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La Haute Montagne calcaire

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Richard Maire

Première partie. Fonctionnement chimique et hydrologique

Chapitre VIII. Le fonctionnement chimique de l’exokarst

Texte intégral

INTRODUCTION

1Les karsts supraforestiers des zones tempérées et intertropicales connaissent un fonctionnement actuel, en partie ou en grande partie sous le contrôle de la dissolution, dont l’étude permet de comprendre leur évolution morphologique antérieure. Deux ensembles de facteurs interviennent simultanément pour régler ce fonctionnement :

  • les conditions géologiques : structure pétrographique et types de porosité qui régissent la solubilité différentielle des roches carbonatées, en liaison avec des processus associés comme la gélifraction ;
  • les conditions climatiques qui commandent la diversité des écoulements exokarstiques, leur volume et leur action chimique.

Photo 159 : Lame mince de Malm à faciès tithonique : micrite à microsparite (porosité mesurée = 0,15 %) (Ht.-Giffre/Hte.-Savoie, Fr.).

2D’un côté, l’étude du domaine glaciaire actuel permet de saisir l’évolution chimique superficielle des karsts de haute montagne autrefois englacés, cas fréquents dans la zone tempérée humide. De l’autre, l’étude du domaine supraforestier actuel, entre glaciers et forêts, permet de comprendre : soit le rôle des retouches interglaciaires dans les anciens karsts englacés, soit les conditions qui ont perduré depuis des centaines de milliers d’années dans les hauts karsts n’ayant jamais été englacés, exemples fréquents en Méditerranée.

3Au sujet des héritages morphologiques anciens élaborés généralement au Tertiaire sous un climat tropical humide, à basse altitude, le fonctionnement chimique des karsts forestiers intertropicaux n’est pas envisagé ici (ROSSI, 1980 et SALOMON, 1987 pour Madagascar). En revanche, ces héritages sont analysés ultérieurement dans le chapitre 13 (décapage des couvertures et altération), tandis que des aspects du fonctionnement chimique des karsts forestiers équatoriaux de montagne sont mentionnés dans le chapitre VII (Nouvelle-Guinée).

Photo 160 :
Lame mince d’Urgonien : biomicrosparite à biosparite (porosité mesurée = 0,34 %) (Tsanfleuron/Valais, Suisse).

Figure 181 : Coupe transversale à la surface du calcaire tithonique (photo 159) montrant une surface lisse en raison de sa nature microcristalline homogène.

Figure 182 : Coupe transversale à la surface du calcaire urgonien (photo 160) révèlant une surface un peu plus rugueuse à cause de la cristallisation plus grossière.

Photo 161 : Autre lame mince d’Urgonien : hiosparite à nombreux bioclasts (porosité mesurée = 0,38 %) (Platé/Hte.-Savoie, Fr.).

Figure 183 :
Coupe transversale à la surface d’un autre calcaire urgonien (photo 161) montrant une surface très rugueuse ; la dissolution différentielle met en relief les bioclastes sparitiques.

I - SOLUBILITE DIFFERENTIELLE DES ROCHES CARBONATEES EN HAUTE MONTAGNE

4Dans toutes les régions calcaires du monde, les formes exokarstiques sont le résultat d’interactions physico-chimiques où la dissolution joue un rôle prépondérant en tant que processus karstique fondamental. En haute montagne, cette corrosion s’exerce directement sur la roche nue, dans des conditions de pression partielle de gaz carbonique faibles (pCO2 = 0,03 à 0,01 %). Mais l’observation de terrain ne permet pas d’appréhender avec précision le rôle strict de la dissolution car celle-ci s’effectue d’abord à l’échelle microscopique, c’est-à-dire à l’échelle des cristaux, des pores et des microfissures.

Photo 162 :
Lame mince de calcaire éocène : biomicrosparite (porosité mesurée = 2,37 %) (Tymfi, Grèce du Nord).

Figure 184 : Coupe transversale à la surface du calcaire éocène (photo 162) montrant la mise en relief des bioclastes sparitiques.

5Les travaux expérimentaux de ROQUES et EK (1973) sur les vitesses de dissolution de roches carbonatées à partir de plaquettes calcaires placées dans des conditions de dissolution standard, proches des conditions naturelles, soulignent que la dissolution des calcaires s’accompagne presque toujours d’une désagrégation mécanique plus ou moins importante, au moins par simple gravité, en fonction de la structure pétrographique : nature et taille des cristaux du ciment, des éléments figurés ; présence ou non de joints argileux... Ce processus de dissolution-désagrégation dépend aussi de la porosité s.l. et se produit en surface comme en profondeur grâce à la diversité des joints qui déterminent la porosité de fissures (stratifications, schistosités, diaclases, failles, fentes de décompression). Enfin, chaque type de roche carbonatée, placé dans son contexte régional, connaît une aptitude à la karstification qui résulte de l’ensemble des facteurs géologiques, morphoclimatiques et topographiques.

A. LE ROLE DE LA STRUCTURE PETROGRAPHIQUE DANS LA DISSOLUTION PURE ET LA DISSOLUTION-DESAGREGATION

6Une cinquantaine de lames minces fabriquées dans différentes roches carbonatées ont été étudiées (Laboratoire de géomorphologie du CNRS/Caen : M. LEVANT, B. LANOE, C. BLANCHET). L’analyse comparée entre la structure pétrographique et la micromorphologie de surface soumise aux agents climatiques met en évidence une dissolution pure et une dissolution-désagrégation différentielles variables selon les types de roches carbonatées ; pour ces dernières, la classification adoptée est celle de FOLK (1959 ; in FOUCAULT et RAOULT, 1980).

1. Dissolution différentielle de la calcite micritique et de la calcite sparitique

7Comme dans l’étude expérimentale de ROQUES et EK (1973), on observe que :

  • les ciments microcristallins ou micrites (cristaux de calcite inférieurs à 4 µm) se dissolvent mieux que les ciments à cristaux plus grossiers ou sparites (cristaux de 20 à 100 µm en général) ;
  • les constituants allochimiques ou éléments figurés sont toujours mis en relief par rapport au ciment orthochimique micritique.

8Prenons plusieurs exemples parmi les calcaires compacts, à faible porosité, des Alpes calcaires francosuisses. Le Malm, à faciès tithonique, de nature micritique, présente une surface lisse et régulière en raison de la finesse des cristaux (photo 159 et fig.181). Dans les oomicrites du Sénonien de Platé (Hte.-Savoie), les oolithes de petites dimensions (ø 15 à 40 µm) sont légèrement mis en relief. Les calcaires urgoniens biomicrosparitiques présentent une micromorphologie plus rugueuse (photo 160 et fig. 182). L’Urgonien plus grossier montre une surface très irrégulière avec la mise en valeur des bioclastes sparitiques (photo 161 et fig. 183). Il en est de même pour les calcaires éocènes du Tymfi (Grèce du Nord) dont les bioclastes sparitiques sont mis en relief par rapport au ciment microsparitique (photo 162 et fig. 184). Cette dissolution différentielle à l’échelle microscopique s’accompagne d’une désagrégation des cristaux sparitiques et de leur transport par l’eau à l’état non dissous sur une certaine distance.

2. Le comportement particulier des dolomies

9La cinétique de dissolution de la dolomite : Ca Mg(CO3)2 est très lente. Aussi, cette relative immunité de la dolomite favorise-t-elle d’abord l’érosion physicochimique des calcaires dolomitiques (10 à 50 % de dolomite) et des dolomies calcifères et calcitiques (50 à 90 % de dolomite) par dissolution de la calcite, puis par désagrégation de la dolomite, avec transport de celle-ci à l’état non dissous. Toutefois, signalons que pour une pCO2 donnée de 1,87.10-2 atm., MUXART et BIROT (1977, p. 119) indiquent que la calcite est moins soluble dans le mélange dolomite-calcite de la roche que prise isolément, de même que la solubilité de la dolomite diminue fortement quant la calcite représente plus de 20 % du poids.

Figure 185 :
Marbre dolomitique paléozoïque de l’Aydos Dag (Taurus central/Turquie). Coupe transversale à la surface de la roche soumise à la dissolution-désagrégation. En raison de la cristallisation microsparitique (cristaux de 5 à 15 µm) et de la faible porosité, on observe une surface peu rugueuse.

Figure 186 :
Dolomie blanche permo-triasique des Levka Ori (Crète/Grèce). Coupe transversale à la surface de la roche soumise à la dissolution-désagrégation. En raison d’une cristallisation plus grossière, de type sparitique (cristaux de 50 à 70 µm), la surface est un peu plus rugueuse avec des microcavités. Porosité mesurée de 1,30 %.

Figure 187 :
Dolomie noire permo-triasique des Levka Ori (Crète/Grèce). Coupe transversale à la surface de la roche soumise à la dissolution-désagrégation. A cause de la cristallisation grossière, de caractère sparitique (cristaux de 40 à 80 µm), et d’une porosité intercristalline un peu plus forte (3,65 %), on observe une surface rugueuse à microtours.

10Pour les dolomies pures (> 90 % de dolomite), la désagrégation des cristaux est variable selon la dimension de ceux-ci :

  • un marbre dolomitique, à grains fins, donne une surface assez lisse comme la dolomicrosparite paléozoïque de l’Aydos Dag (Taurus central, Turquie) (fig. 185). La résistance de cette roche à la dissolution explique la quasi-absence de lapiés de ruissellement sur la plupart des marbres dolomitiques, où seuls des lapiés de diaclases peuvent se développer.
  • Les dolosparites sont sensibles à la désagrégation car les gros cristaux (50 à> 100 μm) se dissocient lentement par dissolution et tombent ensuite par gravité. Leur micromorphologie superficielle est caractérisée par des surfaces très rugueuses à microcavités et microtours de quelques vingtaines à 100-200 pm de diamètre (fig. 186 et 187). Dans ces dolomies pures (> 99 % de dolomite) des Levka Ori, en Crète, la dissolution-désagrégation d’origine pluvio-nivale se traduit par des reliefs ruiniformes classiques sur le bord des entonnoirs géants situés entre les grands cônes à versants régularisés. Le développement de l’endokarst, favorisé par une néotectonique en distention remarquable, facilite le soutirage des sables dolomitiques, dans un contexte climatique humide (3000 mm/an vers 1800-2200 m) (chap. III).

11Dans les karsts de haute montagne, comme ailleurs, les marbres dolomitiques micritiques à microsparitiques sont probablement les roches carbonatées les plus résistantes à la dissolution (tableau 32). En revanche, les dolomies calcifères et les dolosparites pures sont très aptes à la désagrégation, d’où une dissolution-désagrégation supérieure à celle des calcaires compacts sparitiques, d’autant plus que la solubilité apparente de la dolomie calcifère est plus forte que la calcite pure lorsque la température de l’eau est inférieure à 10°C, condition remplie dans les karsts d’altitude (MUXART et BIROT, 1977, p. 122).

3. Estimation de la vitesse de dissolution-désagrégation des principales roches carbonatées

12Comme l’ont montré ROQUES et EK (1973), la désagrégation granulaire, induite par la dissolution (dissociation des cristaux et amas de cristaux), constitue un processus majeur de différenciation dans la vitesse de dissolution-désagrégation des roches carbonatées. Dans les calcaires et dolomies analysés par ces auteurs, le rapport entre la perte de poids par dissolution pure (PPD) et la perte de poids totale (PPT) varie de 0,44 à 1. Une valeur de PPD/PPT égale ou proche de 1 indique l’action de la dissolution seule ; c’est le cas pour les calcaires compacts, microcristallins, qui sont les plus solubles qualitativement, mais ce ne sont pas les plus attaqués en perte de poids totale. Un rapport de 0,5 indique un départ par dissolution égal au départ par désagrégation.

13La dissolution-désagrégation se manifeste surtout dans les calcaires gréseux, les calcaires à fines laminites argileuses et les dolomies. Les calcaires gréseux, riches en quartz, sont attaqués rapidement par la chute des grains de silice comme dans ce calcaire quartzeux du karst de Palcamayo (Altiplano de Junin, Pérou central, 10 % de quartz) qui présente de grands réseaux souterrains (chap. VI). Pour les roches quartzeuses de l’Hauterivien des Alpes françaises du N (Platé/Ht.-Giffre), réputés étanches à l’eau, la proportion du quartz est de l’ordre de 13 à 16 % et on observe aussi une désagrégation granulaire. La dolomie pure, de type dolosparite, est la plus sensible à la désagrégation, avec une PPD/PPT souvent inférieure à 0,5.

14Au sujet de la perte de poids totale par dissolution pure ou dissolution-désagrégation, les roches carbonatées les plus favorables sont, d’après les expériences de ROQUES et EK (1973), les calcaires gréseux, les calcaires argileux et les dolomies, c’est-à-dire celles qui sont aussi les plus aptes à la désagrégation granulaire (tableau 32). Dans les karsts de haute montagne, ces mêmes roches sont effectivement sensibles à la désagrégation granulaire, mais également à la gélifraction. Dans le cas d’un calcaire à minces passées argileuses, on remarque que les argiles, en plus de leur action mécanique indirecte par dissociation des feuillets, agissent aussi par désorption d’ions Mg++ en accroissant la solubilité du CaCO3 de la roche (d’après les expériences de DONER, 1968 ; in MUXART et BIROT, 1977, p. 124). Par contre c’est dans les calcaires cristallins, purs et compacts, qu’apparaissent les formes exokarstiques, de dissolution pure, les mieux calibrées, et les réseaux souterrains les plus favorables à l’exploration spéléologique.

Tableau 32 :
Comportement comparatif des roches carbonatées à la désagrégation granulaire et à la dissolution pure en fonction de leur structure pétrographique, dans les karsts nus situés à toute altitude (PPD = perte de poids par dissolution pure ; PPT = perte de poids totale) (en partie d’après ROQUES et EK, 1973).

B. LE ROLE DE LA POROSITE D’INTERSTICES

15Les roches carbonatées présentent une porosité d’interstices et une porosité de fissures qui déterminent leur perméabilité, soit leur aptitude à se laisser traverser par l’eau. Les concepts de perméabilité en petit et de perméabilité en grand créés en 1887 par DAUBREE, d’une certaine imprécision, sont à rejeter selon CASTANY et MARGAT (1977). La porosité des terrains carbonatés est bien connue de nos jours grâce aux géologues pétroliers, compte tenu de l’importance économique des réservoirs carbonatés, et aux recherches des géomorphologues sur les relations porosité-gélivité, en particulier au Laboratoire de géomorphologie du CNRS de Caen (§ I.D.) La porosité d’interstices, en liaison étroite avec la structure pétrographique, contribue à expliquer la vitesse de dissolution et le caractère de la dissolution-désagrégation selon la nature de la roche. Dans le sens où on l’entend ici, la porosité d’interstices comporte aussi bien la porosité close (pores non connectés) que la porosité ouverte (pores interconnectés).

1. Mesures de la porosité

16La porosité totale d’une roche (rapport du volume des vides sur le volume total de l’échantillon) n’est pas accessible par mesure directe en raison de l’existence de pores clos ou occlus, mais on peut la déduire à partir du volume de l’échantillon et de la densité de constitution (d = 2,715 pour la calcite). Les valeurs de porosité mentionnées dans le texte et les tableaux ont été obtenues par la méthode d’absorption d’eau sous vide (mesures effectuées au laboratoire de géomorphologie de Caen, sous la responsabilité de M. LEVANT, Y. DELEHAYE et C. BLANCHED. Elles correspondent donc à la porosité efficace, c’est-à-dire à la capacité d’absorption de la roche en état de saturation. On constate que cette porosité efficace, accessible à l’eau sous vide, est très proche de la porosité totale calculée par densité de constitution pour les calcaires assez poreux à très poreux, comme l’a montré LETAVERNIER (1984). En revanche, pour les calcaires compacts, la porosité accessible à l’eau est loin d’atteindre la porosité totale ; selon le même auteur, cette mauvaise saturation en eau, même sous pression, pourrait s’expliquer par la durée insuffisante de l’essai (24 h), mais elle exprime en même temps la finesse du milieu poreux des calcaires compacts.

