - 200 m environ. Le fond de la cavité est atteint en août 1964 par la même équipe française (M.J.C. Romans, 1965).

- Equipement : prévoir 120 à 150 m de cordes.

- Observations : cette cavité semi-active se développe dans les calcaires et dolomies triasiques de teinte noirâtre.

Le réseau présente des marmites de géant et des parois concrétionnées dans les 100 premiers mètres car ce tronçon ne se met pas en charge en période de crue. Vers - 50 m, un lac peut se passer en canot. Par une lucarne et un puits de 50 m ( ?), on accède dans une grande salle haute de 70 m et longue de 150 m.

Les remplissages sablo-argileux sont abondants jusqu’au fond à - 281 m et notamment dans la salle du Mât où l’on observe un talus argileux haut de 10 m. Dans les parties basses, on note un "pourrissement" de la dolomie, celle-ci se désagrégeant par simple pression des doigts.

Après de fortes pluies, avant que le ponor ne fonctionne, un violent courant d’air sort de la cavité, l’air étant sans doute expulsé vers l’extérieur par la mise en charge du réseau inférieur (d’après M.J.C. Romans, 1965).

Annexe IV. Karst et activites humaines en crete

Dans cette île où l’activité rurale demeure encore dominante, le "déterminisme" naturel, particulièrement de type karstique, joue toujours un rôle non négligeable. Comme en Grèce continentale, les reliefs calcaires sont prédominants et constituent 70 % des montagnes. Les massifs de l’Ida et des Levka Ori forment de puissants horsts presque totalement inhabités au-dessus de 900-1000 m en raison de la quasi-absence de sources, de la rudesse du climat montagnard et des problèmes de communication. En revanche, les émergences périphériques ont commandé l’emplacement de la plupart des villages. Cependant, la structure géologique en "toit d’usine", dont les gradins s’abaissent au N vers la Mer de Crète, canalise les écoulements hypogée majeurs vers le littoral septentrional, d’où l’existence des Almyros, grosses exsurgences d’eaux saumâtres (contaminées par l’eau de mer) et inutilisables pour la consommation. En Crète, la pénurie en eau potable est donc un aspect pratique qu’il convient d’examiner.

A. ELEVAGE, SURPATURAGE ET PROBLEME DE L’EAU DANS LES MONTAGNES CALCAIRES

1. Distribution des pâturages

La Crète est vouée en grande partie à l’élevage ovin et caprin avec 51,06 % de la superficie totale, pour 39,67 % aux cultures, 4,24 % aux forêts et 5,03 % aux zones urbanisées et incultes. Les pâturages de moyenne et haute montagne représentent plus de 60 % des pâturages de l’île. Ces alpages appartiennent principalement au domaine public, c’est-à-dire aux communes, et parfois aux monastères, alors que les pâturages de basse altitude sont souvent privés. Pour l’ensemble de la Crète, la répartition du domaine rural est la suivante : 76,3 % aux communes, 23,7 % au secteur privé (d’après les données de l’AGRIDEV, 1965).

Certaines communes montagneuses, en raison de l’étendue des zones karstifiées non favorables, doivent louer des terres supplémentaires pour subvenir à la nourriture des troupeaux en payant à la commune voisine. En 1963, dans le Lassithi, FAURE (1964, p.217) signale que les pacages étaient encore loués selon l’ancien usage de la "nome", sorte de redevance en nature comprenant des fromages et des toisons.

2. Le semi-nomadisme

Des plaines côtières aux pâturages d’altitude, celui-ci n’a pratiquement pas changé depuis le Moyen-Age. Au-dessus de 900-1000 m d’altitude, le karst est occupé en été par les troupeaux et les bergers. Dans la partie W des Levka Ori, le poljé d’Omalos (alt. 1050-1100 m) est seulement habité pendant la belle saison ; une route asphaltée le relie avec Khania (La Cânée) au N.

Comme dans tous les karsts périméditerranéens, la transhumance vers les estives d’altitude débute tôt, généralement en avril, en raison du recul rapide des champs de neige. Sur le Mt. Ida, les bergeries sont souvent localisées à proximité de la route de terre Anogia-Nida et/ou de petites sources naissant au contact des affleurements phylliteux du sommet de la formation "Plattenkalk", eux-mêmes recouverts par les calcaires charriés de Tripolitza. Ces sources comme celles du Nida, de l’Axi Kefala ou de Vroulokambos (tabl. 10) débitent rarement plus de 0,5 à 1 l/s en mai et beaucoup moins en été ; elles alimentent des abreuvoirs dont l’existence est indispensable pour le bétail. Dans les hautes vallées sèches des Levka Ori, des citernes ont été construites pour le bétail. On estime la consommation d’eau à 2 m3/an par tête de bétail ; les réservoirs de 300 m3 construits depuis 20 à 30 ans permettent donc de subvenir l’été à des troupeaux de 300 bêtes (AGRIDEV, 1965).

Les bergeries, de forme circulaire, ont 6 m de diamètre et présentent des murs épais de pierres sèches afin de se protéger du vent violent, du froid en début ou fin de saison, mais aussi de la chaleur estivale ; ces constructions servent aussi de caves pour la fabrication du fromage de brebis, la fraîcheur constante et l’obscurité intérieure permettant une maturation correcte. Ces burons d’alpages sont préférés par les bergers aux grottes abris. FAURE (1964) indique que ces habitations sommaires ne sont pas antérieures à 1890, la plupart des anciennes bergeries ayant été reconstruites entre les deux guerres mondiales. Cette forme d’habitat, typique sur l’Ida et les Levka Ori, se retrouve sur le sommet du Mt. Kedros (1776 m) sous la forme d’une chapelle de pierres sèches de même architecture qui procède d’un phénomène d’imitation, mais il reste à savoir dans quel sens celui-ci s’est-il fait.

Les bergeries les plus hautes se situent entre 1600 et 1950 m d’altitude, mais des abris rudimentaires, notamment à l’entrée de cavités, peuvent être rencontrés au-dessus de 2000 m. La fabrication du fromage dans les alpages n’a guère évolué depuis le début du siècle. Les bestiaux sont parqués dans des enclos délimités par des murs de pierres surmontés de buissons épineux coupés et disposés comme protection. Une porte étroite laisse sortir les brebis une par une, d’où la possibilité de les traire au passage. De nouvelles routes de terre permettent aujourd’hui de rejoindre les pâturages d’altitude avec des véhicules. Cependant, le faible rendement, en partie imposée par des difficultés du contexte naturel et les traditions rurales séculaires, explique le coût de revient élevé du fromage en Crète, comme en Grèce continentale d’ailleurs. Cet élevage extensif, généralisé dans l’ensemble du bassin méditerranéen, n’est pas sans rappeler la pêche artisanale pratiquée sur les côtes crétoises et le coût exorbitant du poisson.

Ces activités, à la limite de l’économie de subsistance et de marché, sont entretenues en partie par le tourisme qui a contribué à relever les prix de vente. FAURE (1964, p. 217) signale que le vol de bétail était jusqu’en 1950 une pratique courante héritée de l’occupation ottomane ; en effet, depuis la fin du XVIII°S, le vol du bétail turc était considéré comme un fait honorable. Par la suite, de petites cavités de haute montagne, bien dissimulées, ont servi d’abris clandestins pour cuisiner et manger les agneaux dérobés, voire les bouquetins et les chèvres sauvages qui sont protégées actuellement par la loi grecque.

3. Le rôle néfaste des surpâturages

On peut se demander si l’élevage ovin et caprin, pratiqué depuis des millénaires, est le principal responsable de la dégradation de la végétation. Aujourd’hui, la forêt ne représente plus que 4,24 % de la superficie de l’île selon l’AGRIDEV (1965) ; BONNEFONT (1972) cite le chiffre de 1,5 %. Or l’exploitation intensive du bois, notamment pour les besoins de la métallurgie, a commencé dès l’Antiquité ; mais des dégâts considérables ont été infligés pendant la période historique avec les invasions arabes (élevage nomade à semi-nomade) et la domination vénitienne (incendies, coupes de bois pour la construction navale).

En 1700, sous la domination des Turcs, Pitton de Tournefort décrit le Mt. Ida comme "un vilain dos d’âne tout pelé" (in BONNEFONT, 1972). C’est sans doute à partir de cette époque que l’élevage et la pratique des brûlis ont donné le coup de grâce, en particulier entre 1000 et 1600 m où les conditions bioclimatiques sont rudes : aridité estivale, radiation intense, vent violent, forte évapotranspiration, support karstique très perméable, tempêtes de saison froide. Dans ce contexte, la destruction de la végétation a accompagné peu à peu celle de la couverture pédologique si bien que forêts et sols n’existent plus en Crète qu’à "l’état de souvenir" selon l’expression de BONNEFONT (1972).

Aujourd’hui, la destruction des pâturages se poursuit en raison du surnombre des bêtes. La réglementation en ce domaine paraît difficile, car la diminution du bétail n’est pas souhaitée par la population, ce qui entraînerait une baisse des revenus. Mais ce sont les pâturages de basse altitude qui ont le plus souffert puisqu’ils sont utilisés toute l’année contrairement à la haute montagne qui demeure inoccupée pendant 5 mois à cause du froid et de la neige. On ne peut donc envisager de rotation éventuelle des pacages que sur les basses terres, mais cela tient du défi face aux traditions séculaires. Le développement de l’élevage des agneaux en stabulation pour la production de viande pourrait diminuer le surpâturage (AGRIDEV, 1965). En fait, seule une politique à long terme pourrait peut-être améliorer la situation. A cet égard, il suffit de penser à la possibilité d’éradication de certaines plantes indésirables ; c’est le cas de Poterium spinosum, petit buisson épineux, très répandu en basse et moyenne montagne, ici et dans toute la Méditerranée orientale, et qui résulte directement des surpâturages historiques.

4. Le problème de l’eau dans les villages

Si les agglomérations importantes de Khania, Rethymnon et Héraklion sont assez bien approvisionnées en eau (forages dans les plaines alluviales proches), en revanche, de nombreux villages localisés à la périphérie des hauts massifs calcaires connaissent des problèmes, d’autant plus que les plus grandes sources karstiques, les Almyros, sont saumâtres. On distingue :

- les villages qui n’ont pas de source d’eau potable à proximité ;

- les villages qui ont une source insuffisante, en particulier l’été ;

- les petites villes qui n’ont pas de distribution domestique.

L’impact des découvertes spéléologiques sur la population mérite d’être signalé. Ainsi, dans le massif du Strombolo, au NE de l’Ida, la découverte durant l’été 1977 par les spéléos français d’un écoulement souterrain dans la grotte-ponor d’Astiraki vers - 130 m a été accueillie avec joie par les habitants car l’alimentation en eau est ici très précaire. J-P. BEAU (1978) souligne que l’approvisionnement du village en eau potable nécessite le renfort d’un camion-citerne venant d’Héraklion car la source locale à un débit très insuffisant en été. Cependant le captage en profondeur est problématique car le ruisselet est pollué par les égouts du village et son débit estival ne dépasse pas 1 à 5 l/mn.

En altitude, sur le plateau de l’Axi Kefala au NE du poljé du Nida, les spéléos anglais ont découvert en 1984 une petite rivière souterraine vers - 120 m dans le gouffre de Mithia Kabathura. HITCHEN (1985) relate que la nouvelle de l’eau s’est répandue comme le feu à travers le village d’Anogia. Quelques jours plus tard, toute l’équipe était invitée par le maire et la population. Il en a été de même lors des découvertes ultérieures faites par les spéléos français du GRESPA VI de 1986 à 1990.

Cette insuffisance d’approvisionnement en eau dans de nombreux villages du karst crétois, en particulier pendant les années où la saison sèche s’étend sur sept à huit mois, fait naître, comme l’a observé BONNEFONT (1972), l’inquiétude et les récriminations. La construction de réservoirs importants pourrait permettre de mieux contrôler la distribution de l’eau en été, mais le coût des gros ouvrages n’est pas à la portée de toutes les communes.

B. LA NON POTABILITE DES ALMYROS ET LES POSSIBILITES D’EXPLOITATION

Les Almyros de Crète et de Grèce, de même que les sources littorales saumâtres du pourtour méditerranéen, ont beaucoup fait parler d’eux depuis des siècles. Au XVI° S., BELON DU MANS (1554, in PLATAKIS, 1973) décrit déjà les singularités de l’île de Crète et signale "qu’il y a quelques endroits en Crète, où croissent les palmiers, tant grands que petits, et principalement le long d’un rivage ou ruisseau, qui sort d’une fontaine ou abisme d’eau salée, que les Crêtes nomment en leur vulgaire Almyro". Au XIX° S., RAULIN (1860) publie un article sur les Almyros de Crète. Plus tard, les études se succèdent, mais on constate souvent que les difficultés d’exploitation sont grandes (BREZNIK, 1973).

En effet, la présence de ces grandes sources karstiques littorales, polluées par l’eau de mer, constitue un défi technique si bien que l’on observe cette situation paradoxale d’une pénurie en eau potable dans des régions où les précipitations annuelles sont pourtant suffisantes. Le cas de L’Almyros d’Héraklion est frappant : avec son débit important (Q = 8 m3/s) entretenu par le karst d’altitude et soutenu en été grâce aux réserves de l’aquifère noyé, cette émergence aurait pu subvenir aux besoins en eaux douces et potables de l’agglomération d’Héraklion (habitations, industries) et de l’arrière-pays (irrigation).

Entre 1968 et 1971, une étude hydrogéologique a été effectuée sur l’Almyros dans le cadre d’un projet commun entre le gouvernement grec et la F.A.O. portant sur les "ressources en eau et leur exploitation pour l’irrigation en Crète orientale". Autrefois, le déversoir de l’émergence était utilisé par un moulin. Dans les années 1960, BURDON et PAPAKIS (1964) et BREZNIK (1968) ont envisagé la possibilité de relever le niveau du lac d’entrée. En effet, pour lutter contre les intrusions marines en zone de nappe, on sait qu’il faut reconstituer une charge hydraulique suffisante de l’eau douce sur l’eau salée. Cependant, en 1971, la construction d’un petit barrage relevant le niveau de 8 m n’a absolument pas modifié le régime des teneurs en chlorures. Cet échec complet n’est pas surprenant car l’analyse hydrogéologique montre que l’aquifère karstique noyé est de très grandes dimensions et que les réserves dynamiques, sans doute stockées en grande partie dans la zone saturée inférieure, sont de l’ordre de 180 million de m3

.Dans le rapport d’expertise, MIJATOVIC (1979) souligne la nécessité de connaître les modalités exactes de la contamination marine par une étude hydrogéologique et géophysique complète, et ceci avant tous travaux préalables. Des sondages électriques sont donc indispensables à réaliser pour déterminer le toit des calcaires situés sous les dépôts néogènes du bassin d’Héraklion : en effet, il est probable que l’invasion de l’eau de mer s’effectue sous le remplissage tertiaire par l’intermédiaire d’un réseau de fissures et de chenaux en connexion directe avec le fond marin car on est en présence d’un système de conduits qui remonte à la grande régression fini-miocène. En fonction des résultats des sondages, des forages de reconnaissance pourraient permettre d’atteindre le toit des calcaires dans la zone alluviale localisée entre la mer et l’Almyros, et à l’Ε dans la plaine d’Héraklion. D’autres forages dans le plateau karstique de Keri pourraient aboutir à l’étude des propriétés physiques des calcaires de Tripolitza : fissuration, degré de perméabilité (essais Lugeon), et déceler éventuellement l’écoulement souterrain. De plus, l’installation de piézomètre et l’analyse régulière des teneurs en chlorures doit mettre en évidence les relations possibles entre la nappe et l’aquifère karstique.