17La porosimétrie au mercure effectuée sous pression, non pratiquée ici, permet de mesurer la porosité piégée, en comparant les courbes d’injection et de désorption du mercure, car une partie de celui-ci se trouve emprisonnée dans les micropores. Cette méthode mesure la géométrie du milieu poreux et l’importance des interconnexions ou étranglements inférieurs à 1 μm (LETAVERNIER, 1984, p. 19).

Figure 188 : Densité apparente et porosité à l’eau sous vide de 54 échantillons de calcaires, dolomies et grès calcaires. La porosité efficace mesurée est proche de la porosité totale (mesures : laboratoire de géomorphologie du CNRS/Caen : M. LEVANT, Y. DELEHAYE, C.BEANCHET).
On distingue ici cinq types de roches :
1. Les dolomies et dolomies calcifères microcristallines, compactes ou assez poreuses (Slovénie/Yougoslavie ; Crète-Péloponnèse/Grèce ; Taurus central/Turquie) : p = 0,45 à 8 %, d. absolue = 2,81 à 2,87 (d. absolue = 2,87 pour la dolomie pure).
2. Les calcaires compacts, micritiques à sparitiques (Alpes, Pyrénées, pourtour méditerranéen...) : p = 0,13 à 3 %, d. absolue = 2,69 à 2,74 (d. absolue = 2,71 pour la calcite pure). 3. Les calcaires et grès calcaires assez poreux (Alpes, Pyrénées, Papouasie...) : p = 3,5 à 7 %.
4. Les calcaires poreux à très poreux, surtout biomicritiques (biomicrites mio-pliocènes de Papouasie Nouvelle-Guinée, biomicrosparite miocène de Crète) : p = Il à 36 %.
5. Exemple d’une roche quartzeuse et poreuse (Trias-Lias supérieur de l’Altiplano de Junin/Pérou central) : p = 13,6 % d. absolue = 2,58 (proportion de quartz = 79 %, d. absolue = 2,6 % pour le quartz).

2. Les types de porosité d’interstices

18L’analyse microscopique sur lames minces permet de distinguer plusieurs types de porosité d’interstices, que celle-ci soit primaire ou secondaire. La porosité initiale ou primaire n’est pas toujours perceptible en raison des phases de diagenèse précoce (éogenèse), de diagenèse liée à l’enfouissement sans intervention des eaux superficielles (mésogenèse) et de karstification actuelle (télogenèse), telles qu’on les distingue habituellement (ELF AQUITAINE, 1977, t. 2, chap. V).

19- La porosité vacuolaire est caractérisée par des vides de forme irrégulière pouvant dépasser plusieurs millimètres de diamètre, avec ou sans connections apparentes ; c’est une porosité de dissolution. Par exemple, la porosité vacuolaire est typique des biomicrites tertiaires, à algues et foraminifères, de Papouasie Nouvelle-Guinée. Ainsi, les calcaires de Gowop du Mio-Pliocène, à faciès crayeux, qui affleurent dans la péninsule de Huon jusqu’au Mt. Bangeta (4121 m), ont une forte porosité efficace de 12 à 19 %. En lame mince, on observe des vacuoles de dissolution typique au sein du ciment micritique (fig. 189 B). Il s’agit sans doute d’une porosité en partie héritée de l’éogenèse, les espaces vacuolaires étant ensuite agrandis par dissolution pendant la mésogenèse. Il existe une similitude de faciès avec les micrites des "mud-mounds", biohermes à porosité souvent élevée, dont la micritisation à partir de la calcite et de l’aragonite est liée au rôle de matières organiques durant la sédimentation (BLANC, 1982).

Figure 189 :
Exemple de porosité vacuolaire observés en lame mince.
(A) Calcaires éocènes (Tymfi, Grèce du Nord) (p = 2,37 %) : a.Vacuole entourée par des taches rouges d’altération (ferranes représentés ici en noir).b.Ciment microsparitique à bioclastes de grande taille (non représentés ici).
(B) Calcaires mio-pliocènes poreux (Huon, Papouasie Nouvelle-Guinée) (p = 12 à 19,5 %) :
- en haut à gauche : biomicrite à grosses vacuoles (a) du Mt.Bangeta ;
- en bas à droite : biomicrite à vacuoles plus petites (a) de la chaîne Cromwell.
(C) Calcaires triasiques (Triglaw W/Slovénie, Yougoslavie) (p = 1,3.3 %). On distingue une porosité vacuolaire intracristalline dans une dismicrite : les vacuoles (a) sont présentes au sein d’une plage sparitique ; le ciment est micritique (c).

Figure 190 :
Porosité intergranulaire et porosité intragranulaire visibles sur une même lame mince de calcaire lutétien (Dj. Koubbate/Moyen Atlas, Maroc) (p = 3 %) : a. Porosisté intergranulaire entre les bioclastes ; le ciment est micritique à microsparitique. b. Porosité intra-granulaire.

Figure 191 :
Porosité intercristalline dans des marbres paléozoïques (Pirin/Rhodophe, Bulgarie) (p = 1,33 %). Les pores (a) sont situés entre les cristaux sparitiques (b).

Figure 192 : Porosité fenestrale dans des marbres triasiques (Pierre St.-Martin/ Pyr.-Atl., Fr.) (p = 0,95 %). Les pores (a), allongés et orientés, sont en position interlaminaire au sein d’une microsparite (b), (lames minces pour les figures 189 à 193) : laboratoire de géomorphologie du CNRS/Caen : M. LEVANT, B. LANOE, C. BLANCHET.

20Signalons des porosités vacuolaires intercristallines comme dans les calcaires triasique du Triglav (Slovénie/Yougoslavie) ; en lame mince, on distingue des vacuoles au sein des plages sparitiques d’une dismicrite (fig. 189 C).

21- La porosité intergranulaire, présente entre les éléments figurés, est fréquente. Elle est soit d’origine primaire (disposition originelle des cristaux), soit d’origine secondaire (dissolution postérieure du ciment ou des bordures d’allochèmes) (fig. 190).

22- La porosité intragranulaire située à l’intérieur des éléments figurés, peut être due à des vides originelles ou au processus de dissolution, comme on peut l’observer dans cette biomicrite à biomicrosparite du Lutétien marocain (Djebel Koubbate, Moyen Atlas) (fig. 190). Il existe aussi une porosité intrabioclastique, par exemple dans les loges des foraminifères.

23- La porosité de trame est une sorte de porosité intergranulaire, très importante dans les calcaires coralliens où de nombreux vides originels sont disposés entre les branches des organismes constructeurs. Les calcaires coralliens pléistocènes des "plages soulevées" de Nouvelle Guinée, encore peu diagénétisés, ont une porosité de trame à laquelle peut s’adjoindre une forte porosité de lithophages (microterriers creusés par les organismes lithophages) (ELF AQUITAINE, 1977, t. 2, p. 112-113).

Figure 193 : La dissolution-désagrégation de la surface des calcaires poreux biomicritiques de Yalam (Mts. Nakanai, Nouvelle Bretagne/PNG), en exploitant la géométrie du milieu poreux vacuolaire (p = 19 à 22 %), donne une micromorphologie en "nids de poule".

24- La porosité intercristalline, connue surtout dans les calcaires compacts cristallins, n’a pas d’influence notable sur la dissolution karstique car il s’agit d’une porosité occlue existant sous forme de vides laissés entre les cristaux au moment de la cristallisation ou de la recristallisation (fig. 191). La porosité intercristalline de type matriciel, très fine, se situe entre les cristaux micritiques ou les microdébris.

25- La porosité fenestrale se caractérise par des pores allongés et orientés, en position interlaminaire, comme on peut l’observer sur cette lame mince de marbre triasique de la Pierre Saint-Martin (Pyr.-Atl., Fr.) (fig.192).

3. Comportement des calcaires à la dissolution-désagrégation en fonction de la porosité d’interstices

26Trois types principaux de comportement des roches carbonatées par rapport à leur porosité d’interstices sont connus.

27- Les calcaires compacts, d’une porosité efficace inférieure à 1 ou 2 %, présentent une porosité intragranulaire et/ou intercristalline et fenestrale plus ou moins occlue dont les accès aux pores sont extrêmement fins (1 à 0,1 μm), d’où l’existence d’une hystérésis (retard), dans la porosimétrie au mercure, entre les courbes d’injection et de désorption, puisque le mercure piégé dans les micropores ne peut ressortir par les interconnexions trop petites. Par conséquent, on comprend que les calcaires compacts, souvent microcristallins, soient soumis à une dissolution différentielle dépendant uniquement de la structure pétrographique et de la porosité de fissures (§ I.C.).

28- Les calcaires poreux à macroporeux (P > 10 à 20 %), caractérisés par une porosité vacuolaire et/ou intergranulaire à interconnexions faciles (Ø > 1-5 µm), sont très sensibles à la dissolution et à la désagrégation en raison de la démultiplication de la surface corrodée par unité de volume. Cette dissolution-désagrégation est bien connue dans certaines "molasses” calcaires à faciès gréseux. NICOD (1970) cite une dégradation aréolaire de 4 à 5 cm/millénaire pour la molasse miocène dans laquelle est construit l’aqueduc romain du Pont du Gard, et cela en climat méditerranéen peu humide. Dans les hautes montagnes hyperhumides de Papouasie Nouvelle-Guinée, les valeurs de dissolution-désagrégation sont sans doute très supérieures pour les biomicrites mio-pliocènes du Mt. Bangeta (P = 12 à 19 %) dans la mesure où les précipitations sont de Tordre de 3000 à 4000 mm/an (chap. VII).

29Il en est de même pour les calcaires miocènes de Yalam, dans l’île de Nouvelle Bretagne, où la porosité totale (identique ici à la porosité efficace) peut atteindre plus de 22 %, et pour les calcaires mio-pliocènes voisins du secteur de Nutuve ("Esis beds") dont la porosité totale est de 36 %. A la loupe binoculaire, la biomicrite de Yalam, à bioclastes de petites dimensions, présente une surface rugueuse en "nids de poule" qui exploite la géométrie du milieu poreux et prépare la désagrégation de la roche en petits fragments (fig. 193). Par comparaison, une micrite compacte offre une surface lisse après dissolution, à l’image du Malm à faciès tithonique du Haut-Giffre (fig. 181).

30- Les calcaires à forte microporosité peuvent avoir un comportement variable à la désagrégation. Les craies, par exemple, ont une porosité totale atteignant 40 à 45 %, mais leur porosité efficace n’est souvent que de 2 à 5 % à cause de la finesse des pores (CASTANY, 1967, p. 561 ; RODET, 1981). Cependant, pour la craie de Tancarville (Bassin Parisien), AUBRY et LAUTRIDOU (1974, p. 8) citent une saturation en eau de plus de 85 %. RODET signale que cette microporosité dense provoque une microdésagrégation de surface, phénomène bien visible sur les constructions de craie. A cette dégradation physico-chimique s’ajoute la microgélifraction (§ I.D.).

Photo 163 :
Taffonis affectant les calcaires de Gowop (biomicrites crayeuses) sur le haut plateau glacio-karstique du Mt. Bangeta, alt. 4000 m (Huon, Papouasie Nouvelle-Guinée).

31En dehors des faciès crayeux des biomicrites de Nouvelle-Guinée, à forte porosité efficace, on ne connaît pas de craie typique dans les karsts de haute montagne. En revanche, celle-ci est répandue dans des régions, comme le Bassin Parisien, qui ont été soumises à des conditions périglaciaires accentuées pendant les phases froides du Pléistocène.

4. Capillarité et taffonisation dans les calcaires poreux

32Le phénomène d’ascension capillaire, en accentuant la désagrégation de la roche, joue un rôle non négligeable dans l’évolution des parois, des encorbellements et des abris sous roche constitués de calcaires poreux. Le mécanisme de la capillarité dépend de la tension surperficielle à l’interface eau-solide. Ainsi, dans un tube capillaire (Ø < 0,5 mm), dans des sables ou dans une roche très poreuse plongés dans de l’eau, cette dernière remonte par attraction entre les molécules du solide et les molécules d’eau ; mais cette ascension capillaire est freinée par l’air du réseau poreux qui doit être dissous ou expulsé. La hauteur d’ascension capillaire est inversement proportionnelle au diamètre des pores et sa vitesse décroit avec le temps (BOUSQUIE, 1979 ; in LETAVERNIER, 1984).

33Pour le milieu poreux des calcaires, assimilable à un faisceau de capillaire, LETAVERNIER (1984) distingue deux types de comportements :

  • les calcaires macroporeux dans lesquels existe une relation linéaire entre "le coefficient d’ascension capillaire et le logarithme de rayon moyen des accès aux pores de la famille de porosité de plus grande taille" ;
  • les calcaires sans macroporosité, avec interconnexions inférieures à 1 μm, dans lesquels le coefficient d’ascension capillaire est lié "au rayon moyen d’accès aux pores selon une courbe parabolique".

34Dans des conditions topographiques favorables, les calcaires très poreux connaissent une désagrégation qui peut se manifester par des taffonis, alvéoles centimétriques à métriques dont l’évolution s’effectue latéralement et de haut en bas par désagrégation physicochimique et gravité, sous l’effet de l’ascension capillaire dans le réseau poreux. En raison de ce phénomène de capillarité, la taffonisation se produit de préférence, pour les calcaires poreux, les volcanites et les granites, sur des blocs et de petits escarpements, à proximité de zones humides, comme Ta déjà observé PELLETIER (1960) pour les reliefs granitiques de Sardaigne.

35Dans les calcaires, les taffonis sont surtout connus sur les marges littorales en particulier dans les calcaires biodétritiques à faciès gréseux où intervient Thaloclastisme (ex : littoral marocain atlantique, WEISROCK, 1985 ; ou littoral ibérique entre Valence et Alicante). Sur roches grenues, les taffonis littoraux les plus remarquables se situent sur les déserts côtiers à brouillard du Pérou et du Chili. En revanche, dans les karsts de plateaux et de montagnes, les taffonis sont méconnus car ils sont localisés dans des calcaires macroporeux peu fréquents, type biomicrite du Mt. Bangeta en Papouasie, qui se comportent comme des roches grenues.

36Plusieurs exemples de désagrégation et de taffonisation des calcaires sont envisagés en dehors des littoraux :

  • Rappelons d’abord que la base des constructions faites en matériaux carbonatés poreux et en roche gréseuse est très sensible à la désagrégation, phénomène connu sur les maçonneries carbonatées des tunnels ferroviaires anciens (PELLERIN, 1978). De même, NICOD (1970) signale l’importance des cavités pariétales, sortes de taffonis de plusieurs décimètres de profondeur, qui minent les piédroits des arches inférieures du Pont du Gard construit dans la "molasse" calcaire miocène. En Provence, les plus remarquables se situent sur les rochers des Baux, de même que sur les escarpements dolomitiques (Etoile, Verdon, Marseilleveyre) (NICOD, 1967, p. 206).
  • Dans les calcaires à forte microporosité, comme la craie de Normandie (basse vallée de la Seine), des taffonis ont été signalés par J. RODET (comm. orale). Dans les calcaires crayeux du Neguev, en Israël, des taffonis sont également mentionnés (TRICART et CAILLEUX, 1969, p. 479).
  • Dans les biomicrites macroporeuses du Mt. Bangeta, en Papouasie Nouvelle-Guinée, nous avons observé des taffonis entre 3800 et 4100 m d’altitude. La roche nue qui affleure au-dessus de la steppe humide à Cyathea et Dechampsia est exposée aux précipitations et aux remontées d’eau capillaire. Les lapiés de ruissellement sont absents comme dans la craie ; par contre, la surface du calcaire est formée par une juxtaposition de micro-dépressions centimétriques et de taffonis de 10 à 80 cm de diamètre (photo 163).

37PELLETIER (1960) rappelle que les taffonis ont été étudiés pour la première fois par CAYEUX (1909) dans les Cyclades et par BOURCART (1930) et le LIGUS en CORSE (bibliographie in PELLETIER, 1960). Depuis, des taffonis en roches non calcaires ont été décrits un peu partout dans le monde : grès du Sahara et de l’Ouest des USA, volcanites des Andes, tufs volcaniques du Demavend en Iran, roches cristallines et volcanites en Antarctique (TRICART et CAILLEUX, 1967, p. 425)... On remarque que les minéraux constitutifs des basaltes, comme T olivine et les plagioclases calciques, se situent en tête de l’échelle d’altérabilité des minéraux de GOLDICH (MUXART et BIROT, 1977, p. 160), ce qui explique leur plus grande sensibilité à la désagrégation que les granites.