◊ Remèdes envisagés : comme le souligne MIJATOVIC (1979), il paraît difficile de capter l’eau douce par forage utilisant des puits de grand diamètre car l’écoulement karstique se produit dans des chenaux qu’il est actuellement impossible de situer. Un captage par galeries drainantes, procédé très connu, est par contre beaucoup plus adapté pour ce type de karst car on intercepte plus aisément les différents conduits et fissures aquifères se développant au-dessus de la zone contaminée. MIJATOVIC (1979) signale que ce système fonctionne avec succès pour plusieurs émergences de la côte dalmate. Le captage direct de la rivière souterraine, donc du drain majeur, avant sa contamination n’est possible que si l’on a pu la localiser avec précision. A cet égard il ne faut pas négliger la prospection spéléologique en siphon.

C. L’APPORT DES DOCUMENTS HISTORIQUES SUR LA CRETE ET LE KARST CRETOIS

1. Les relations de voyages remontant à l’Antiquité

Les auteurs antiques parlent de la Crète à diverses reprises. Dans sa "Géographie" (t. IV), Strabon la décrit comme une île "montagneuse et boisée" (in BONNEFONT, 1972). Pour la grotte du Nida située au pied du Psiloritis et que l’on interprète communément comme " l’antre de Zeus", Platon retrace l’itinéraire menant de Cnossos à la cavité : "en avançant nous trouverons dans les bois consacrés à Zeus des cyprès d’une hauteur et d’une beauté admirable, et des prairies où nous pourrons nous arrêter et nous reposer " (Les Lois, livre 1/625 h, in BONNEFONT, 1972).

Dans la traversée maritime mouvementée qui conduisit St. Paul de Palestine à Rome en l’an 59-60, des indications climatiques intéressantes sont données sur la Crète et notamment sur la nature et la puissance des vents en hiver (Actes des Apôtres, chap. 28-29). Parvenant péniblement jusqu’en Crète à cause des "vents contraires", sans doute de secteur W, le navire longea la côte S avec peine jusqu’à "Beaux-ports" situé au pied du massif de l’Asteroussia. "Comme le port n’était pas commode pour hiverner", ils décidèrent de se rendre à "Phenice" au pied des Levka Ori (probablement l’actuel Chora Sfakion). "Et comme le vent du midi soufflait doucement, pendant qu’ils étaient venus à bout de leur dessein, ils levèrent l’ancre et côtoyèrent de près l’île de Crète. Mais un peu après, le vent orageux, appelé Euroclydon, descendit violemment de l’île. Et le navire étant emporté et ne pouvant tenir contre le vent, nous le laissâmes aller à la dérive et fûmes emportés".

Deux semaines plus tard, ils firent naufrage sur le rivage de Malte. Ce témoignage demeure un document sur les méthodes de la navigation antique et les conditions climatiques en Méditerranée orientale.

2. Les relations de voyage pendant la période historique

Depuis la fin du Moyen-Age, au cours de périples vers le Levant, plusieurs voyageurs relatent les particularités karstiques de la Crète. En 1554, Belon du Mans décrit déjà le grand poljé montagnard du Lassithi situé dans le massif du Dikté :

"L’une des choses de Crète que j’ai trouvé plus mémorable est une plaine nommée Sethi, et Lasti de moult grand estendue sur la summité des hautes montaignes... La terre en est labourable, ou il croist grandes quantité de bleds... Ce qui faict que ladicte plaine soit si fertile est Veau des ruisseaux qui descendent des colines, dont elle est environnée de toutes parts" (in PLATAKIS, 1973). Comme nous l’avons vu (supra), il signale aussi les sources saumâtres ou Almyros.

Le Mt. Ida est décrit par plusieurs auteurs car c’est dans ses flancs que devait s’ouvrir la grotte labyrinthique légendaire où Minos, fils de Zeus, enferma le monstre Minotaure. Le botaniste français Pitton de Tournefort, en 1700, dépeint avec précision une vaste cavité :

"Ce lieu si célèbre est un conduit souterrain en manière de rue, lequel par mille détours pris en tous sens... parcourt tout l’intérieur d’une colline au pied du Mt. Ida du côté du midi, à trois milles des ruines de Gortyne" (in PLATAKIS, 1973).

Au XIX° S, RAULIN (1869) montre que ce labyrinthe est en réalité une ancienne carrière souterraine, explication confirmée au même moment par Brimage Spratt ("Travels and researches in Crète", London, 1865, in PLATAKIS, 1973). Pitton de Tournefort a pourtant la mentalité d’un spéléologue et son raisonnement sur le karst de l’Ida est instructif pour l’époque :

"On trouve dans l’Isle beaucoup de cavernes et la pluspart des rochers, surtout ceux du Mt.Ida, sont percez à jour par des trous à y fourrer la tête : on y voit plusieurs abymes profonds et perpendiculaires : pourquoi n’y aurait-il pas des conduits souterrains horizontaux ? surtout dans les lieux où les bancs de pierre sont assis horizontalement les uns sur les autres" (in PLATAKIS, 1973).

L’Anglais Popocke, en 1739, dépeint le poljé d’Omalos, dans les Levka Ori, en des termes intéressants : "Sur le sommet des montagnes d’Omala, il existe une large vallée, comme le fond d’un lac, dont le nom est Omala et provenant sans doute du mot grec signifiant plaine... Sur la carte d’Homan, il est appelé "Lago Omalo", car en hiver l’eau forme de petites mares dans plusieurs creux de la plaine, cette dernière servant de pâturage pour les moutons" (in PLATAKIS, 1973, texte traduit en français).

Ce témoignage préfigure la description de BONNEFONT (1973, p. 319) : "La partie la plus basse du poljé se trouve à son extrémité occidentale... En hiver, un petit lac se forme à cet endroit et il est probable qu’il avait une plus grande extension jadis, avant que les hommes n’aient cherché à limiter l’inondation par un meilleur entretien des ponors d’évacuation".

3. Les travaux de Victor RAULIN

De même que Philippson est le premier a avoir débrouillé la géographie et la géologie du Péloponnèse entre 1890 et 1898 (in THIEBAULT, 1982 et FLEURY, 1980), RAULIN (1869) est aussi le premier a avoir entrepris une synthèse sur la géographie physique de la Crète. Dans sa thèse, BONNEFONT (1972) souligne la qualité de ses descriptions. Sur le karst et les cavités, Raulin consacre de multiples pages. Il revient sur l’historique des recherches du fameux labyrinthe de Gortyne situé au pied de l’Ida, mais également sur l’occupation humaine de multiples grottes. Ainsi, "les cavernes habitées d’Omalos, figurées sur les cartes du XVI° siècle, n’étaient sans doute que des celliers analogues à ceux qui existent aujourd’hui" (RAULIN, 1869, p. 372).

D. L’HOMME ET LES CAVITES D’ALTITUDE

Dans son ouvrage sur "les fonctions des cavernes crétoises", FAURE (1964) montre que les cavités fréquentées par l’homme sont rares au-dessus de 1100 m et exceptionnelles au-dessus de 1500 m. Sur le flanc S du Dictée (Mt. Psari Madara, 2141 m), une grotte a servi d’abri ; celle-ci est barrée par un mur de pierres sèches que Faure (p. 22) attribue à la deuxième période byzantine de la Crète (961-1204) et consacrée à la Transfiguration du Christ. Cette grotte chapelle, mentionnée dès 1343 sous le nom de "la glesia de Psiloriti", sert de lieu de pèlerinage pour les villages proches de Mallées, Pevkos et Amyra.