38L’étude détaillée des formes liées à l’ascension capillaire de l’eau dans les roches passe donc par des mesures de porosité et de vitesse d’ascension capillaire. Pour cette dernière, deux méthodes nouvelles de laboratoire sont proposées par DELEYAYE et al. (1985) : l’enregistrement automatique de l’absorption d’eau capillaire par une balance enregistreuse et le suivi de l’ascension capillaire par mesure de la résistance électrique.

C. LE ROLE DE LA POROSITE DE FISSURES

39La porosité de fissures des roches carbonatées joue un rôle majeur dans le modelé exokarstique et conditionne la pénétration des eaux dans l’endokarst. S’il existe des fractures en extension, ouvertes de plusieurs millimètres à plusieurs centimètres, de nombreux joints s.l. et fractures sont fermés ou larges de quelques dixièmes de µm à quelques pm, ce qui n’empêche pas l’eau capillaire d’y pénétrer.

1. Mesure de la perméabilité

40La perméabilité des calcaires, roches fissurées, est une notion vectorielle qui caractérise leur aptitude à se laisser traverser par l’eau ; elle varie en fonction de l’échelle considérée, puisque peuvent intervenir séparément ou en même temps, la porosité d’interstices et la porosité de fissures, mais en pratique elle mesure essentiellement la porosité de fissures. Cette perméabilité intrinsèque s’exprime en darcy (D) et millidarcy (mD) (1 darcy = 9,6127.10-6 m/s pour l’eau à 20°C) ; on la mesure systématiquement, en recherches pétrolières, pour les réservoirs carbonatés. En laboratoire, elle se mesure à l’eau et à l’air à l’aide d’un perméamètre, tube de caoutchouc approprié, dans lequel on introduit les carottes de roches. L’eau sous pression s’écoule au travers de l’échantillon, puis est recueillie de l’autre côté. Ces deux méthodes complémentaires donnent, selon les roches, des valeurs très variables allant de 0,01 à 1000 mD. La difficulté des mesures sur calcaires compacts confirme que la perméabilité est fonction de la géométrie du milieu poreux ; elle varie avec le carré du rayon moyen des interconnexions entre les pores (LETAVERNIER, 1984, p. 39).

41Sur le terrain, les essais Lugeon permettent de mesurer la perméabilité des roches fissurées au cours des sondages. Les mesures s’effectuent tous les 5 ou 6 m en injectant de l’eau sous pression (10 bars) et en mesurant le débit stabilisé au travers de la roche au bout de 5 à 10 mn. Cette perméabilité s’exprime en litres par minute par mètre linéaire de sondage (DE MARSILY, 1981). En Haute-Savoie, dans le vallon glacio-karstique de Gers situé sur la bordure du massif de Platé, plusieurs sondages ont été effectués par EDF/REAL de Chambéry dans les calcaires tertiaires, dans le cadre de l’étude du site d’un futur barrage en zone semi-karstique (EDF/REAL, 1983 ; MAIRE, 1985 et chap. I). Deux sondages, l’un dans les calcaires priaboniens compacts, l’autre dans les calcschistes oligocènes fissurés, permettent de mettre en évidence les caractères et l’évolution de la perméabilité en fonction des faciès et de la profondeur du sondage (fig. 194) :

  • dans les calcaires priaboniens, les essais Lugeon indiquent des pertes d’eau très faibles ou faibles, variant entre 0,1 et 2,7 l/mn/m (moyenne = 0,8 l/mn/m) ; on est en présence de calcaires compacts avec une porosité d’interstices de 1 % et une porosité de fissures peu développées ;
  • dans les calcschistes oligocènes, les essais Lugeon montrent des pertes d’eau plus fortes, de 3,4 à 75 l/mn/m (moyenne = 21,5 l/mn/m), dues à une porosité de fissures élevée probablement en relation avec l’élargissement du système de fissures des calcschistes, dans un contexte d’aquifère fissuré noyé localisé sous le remplissage fluvio-glaciaire du vallon de Gers (chap. I).

Figure 194 : Essais d’eau (ou essais de perméabilité de type essais Lugeon mesurés dans deux sondages réalisés dans le fond de la cuvette glacio-karstique de Gers (Platé/Hte.-Savoie/Fr.) (d’après EDF/REAL-CHAMBERY, 1983). Deux types de perméabilité sont mis en évidence : dans les calcaires compacts du Priabonien, on n’observe aucune perte d’eau sensible ; dans les calcaires oligocènes, on remarque, au contraire, de nombreuses pertes d’eau à cause d’une forte porosité de fissures.

42Les essais de perméabilité ou essais d’eau ont donc pour but de mesurer localement la perméabilité de fissures et les phénomènes associés liés par exemple au débourrage des fissures sous l’action de surpression (mise en eau d’un barrage artificiel).

Figure 195 :
Rôle micromorphologique de joints argileux à son stade incipient dans les calcaires sénoniens oomicritiques de Plate (Hte.-Savoie, France).
(A) Bien que légèrement mis en relief, ce joint argileux sert de point de départ à une rainure de dissolution-désagrégation.
(B) Le joint argileux plus épais est également mis légèrement en relief, mais la rainure n’est pas encore bien formée. Dans les deux cas, ces joints argileux sont des éléments de faiblesse qui permettent à l’eau capillaire de pénétrer dans la roche, d’où une désagrégation sous l’action chimique de l’eau et un démantèlement par le gel (gélidisjonction).

Figure 196 :
Action de la dissolution-désagrégation dans des calcschistes bajociens (Ht.-Giffre/Hte.-Savoie, Fr.). Formation de micropoches aux dépens des laminites argileuses et de la calcite sparitique, puis dissociation en feuillets sous l’action complémentaire de la gélifraction (gélidisjonction).

2. Le rôle des joints de stratification

43Plans de discontinuité délimitant deux couches de nature pétrographique identique, les joints de stratification dans les roches carbonatées peuvent être ou ne pas être argileux. Leur faible ouverture, même partielle (quelques dixième de µm), est suffisante pour que l’eau météorique les élargisse par dissolution et gonflement des argiles intercalaires.

44Sur le massif de Platé, les joints de stratification de l’Urgonien séparent la roche en bancs de 2 à 4-5 m d’épaisseur. Sur le front des banquettes, les joints (très peu argileux) sont ouverts par la dissolution à des degrés divers à cause de leur perméabilité variable et de l’alimentation en eau. Un joint qui s’agrandit par corrosion en un point précis tend ensuite à s’élargir latéralement ; une fois le processus amorcé par les écoulements épidermiques, la décompression aide à la désolidarisation des bancs. Lorsqu’un glacier s’installe sur un tel relief, le débitage ou "quarrying" glaciaire s’exerce sans difficulté en arrachant les fragments de bancs préalablement décollés, pour façonner un karst en banquettes moutonnées.

45Dans les calcaires biomicritiques à petits bancs du Sénonien de Platé, les joints argileux de stratification se succèdent tous les 10-20 ou 30 cm, bien soulignés par la dissolution différentielle et la gélifraction sur les escarpements. Par contre, dans le domaine subalpin, si l’on dégage un petit mur sénonien de sa couverture pédologique, on remarque que les joints argileux, de forme ondulée, ne sont pas exploités par la dissolution. Sur le karst nu, l’observation micromorphologique des joints révèle que les niveaux argileux les plus épais (1 à 3 mm), de nature feuilletée, sont légèrement en relief par rapport à la biomicrite, mais à la suite du gonflement et de l’éclatement des feuillets argileux, ces joints servent de point de départ pour une microrainure (fig. 195).

46En Slovénie (Yougoslavie), au S du Triglav, la chaîne méridionale de Bohinj est modelée dans des dolomies triasiques en bancs de 1,5 à 2 m de puissance. Sur le flanc des puits à neige ou des parois, les joints, peu ou non argileux sont élargis par la dissolution, puis par la cryoclastie, notamment là où la neige s’accumule le plus longtemps (photo 165).

Photo 164 :
Calcschistes du Bajocien (Ht.-Giffre, fig. 16). Photogramme de lame mince montrant la succession des laminites argileuses.

Photo 165 :
Sur le flanc de ce puits à neige, la dissolution et la cryoclastic ont élargi les joints de stratification de la formation dolomitique en formant parfois de petits abris sous roche (Trias de la chaîne S de Bohinj, Slovénie/Yougoslavie). Pétrographie : dolomicrosparite, 95 % de dolomite et 5 % de calcite, porosité intercristalline de 5,95 % (mesures : laboratoire de géomorphologie du CNRS, Caen).

Photo 166 :
Recoupement oblique de deux familles de diaclases sans le secteur faillé du col de Monthieu sur le massif de Platé (Hte.-Savoie, France). Elles forment aujourd’hui des lapiés de diaclases (Kluftkarren) caractéristiques sur le karst en banquettes d’Urgonien.

Photo 167 :
Recoupement perpendiculaire de deux familles de diaclases sans signification tectonique nette sur l’Urgonien de Platé. Leur degré d’ouverture par la dissolution est variable en fonction de leur porosité et de la progression longitudinale de la dissolution à partir de fissures déjà élargies.

Photo 168 :
Tables de lapiés en cours de démantèlement sur le karst en banquettes d’Urgonien de Plate (Hte.-Savoie, Fr.). Préparées par le découpage des diaclases, ces tables se déchaussent par gravité le long d’un plan de stratification inférieur élargi par les écoulements épidermiques.

3. Le rôle de la schistosité

47Dans une roche, la schistosité correspond à un débit en feuillets parallèles d’origine tectonique (MATTAUER, 1973). Son rôle est important dans l’évolution de l’exokarst en raison de l’action conjuguée de la dissolution et de la gélifraction.

48La schistosité de flux est caractérisée par une orientation des minéraux selon des plans d’aplatissement parallèles, donnant souvent un clivage (schistes ardoisiers). Dans les roches métamorphiques, on a une foliation, ce qui est le cas pour certains marbres (marbres du Taygète, Péloponnèse-Grèce). Dans l’exemple des calcschistes bajociens du Haut-Giffre (> 78 % de CaCO3), en Haute-Savoie, on distingue de nombreuses laminites argileuses et ondulées, épaisses de 50 à 200 µm chacune, et séparées par des couches de calcite sparitique (fig. 196, photo 164). En surface, l’eau attaque les laminites argileuses et dissous la calcite sous-jacente sous forme de micropoches qui sont ensuite exploitées par la gélifraction, laquelle dissocie la roche en fragments feuilletés. Avec un pourcentage d’insolubles de plus de 20 % et sa schistosité, cette roche n’est donc pas favorable à la genèse d’un modelé exokarstique bien calibré.

Photo 169 : Cette ancienne rigole (Rinnenkarren), aujourd’hui non fonctionnelle malgré la fusion de la plaque de neige située en amont, a été tronçonnée par des lapiés de diaclases transversaux. Sur tous les karsts de haute montagne, les lapiés de diaclases capturent les eaux des lapiés de ruissellement, d’où un parcours exokarstique limité des eaux pluvio-nivales (moyenne de 8 m sur l’Urgonien de Platé à partir de 80 mesures).

49La schistosité de fractures est caractérisée par des microfractures rapprochées et disposées parallèlement au plan axial des plis, en créant aussi des plans de clivage. Les recoupements de plusieurs schistosités de fractures, sous l’effet de la dissolution et de la gélifraction, provoque un débit en "frites" (MATTAUER, 1973) typique dans certains hauts karsts. Les recoupements de schistosités de fractures sont visibles, par exemple, dans le massif pyrénéen de la Pierre St.-Martin/Larra où certaines zones, dans les "calcaires des canyons" du Santonien, sont devenues des champs de débris, à l’image de la partie amont du vallon glacio-karstique d’Ukerdi vers 2000 m d’altitude. Dans le cas cité, l’intense schistosité de fractures paraît liée à des cisaillements dans des secteurs préalablement comprimés.

4. Le rôle des diaclases

50Les diaclases sont des joints perpendiculaires à la stratification qui se recoupent obliquement ou perpendiculairement entre eux. Contrairement aux failles, il s’agit de cassures sans rejet ; mais les diaclases sont souvent associées aux grandes failles et ont donc une origine tectonique évidente, ne serait-ce que dans la flexuration des couches. Cependant, on peut envisager une origine non tectonique par décompression de la roche lorsque celle-ci est portée en surface et/ou débarrassée du poids des terrains sus-jacents, selon l’hypothèse de PRICE (BLES et FEUGA, 1981, p. 72).

51Les plus beaux réseaux de diaclases exploités par la dissolution nivale se développent sur les calcaires massifs et compacts des karsts en banquettes, en situation d’extension et de décompression. A une faille normale, s’associe une seule famille de diaclases de direction parallèle tandis qu’à un décrochement s’associent deux familles de diaclases, l’une parallèle, l’autre oblique, comme dans la zone fracturée du col de Monthieu sur le massif de Platé (photo 166). Les recoupements perpendiculaires de diaclases n’ont pas toujours de signification nette (photo 167). Mais dans tous les cas, les diaclases constituent, à la surface des karsts de haute montagne, les joints de fractures les plus nombreux et les plus sensibles à la dissolution différentielle. En effet, malgré leur ouverture initiale souvent faible (< 0,5 à 1 µm), l’eau les transforme peu à peu en fissures, profondes parfois de plusieurs dizaines de mètres ou plus, dont l’ensemble constitue les lapiés de diaclases classiques (Kluftkarren). Lorsque les bancs calcaires sont peu épais, de quelques décimètres seulement, des tables peuvent se déchausser aisément le long des plans de stratification et glisser par gravité (photo 168).

52A l’échelle microscopique, on constate qu’une diaclase d’une ouverture de 0,5 à 2-3 µm, s’élargit selon un sillon de taille millimétrique, puis s’approfondit en fissure. Sur la fig. 197, on observe l’effet de la dissolution différentielle sur les calcaires micritiques du Malm à faciès tithonique du col de la Gemmi (Berne-Valais/Suisse) : le petit filon de calcite drusique est mis en relief alors que la diaclase non cimentée sert de point de départ à un lapié de diaclase.

53L’agrandissement des diaclases perturbe l’écoulement des eaux exokarstiques en modifiant la morphologie des lapiés de ruissellement. Par recul latéral des fissures, les lapiés de diaclases capturent fréquemment les eaux qui s’écoulent dans les rigoles (Rinnenkarren). Ainsi, sur tous les grands lapiés de haute montagne, on observe en modèle réduit les processus qui déterminent les recoupements de méandres ou autocaptures et les captures. Nombre de rigoles ont un profil longitudinal en "dent de scie" à cause des microcaptures successives par les lapiés de diaclases (photo 169). En captant les eaux de ruissellement de l’exokarst, les lapiés de diaclases des karsts d’altitude contribuent en grande partie à l’absorption des eaux dans l’endokarst et conditionnent leur minéralisation exokarstique.

Figure 197 : Microformes de dissolution différentielle sur calcaire micritique du Malm à faciès tithonique (Col de la Gemmi/Valais-Berne, Suisse). A gauche, la calcite sparitique du filonnet, plus résistante que la calcite micritique, est mise en relief par la dissolution. A droite, une micro-fracture large de moins de 7 à 2 µm est à l’origine d’une rainure de dissolution.

Figure 198 : Exemples de filonnets à remplissage calcitique observés en lame mince.
(A) Système de microfractures en extension remplies par de la calcite secondaire (veines et filonnets) : a. Calcite en mosaïque drusique (sparite). b. Pores, c. Joint rouge ondulé et tectonisé (cf. c’ : esquille de marbre décollée à l’intérieur du filonnet central). d. Ciment micritique. (Marbres oligocènes : Eastern Highlands, Papouasie Nouvelle-Guinée).
(B) Filonnet de calcite sparitique à porosité vacuolaire : a. Vacuoles, b. Cristallisation sparitique. c. Biomicrosparite à nombreux bioclasts de grande taille, (calcaires éocènes :Tymfi, Grèce du Nord). (LM : laboratoire de géomorphologie du CNRS/Caen : M. LEVANT, B. LANOE, C. BLANCHET).

Photos 170 à 172 :
Trois types d’évolution de fractures d’extension en échelons dans les karsts à banquettes d’Urgonien du massif de Platé (Hte.-Savoie).
Photo 170 :
Fentes en échelons remplies par un ciment de calcite sparitique et non ouvertes par la dissolution.

Photo 171 :
Fentes en échelons étroites et non calcitées, en cours d’élargissement par la dissolution.

Photo 172 :
Lapiés de fentes en échelons bien agrandis par la corrosion.

5. La porosité des filons

54Les filons de calcite sont nombreux dans les calcaires et correspondent au remplissage chimique de fractures et de microfractures. Dans le cas des microfilons (filonnets ou veines), larges de quelques millimètres à quelques centaine de µm, l’observation en lame mince permet d’étudier la nature et la porosité des ciments. Ces ciments sont souvent constitués de calcite en mosaïque drusique (gros cristaux sparitiques de 50 à 200 µm) et présentent éventuellement une porosité intercristalline, voire une porosité vacuolaire (fig. 198). Mais ces microfractures bouchées ne jouent généralement aucun rôle morphologique, si ce n’est leur légère mise en relief par la dissolution différentielle car la calcite sparitique est plus résistante que la calcite micritique. Quand les veines sont remplies par un ciment microcristallin (cristaux inférieurs à 5-10 µm), elles sont beaucoup plus aptes à la dissolution et se trouvent en creux par rapport au calcaire sparitique. ROQUES et EK (1973) montrent que les veines de dolomite ne sont pas creusées du tout.

6. Le rôle des fractures d’extension en échelons

55Les fentes en échelons ou fentes de traction, fréquentes dans les massifs calcaires, sont dues à un effort de traction, voire de torsion, qui ouvre la roche selon des fissures droites ou courbes et parallèles entre elles. Elles peuvent être remplies de calcite de recristallisation dont la structure fibreuse est perpendiculaire au sens général de la traction. Sur les banquettes d’Urgonien du dôme anticlinal des Grandes Platières, à Platé (Hte.-Savoie, Fr.), de nombreuses fentes en échelons sont utilisées par la dissolution superficielle. Certaines, calcitées, ne sont pas agrandies (photo 170) ; d’autres, sans remplissage de calcite, commencent à peine de s’élargir et forment de petits sillons de quelques millimètres à 1 cm de profondeur (photo 171). Beaucoup se sont transformées en fissures, en forme d’amandes, larges de plusieurs centimètres et profondes parfois de plusieurs décimètres : il s’agit de lapiés de fentes en échelons, généralement associés aux lapiés de diaclases. L’élargissement de ces fentes en échelons n’est possible, semble t-il, que si elles sont peu ouvertes à l’origine et non remplies de calcite (photo 172).

7. Le rôle des failles en extension et les phénomènes de décompression induits

56Les failles normales sont fréquentes dans les montagnes et les hauts plateaux soumis à une tectonique de distension. D’autres failles, situées sur les charnières de plis, sont le résultat d’un effort de traction. Ces fractures ont souvent subi une calcification sparitique secondaire comme on peut l’observer en lame mince sur un échantillon prélevé à Platé (Hte.-Savoie). De tels remplissages chimiques pourraient s’opposer à la pénétration de l’eau dans l’endokarst et à leur élargissement en surface ; or, on constate que ces failles sont presque toujours exploitées par la dissolution au même titre que les diaclases, et déterminent des alignements de puits-fissures. En effet, d’une part la cristallisation de calcite néoformée au cours du glissement ne remplit pas entièrement les failles, d’autre part la décompression agit peu à peu dans un contexte tectonique en extension. Il se produit aussi des mouvements classiques de détente après la fusion des glaciers et en bordure des versants.

57L’hypothèse de PRICE (1959) selon laquelle les diaclases peuvent avoir une origine de décompression doit être nuancée, car dans les hautes montagnes calcaires puissamment soulevées depuis la fin du Miocène, on observe la conjonction d’une tectonique en distension et des phénomènes de détente directement induits. Choisissons plusieurs exemples :

a. Les mégafissures des Levka Ori et du Djudjura

58Les Levka Ori, en Crète occidentale, présente un ancien karst tropical miocène porté en altitude au Miocène supérieur par une néotectonique en extension remarquable, un plan de Bénioff se développant sous la Crète au contact des plaques africaine et hellénique (chap. III). En dehors des grandes failles normales à rejet plurikilométriques qui ceinturent le massif, comme celui du Mt. Ida plus à l’E, le haut plateau est haché par un dense réseau de fractures. Probablement ouvertes de plusieurs centimètres au départ, les diaclases géantes forment un quadrillage de puits-fissures. Certaines, larges de 1 à 2 m et sans rejet apparent, ont été remplies par une calcite blanche à rougeâtre à faciès travertineux qui a une origine hydrothermale probable (photo 279, chap. XIV). Ces fractures transformées en filons sont directement liées à l’extension superficielle du massif lors du mouvement de subduction, avec remontée hydrothermale.

59Le Djurdjura, en Haute Kabylie (Algérie), est une chaîne récente fortement soulevée depuis la fin du Miocène. Son altitude élevée (2000 à 2300 m), avec des versants subverticaux de 1000 à 1500 m de commandement, et son étroitesse dans la région centrale du Ras Timedouine (2305 m) - Azrou Ou Gougane (2158 m) sont responsables d’une forte décompression de l’armature calcaire liasique. Celle-ci se traduit par de grandes fractures ouvertes, perpendiculaires ou obliques par rapport à l’axe de la chaîne, larges de plusieurs décimètres à un ou deux mètres, qui peuvent être descendus sur plus de 100 m de profondeur. Le gouffre Anou Ifflis, profond de plus de 1000 m, est creusé au profit de cassures du même type (fig. 285, chap. XI). Comme en Crète, on est en présence de fractures tectoniques, avec ou sans rejet, qui ont joué en extension et en décompression au moment de la surrection de la chaîne.

b. Un modelé de dissolution-décompression : les dolines de crète

60Dans les karsts de moyenne et haute montagne, il est fréquent de voir des entonnoirs et des puits de grandes dimensions sur les cols et les sommets d’interfluves étroits. Leur genèse est en relation avec la décompression des zones en relief, ce qui augmente la "perméabilité en grand" et concentre la dissolution sur les secteurs les plus fissurés. Les dolines-puits de crêtes et de cols les plus remarquables que nous ayons observées se situent sur la haute et étroite chaîne du Djurdjura (Algérie), entre le Ras Timédouine et l’Akoukert, vers 2100-2300 m d’altitude. Il s’agit de larges puits ou de dolines, de plusieurs mètres à 100 m de diamètre et d’une profondeur équivalente (névières et glacières). Ils se développent dans les calcaires du Lias et sont orientés sur le dense réseau de fractures en extension-décompression qui hache le sommet de la chaîne (photo 173).

Photo 173 :
Djurdjura, Ras Timedouine (Algérie). Profonde doline de crête, large de 50 m, située vers 2200 m d’altitude, dans les calcaires liasiques décomprimés.

61Les entonnoirs de cols sont fréquents dans les montagnes calcaires du pourtour méditerranéen. Des exemples spectaculaires sont connus sur le Mt. Ida, en Crète, vers 2200-2400 m d’altitude : doline de plus de 200 m de diamètre entre le culmen (2456 m) et le sommet 2424 m, et autres dépressions identiques de 100 à 250 m de large et de 20 à 40 m de profondeur sur l’arête E qui domine le poljé du Nida (fig. 60, chap. III).

62Des dépressions en baquet, à bords subverticaux, on été vues sur le massif pyrénéen de la Pierre Saint-Martin/Larra. Larges de 50 à 150 m et profondes de 30 à 50 m, ces cuvettes sont creusées dans les calcschistes fissurés du Maestrichtien, sur la crête de Budoguia-Table des Trois Rois vers 2250-2300 m. Les entonnoirs de cols, en roche non calcaire, existent également. C’est le cas du vaste entonnoir localisé sur le col des Verdets (alt. 2250 m), dans le massif de Platé (Hte.-Savoie), qui éventre les Grès de Taveyannaz de l’Oligocène sur 150 m de diamètre et 30 m de profondeur. Dans cet exemple, deux facteurs sont favorables :

  • la décompression de la roche en raison de la position de crête ;
  • la proximité des calcaires sous-jacents (calcschistes et calcaires nummulitiques) estimés vers la cote 2230 m, soit 80 m sous le fond de la dépression (alt. 2310 m).

63Il existe donc une crypto-karstification et un transfert des matériaux vers le plancher calcaire par soutirage et dissolution.

7. Le rôle des failles en compression

64Dans de nombreux massifs calcaires, fractures en compression et en distension peuvent se cotoyer, mais elles ont toujours une localisation et une origine différentes. Sur le massif franco-espagnol de la Pierre SaintMartin/Larra, la couverture rigide des "calcaires des canyons" du Santonien surmonte directement la zone axiale primaire selon un train de plis où apparaissent écailles et blocs faillés. En raison du raccourcissement N-S, on observe une série de failles inverses, de failles plates et de chevauchements à vergence S ainsi que des décrochements parallèles à l’axe des plis qui ont donc joué en compression.

65En position transversale, de nombreuses diaclases et fractures ont fonctionné plus tard en extension et en décompression au cours de la surrection néogène. On constate que la plupart des failles inverses et des chevauchements ne jouent pratiquement aucun rôle morphologique direct car les versants recoupent indifféremment les structures en compression. Cette tectonique pyrénéenne de compression s’est produite entre l’Eocène moyen et l’Eocène supérieur (phase pyrénéenne), mais elle a pu perdurer jusqu’à la fin de l’Oligocène et le Miocène inférieur car les derniers mouvements de compression sont bien datés de l’Aquitanien dans les Pyrénées espagnoles ; de plus, dans le Pays Basque, le sondage de Cagnotte a montré que le Trias et le Crétacé supérieur chevauchent la molasse aquitanienne (HENRY, 1987).

66Sur le massif de la Pierre Saint-Martin, les chevauchements E-W, bien visibles en profondeur lorsqu’ils sont recoupés par les grands conduits souterrains, sont moins nets en surface. Les miroirs de ces failles cisaillantes présentent des brèches tectoniques à ciments orangés qui remanient d’anciennes poches d’argile rouge riche en Fe2O3 et en Al2O3, témoins des paléokarsts tertiaires (chap. XVI). Sur lame mince, on observe une structure intrasparitique à nombreux lithoclasts provenant de la recristallisation sous contraintes des microsparites des "calcaires des canyons", et la présence de fissures inframillimétriques, sans doute postérieures, remplies d’un ciment orangé ou partiellement ouvertes (fig. 199).

Figure 199 : Porosité de fissure dans une brèche de faille en compression de la Pierre St.-Martin/Larra (Pyr.-Atl. et Navarre, France/Espagne) (contexte : décrochement dans les "calcaires des canyons"). Sur cette lame mince, on observe une fissure semi-ouverte (a) partiellement remplie par un ciment orangé (b) riche en Fe2O3 et Al2O3 issus de poches d’argiles rouges tertiaires. La brèche de faille est une intrasparite : c. Grands cristaux sparitiques ; d. Bioclastes et lithoclastes de grande dimension. (Lame mince : laboratoire de géomorphologie du CNRS/Caen).

D. L’INTERACTION GELIFRACTION-DISSOLUTION : LE ROLE DE LA POROSITE S.L. ET DES FACTEURS TOPOCLIMATIQUES

67Gélifraction et dissolution interviennent simultanément dans les hautes montagnes calcaires, en relation étroite avec la porosité de fissures et avec l’intensité et le nombre de cycles gel-dégel variables selon l’altitude, la latitude, l’exposition et les conditions climatiques régionales. A la suite de nombreuses observations de terrain faites par les géomorphologues sur le comportement des roches au gel (TRICART et CAILLEUX, 1967), des travaux expérimentaux ont été conduits, notamment en France, sur la gélivité des calcaires (travaux de LAUTRIDOU dans le bulletin du Centre de géomorphologie de Caen et LETAVERNIER, 1984). En revanche, les interactions gélifraction-dissolution en domaine périglaciaire n’ont pas suscité de recherches détaillées sur le plan expérimental. Or, dans les karsts de haute montagne, ces deux processus interdépendants jouent un rôle majeur dans l’évolution actuelle du relief.

68En fonction du degré de la fissuration et de la nature des calcaires, la gélifraction ou la dissolution peu prendre le pas sur l’autre, du moins quant à l’allure du modelé. Ainsi des calcaires recoupés par deux schistosités de fractures sont responsables de champs de débris où le modelé karstique s’estompe, malgré et à cause de la dissolution qui tend aussi à élargir les fissures. En revanche, les calcaires compacts macrofissurés donnent un relief karstique à lapiés et puits à neige. Mais il existe de nombreux types de comportements intermédiaires comme nous allons l’examiner.

1. Les types de gélifraction

69LETAVERNIER (1984) distingue la géliruption (éclatement de la roche), la gélidesquamation (écaillage) et la gélidisjonction, trois processus qui agissent différemment en fonction de la géométrie du milieu poreux.

70- La géliruption : responsable de la microgélifraction, la géliruption dépend de la teneur en eau de la roche dans son réseau poreux interstitielle au moment du gel. LETAVERNIER (1984) montre que ce processus se produit par migration interne de l’eau sous pression avec l’avance du front de gel. L’énergie ne pouvant être dissipée vers l’extérieur et insuffisamment rapidement vers l’intérieur par les interconnnexions du réseau microporeux, la roche éclate. La géliruption dépend aussi de la température de congélation de l’eau ; or, on assiste à l’abaissement de cette température de congélation de l’eau du milieu microporeux en raison du volume restreint de l’eau et des liaisons entre les vides. LETAVERNIER (1984) indique qu’un "rayon d’accès aux pores inférieur à 0,125 μm recule la température de congélation de l’eau contenu dans ces pores au-delà de - 3 ° C".

71Très microporeuse, la craie est microgélive ; de plus, sa porosité efficace de quelques %, en apparence défavorable à la pénétration de l’eau, favorise la géliruption en empêchant la dissipation interne de l’énergie de congélation produite dans l’horizon superficiel humecté. Par le processus de dissolution-désagrégation, la surface dégradée de la craie facilite aussi la géliruption.

72Les calcaires macroporeux ont deux comportements possibles :

  1. si le gel est intense et/ou rapide, avec une bonne saturation en eau de la roche, les calcaires deviennent vulnérables à la géliruption ;
  2. si le gel est peu intense, la dissipation des contraintes s’effectue sans difficulté vers l’intérieur, ou vers l’extérieur par extrusion de la glace.

73Ce deuxième comportement se rencontre dans les calcaires macroporeux du haut karst équatorial du Mt. Bangeta, en Papouasie Nouvelle-Guinée, où les conditions climatiques n’ont jamais été favorables à un gel intense, même au Würm. Aujourd’hui, entre 3800 et 4100 m, des alternances gel-dégel peuvent se produire entre la nuit et le jour, mais l’intensité du gel est faible (température nocturne de-1 à + 2°C) ; aussi n’existe t-il aucun éboulis de gélifraction holocène. De plus, on observe très peu d’éboulis hérités de la dernière période froide, vers 3400-3800 m, dans l’ancienne ceinture périglaciaire du massif.

74Cette immunité des calcaires macroporeux vis-à-vis de la gélifraction est confirmée par les expériences réalisées au laboratoire de géomorphologie de Caen. Ces recherches montrent qu’une plus grande perméabilité, de type macroporeuse à vacuoles, tend à supprimer la cryoclastie. C’est le cas des biomicrites vacuolaires du Mt. Bangeta comme du calcaire turonien de Puymoyen (Charentes), testé à Caen, dont la porosité vacuolaire le fait résister à tous les gels (LAUTRIDOU et OZOUF, 1978 ; GUILLIEN et LAUTRIDOU, 1980, in LETAVERNIER, 1984). Selon LETAVERNIER, une macroporosité médiocre, avec des accès aux pores supérieurs à 1 µm, protège les calcaires des gels peu intenses et peu humides. Avec une forte macroporosité, même les gels intenses et humides sont inefficaces. Les calcaires compacts (P < 1-2 %) ne sont pas sensibles à la géliruption en raison de leur faible porosité d’interstices et de leur mauvaise capacité d’absorption en eau comme le confirment les tests expérimentaux de LAUTRIDOU et LENEUF (1974).