Les glacières et névières de haute montagne ont dû être utilisées occasionnellement, soit par les bergers, soit par les populations réfugiées dans la montagne en période de guerre. Dès le XVIII°S, Popocke signale et décrit des glacières sur les crêtes du Psiloritis.

Autour du poljé du Nida, des abris sous roches ou des entrées de vieilles cavités sèches servent de bergeries. Faure (p. 24) a bien souligné l’occupation des grottes liée au rythme pastoral, en distinguant :

- les grottes d’été (ou d’altitude) qui servent d’abris durant la belle saison ; elles sont toujours situées à proximité d’un point d’eau et du lieu de pacage ;

- les grottes d’hiver (ou de basse altitude) qui jouent un rôle de bercails. Les habitants d’Anogia, au N de l’Ida, envoient ainsi leurs troupeaux plus bas, entre Héraklion et l’Almyros. Il en est de même dans le Lassithi où les troupeaux transhument l’hiver vers les basses péninsules riches en cavités karstiques et en grottes marines.

Les fouilles archéologiques les plus importantes effectuées en altitude sont celles de la grotte du Nida ou Ideon Antron, connue aussi sous le nom d’Antre de Zeus. Située au pied du Psiloritis à 1538 m d’altitude, au-dessus du poljé du Nida, cette cavité de montagne est la plus anciennement connue en Crète en raison de son rôle de caverne de culte. Les fouilles, représentant plus 2000 m3 de déblais, ont mis à jour des lances et boucliers en bronze, des trépieds, des bassins et autres objets qui attestent la réalité d’un culte rendu autrefois aux Courètes durant la période postminoenne (FAURE, 1964, p. 99-109). Les fouilles ont été reprises avec soin dans les années 80.

E. LE ROLE DE LA MONTAGNE ET DES GROTTES-REFUGES DURANT LES PERIODES DE GUERRE

Depuis le IX°S, date de la soumission de la Crète par les Arabes, le peuple crétois a été maintes fois persécuté. FAURE (1964) s’est d’ailleurs demandé comment les habitants ont fait pour survivre à tant de massacres et de razzias. Tout porte à croire que leur survie a tenu à la nature très montagneuse du pays, à ses profonds pharangis et ses nombreuses cavernes cachées. FAURE (1964, p. 210) rapporte cette phrase diverses fois entendues sur le plateau du Lassithi, dix ans après l’occupation allemande : "si nous n’avions pas eu nos cavernes, au cours des siècles, nous ne serions plus ni libres, ni vivants".

Dans toute la péninsule hellénique et les îles égénennes, la montagne a servi de receptacle et de refuge aux divers mouvements de résistance contre l’oppression ottomane depuis le XVème S. C’est après une guerre d’indépendance de plus de dix ans que la Grèce devient indépendante en 1832. Mais en Crète, le recul des Turcs est plus lent ; l’île devient autonome en 1897, puis rattachée à la Grèce en 1913. Durant la longue occupation turque, la Crète est soumise à une oppression apparemment plus dure que dans le reste de la Grèce ; cela tient sans doute au territoire plus exigu et au nombre important des Turcs.

BRUNET DE PRESLES et BLANCHET (1860, p. 459) témoignent que seuls les habitants de Sfakia (secteur de Chora Sfakion et d’Anapolis), au pied de l’immense muraille S des Levka Ori, échappaient à "cet odieux régime", protégés par le relief escarpé et ses pharangis. Le 30 juin 1821, devant les excès des Turcs, les Sphakiates prennent les armes et se joignent aux habitants de plusieurs villages, ce qui aboutit au siège de Khania par les Crétois ; ainsi débute la guerre d’indépendance en Crète. En novembre 1822, les troupes ottomanes tentent d’affamer les Crétois réfugiés sur le massif enneigé de l’Ida en ravageant la basse vallée du Mylopotamos. Le même hiver 1822-1823, sur le Lassithi, les habitants doivent se réfugier dans les cavernes qui bordent le grand poljé de Tzermiadès (Lassithi).

FAURE (1964) fait la distinction entre grottes de paix et grottes de guerre. Les cavités situées à proximité des villages et des ports ont été pillées au cours des invasions à cause de leur proximité ; elles servaient uniquement d’étables, de celliers, voire de cimetières. Ceci a poussé les Crétois à se réfugier en temps de guerre dans les montagnes, au flanc des gorges abruptes ou dans des cavités plus éloignées. Toutefois, les cavités de haute montagne, au-dessus de 1600-1800 m, ont très peu servi à cause de l’éloignement et des conditions naturelles trop sévères. Par contre, certaines grottes-refuges peu éloignées ont été le théâtre d’événements funestes pendant la guerre d’indépendance. RAULIN (1869) rappelle l’histoire de la grotte de Melidhoni, située au N de l’Ida dans le massif du Kouloukounas (Talea Ori) ; en septembre 1822, 300 habitants chrétiens s’y réfugièrent avec de nombreuses provisions. Bien mal leur en prit, car ils furent enfumés par les Turcs et périrent tous asphyxiés. D’autres exemples tragiques sont cités par RAULIN (1869) ou par SPRATT (1853, in PLATAKIS, 1973). Durant la deuxième guerre mondiale, de 1941 à 1944, la résistance contre les Allemands s’est à nouveau organisée sur les hauts massifs calcaires, profitant des défilés et des grottes. Mais les Allemands n’hésitèrent pas à parachuter des troupes en altitude, comme sur les poljés du Lassithi et du Nida.