75- La gélidesquamation : selon LETAVERNIER, ce processus d’écaillage intervient lorsque l’eau contenue dans les pores de la roche se dirige vers le front de gel, donc vers l’extérieur, par cryosuccion, phénomène connu en pédologie (appel d’eau vers les zones gelées). Sur le terrain, la gélidesquamation peut se confondre avec la gélidisjonction beaucoup plus fréquente sur les hautes montagnes calcaires.

76- La gélidisjonction : c’est le processus de cryoclastie le plus répandu dans les karsts d’altitude car il dépend de la porosité de fissures. Il existe une relation d’interdépendance entre la gélidisjonction et la dissolution puisque ces deux processus se favorisent mutuellement en agrandissant les joints de la roche. L’eau contenue dans les fissures gèle à une température qui varie en fonction de l’écartement de celles-ci ; pour les microfissures, souvent inférieures à 0,1-0,2 µm, cette température de gel est un peu supérieure à celle qui est nécessaire (-3°C) pour congeler l’eau située dans les pores à rayon d’accès égal (0 de 0,125 µm), comme l’a montré BOUSQUIE (1979 ; in LETAVERNIER, 1984, p. 76). Parmi les calcaires sensibles à la gélidisjonction, signalons par exemple :

  • les calcaires stratifiés en petits bancs (Sénonien de Platé et du Dévoluy) ;
  • les calcschistes, dont la schistosité de flux permet une dissociation selon les plans de clivage (Berriasien du Haut-Giffre) ;
  • les calcaires recoupés par plusieurs schistosités de fractures.

2. Le rôle des facteurs topoclimatiques

77Gélifraction et dissolution, en exploitant la porosité de fissures, sont donc à la base de l’évolution morphologique des hautes montagnes calcaires. Mais dans la localisation et l’approfondissement des cirques, cirques-dolines, dépressions, niches, on remarque le rôle important de l’exposition (adret/ubac, situation au vent et sous le vent) qui modèle le relief selon des systèmes d’érosion différentielle d’ordre topoclimatique.

a. Le contraste d’exposition adret/ubac (latitudes tempérées)

78Dans la genèse et le développement des cirques glacio-karstiques, du type cirque-doline, l’opposition adret/ubac doit être soulignée au même titre que dans l’évolution des cirques en région non calcaire. Dans l’hémisphère N, les oppositions morphologiques entre versants N plus froids et plus humides et versants S plus chauds et plus secs sont visibles, en particulier dans les hautes chaînes calcaires du domaine alpin-méditerranéen. Par exemple, dans les Alpes méridionales franco-italiennes de l’Oserot-Tête de Moïse (col de larche), les travaux de NICOD et de FERA 282 du CNRS (1974) sur la genèse des dépressions glacio-karstiques de cirques montrent que celles-ci se développent de préférence en ubac où surcreusement glaciaire, soutirage par les eaux de fonte des glaces et dissolution nivale ont agit selon des séquences répétitives au cours du Quaternaire, avec développement du phénomène d’autocatalyse au fur et à mesure de l’approfondissement des dépressions. Dans les Alpes maritimes, le massif calcaire du Mt. Mounier (2817 m) étudié par JULIAN (1967 et 1980) présentent des cirques glaciokarstiques surtout développés en ubac.

79En Méditerranée orientale et au Moyen-Orient où les étés sont longs, chauds et arides, le contraste adret/ubac est encore plus marqué. Protégées en ubac à l’ombre des murailles supérieures des cirques, les neiges hivernales contribuent par leur lente fusion à approfondir les cirques-dolines, tandis que la gélifraction continue d’alimenter éboulis et glaciers rocheux actifs logés dans les dépressions. En Arménie turque, le massif d’Hasobesir-Aluce au S de Van et le Cilo-Dag près de la frontière irakienne sont deux exemples caractéristiques du Taurus oriental. Les versants septentrionaux sont échancrés par de vastes cirques-dolines à glaciers rocheux actifs dans le premier cas et par des glaciers de cirques dans le second cas, alors que les versants méridionaux sont constitués d’éboulis et de niches ou de cirques moins développés (fig. 108, chap. IV). En Grèce, la rôle de l’exposition est identique. Dans le Péloponnèse, les massifs de l’Erymanthe et du Helmos possèdent des versants N boisés au-dessus desquels se développent d’anciens cirques glaciaires et de profondes vallées (Styx) ; les versants S, peu forestiers, sont moins creusés par l’érosion nivale ou nivo-glaciaire (fig. 49, chap. II). Il en est de même pour le Mt. Ida, en Crète centrale, qui détient le seul vallum morainique de l’île disposé en ubac à la base d’un petit cirque en fauteuil (fig. 61, chap. III).

80En Afrique du Nord, les contrastes d’exposition sont sensiblement les mêmes. Dans le Djurdjura (Algérie), orienté E-W, le versant septentrional dominant la Kabylie est caractérisé par des cirques nivaux très raides et de grandes parois. Moins escarpé, le flanc S présente des pentes mal régularisées, à gradins et talus d’éboulis. Au Maroc, dans le Haut Atlas, les derniers petits glaciers subsistent en exposition N, à l’abri des cirques sommitaux (Toubkal, 4165 m). Dans le Haut Atlas central calcaire, la dissymétrie du Mgoun (4071 m) est en grande partie d’origine topoclimatique. COUVREUR (1981) indique que le versant N est entaillé par des cirques et vallons glaciaires dont le plancher est plus ou moins karstifié, et en amont desquels apparaissent des glaciers résiduels. En revanche, le versant S est caractérisé par des pentes régularisées, des guirlandes de gélifracts et des tabliers d’éboulis.

81NB : pour la gélivation des parois, cf. aussi TRICART et CAILLEUX (1967), BIROT (1981, p. 53-71), FRANCOU (1988) et bull, du centre de géomorphologie de Caen.

b. Dissymétrie entre versants au vent et sous le vent

82Selon les régions climatiques, la situation en latitude et la disposition des chaînes de montagnes par rapport aux grands mouvements des masses d’air cycloniques (moussons dans la zone tropicale, circulations d’W en Europe), on observe une opposition morphologique classique entre les versants W et E, ou S et N. Par exemple, la chaîne himalayenne d’orientation EW constitue une haute barrière fortement arrosée sur sa façade mériodionale par la mousson asiatique alors que le versant septentrional, en position d’abri, est marqué par le climat subdésertique tibétain. Ainsi, au Népal, la haute vallée de la Kali Gandaki traverse en 15 km seulement le massif du Dhaulagiri-Nilgiri-Annapurna, passant du secteur semi-aride de Jomson (200-250 mm/an) au N, au versant S entaillé par de larges cirques glaciaires et de profondes vallées baignées par un climat subtropical de mousson. Dans la partie moyenne, sur les pentes inférieures du Dhaulagiri formées de calcaires et de schistes ordoviciens, la pauvreté du modelé karstique est surtout due à la métamorphisation de la série carbonatée, à faible porosité de fissures et riche en insolubles (15 à 34 %), comme dans les calcaires de Larjung à plagioclase, phlogopite et grenat (REMY, 1975 ; WALTHAM, 1971).

83Dans les Andes centrales d’orientation presque méridienne, le contraste d’exposition n’est pas aussi frappant qu’en Himalaya du Népal, car la situation climatique est plus complexe. Pour la cordillère occidentale péruvienne, par exemple, l’opposition morphoclimatique entre les versants W et E, ou SW et NE est variable. En effet, les courants marins froids du Pacifique produisent un refroidissement des masses d’air sur l’océan (subsidence thermique) et des brouillards côtiers typiques. On est en présence d’un blocage thermique de l’air marin de sorte que la sécheresse règne en basse altitude sur la Costa et continue de sévir jusqu’à 3500 m d’altitude en raison de l’absence d’ascendance orographique. En haute montagne, entre 3500 et 6500 m, le climat est moins aride sur les deux versants qui reçoivent des précipitations venant du N, de novembre à avril (saison des pluies), à cause de la descente des basses pressions équatoriales dans l’hémisphère S. Finalement, c’est le contraste adret/ubac qui prédomine dès que Ton s’éloigne de l’Equateur. Il commence à se manifester au Pérou vers 8-10°C de latitude S où les pentes E et NE sont plus ensoleillées, avec de nombreux cycles gel-dégel au-dessus de 4800 m tandis que les flancs W à SW demeurent couverts de glace et de neige en permanence au-dessus de 5000-5200 m (Cordillera Blanca et Cordillera Huayhuash) (DOLLFUS, 1965 et 1973 ; FRANCOU, 1986 ; in chap. VI). Dans la région karstique de Palcamayo, aux confins de TAltiplano de Junin et de la cordillère orientale, l’exposition W à S était également plus favorable à Tenglacement durant le Würm car les valiums morainiques des cirques W et SW sont situés entre 4090 et 4200 m, contre 4450-4480 m pour les valiums des cirques orientaux (fig. 142-tabl. 24, chap. VI).

84Les contrastes d’exposition en zone de circulation cyclonique d’W sont bien marqués en région méditerranéenne pour les chaînes d’orientation S-N. Le Taygète, dans le Péloponnèse méridional, présente ainsi une façade occidentale plus arrosée que le versant oriental en situation sous le vent ; cela se traduit par des taux de chlorures marins plus élevés dans les sources et des cirques nivo-glaciaires plus développés sur la façade W (fig. 39, chap. II).

c. Le rôle des congères

85De nombreux auteurs ont signalé la présence et le rôle des congères dans les dépressions de haute montagne des régions alpines et méditerranéennes. Sur les crêtes, les cols et les plateaux, le vent dominant souffle la neige qui s’accumule sur le flanc sous le vent des dolines, niches et autres replis de terrain. Ce phénomène classique explique des profils dissymétriques de dépressions non liés au pendage. En effet, la suralimentation neigeuse sur un des flancs de la dépression provoque une dissolution supplémentaire au moment de la fusion nivale. En Crète, sur l’arête orientale du Mt. Ida, de vastes cuvettes présentent des congères de 100-150 m de long et de 30 m de haut. Le phénomène d’autocatalyse est ici remarquable, car plus la doline s’approfondit et s’élargit, plus elle peut accueillir une épaisseur importante de neige, ce qui peut multiplier par 5, 10 ou plus la tranche d’eau efficace pour la dissolution, comme l’ont confirmées les mesures au "microérosion-mètre" effectuées par KUNAVER (1979) dans les dépressions du Mt. Kanin en Slovénie (§ II.C.2).

86Au Maroc, sur les hauts plateaux calcaires du Haut Atlas, COUVREUR (1981) décrit de remarquables surfaces ondulées, ou "karst en vague", très nettes sur la photo aérienne du plateau des Aït Abdi (alt. 2400-2800 m). Il s’agit d’un système de vallons et de dolines dissymétriques, façonnés dans les calcaires du Dogger. Le surcreusement par congère s’effectue sur le flanc sous le vent, tourné vers le NE ; sur le versant au vent, orienté vers le SW et TW, c’est le processus de régularisation qui est la règle. Des ensembles de dolines disposées en "vagues", d’origine non structurale, existent également, mais souvent moins nettement, dans le Taurus et le Zagros. Pour le karst en "vague", la convergence de formes est évidente avec des morphologies aussi différentes en taille que les systèmes dunaires, les rides de courant ou "ripple marks", les vagues d’érosion ou coups de gouge des parois de galeries karstiques ou les vagues de sublimation des tunnels de neige et de glace. En effet, dans tous les cas, on observe une dynamique similaire illustrée soit par l’écoulement d’un fluide (eau, air), soit par le déplacement et l’accumulation de particules solides se comportant comme un fluide (sables, neige), et ceci dans un sens précis.

II - LA DISSOLUTION EN HAUTE MONTAGNE CALCAIRE ET LES DEPOTS CHIMIQUES ASSOCIES NON LIES AUX SOURCES

87Dans les karsts de haute montagne, les types d’écoulements exokarstiques ont des chimismes originaux car ils varient selon l’altitude, la latitude et le climat régional. On distingue deux grands domaines supraforestiers dans lesquels s’exerce la dissolution :

  • le domaine glaciaire où le chimisme des eaux de fonte évolue des zones supraglaciaires, intraglaciaires et sous-glaciaires à l’étroite marge proglaciaire ;
  • le domaine supraforestier non glaciaire où les eaux nivales et pluviales ont un rôle chimique plus ou moins important selon les régions morphoclimatiques (ex : hauts karsts tempérés à fusion nivale et hauts karsts intertropicaux à pluies abondantes).

88Dans ces deux domaines, on observe des dépôts chimiques exokarstiques liés à des conditions de précipitation spécifiques : cryoségrégation pour les croûtes sous-glaciaires et les calcins d’altitude, concrétionnement par évaporation et/ou dégazage du CO2 pour les ciments bréchiques, les tufs de versants et de cascades des hauts karsts méditerranéens et intertropicaux.

A. LE CHIMISME DES EAUX DANS LE SYSTEME HYDROLOGIQUE GLACIAIRE ET PROGLACIAIRE

89Le système hydrologique glaciaire présente trois sous-systèmes (supraglaciaire, intraglaciaire, sousglaciaire) dans lesquels la composition chimique de l’eau varie en fonction des échanges gazeux avec l’atmosphère, du temps de séjour, du contact avec les débris rocheux et de l’écoulement concentré ou laminaire à l’interface glace-plancher calcaire. L’étude de ce système fonctionnel permet d’envisager l’évolution hydrochimique des karsts de montagne tempérés autrefois englacés pendant les phases froides du Pléistocène (fig. 200).

1. Chimie des eaux supraglaciaires

90Les eaux de fusion supraglaciaires ont une faible concentration en matières dissoutes. Sur les glaciers de calotte de Tsanfleuron et de Plaine Morte (Valais, Suisse), les teneurs en Ca++ fluctuent entre 2 et 5,2 mg/l (TH = 5 à 15 mg/l), pour un pH de 6,2 à 6,8 et une température de 0 à 0,5 °C. Dans un ruisseau supraglaciaire de Plaine Morte (échantillon PM1, alt. 2800 m), les teneurs en Ca++ et Mg++ sont de 2,8 et 0,7 mg/l (Mg/Ca = 0,25). Dans un autre ruisseau, sur le front de la langue de Tsanfleuron (échantillon T2, alt. 2450 m), les concentrations sont légèrement supérieures : Ca++ = 5,2 mg/l, Mg++ = 0,8 mg/l (Mg/Ca = 0,15). Les cations K+ et Na+ sont en quantité négligeable tandis que les anions SO4-- et Cl-·atteignent 2 et 2,5 mg/l (tableau 33).

91A titre de comparaison, dans le Haut-Giffre (Hte.-Savoie, Fr.), l’eau de pluie présente une concentration de 0,82 mg/l en Ca++ et de 0,17 mg/l en Mg++ (Mg/Ca = 0,21), pour un TAC de 5,75 mg/l. En Grande Chartreuse (Isère, Fr.), BOCQUET (1975) indique des teneurs plus faibles pour la neige fraîche : Ca++ = 0,051 mg/l, Mg++ = 0,075 mg/l, Na+ = 0,66 mg/l. Bien que légèrement plus minéralisées que les précipitations atmosphériques, les eaux proglaciaires demeurent douces car : -le temps de séjour est court et ne dépasse pas quelques heures à 24 h maximum ;

  • les eaux sont en contact avec la pCO2 atmosphérique qui est de l’ordre de 0,01 à 0,015 % vers 2400-3000 m ;
  • l’influence des débris et poussières est faible, sauf dans les secteurs frontaux recouverts d’éléments morainiques.

2. Chimie des eaux intraglaciaires et de la glace

92Du système supraglaciaire, de type ouvert, on passe à un système intraglaciaire de type confiné (eaux de percolation dans les fissures du glacier) à semi-ouvert ou ouvert (réseaux de conduits). Désormais mieux connu grâce à des explorations spéléo-glaciologiques, comme dans les moulins de la Mer de Glace (REYNAUD, 1987), on sait que durant la fonte estivale, les chenaux intraglaciaires pénétrables présentent des conditions de pCO2 identiques à celles du domaine supraglaciaire, avec cependant des portions en conduite forcée (écoulement noyé). Mais on ne dispose pas d’analyse pour ce milieu très difficile d’accès en période d’alimentation. Le temps de séjour des eaux courantes intraglaciaires est faible, de l’ordre de quelques heures, comme pour le domaine supraglaciaire. On ne peut donc s’attendre à une augmentation des teneurs en matières dissoutes au contact de la glace.

93Quant à la glace, on sait qu’il existe dans tous les glaciers un lessivage des cations majeurs et une migration verticale des insolubles qui se ferait selon une loi exponentielle comme l’ont montré les analyses effectuées par RICQ-DE-BOUARD (1977) sur le glacier du Mons de Lans (Oisans, Fr.). Les impuretés insolubles sont toujours constituées par du matériel local et des dépôts éoliens (sables sahariens). Au glacier du Mons de Lans, ces insolubles passent de 100-300 mg/l en surface à quelques mg/l vers 6-7 m de profondeur, et de 200-250 à 20-30 ng (ppb) pour le Ca++. Dans la couche basale de glace de regel (ou B.I.L. = Basal ice layer), à proximité du plancher calcaire, le taux de Ca++ est très supérieur à celui de la glace de glacier puisqu’il atteint 2 à 3 mg/l à Tsanfleuron selon SOUCHEZ et LORRAIN (1978).

Figure 200 : Schéma d’organisation du système hydrologique glaciaire (sous-systèmes supra, intra et sous-glaciaire) : conditions physico-chimiques et relations avec le substratum calcaire.

94- Le rôle du CO 2 dans la glace et la neige a été souvent souligné pour prouver l’agressivité ou la non agressivité des eaux glacio-nivales. Pour la glace de glacier, les travaux des glaciologues dans les années 1970-1980 montrent que la glace peut contenir 100 ppm d’air (en poids) (STAUFFER et BERNER, 1978). Si dans les glaciers froids, l’air est piégé dans le réseau intercristallin avec une composition assez identique à celle de l’air atmosphérique, en revanche, dans les glaciers tempérés, l’air dissous dans l’eau de percolation apparaît sous forme de bulles au moment du regel. Des études expérimentales ont été conduites par BARI et HALLET (1974). Dans la glace de glacier, le CO2 subit un sort particulier puisqu’il se situe à 20 % seulement dans les bulles d’air et à 80 % dans la glace.

95Ainsi, dans les Alpes suisses (Ewigscheneefeld), la quantité de CO2 est de 0,12 à 0,14 ml/kg de glace (tableau 34). STAUFFER et BERNER (1978) indiquent que les 80 % de CO2 contenus dans la glace sont inclus surtout dans les cristaux de glace par adsorption, plus que dans les espaces du réseau intercristallin. Le CO2 enfermé dans le cristal de glace se présente sous forme de microbulles ou se trouve dissous moléculairement. Les microbulles se forment durant la genèse de la glace tandis que la dissolution du CO2 paraît plus complexe car il existe une diffusion interne du CO2 après la formation de la glace. Les auteurs montrent que la glace de névé et des grains de neige de 1 cm de diamètre conservés à température négative et pCO2 constantes atteignent l’équilibre de leur concentration en CO2 en un an environ par un échange entre le CO2 dissous et le CO2 enfermé dans les bulles. Cependant, cette teneur en CO2 de la glace demeure faible et ne permet pas à l’eau intraglaciaire de s’enrichir en acide carbonique.

3. Chimie des eaux sous-glaciaires et genèse des encroûtements sous-glaciaires

96Le sous-système hydrologique sous-glaciaire est de deux types :

  • semi-ouvert dans les réseaux de chenaux ;
  • confiné au niveau du film d’eau à l’interface glace-rocher.

97C’est au sein de ce film d’eau inframillimétrique que se forment les encroûtements sous-glaciaires, coûtes minces et fragiles visibles uniquement dans les zones calcaires déglacées depuis quelques décennies.

a. Chimie des eaux sous-glaciaires circulant en chenaux

98Dans les chenaux sous-glaciaires, au contact du plancher calcaire, les eaux de fusion présentent un chimisme qui diffère peu des eaux supra et intraglaciaires. Les analyses effectuées sur plusieurs émissaires sous-glaciaires des glaciers de Tsanfleuron et de Ténéhet (Valais/Suisse) indiquent que les concentrations en Ca++ et Mg++ sont de l’ordre de 2 à 10,5 mg/l (TH = 5 à 26 mg/l de CaCO3 équivalent) (tableau 35), soit à peine plus que les eaux supraglaciaires qui connaissent un TH de 5 à 15 mg/1 (tableau 33). Au niveau du portail de la langue principale de Tsanfleuron, le torrent possède un débit estival supérieur à 1,5-2 m3/s. La teneur en Ca++ est de 2 mg/l seulement. Cette faible minéralisation est conforme à celle mesurée par HALLET (1979) à la hauteur du portail du Blackfoot glacier dans le Montana (U.S.A.) où la concentration en Ca++, issue du substratum calcaire, atteint 3 mg/l.

Tableau 33 : Caractères physico-chimiques des eaux de fonte supraglaciaires des glaciers de Tsanfleuron et de Plaine Morte (Valais/Suisse).
T2 : eau circulant sur le front du glacier de Tsanfleuron (3/10/85).
PM1 : ruisseau sur le glacier de Plaine Morte (26/7/74).
T5a et T10 : percolations sous le front du glacier de Tsanfleuron
(mesures in situ pour PM1, T5a et T10/marge d’erreur de 5 %), (mesures in situ et en laboratoire pour T2 ; le TH n’a pas subi de changement après plusieurs mois de stockage au réfrigérateur)

Tableau 34 :
Proportions d’air et de CO2 (en volume et poids) dans la glace du glacier, la neige, la grêle, la pluie et l’atmosphère, principalement en Suisse. (NB : 1 litre d’air = 1,294 g ; 1 litre de CO2 = 1,976 g).
* d’après STAUFFER et BERNER, 1978
** d’après AMIEL, in PASCAL, 1968
*** d’après MAIRE

Echantillons

Débit (l/s)

T (°C)

pH

Ca2+ + Mg2+ (mg/l)

T2

1,00

0,5

6,3

7,2

T5a

< 0,01

0,0

6,2

5,0

T6a

1.50

0,6

6,3

3,9

T8a

0.50

6,4

4,6

T10

1,00

0,2

6,2

< 2,0

Tableau 35 : Caractères physico-chimiques des eaux de fonte issues du glacier de Tsanfleuron (Valais/Suisse) le 3/10/85 (mesures in situ, marge d’erreur de ± 5 % pour le Ca-Mg).
T2 : eau circulant sur le front du glacier.
T5a : percolation sous le front du glacier.
T6a : eau issue du front, au contact glace-calcaire.
T8a : idem.
T10 : percolation sous le front du glacier.

99La minéralisation des eaux sous-glaciaires circulant en chenaux est donc faible. Pourtant, le temps de séjour est plus long que celui des eaux supra et intraglaciaires puisqu’il peut atteindre plusieurs jours pour les glaciers tempérés (RAISWELL, 1984). Au moment de la fusion estivale, les torrents sous-glaciaires circulent en conduite forcée, c’est-à-dire en régime noyé. Leur agressivité est limitée en raison du volume important des eaux et surtout de la quasi-absence d’échange avec le CO2 atmosphérique puisqu’on se situe dans un milieu confiné, avec appauvrissement en CO2 sous forme d’H2CO3.

100En effet, dès que le torrent proglaciaire s’éloigne du glacier, l’eau s’enrichit en CO2 ; ainsi, la dureté totale du torrent de Tsanfleuron passe de 12,5 mg/l de CaCO3 au portail à 85,8 mg/l après un parcours de 500 m et de 92,5 mg/l au bout de 1,5 km (tableau 37). En Haute Maurienne (Evettes, Grand Pissaillas/Col de l’Iseran), les mesures faites par EK (1964) confirment que l’eau proglaciaire s’enrichit rapidement en CO2 de sorte que les pCO2 équilibrantes calculées passent de 7,2 x 10-5/1,9 x 10-4 atmosphère (0,0072-0,019 %) pour les torrents sous-glaciaires à leur sortie du glacier à 1,6 x 10-4/1,5 x 10-3 atmosphère (0,016-0,15 %) pour les torrents proglaciaires situés entre 1 et 3 km du front. Cependant, les régimes hydrochimiques des écoulements sous-glaciaires circulant sur plancher calcaire sont peu ou pas connus. Pour le glacier d’Argentières (Hte.-Savoie, Fr.) installé dans un contexte cristallin, l’ion Ca++ demeure le plus abondant. THOMAS et RAISWELL (1984) montrent que les concentrations les plus fortes dans les eaux sous-glaciaires se produisent en étiage (avril 1975 : Ca++ = 4,23 mg/l) et les plus faibles en crue de fonte (septembre 1976 : Ca++ = 0,66 mg/l). L’environnement atmosphérique sous-glaciaire varie selon les lieux et l’époque de l’année. Au glacier d’Argentières, la masse des eaux de fusion s’écoule dans des conditions de pCO2 proches de la pCO2 extérieure (10-3,5 bar, soit 0,03 %), mais la pCO2 baisse considérablement dans la zone confinée des petites circulations sous-glaciaires où la pCO2 atteint 10-5,5 bar, soit 0,0003 %, selon les mêmes auteurs.

Tableau 36 (ci-dessus) :
Variation de la minéralisation des torrents sous-glaciaires à leur émergence en fonction de la nature lithologique du plancher rocheux (situation de fonte estivale).
* après 100 m de ruissellement extérieur.

Tableau 37 (ci-dessous) :
Caractères physico-chimiques des eaux proglaciaires de Tsanfleuron et de Plaine Morte (Valais/Suisse) (mesures in situ, marge d’erreur de ± 5 %).
PM2 : torrent proglaciaire du glacier de Plaine Morte, alt. 2600 m, écoulement sur 300 m (25/7/74).
T1 : torrent proglaciaire de Tsanfleuron au niveau du portail, alt. 2550 m.
T1’ : torrent proglaciaire principal de Tsanfleuron à 500 m du glacier, alt. 2370m.
T1" : idem, après 1,5 à 2 km de parcours aérien, alt. 2200 m.

101Si les ions Ca++ et HCO3- sont généralement les plus abondants dans les eaux sous-glaciaires, quelle que soit la nature du plancher rocheux, en revanche la lithologie explique des variations importantes de la minéralisation. En période de fonte estivale (tableau 5), la teneur en Ca++ ne dépasse pas 0,66 mg/l sur granite, mais atteint 2 à 5 mg/l sur calcaire, voir 14 mg/l sur la dolomie. Sur calcschistes et cargneules gypsifères de Haute Maurienne, EK (1984) cite un TAC de 19,4 à 42 mg/l de CaCO3 équivalent. L’ion Mg++ (≤ 1 mg/l) est souvent peu décelable à la sortie des torrents sous-glaciaires car celui-ci est plus long à se dissoudre que le Ca++ (tableaux 37 et 38). Par contre, dès que le torrent s’éloigne du glacier, grâce à un meilleur échange avec le CO2 atmosphérique, le rapport Mg/Ca augmente rapidement. A Tsanfleuron, il passe de 0 au portail glaciaire, à 0,24 après 500 m de parcours et à 0,53 après 1,5 km (tableau 37). Il en est de même pour les petits ruisseaux proglaciaires qui se perdent dans les fissures du karst au bout de 10 à 25 m de ruissellement. Sur les dalles d’Urgonien des karsts proglaciaires de Tsanfleuron et de Ténéhet, le rapport Mg/Ca atteint alors 0,30 à 0,80 au niveau des pertes, car le volume plus faible de ces ruissellements assure un bon échange avec le CO2 ambiant et une meilleure attaque du magnésium de la roche.

102La farine glaciaire carbonatée contenue dans les échantillons W1 et W5 récoltés sur le front du glacier de Ténéhet a pu être mesurée indirectement. Entre les analyses in situ et les analyses en laboratoire effectuées volontairement plus de 12 mois après, on constate que le TH évolue de 26 à 42 mg/l pour W1 et de 12,5 à 38 mg/l pour W5 (tableau 39). La calcite en suspension (ou farine) qui s’est dissoute représente au moins 16 à 25,5 mg/l dans les deux échantillons. Dans les émergences karstiques du même massif (Wildhorn), WILDBERGER (1984) signale que les matières en suspension peuvent atteindre 22 mg/l pour la source du Loquesse, dont 15 % de calcite, soit 3,3 mg/l. Pour la source du Six des Eaux Froides, en grande partie alimentée par les pertes sous-glaciaires et proglaciaires du glacier de Ténéhet, la farine calcaire atteint seulement 0,16 à 0,46 mg/l, preuve que l’essentiel de celle-ci est dissoute par l’eau lors de son transit dans l’endokarst.

b. Chimie du film d’eau à l’interface glace-rocher et encroûtements sous-glaciaires

103Depuis les années 1970, de nombreuses études glaciologiques ont été consacrées à la connaissance de l’interface glace-rocher qui commande en grande partie la dynamique glaciaire (Symposium on Glacier Beds, Journ. of Glaciol., 1979, no 89). Des données importantes ont été acquises sur l’existence et les caractères du film d’eau sous-glaciaire et de la couche basale de glace de regel ou B.I.L. ("Basal ice layer"). Plusieurs auteurs ont montré que cette mince pellicule d’eau, produite pendant le processus de regel, joue un rôle essentiel dans le mécanisme de glissement des glaciers (IKEN, 1981, p. 401-421). HALLET (1979), entre autres, a montré que les eaux des émissaires proglaciaires (écoulements en chenaux) et les eaux du film de contact présentent des concentrations en Ca++ très différentes.

104Aux U.S.A., l’étude d’un glacier de cirque tempéré du Montana (Blackfoot glacier) à montré que les glaciers de ce type, fréquents dans les hauts karsts des Alpes, sont séparés de leur lit par un film d’eau d’épaisseur inframillimétrique, voire micrométrique. Les nombreux encroûtements calcitiques sous-glaciaires décrits sur les surfaces calcaires proglaciaires sont en relation directe avec les précipitations des carbonates dans ce même film, les eaux devenant sursaturées en raison du processus de regel. Les teneurs en Ca++ sont de l’ordre de 20 à 200 mg/l selon HALLET (1979, p. 329). Quant à la couche basale de glace de regel, SOUCHEZ et LORRAIN (1978) signalent qu’elle est composée, au glacier de Tsanfleuron, de lits de 0,5 à 3 cm d’épaisseur de glace sans bulle et de lits de particules, pour une puissance totale de plusieurs dm à plus d’un mètre et une teneur en Ca++ eutectique de l’ordre de 2,6 mg/l, donc très différente du chimisme du film d’eau.

105Sur les grands karsts proglaciaires de Suisse occidentale (Diablerets, Wildhorn) libérés des glaces depuis la fin du "Petit Age Glaciaire" vers 1860, les encroûtements de type sous-glaciaire sont nombreux car la dissolution nivale n’a pas eu le temps de les faire disparaître. Mentionnés çà et là dans la littérature glaciologique, ces concrétionnements ont fait l’objet de quelques travaux récents, dont le plus détaillé est celui de HALLET (1979). Sur le karst proglaciaire de Tsanfleuron, dans les Diablerets, nous avons observé plusieurs types de croûtes calcaires qui permettent de retracer les modalités de formation de ce concrétionnement au niveau du regel du film d’eau sous-glaciaire. On distingue des croûtes à spicules, des croûtes irrégulières et des croûtes planes, en fonction des conditions de dépôts, mais dans tous les cas, il existe une disposition lamellaire très fine, de caractère travertineux.

Tableau.38 :
Physico-chimie de plusieurs émissaires sous-glaciaires du glacier de Tsanfleuron(Valais/Suisse).
T6 et T8a : ruisseaux sur le front de la calotte (alt. 2550 m).
T1 : torrent principal au niveau du portail de la langue principale (alt. 2400 m).