Table des illustrations

Légende Figure 55 :Situation des hauts karsts crétois : Idhi Oros (Mt. Ida), Levka Ori (Montagnes Blanches), Dikti OrosLassithi (Mt. Dikté-Lassithi).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11126/img-1.jpg
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Légende Figure 56 : Litho-stratigraphie des unités tectoniques de Crète (d’après BONNEAU, 1977). Les karsts de l’Ida et des Levka Ori se situent dans les puissantes séries carbonatées de la zone de l’Ida (calcaires en plaquettes) et dans les calcaires de la nappe de Tripolitza.NB : Noter la position de la nappe des Phyllades sur la zone de l’Ida (décapage sur la bordure W des Levka Ori) ainsi que la couche de phyllites ("Couches de Kroussonas" de l’Oligocène inf.) au sommet de la série des calcaires en plaquettes.
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Légende Figure 57 : Carte structurale de la Crète (d’après BONNEAU, 1976). 1. Néogène et Pléistocèue. 2. Ophiolites. 3. Nappe de l’Asteroussia. 4. Nappe de Mimou. 5. Nappe d’Arvi. 6. Nappe de Pinde-Ethia (a.Calcaires et radiolarites : Trias-Eocène inf. ; b. Flysch éocèue). 7. Nappe de Tripolitza (a. Phyllades ; b. Calcaires : Trias-Lutétien ; c. Flysch). 8. Autochtone relatif : zone de l’Ida (a. Calcaires à Fusulines : Permien ; b. Dolomies ; c. Calcaires en plaquettes ; d. Couches de Kalavros : Oligocène inf. ?).
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Légende Figure 58 :Coupe géologique schématique N-S de la Crête à la hauteur du Mt. Ida (d’après BONNEAU, 1973). De 1 à 8, même légende que la fig. 57. 9. Gypses. 10-11-12-13. Contacts des nappes de l’Asteroussia (10), d’Arvi (11), du Pinde-Ethia (12), de Tripolitza (13).
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Légende Photo 49 : Dolomie noire des Levka Ori (échantillon C3/R). Dolomitisation primaire des récifs, faciès dolosparitique (photo gramme de lame mince en lumière polarisée/LP). Porosité mesurée : 3,65 %.
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Légende Photo 50 :Dolomie blanche des Eevka Ori (échantillon C2/R). Intradolosparite avec fissuration postérieure (photogramme de lame mince en LP). Porosité mesurée : 1,30 %.
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Légende Photo 57 : Calcaires eu plaquettes ("Plattenkalk") à lits de quartzite. Mt. Ida, plateau de l’Axi Kefala, entrée de gouffre explorée jusqu’à - 60 m.
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Légende Figure 59 :Carte morphostructurale du Mt. Ida (fond géologique inspiré de BONNEFONT,Ί972).1. Néogène marno-calcaire.2. Flysch.3. Calcaires en plaquettes ("Plattenkalk").4. Calcaires de Tripolitza.5. Schistes métamorphiques.6. Ophiolites.7. Escarpement de faille normale.8. Axe anticlinal.9. Principaux cônes de déjection consolidés et entaillés (Messinien probable).10. "Pharangis" (canyons) associés aux cônes de déjection.
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Légende Photo 52 :Crypto-karstification des calcaires en plaquettes sous épaisse couverture d’altérites (coupe de la route montant au poljé du Nida, alt. 1200 m). Les lits de quartzite s’altèrent et se transforment en poudre blanche par dissolution du ciment siliceux.
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Légende Photo 53 :Vue générale de la surface karstique fondamentale héritée du Miocène : plateaux de l’Axi Kefala et de la bordure orientale de l’Ida (Koudhouni...) entre 1500 et 1800 m d’altitude, calcaires blancs de la nappe de Tripolitza.
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Légende Photo 54 : Poljé du Nida au pied de l’escarpement N du Psiloritis (alt. 1343 m). Au fond, relief de l’Alikadhano (1767 m) dans les calcaires, dolomies et brèches tectoniques de la nappe de Tripolitza.
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Légende Figure 60 :Ancienne vallée pré-quaternaire désorganisée par la karstification (au SE du poljé du Nida, carte h.t.). Succession d’ouvalas, paléo-cavités recoupées...
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Légende Figure 61 :Géomorphologie du secteur sommital du Mt. Ida. La droite A-B représente le tracé de la coupe de la figure62).1. Sommet, ligne de crête. 2. Col. 3. Calcaires en plaquettes ("Plattenkalk”). 4. Ecoulement temporaire. 5. Moraine frontale. 6. Moraine de névé. 7. Cirque glaciaire. 8. Cirque nival. 9. Niche et petit cirque de nivation. 10. Roches moutonnées. 11. Cône fluvio-glaciaire. 12. Matériel morainique épars. 13. Eboulis. 14. Brèche de pente pré-würmienne. 15. Dépression karstique. 16. Butte karstique. 17. Vallon nivokarstique (en V et en berceau). 18. Vallon nivo-karstique à fond plat. 19. Couloir d’avalanche. 20. Canyon.
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Légende Photo 55 : Le vallum morainique du flanc N du Psiloritis, le seul découvert en Crète. Front à 1945 m témoignant d’une limite des neiges permanentes würmienne vers 2200 m en ubac.
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Légende Figure 62 :Coupe schématique du versant N du Psiloritis avec son relief glaciaire (tracé fig. 61).
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Légende Figure 63 :Grotte ANG/231, cavité recoupée par la tranchée de la route Goniès-Anogia (alt. 700 m). Spéléothèmes anciens et érodés, terre brune et bois provenant de l’érosion et du soutirage d’un sol brun forestier (déforestation historique). 1. Coupoles de plafond (creusement initial en régime noyé). 2. Planchers stalagmitiques blanc crème. 3. Coulées stalagmitiques orangées. 4. Terre brune meuble et fragments de bois.
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Légende Figure 64 :Cavité ANG/241 recoupée transversalement par la tranchée de la route de Nida (alt. 1260 m).Cette ancienne grotte concrétionnée, fossilisée par de la brèche climatique (éboulis consolidé), est en relation avec la surface karstique fondamentale datant du Néogène. 1. Végétation dégradée (coussins épineux).2. Sol brun-rouge colluvionné.3. Même sol que (2) descendu après l’élargissement de la route.4. Coulée stalagmitique blanche.5. Brèche climatique à éléments centimétriques. 6. Calcaires en plaquettes.
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Légende Photo 56 :Paléocavité recoupée par la route menant au poljé du Nida (grotte AK/234, montée de l’Axi Kefala, alt. 1280 m). La grotte est fossilisée par un massif stalagmitique compact, à pollution pédologique ocre-rouge, présentant de gros cristaux en épis. Ces vieux spéléothèmes pré-quaternaires jalonnent la surface fondamentale miocène. Contexte : calcaires en plaquettes.
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Légende Photo 57 :Autre paléocavité recoupée par la coupe de la route (grotte AK/239, eu descendant du plateau de l’Axi Kefala sur le poljé du Nida, alt. 1450m).Important massif stalagmitique se poursuivant jusqu’à la surface du karst et infiltration des altérités.
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Légende Photo 58 :Dans le gouffre TT1 (- 100 m) exploré en 1979 sur le plateau de l’Axi Kefala (alt. 1550 m). Large puits de 80 m sur faille dans les calcaires en plaquettes à lits de quartzite.
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Légende Photo 59 : Photogramme de lame mince en LP (échantillon Ci/1C). Stalagmite ancienne prélevée dans la paléo-cavité recoupée AK/239 (photo 57). Calcite columnaire (palissadique) légèrement polluée dans les coins intercristallins en V.
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Légende Photo 60 :Echantillon Ci/3C : microphoto de lame mince (x 1100, lumière naturelle/LN).Stalactite ancienne prélevée dans une paléo-cavité recoupée à la surface de l’Axi Kefala (alt. 1500 m). Niveau de pollution pédologique brun-rouille dans calcitemicrosparitique.(cliché S. POMEL-R. MAIRE).
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Légende Photo 61 :Echantillon Ci/1C : microphoto de lame mince (x 1100, en LN). Stalagmite prélevée dans la paléo-cavité AK/239 (photo 9 et 11).Discontinuités intercristallines piégeant des éléments détritiques (grains d’argile, quartz...) ; la pollution est contemporaine de la cristallisation columnaire.(cliché S. POMEL-R. MAIRE).