Tableau.39 : Evolution du chimisme des eaux de deux ruisseaux proglaciaires du glacier de Ténéhet (Wildhorn, Valais/Suisse) (échantillons W1 et W5) entre le moment du prélèvement (analyses in situ pour W1a et W5a) et après 12 mois de conditionnement en bouteilles PVC hermétiquement fermées à T = 5°C. On observe une nette augmentation du TH en raison de la dissolution d’une partie de la farine glaciaire carbonatée contenue dans les eaux sous-glaciaires (analyses de W1b et W5b : Mme SISTACH, laboratoire de géogr. phys. d’Aix-en-Provence).

Photo Ί74 :
Croûte sous-glaciaire à spicules sur le karst proglaciaire de Tsanfleuron dégagé depuis la fin du "Petit Age Glaciaire", alt. 2500 m (Valais, Suisse). L’orientation des fibres indiquent le sens d’écoulement du glacier.

Figure 201 :
Karst proglaciaire de Tsanfleuron (Valais/Suisse). Superposition de deux types de croûtes sous-glaciaires séparées par un niveau érodé (croûte plane à structure lamellaire et croûte fibreuse à spicules)

Photo 175 :
Croûte sous-glaciaire à spicules de Tsanfleuron (échantillon TS2). Micro-photo de lame mince en LN (x 150) montrant la cristallisation sparitique des spiculés de calcite. (cliché R. MAIRE-S. POMEL).

c. Types de croûtes sous-glaciaires de Tsanfleuron (Valais, Suisse)

106- Les croûtes fibreuses à spicules, épaisses de 1 à 10 mm, sont les plus caractéristiques car elles constituent des cristallisations aciculaires orientées dans le sens d’écoulement du glacier, comme les stries glaciaires (photo 174, fig. 201). Ces spicules mesurent plusieurs mm de long et 50 à 250 µm de large : la plupart sont blancheâtres ou grises, selon la proportion d’impuretés (débris de roches, particules d’argiles). A la loupe binoculaire, on remarque que la structure lamellaire des croûtes planes se modifie lors du passage progressif de celle-ci à une croûte à spicules. En effet, chaque spicule s’identifie à un bâtonnet feuilleté obliquement qui correspond à un assemblage de cristaux de 10 à 25 µm de large chacun, formant une made répétée, polysynthètique (plusieurs centaines de cristaux maclés par accolement).

107Mais il existe aussi des ensembles de spicules blancs, très purs et plus fins (30 à 60 µm de large) que l’on observe, soit au sein d’une croûte à spicules gris, soit en croûtes isolées. Ici, on n’observe plus d’assemblages maclés, mais une cristallisation calcitique directe ou une épigénisation d’aragonite en calcite avec disparition des fines structures maclées (photo 175).

108- Les croûtes planes ou arrondies, souvent plus fines (1 à 4 mm), ont une apparence amorphe et ne présentent aucun assemblage de cristaux. Comme pour les croûtes irrégulières (non fibreuses), la surface présente, à la loupe, un aspect rugueux car les fines particules de roche sont mises en relief par la dissolution nivale. Sur une coupe transversale type de 3 mm d’épaisseur (fig. 202), on observe une structure lamellaire constituée d’une dizaine de cycles couche claire-couche sombre. Epais de 150 à 500 pm, les niveaux clairs sont formés par de nombreux lithoclasts (farine glaciaire à débris d’Urgonien) de 2-3 pm à 30-40 pm de diamètre soudés par une boue carbonatée micritique à microsparitique (cristaux de 5 à 20 µm environ), formant une sorte d’intrasparite ou d’intramicrite, très tendre et rayable à l’ongle. Les niveaux sombres, gris à gris foncé, ne présentent pas de lithoclasts visibles à la loupe binoculaire.

109D’autres croûtes plus indurées présentent une structure lamellaire plus fine. Sur la figure 21, on note deux couches gris clair épaisses de 800 à 900 µm chacune séparées par un niveau gris-noir de 100 µm constitué de trois fines couches de calcite sombre. Chaque couche gris clair est formée par une succession de micro-rythmes de 10 à 25 µm d’épaisseur. Le plasma microsparitique ou micritique emballe une farine glaciaire très fine dont les particules sont de l’ordre de 1 à 10 pm. Sur le niveau érodé supérieur, une croûte fibreuse s’est développée, indiquant une modification des conditions de cristallisation des carbonates.

110- Les croûtes irrégulières sont les plus épaisses (1 à 2 cm), car elles occupent souvent les micro-dépressions du plancher calcaire. Leur structure lamellaire est identique à celle des croûtes planes, mais leur surface est constituée par une succession d’encoches et de microcavités (allongées ou tubulaires) orientées dans le sens de glissement du glacier. Ces croûtes ont pu se développer sur des croûtes fibreuses, le passage latéral ou vertical d’une croûte à l’autre étant assez fréquent. Les concrétions annulaires, en forme de petites stalagmites creuses (Ø 1 à 3 cm) sont moins fréquentes. Elles ont été signalées par SMART (1986) sur le karst proglaciaire du glacier Columbia, près de Castleguard Cave, dans les Rocheuses canadiennes de l’Alberta.

d. Genèse des encroûtements sous-glaciaires (fig. 203)

111Ces incrustations carbonatées sont dues à la présence du film d’eau sous-glaciaire. Comme l’a montré HALLET (1979), c’est le regel successif de ce film d’eau qui est à l’origine du concrétionnement. Les dépôts carbonatés par gel expérimental d’une solution sont connus (EK et PISSART, 1965 ; ADOLPHE, 1972). En effet, en gelant partiellement, l’eau du film sous-glaciaire s’enrichit en bicarbonates jusqu’à plusieurs centaines de mg/l de CaCO3 (1 à 10 meq/l de Ca++ selon HALLET, 1979), d’où la précipitation de la calcite. Dans leur expérience, EK et PISSART mettent en évidence trois types de cristallisations : des cristaux isolés (10-35 µm), des encroûtements lamellaires à calcite microcristalline (1 µm) et des masses fibreuses engendrées au moment de l’évaporation (cristaux de 20-50 à 1-2 µm).

112A l’interface glace-rocher, les modalités du dépôts sont moins bien connues car il est difficile de vérifier le processus expérimentalement. Les conditions physicochimiques et de pression qui régnent à ce contact sont particulières. Si la pression atmosphérique extérieure est la même que dans les chenaux sous-glaciaires, il en va autrement au niveau du film où la pression peut atteindre plusieurs dizaines de bars. Aussi, la description précise des différents types d’encroûtements est-elle indispensable pour comprendre les modalités du concrétionnement.

113- Formation de la structure lamellaire : la structure lamellaire, avec l’alternance de micro-rythmes clairs et sombres, suggère des cycles annuels. Un cycle annuel se décomposerait en une lamelle claire de 150-500 pm à lithoclasts grossiers et une lamelle sombre plus fine de 40-100 µm à lithoclasts très fins. La couche claire est liée à la période estivale car les débris emprisonnés par le ciment de calcite ont une dimension importante (20-30 à 100-300 pm), ce qui suppose une alimentation par la fusion et un film d’eau suffisamment épais pour permettre le passage des particules les plus grossières (photos 176 et 177). C’est en étudiant la dimension de ces particules en suspension à l’interface glace-rocher que l’on a pu estimer assez précisément l’épaisseur du film d’eau qui, dans le cas de Tsanfleuron, doit mesurer 30 à 50 µm en moyenne durant l’été, et parfois 100 à 300 µm puisque les éléments les plus grossiers sont de cette dimension.

Figure 202 :
Coupe transversale dans un encroûtement sous-glaciaire (type croûte plane ou arrondie à structure lamellaire) de Tsanfleuron (Valais !Suisse). Les microdébris et lithoclastes arrachés au substratum sont cimentés par une boue carbonatée microsparitique à micritique.

Photo 176 :
Croûte sous-glaciaire laminée de Tsanfleuron (échantillon TS1). Microphoto de lame mince en LN (x 150) montrant une zone cryoturbée, avec lamines claires et sombres, et microdébris de calcaire urgonien (en blanc) correspondant à la farine glaciaire, (cliché R. MAIRES.POMEL).

Photo 177 :
Croûte sous-glaciaire laminée de Tsanfleuron (échantillon TS2). Microphoto de lame mince en LN (x 440) montrant le détail d’une couche grise : microdébris d’Urgonien (en blanc) noyés dans une boue de calcite micritique à microsparitique (en gris-noir), (cliché S. POMEL-R. MAIRE).

Figure 203 : Mode de dépôt d’une croûte carbonatée sous-glaciaire de Tsanfleuron (Valais/Suisse)

114La couche sombre, plus fine, présente des particules de quelques µm car le film d’eau est très aminci, de l’ordre de 1 à 5 µm, pendant la saison froide. Il y a donc une similitude climatique avec la sédimentation des varves des lacs proglaciaires et des varves souterraines. Le dépôt des couches blancheâtres à lithoclasts grossiers ne se traduit pas par une fine lamination interne, comme si la précipitation se produisait en une fois par cimentation des lithoclasts au sein d’une boue carbonatée. Dans d’autres cas, la genèse de la couche gris clair estivale se traduit par des microlaminations estimées à plusieurs dizaines ; chacune d’entre elles correspond à une séquence de précipitations du CaCO3 liée à une phase de regel du film sous-glaciaire (photo 176). Des modifications de structure peuvent apparaître comme ces poches où sont piégées les particules les plus grossières (fig. 202).

115- Formation des structures fibreuses ou à spicules : le passage d’une structure à croûte lamellaire à une structure fibreuse représente un changement complet de cristallisation. Entre les deux dépôts, on observe un niveau érodé qui ravine la croûte lamellaire inférieure, ce qui suppose soit un phénomène d’abrasion, soit plus probablement de dissolution (fig. 201). La structure en fibres est plus difficile à expliquer, mais l’orientation générale des spicules dans le sens du flux glaciaire indique le rôle mécanique joué par le glacier. Les fibres sont regroupées en rides allongées séparées par de micro-couloirs, cette topographie devant miner celle de la base de la couche de glace de regel (B.I.L.) suggérant un contact intime entre la croûte et la glace. On ne sait pas si les macles sont primaires ou d’origine mécanique. Une zonation verticale dans la masse des fibres montre que l’on a toujours une succession de cycles. Une étude plus détaillée permettrait de savoir si l’on a affaire à de l’aragonite et si l’on a des phénomènes d’épigenèse.

116- Variation de la structure cristalline : le passage latéral progressif d’une croûte lamellaire à de grosses fibres à structure encore lamellaire montre que les contraintes géométriques et mécaniques doivent influer sur la cristallisation en phase d’écoulement lent. Si les ciments fins, microsparitiques et micritiques, supposent un régime d’écoulement très lent, les masses fibreuses à assemblages maclés rendent compte de conditions différentes. Le passage vertical d’une croûte fibreuse plus ou moins érodée à une croûte lamellaire est également connu.

117Du point de vue de la composition minéralogique, WILDBERGER (1981) indique que les mêmes types d’encroûtements, au Wildhorn, renferment 83 % de carbonates (calcite : 55 % ; aragonite : 15 % ; dolomite : 13 %) et 17 % d’impuretés (quartz, minéraux divers). A Tsanfleuron, l’aragonite est probable et les microdébris insolubles sont nombreux dans les couches à lithoclasts grossiers (quartz, argiles, particules de Sidérolithique...). La vitesse du concrétionnement est variable. Dans le meilleur des cas, quand il s’agit d’un horizon à lithoclasts grossiers, le dépôt annuel peut dépasser 300 à 400 µm, mais dans d’autres cas on atteint 30 à 50 µm/an. Les microrythmes de calcite soulignent que la précipitation est pratiquement continue pendant la période estivale, se ralentit à l’automne et au début de l’hiver, puis s’interrompt au cours du froid hivernal. Les encroûtements sous-glaciaires, de genèse rapide, peuvent se développer à l’intérieur de rigoles de dissolution (Rinnenkarren) formées au cours d’un recul du glacier de Tsanfleuron, puis recouvertes à nouveau par une avancée glaciaire. Il s’agit donc de dépôts holocènes, souvent contemporains du "Petit Age Glaciaire" ou même plus récents.

4. Chimie et vitesse de dissolution des écoulements proglaciaires

118Vingt-sept séries de mesures ont été effectuées sur les écoulements proglaciaires de Tsanfleuron et de Ténéhet, vers 2500-2800 m d’altitude, là où l’eau se perd dans les fissures et puits du karst en roches moutonnées. Sur le tableau de synthèse (tableau 41), on observe que pour un ruissellement proglaciaire moyen de 14 m à Tsanfleuron et de 10 m à Ténéhet (distance entre l’apparition du ruisseau au front du glacier et sa perte dans l’endokarst), la dureté totale atteint respectivement 20,8 et 18 mg/l de CaCO3 alors qu’elle est de 5 à 12 mg/l à la sortie du glacier. On observe donc un enrichissement moyen de 11 mg/l pour une distance moyenne de ruissellement de 12 m. Signalons que les teneurs en Na+, K+ et SO4– sont nulles ou négligeables tandis que la concentration en Cl-est de 2,5 mg/1 pour l’échantillon T7 (tableau 40).

119L’évolution de la minéralisation des eaux de fusion glaciaire en fonction de la distance de ruissellement sur les dalles calcaires proglaciaires obéit grossièrement à une fonction du type y = B x Ax

120Sur le graphique (fig. 204), l’ajustement mathématique donne :

121y = 3,188 x 1,063x avec y = distance du ruissellement en m x = TH en mg/l de CaCO3

122Ces écoulements empruntent des rigoles de quelques cm à 10-15 cm de profondeur. Ces Rinnenkarren ont été creusés en quelques décennies au maximum. En prenant une valeur moyenne de dissolution de 11 mg/l de CaCO3 pour 12 m de ruissellement, on constate qu’un ruisseau de 0,25 l/s (fonctionnement estimé : 75 j, 0,25 l/s pendant 10 h/j et 0,05 l/s pendant 14 h/j) évacue annuellement 9,5 kg de calcaire, soit 3,5 dm3. En 10 ans, c’est un volume de 35 dm3 qui est dissous, représentant 3,5 dm3/m de ruissellement, d’où une rigole de 6 x 7 cm. Même si l’on modifie les valeurs de 1 à 4 pour le débit, on remarque que ces rigoles proglaciaires sont de genèse rapide car il existe une suralimentation en eau de fonte qui est inconnue dans la plupart des Rinnenkarren alimentés par le recul du front de neige.

123Ces Rinnenkarrren proglaciaires dépassent rarement 15 à 20 cm de profondeur en raison des fluctuations du front glaciaire qui modifient le tracé des écoulements. Ils peuvent donc être abandonnés après 15 ou 20 ans de fonctionnement intensif. Le taux de creusement est confirmé par le recul du glacier depuis la fin du "Petit Age Glaciaire," vers 1860 environ, les jeunes R innenkarren observés se situant dans des zones déglacées depuis moins de 25-30 ans. Ces rigoles ne semblent pas se former sous le front du glacier car les écoulements sous-glaciaires circulent dans un milieu confiné pauvre en CO2 (supra : § 3.a).

B. LE CHIMISME DES EAUX EXOKARSTIQUES DANS L’ETAGE NIVAL

124Dans les karsts supraforestiers de type tempéré, au niveau de l’étage alpin ou nival (entre 1600-1800 et 2500-2800 m), la fonte des neiges constitue une période de dissolution active aussi bien sur Texokarst que dans l’endokarst.

1. Physico-chimie de la neige

125La chimie des eaux météoriques, et en particulier de la neige, est connue avec précision grâce à de multiples travaux, comme ceux effectués au col de Porte, en Chartreuse (Isère, Fr.), par le Centre d’Etude de la Neige et le Laboratoire de Géographie Alpine (RICQDE-BOUARD, 1973). La neige et la pluie ne sont pas chimiquement pures. Malgré sa faible minéralisation (forte résistivité de 110 x 103 ohms/cm contre 400 x 103 ohms/cm pour l’eau distillée ; THOMAS et RICQ-DEBOUARD, 1972), la neige renferme, à faible dose, de nombreuses impuretés qui, d’une manière générale, interviennent peu dans le bilan de la dissolution karstique. Il s’agit surtout des aérosols marins (ex : Cl-) que l’on retrouve en solution dans les précipitations solides ou liquides, des pollutions industrielles et des produits radioactifs issus des explosions et des accidents nucléaires.