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Légende Photo 62 : Ciment brique d’origine volcanique (échantillon ANG/238, Axi Kefala, alt. 1450 m). Ce remplissage rythmé a été piégé dans l’ancien karst de la surface fondamentale, puis recoupé au cours du Plio-Quaternaire. On le retrouve dans l’ensemble des karsts crétois à toute altitude.
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Légende Photo 63 : Ciment brique prélevé à 2200 m sur le Psiloritis (échantillon CH4R). Photogramme de lame mince en LP. On observe une légère zonation (sédimentation) et la présence de multiples grains rouges et noirs d’origine pédologique. La pollution volcanique n’est visible que dans la fraction fine (8 % de silice à l’analyse). Plasma carbonaté microcristallin, porosité mesurée de7 %.
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Légende Photo 64 :Idem photo 15, microphoto de lame mince (x 430, en LN). Sont bien visibles les grains rouges d’origine pédologique. La pollution volcanique est représentée dans la fraction fine (5-30 µm) par du verre vésicule, de Volivine, du feldspath automorphe (peu visible sur photo N/B).(cliché R. MAIRE-S. POMEL).
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Légende Photo 65 :Le pharangi de Vorizia qui entaille l’escarpement S de l’Ida était alimenté par le bassin du Nida (actuel poljé du Nida). Au premier plan, cône de déjection consolidé mono-génique.
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Légende Photo 66 : Le cône de déjection de Vorizia a été recoupé sur 40 m de profondeur au débouché du pharangi. L’âge fini miocène de cette formation, en relation directe avec l’épisode de creusement, est mieux démontré pour les cônes de déjection des Levka Ori (photo 70).
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Légende Photo 67 : Fragment de tablier de brèches surplombant l’Almyros d’Héraklion (échantillon AH/230). Formation très consolidée : clasts noyés dans un plasma carbonate microcristallin ou travertineux, pollutions diverses (débris de sols, de spéléothèmes, de schistes et de calcaires), puis infiltré de fer par une phase de pédogenèse. L’ensemble atteste l’ancienneté du dépôt.
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Légende Figure 65 : Carte hydrogéologique du massif de l’Ida. 1. Aire d’alimentation de l’Ida (7.3 % environ sont drainés par l’Almyros d’Héraklion). 2. Ophiolites du bassin de Goniès. 3. Emergences principales. 4. Zones d’alimentation des sources. 5. Isohyètes (mm/an). 6. Isohypses (m).
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Légende Figure 66 :Hydrogramme de l’Almyros d’Héraklion de septembre 1970 à août 1971 (débits moyens mensuels : ligne noire continue) (d’après les données de la FAO, in BREZNIK, 1973) et diagramme ombrothermique de la station d’Anogia/alt. 721 m (ligne en tiretés) (d’après les données de BONNEFONT, 1972).
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Légende Photo 68 :L’Almyros d’Héraklion, source vauclusienne d’eaux saumâtres, émerge à l’altitude de + 2 m au pied du plateau de Keri. Il draine une grande partie du massif de l’Ida (débit moyen annuel de 8 m3/s). Au-dessus du lac, sédiments néogènes du bassin d’Héraklion ; 50 m plus haut, l’escarpement dans les brèches pré-quaternaires (photo 67).
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Légende Figure 67 :Comparaison entre l’hydrogramme de l’Almyros d’Héraklion (ligne continue : débit total ; pointillés : débit non salé en % du débit total ; x = coefficient de tarissement) et la courbe de la teneur en chlorures (d’après les données de la FAO, in BREZNIK, 1973).
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Légende Figure 68 : Faciès chimiques de l’Almyros d’Héraklion et de deux autres sources saumâtres de Crète (Agios Nikolaos au N du Lassithi et Kiliari au N des Levka Ori). (mai 1981 : prélèvements par R. MAIRE et G. FABRE ; analyses : Mme SISTACH, Laboratoire de géographie physique d’Aix-en-Provence. Années 1961 et 1975 : d’après KOURMOULIS, 1975).
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Légende Figure 69 : Faciès chimiques de plusieurs sources de l’Ida (prélèvements 16-18/5/81 R. MAIRE et G. FABRE ; analyses : Mme SISTACH, Laboratoire de géographie physique d’Aix-en-Provence).a. Source de Fourfouras (piémont SW).b. Source du Nida, plateau intermédiaire, alt.1400-1500 m.c. Source de l’Axi Kefala (idem).d. Source de Vroulokambos (idem).
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Légende Photo 69 : Le pharangi de Samaria, sur le flanc S des Levka Ori, est le plus important canyon de Crète et du littoral de Méditerranée. Le surcreusement principal en trait de scie, lié à la régression marine fini miocène, réentaille une vallée déjà profonde au Miocène supérieur à la suite de la grande surrection.
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Légende Figure 70 :Carte morphostructurale des Levka Ori (fond géologique : carte au 1/200 000 de CRFUTZBURG,1977).1. Sommets principaux. 2. Pharangis. 3. Poljés. 4. Emergences principales. 5. Quaternaire récent : alluvions. 6. Quaternaire indifférencié : terrasses marines, sédiments fluviatiles, cônes de défection. 7. Cônes de déjection consolidés de la côte S (Messinien probable). 8. Formations rouges continentales (Omalos, Alikianou). 9. Pliocène : marnes et calcaires bioclastiques. 10. Miocène sup.-Pliocène inf. : calcaires bioclastiques et récifaux avec alternances de marnes (présence d’évaporites du Messinien). 11. Miocène : formations rouges continentales et lacustres issues de l’érosion des altérités de la série des Phyllades et de la surface miocène des Levka Ori. 12. Miocène moyen-sup. : conglomérats, grès, argiles, lignite. 13. Miocène moyen : brèches calcaires, argiles et marnes. 14. JurassiqucEocène : calcaires et dolomies de la nappe de GavrovoTripolitza. 15. Nappes des Phyllades. 16. Rhétien-Lias : unité de Trypali (calcaires et dolomies). 17. Jurassique-Eocène : "Plattenkalk". 18. Formation Gigilos (probablement sous le "Plattenkalk") : dolomies avec intercalations de phyllites. 19. Faille observée, supposée. 20. Chevauchement.
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Légende Figure 71 : Carte morphologique de la partie SW des Levka Ori (poljé d’Omalos et pharangi de Samaria). 1. Unité de Trypali (Rhétien-Lias) : dolomies, calcaires cristallins et dolomie cellulaire noire. 2. "Plattenkalk" (Jurassique-Eocène) : calcaires en petits bancs. 3. Formation Gigilos : dolomies, calcaires et phyllites. 4. Formation rouge d’Omalos. 5. Remplissages limoneux du poljcs d’Omalos. 6. Sommets, crêtes, cols. 7. Escarpements. S. Ecoulement pérenne, temporaire. 9. Pharangis. 10. Gorges en V. 11. Dolines, ouvalas. 12. Eboulis. 13. Ecroulements 14. Cônes d’éboulis hérités. 15. Terrasses fluviatiles de Samaria : a. Niveau inférieur + 4 m. b. Niveau supérieur consolidé + 30/40 m. 16. Cônes de déjections pléistocènes. 17. Emergences.Photo en haut à droite : pharangis recoupant l’escarpement de faille septentrional au-dessus de lakki.Photo en bas à gauche : Le Volakias (2116 m) dans les calcaires et dolomies de la formation Gigilos.
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Légende Photo 71 :Falaise marine de 15 à 20 m recoupant le cône de déjection de Komitadès. Ce dernier se prolonge sous le niveau marin actuel et confirme qu’une partie importante du cône s’est établi lors de la régression fini-miocène. Dans ces conditions, on constate que la surrection plioquaternaire est médiocre.
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Légende Photo 72 :Poche de Pliocène marin (marnes, sables jaunes, calcarénites) ravinant le sommet du cône consolidé de Komitadès (alt. 300 m) et attestant l’âge fini miocène du dépôt.
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Légende Photo 73 :Detail de la poche de Pliocène marin montrant des sables jaunes, une calcarénite et une microbrèche supérieure légèrement lapiazée.
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Légende Photo 74 :Le grand escarpement de faille normale du Sud des Levka Ori plonge dans la mer de Libye (Chora Sfakion et route en lacets montant au poljé d’Anopolis).Il date essentiellement du Miocène moyen-supérieur car la surrection plio-quaternaire n’a pas dépassé 200 à 300 m.
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Légende Photo 75 :Le poljé d’Askifos (alt. 700 m), sur le rebord E des Levka Ori, correspond à la coalescence de plusieurs vallées asséchés et karstifiées depuis la surrection au Miocène supérieur.
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Légende Photo 76 :Le poljé d’Omalos (alt. 1100 m) se situe sur les plateaux NW des Levka Ori. Cette forme majeure remonte au moins au Miocène supérieur et correspond également à une zone de confluence d’ancienne vallées. Une formation ocre-saumon (paléosols décapés), encore non datée, a été piégée par la dépression et affleure sur la bordure SE.
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Légende Figure 72 :Carte morphologique du karst sommital des Levka Ori montrant le champ de paléo-cônes miocènes portés en altitude par la surrection néogène.1. Sommets, crêtes. 2. Points cotés, cols. 3. Talweg sec. 4. Escarpement majeur. 5. Escarpement mineur. 6. Versant réglé. 7a. Cirque nival. 7b. Bassin de réception karstifié.8. Eboulis actifs. 9. Cônes de déjection. 10. Eboulis cimentés anciens et érodés. 11. Moraine de névé. 12. Cônes hérités. 13. Fragments de paléo-surfaces avec dépressions. 14. Dépressions, ouvalas, méga-fissures. 17. Gouffres recoupant un écoulement pérenne. 18. Gouffres recoupant un écoulement temporaire. 19. Pharangis, gorges. 20. Vallons fluviokarstiques en V sans écoulement.
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Titre Photos 77-78-79 : Morphologie du plateau sommital à buttes des Levka Ori (alt. 1800-2450 m).
Légende Photo 77 :Vue générale du haut plateau à buttes et cônes des Levka Ori depuis le Mt. Kastro. Vallons secs et reliefs résiduels résultent de l’assèchement et de la désorganisation karstique d’un ancien réseau de vallées miocènes au cours de la surrection au Miocène supérieur.
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Légende Photo 78 :Cône à versant réglé parfait (sommet coté 2221 m au N du Pachnès) résultant du perfectionnement périglaciaire de versants préalablement régularisés au Néogène (des versants régularisés non périglaciaires existent à basse altitude, photo 89). La couche de gélifracts est superficielle.
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Légende Photo 79 :Tête de paléovallée miocène suspendue sur le versant W du Trokharis (alt. 2401 m, situation fig. 72). Au premier plan, dolomie noire et dépression. Au second plan, dolomie blanche.
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Légende Photo 80 :Chicot résiduel de brèches situé au fond de la paléo-vallée W de Kakovoli vers 1850 m d’altitude. Ces formations détritiques consolidées fossilisent d’anciennes dépressions, des puits, des fissures. Leur âge est mal précisé, mais certaines sont corrodés par le ciment brique, ce qui suggère un âge fini miocène pour les plus anciennes.
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Légende Photo 81 :Vallée W du Kastro vers 1800 m. Puissant colmatage de brèche dans une fissure large de 2 m recoupée latéralement par un entonnoir de dissolution. Le contexte géomorphologique atteste également l’ancienneté de l’obstruction détritique.
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Légende Figure 73 : Ciment brique de type "terre cuite" en poches et filons doits la vallée W du Kastro (alt. 1700 m). La coupe représente le flanc d’un puits à neige (d’après photo).
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Légende Photo 82 :Ciment brique des Levka Ori (échantillon prélevé sur la bordure S du poljé d’Omalos).
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Légende Photo 83 : Ciment brique prélevé dans la vallée W du Katsro, alt. 1800 m, colmatage de fissures et de cavités (échantillon C4/R). Photo-gramme de lame mince en LP. On observe bien la sédimentation rythmée. La porosité (13,5 %) apparaît en noir. La pollution pédologique et volcanique est prise dans un plasma carbonaté microcristallin.
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Légende Photo 84 :Idem photo 25. Microphoto de lame mince (x 1100, en LN) montrant des grains arrondis d’argile à faciès éoliens (pseudo-sables selon G. STOOPS). La pollution volcanique est peu visible à ce grossissement : petites baguettes de kaersutite, esquilles de feldspath, palagonite vésiculée, olivine... Plasma de calcite micritique et porosité vacuolaire. (cliché S. POMEL-R. MAIRE).
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Légende Photo 85 :Coulée stalagmitique corrodée située sur la paroi d’une paléo-cavité recoupée (vallée W du Kastro, alt. 1800 m, échantillon C5/C).
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Légende Photo 86 :Vallée W du Kastro vers 1800 m. Fractures de distension large de 2 m fossilisée par un concrétionnement travertineux vertical (à gauche) mise en place en régime noyé (origine hydrothermale probable). L’ensemble est recoupé par l’érosion et corrodé par un remplissage de brèches (à droite).
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Légende Photo 87 :Echantillon C1/C :calcitc à faciès stalagmitique on travertineux remplissant une fissure (vallée W du Kastro, alt. Ί800 m). Micro photo de lame mince (x 150, en LP).Assemblages de cristaux sparitiques engrenés entre les grands cristaux columnaires. (cliché S. POMEL-R. MAIRE).
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Légende Photo 88 :Echantillon C1/C : microphoto de lame mince (x 410, en LN).Pollutions diverses (argile, hydroxydes, m iitéra ux volcaniques...) sur les discontinuités de croissance et en cutanes dans les pores de dissolution.(cliché S. POMEL-R. MAIRE).
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Légende Figure 74 : carte hydrogéologique des Levka Ori et du bas-plateau de Malaxa avec indication des isohyètes. 1. Aquifères carbonates. 2. Schistes de la nappe des Phyllades. 3. Emergences principales. 4. Zone d’alimentation des sources. 5. Isohyètes (mm/an). 6. Isohypses (m).
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Légende Figure 75 : Faciès chimiques des grandes sources septentrionales des Levka Ori. 1. Almyros de Kiliari (mai 1981). 2. Almyros d’Héraklion (16/5/81) à titre comparatif. 3. Almyros de Kiliari (4/8/75). 4. Meskla, grande source (22/8/75). 5. Meskla, petite source (21/5/81). 6. Meskla, grande source (21/5/81). 7. Stilos (21/5/81). (Analyses : Mme SISTACH, Laboratoire de géographie physique d’Aix-enProvence - Année 1975 : d’après KOURMOULIS, 1979).
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Légende Figure 76 : Evolution morphologique probable du massif de l’Ida depuis le Miocène inférieur.(A) Miocène inf.-moyen : élaboration de la surface fondamentale (climat tropical humide, karst de basse altitude) avec crypto-karstification sous altérités.(B) Miocène moyen-sup. : sur rection du massif, poursuite de la karstification et de la destruction de la couverture calcaire de Tripolitza et des couches phylliteuses de "Kroussonas", décapages des sols et dépôts des formations rouges de piémont (au Miocène sup.).(C) Messinien à l’Actuel : surrection modeste (< 300 m). Sur creusement des vallées au Messinien (pharangis) et dépôts des cônes de déjections associés (Vorizia, Fourfouras). Abaissement de la surface karstique par dissolution et retouche périglaciaire au Plio-Quaternaire.Légende générale : 1.Messinien (marnes, gypses). 2. Tortonien (conglomérats). 3. Miocène moyen-sup. (brèches, formations rouges continentales). 4. Priabonien-Oligocène (flysch) et ophiolites du Jurassique sup.-Crétacé inf. 3. Jurassique-Eocène (calcaires de Tripotitza). 6. Permien-Eocène (calcaires en plaquettes). 7. Permo-Trias (schistes et quartzites).
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Légende Figure 77 :Evolution morphologique probable des Levka Ori depuis l’Oligocène.(1) Oligocène-Miocène inf. : couverture des Phyllades en cours d’érosion et d’altération.(2) Miocène inf.-moyen : surface karstique fondamentale en cours d’élaboration (climat tropical, crypto-karst sous altérites épaisses).(3) Fin Miocène moyen (Serravalien) : début de la sur rection (premières molasses). Formations ronges de piémont et brèches( ?).(4) Miocène sup. : phase majeure de la surrection (karst porté en altitude). Décapage des altérites et dépôt des formations rouges de piémont (+ brèches).(5) Fin Miocène sup. (Messinien) : puissant surcreusement des vallées (pharangis) et dépôt des cônes de déjections monogéniques de Chora Sfakion.(6) Plio-Quaternaire : Tephra de Santorin (Pliocène inf.). Abaissement de la surface fondamentale par dissolution (cavités et spéléothèmes recoupés). Retouche périglaciaire au Pléistocène.
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Légende Photo 89 :Butte conique à versants régularisés située à basse altitude (massif du Strombolo, N Ida, alt. 500-800 m).
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Légende Tableau 5 : Caractères physico-chimiques de trois échantillons de la bordure N de l’Ida, (exprimés en % de la fraction analysée : < 2mm).CS1-R : calcaire cristallin de la série des "calcaires en plaquettes" (Talea Ori, poljé de Kouloukounas). CS2-R : calcaire de Tripolitza, faciès clair (Marathos). CS3-R : calcaire de Tripolitza, faciès sombre (Marathos).(Analyses : Laboratoire de Géomorphologie de Caen, J.-L. DUMONT, J. QUILLARD, M. LEVANT, Y. DELEHAYE, C. BLANCHET).
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Légende Tableau 6 : Caractères physico-chimiques de trois échantillons de roches des Levka Ori. (exprimés en % de la fraction analysée : poudre < 2mm).Ct-R : Miocène calcaire (Eevka Ori N). C2-R : dolomie cristalline blanche du Trias (Levka Ori S). C3-R : dolomie cellulaire noire du Trias (Kastro-L. Ori E). (Analyses : Laboratoire de Géomorphologie de Caen, J. L. DUMONT, J. QUILLARD, M. LEVANT, Y. DELEHAYE, C. BLANCHET).
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Légende Tableau 7 : Caractères physico-chimiques de deux spéléothèmes anciens du Mt. Ida mis à jour par l’érosion. (exprimés en % de la fraction analysée : poudre < 2mm).Cil-C : stalagmite dans petite cavité recoupée par la route dominant le poljé du Nida (alt. 1500 m). Ci3-C : stalactite prélevée en surface, plateau de l’Axi Kefala alt. 1500 m). (Analyses : Laboratoire de Géomorphologie de Caen, J.-L. DUMONT, J. QUILLARD, M. LEVANT, Y. DELEHAYE, C. BLANCHET).
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Légende Tableau 8 :Analyses isotopiques U/Th de deux concrétions calcitiques du massif de l’Ida mises à jour par l’érosion.C14-C : coulée stalagmitique à mégacristaux (plateau de l’Axi-Kefala, vers 1550m).CS1-C : plancher stalagmitique rougeâtre (bordure N de l’Ida : Aristaki, alt. 440 m)(Analyses : CERAK, Laboratoire de Géologie de la Faculté Polytechnique de Mons/Belgique : Y. QUINIF, R. CANTILLANA).
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Légende Tableau 9 :Caractères physico-chimiques de trois grands Almyros (émergences saumâtres) de Crète.* G. FABRE et R. MAIRE, 1981. (analyses : laboratoire de géographie physique d’Aix-en-Provence, Mme SISTACH).** N.-E. KOURMOULIS, 1979*** D.-J. BURDON et N.-J. PAPAKIS, 1964.
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Légende Tableau 10 : Caractères physico-chimiques de plusieurs sources du massif de l’Ida.* G. FABRE et R. MAIRE, 1981. (analyses : laboratoire de géographie physique d’Aix-en-Provence, Mme SISTACH.** J.-J. DELANNOY et R. MAIRE, 1982.
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Légende Tableau 11 : Caractères minéralogiques et physiques de filons et concrétions calcitiques des Levka Ori.C1-C : filon travertineux de calcite rougeâtre (vallée W du Kastro, alt. 1800 m) (origine thermale probable). C6-C : filon de calcite blanche rhomboédrique (Pachnès, alt. 2300 m). C7-C : coulée stalagmitique (grotte-ponor Tzani vers - 40 m, poljé d’Omalos). C9-C : filon travertineux de calcite rougeâtre (grotte-ponor Tzani vers - 40 m, poljé d’Omalos). (Analyses : Eaboratoire de Géomorphologie de Caen, J.-E. DUMONT,]. QUILLARD, M. LEVANT, Y. DELEHAYE, C. BLANCHET).
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Légende Tableau 12 : Analyses isotopiques U/Th de trois concrétions des Levka Ori mises à jour par l’érosion.C5-C : coulée stalagmitique érodée sur paroi de puits-faille (vallée W du Kastro, alt. 1800 m). C6-C : filon de calcite rhomboédrique (Pachnès, alt. 2400 m). C1-C : filon travertineux de calcite rougeâtre (vallée W du Kastro, alt. 1800m).(Analyses : CERAK, Laboratoire de Géologie de la Faculté Polytechnique de Mons/Belgique : Y. QUINIF, R. CANTILLANA).
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Légende Tableau 13 : Caractères physico-chimiques des principales émergences des Levka Ori.* G. FABRE et R. MAIRE, 1981 ; J.-J. DELANNOY et R. MAIRE, 1982 (analyses : sur le terrain et laboratoire de géographie physique d’Aix-en-Provence : Mme SISTACH).**N.-E. KOURMOULIS, 1979.
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Légende Figure 78 :Le gouffre KO2 ou Stous Mesakous Sto Tafka (- 326 m). Zone du Koudhouni (alt. 1600 m) sur la bordure orientale de l’Ida.(topographie : A. JOHANNET, GRESPA VI, 1987).
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Légende Figure 79 :Coupes et plans de Mithia Kabathura (- 180 m), NE 11 (- 107 m), TT1 (Tafkos Timbamatoras, -100 m) et AR3 (-90 m) sur le plateau de l’Axi Kefala (Mt. Ida).
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Légende Photo 90 :Gouffre (- 60 m) exploré en 7979 sur le plateau de l’Axi Kefala (Mt. Ida). Contexte : calcaires en plaquettes.
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Légende Figure 80 :Le Kakofarango Spilio (- 205 m). Haute vallée du Kakofarango (plateau E du Mt. Ida). (Topographie : GRESPA VI, 1986, A. JOHANNET. Post-siphon : F. JACOB et Ph. BRUNET1988).M
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Légende Figure 81 : Le gouffre KO4 ou "Terrier" (- 105 m). Zone du Koudhouni (Est Ida), (croquis d’après T. VALRANGES, GRESPA VI, 1987).
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Légende Figure 82 : Le trou Fouillis (ΕΚ 10). Col du Skinakas (Est Axi Kefala, Ida), (croquis d’apres GRESPA VI, 1986).
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Légende Photo 91 :Le Mavro Skiadi (- 343 m) vers - 150m.Au premier plan, cascade provenant du grand plan incliné et alimentée par la fusion nivale.(cliché J.RODET)
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Légende Figure 84 :Coupe et plan du Mavro Skiadi, le plus profond gouffre de Crète (d’après RODET, 1977). Cette cavité majeure date sans doute de la fin du Miocène ; son aire d’alimentation (perte de fond de vallée) a disparu avec l’abaissement des talwegs.
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Légende Figure 85 : Coupes des principaux autres gouffres des Levka Plantaurel, 1982, pour LO50, LO23, LO27, et l’expédition Ori. (topographies d’après la Société Spéléologique du gardoise, 1983, pour le P260).
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Légende Figure 86 : Plan de la grotte Dracolaki située sur le versant S des Levka Ori, au-dessus d’Anapolis. (topographie d’après le Sheffield University Speleological Society, 1982).
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Légende Figure 87 : Coupe schématique de la grotte-gouffre Tzani qui est le ponor pénétrable du poljé d’Omalos. (d’après le croquis d’exploration de la MJC de Romans, 1965).
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© Presses Universitaires de Bordeaux, 1990

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