Figure 204 : Evolution de la minéralisation des eaux de fusion glaciaire en fonction de la distance de ruissellement depuis le front du glacier (Tsanfleuron-Ténéhet, Valais/Suisse, octobre 1985).

Tableau 40 :
Faciès chimique typique d’un écoulement proglaciaire du glacier de Tsanfleuron après 30 m de ruissellement extérieur. Le TH mesuré in situ est de 2,85 F au lieu de 2,6°F en laboratoire après 12 mois de stockage au réfrigérateur, ce qui indique une bonne stabilité de la solution compte tenu de la marge d’erreur de ± 5 % de l’analyse in situ (analyse : Mme SISTACH, laboratoire de géogr. phys. d’Aix-en-Provence).

Tableau 47 :
Caractères physico-chimiques des eaux de fusion glaciaire circulant dans les cannelures (Rinnenkarren) avant de pénétrer dans l’endokarst (karsts proglaciaires de Tsanfleuron et du Wildhorn dans les Hautes Alpes Calcaires de Suisse occidentale/Valais-Berne). Dans chaque cas, on donne la valeur minimum, moyenne et maximum (à partir de 27 séries de mesures effectuées in situ les 3-4110185. Mesures chimiques par complexométrie : marge d’erreur de ± 5 %).

126Au sol, la neige s’enrichit de poussières diverses amenées par le vent et éventuellement par la pluie. On constate que la neige dite "normale", c’est-à-dire peu polluée par les fumées industrielles, présente des teneurs en Ca++ souvent inférieures à 1 mg/l (ex : Chartreuse, Haut-Giffre) (tableau 42). La contamination par des sables sahariens peut faire augmenter la concentration à 18 mg/l. Les teneurs en Mg++ sont généralement inférieures à 0,2-0,5 mg/l. Au col de Porte, pour la neige "normale", l’ordre décroissant des concentrations est Ca++ > Na+ > K+ > Mg++. L’anion SO4-- proviendrait, selon RICQ-DE-BOUARD (1973), de l’oxydation du SO2 atmosphérique. Le Cl marin atteint 0,4 à 2,5 mg/l dans les eaux de fonte nivale et glaciaire des Alpes calcaires franco-suisses (Platé/Ht.-Giffre/Diablerets/Wildhorn).

127Le pH de l’eau de fonte de neige fluctue entre 4,2 et 7, et peut dépasser 7,5 pour les neiges contaminées par les sables sahariens. En revanche, les ions Al3+ + Fe3+ provenant des pollutions industrielles expliquent les pH inférieurs à 5,5-5,6 comme cela a été vérifié par RICQ-LE-BOUARD (1973). Au cours de son tassement et de sa fusion, la neige connaît un lessivage chimique et une augmentation du pH (THOMAS et RICQ-LEBOUARD, 1972 ; CLEMENT et VAUDOUR, 1967). La baisse de l’acidité peut être due à l’expulsion progressive du CO2 dont la pression partielle mesurée dans le Haut-Giffre (MAIRE, 1976) et le Mt. Castleguard (Alberta/Canada - MIOTKE, 1974) atteint respectivement 0,012-0,016 % et moins de 0,01 % dans la neige transformée.

2. Vitesse de dissolution sur lapiés par les eaux de fusion nivale

128La vitesse de dissolution exokarstique par les eaux de fonte de neige a été étudiée sur les karsts en banquettes d’Urgonien du massif de Platé (Hte.-Savoie) où 77 séries de mesures ont été effectuées. La dureté totale des eaux ruissellant dans les rigoles (Rinnenkarren), au moment où celle-ci pénètrent dans les fissures (Kluftkarren) de l’endokarst, est de 14,6 mg/l en moyenne (min. 4 mg/l ; max. 34 mg/l) pour une distance moyenne et un temps moyen de ruissellement de 8 m et 47 s. La profondeur moyenne des rigoles est de 23 cm (tableau 44). L’ajustement mathématique à l’aide de la fonction exponentielle y = B x Ax (méthode des moindres carrés) est égale à (fig. 205) :

129y = 5,563 x 1,0213x

130avec y = TH en mg/l de CaCO3 x = distance de ruissellement en m

131En apparence, il existe sur le graphique une mauvaise relation linéaire entre le TH et la distance du ruissellement car chaque échantillon d’eau, à la sortie du champ de neige, est un cas particulier. En effet, l’eau de fusion est issue parfois de la surface de la neige, d’où une faible minéralisation (1,8 mg/l de CaCO3) au départ de ruissellement sur la roche. Dans d’autres cas, l’eau circule sous la neige, souvent sur plusieurs mètres, de sorte qu’elle peut présenter un TH de 10 à 17 mg/l à son débouché à l’air libre. Cependant, en mesurant l’évolution du TH dans une seule Rinnenkarren longue d’une vingtaine de mètres, la relation linéaire montrant l’augmentation de la minéralisation en fonction du temps et de la distance de ruissellement est vérifiée (fig. 206).

Tableau 42 :
Caractères physico-chimiques de différents types de neige des Alpes françaises

Massifs

pCO2 atmosphérique ( %)

pCO2 neige fraîche ( %)

pCO2 neige transformée ( %)

Hte. Savoie Fr alt. 1000 m (MAIRE)

0,015

0,017-0,018

0,015-0,016

Hte. Savoie alt. 2000 m (MAIRE)

0,010-0,015

0,012-0.014

Castleguard Alberta/Canada (MIOTKE, 1972)

0,018

0,018

0,01

Tableau 43 :
Pression partielle de gaz carbonique dans la neige fraîche et transformée des Alpes françaises du Nord et des Rocheuses canadiennes.

Tableau 44 : Caractères des eaux de ruissellement de fonte des neiges dans les cannelures (Rinnenkarren) du massif de Platé (alt. 2100-2200 m) au moment où celles-ci pénètrent dans les fissures (kluftkarren). (Données obtenues à partir de 77 séries de mesures effectuées sur le terrain, 22 au 2717184, marge d’erreur de 10 à 15 % sur le TH).

132Lors du recul du front de neige (situation en juillet sur Platé), la distribution des distances de ruissellement nival dans les Rinnenkarren est de 87 % entre 0 et 15 m, avec 50 % pour la fourchette 5-10 m (fig. 27). Cette situation est valable pour l’ensemble de la période de fusion, et tient compte du réseau de fractures qui contraint les eaux à pénétrer sous terre au bout de 5 à15 m de ruissellement (moyenne de 8 m pour 80 mesures). Certains Rinnenkarren sont envahis par de la glace de regel, l’eau de fonte circulant alors à l’interface glace-calcaire sur plusieurs mètres. Des prélèvements montrent que ces eaux infra-nivales peuvent être relativement minéralisées (TH = 12 à 34 mg/l) avant d’émerger de la glace. Dans l’un des cas où le TH atteint 34 mg/1 à la sortie de la rigole englacée, on constate que la dureté totale s’abaisse à 22 mg/l après 10 m de parcours aérien suggérant la possibilité d’un dégazage au contact de l’atmosphère.

133Sur le massif de la Pierre Saint-Martin (Pyr.-Atl., Fr.), l’augmentation de la minéralisation des eaux de fonte sur les parois des fissures du lapiés de Caque a été mesurée à partir d’une série de 14 échantillons. Le TH est compris entre 3 et 14,5 mg/l pour des distances de ruissellement pariétal de 0,2 à 3 m. La droite de régression est égale à (fig. 208) :

134y = 36,88 x 1,15x

135avec y = distance du ruissellement en m

136x = TH en mg/l de CaCO3

Figure 205 :
Evolution de la minéralisation des eaux de fonte nivale dans les Rinnenkarren en fonction de la distance de ruissellement (Platé/Fr., calcaire urgonien, alt. 2150-2250 m) (à partir de 77 mesures, juillet 1984).

137Par rapport aux Rinnenkarren récents des marges proglaciaires formés en quelques décennies seulement, les rigoles de fonte des neiges de l’étage alpin ont plusieurs siècles à plusieurs millénaires car leur alimentation annuelle est de très loin inférieure à celle des fronts glaciaires, le recul du champ de neige se comptant en jours et semaines. Ainsi, dans les Rinnenkarren de Platé vers 2200-2300 m, le volume de calcaire dissous par an, millénaire et depuis le début de l’Holocène a pu être calculé à partir du volume d’eau de fonte (+ pluie estivale) transitant annuellement dans les rigoles, pour une augmentation de 1,75 mg/l de CaCO3 par mètre de ruissellement (valeur moyenne à partir de 77 mesures) (tableau 45). Les volumes dissous obtenus dans le tableau peuvent être majorés de 10 à 30 % dans la mesure où les eaux de pluies estivales sont deux fois plus agressives que les eaux de fusion nivale.

138Pour une alimentation possible comprise entre 1 et 20 m3/an, on observe que les Rinnenkarren creusés au cours de l’Holocène atteindraient 6,5 à 130 cm de profondeur pour une largeur moyenne de 10 cm. Or, sur Platé, les rinnenkarren atteignent généralement 15 à 60 cm de profondeur pour une largeur variable de 7 à 15 cm. On peut donc s’attendre à une alimentation annuelle de l’ordre de 2 à 10 m3 (fig. 209), alors qu’elle peut dépasser 1000 m3/an pour les rigoles proglaciaires. Si l’on prend un rapport de 1 à 300 entre l’alimentation nivale (ou nivo-pluviale) et l’alimentation proglaciaire, on constate qu’une rigole proglaciaire creusée en 30 ans mettrait 4700-5000 ans pour se former dans l’étage nival, si l’on admet une agressivité près de deux fois plus forte pour les eaux de fusion nivale.

Figure 206 :
Evolution de la minéralisation de l’eau de fusion nivale dans un Rinnenkarren (ou rigole de dissolution) en fonction de la distance de ruissellement (Platé/Fr., alt. 2140 m, 27/7/84).

Figure 207 :
Distribution des distances de ruissellement nival dans les Rinnenkarren du karst à banquettes de Platé/Hte.-Savoie. Situation valable lorsque les plaques de neige résiduelles occupent le front des banquettes, (d’après une série de 80 mesures).

Figure 208 :
Evolution de la mineralisation des eaux de fusion nivale sur le flanc de fissures de lapiés ou Klufkarren en fonction de la hauteur de ruissellement (massif de la Pierre St.-Martin/Pyr.-Atl.)

Figure 209 : Estimation du volume de calcaire dissous dans les Rinnenkarren de Platé (Hte-Savoie/Fr.) depuis 10 000 ans en fonction de l’alimentation annuelle des rigoles (on admet une augmentation de 2,1 mg/l de CaCO3 par mètre de ruissellement en tenant compte des précipitations liquides. Sur la droite, l’intervalle de validité pour Plate se situe pour x = 2 à 10 m3).

Tableau 45 : Estimation du volume de calcaire dissous dans les Rinnenkarren de Platé (Hte.-Savoie/Fr.) par an, millénaire et 10 000 ans à partir du volume d’eau transitant annuellement par les rigoles (on admet une augmentation de 2,1 mg/l de CaCO3 par mètre de ruissellement en tenant compte des précipitations liquides. Il peut exister une suralimentation dans les secteurs de congères, d’où la possibilité d’une alimentation supérieure aux précipitations annuelles.

3. Chimisme et vitesse de dissolution des eaux pluviales

139Comme la neige, l’eau de pluie est faiblement minéralisée, mais elle se contamine plus rapidement par les pollutions industrielles et par les produits de fissions des explosions et accidents nucléaires. Ainsi, les pluies radioactives de début mai 1986, après l’accident de Tchernobyl, ont crée en Europe septentrionale, centrale et occidentale des "points chauds" riches en césium 134 ou 137. En hydrogéologie, on sait aussi que le tritium naturel ou artificiel sert de traceur géochimique (thèses d’OLIVE, 1970 et BLAVOUX, 1978).

140Dans le massif du Haut-Giffre, la pluie présente des teneurs en Ca++ et Mg++ de Tordre de 0,80 et 0,17 mg/l, avec une concentration faible en Cl- marin de 0,80 mg/l, valeur normale compte tenu de la situation semi-continentale des Alpes françaises du Nord. Pendant la période estivale, les eaux de pluie jouent un rôle non négligeable dans les karsts haut-alpins, créant des figures de dissolution caractéristiques comme les Rillenkarren, fines cannelures qui peignent les lapiés. De plus, l’eau de pluie se charge d’une plus grande quantité de CO2 que la neige, d’où une agressivité plus grande (13 mg/kg pour le CO2 contenu dans la pluie en général et 0,11 à 0,83 mg/kg pour le CO2 contenu dans la neige) (tableau 34).

141La mise en solution du calcaire urgonien sur les dalles de lapiés inclinées (20 à 30°) du Criou en Hte.-Savoie, vers 1750-1800 m, a pu être étudiée lors de pluies fines, fréquentes dans les karsts de haute montagne humide. 45 échantillons prélevés dans les Rinnenkarren ont été analysés, pour des distances de ruissellement de 1 à 10 m et un temps de contact ne dépassant pas 90 à 120 s. Sur un graphique à coordonnées arithmétiques, on constate que la distribution du TH en fonction de la distance de ruissellement s’effectue selon une branche parabolique (fig. 210). Dans les deux ou trois premiers mètres correspondant à la zone réceptrice et aux premiers ruissellements, l’eau circule sur toute la surface du calcaire selon un écoulement pelliculaire de quelques centaines de μm d’épaisseur. C’est à ce niveau que la minéralisation augmente le plus rapidement (de 2,5 à 46 mg/l de CaCO3 de 0 à 3 m) (fig. 31) ; cette forte dissolution sur une faible distance est responsable de la formation des rillenkarren, comme l’ont observé divers auteurs (BÖGLI, 1964, 1970,1980 - KUNAVER, 1979).

142Dans le premier et le second mètre de ruissellement (prélèvement à la seringue), le TH augmente en moyenne de 22,5 et de 12 mg/l (fig. 211). Dès que l’eau commence à s’écouler visiblement dans le fond des rigoles, la vitesse de minéralisation diminue en raison de la concentration du ruissellement et de la surface de contact plus faible ; on passe ainsi à un TH de 46 à 75 mg/l entre 3 et 10 m, pour une progression métrique diminuant de 6 mg/l entre 3 et 4 m à 2,5 mg/l entre 9 et 10 m (fig. 209). La vitesse métrique moyenne de minéralisation dans les Rinnenkarren se situe donc vers 4 mg/l pour les pluies fines alors qu’elle est de l’ordre de 1,75 mg/1 pour les eaux de fusion glacio-nivale.

Figure 210 :
Evolution de la minéralisation des eaux dans les Rinnenkarren en fonction de la distance de ruissellement et en conditions de pluie fine (Ht. Giffre/Criou-Fr. ; alt. 1800 m). (à partir de 45 échantillons analysés in situ).

Figure 211 :
Diminution du gain de la minéralisation en conditions de pluies fines par tranche de ruissellement d’un mètre dans les Rinnenkarren depuis l’écoulement pelliculaire de la zone réceptrice jusqu’à l’écoulement concentrés en fond de rigole (Criou, Ht.-Giffre/Fr.). (à partir de 45 mesures).

143Au-delà de 15-20 m de ruissellement, la courbe prend une direction asymptotique car la minéralisation atteint son équilibre en fonction de la pCO2 atmosphérique (0,01 à 0,02 %). Dans les lapiés du karst subalpin influencé par une végétation discontinue (quelques touffes d’herbes et de mousses), l’analyse de 38 échantillons par conditions de pluies fines montre une vitesse de dissolution assez identique, mais avec une direction asymptotique se reportant au-dessus de 95-100 mg/l de CaCO3 en raison du supplément de CO2 d’origine biologique (fig. 212).

144Pour des précipitations de type neige fondante, avec fusion immédiate au contact du calcaire, on observe une vitesse de dissolution similaire dans les trois premiers mètres de la zone réceptrice à écoulement pelliculaire ; la dureté totale est comprise entre 27 et 54 mg/l entre 1 et 2,5 m de distance de ruissellement (fig. 213). En cas d’averse violente, l’écoulement sur les lapiés est plus rapide et plus concentré, d’où une diminution des teneurs en carbonates. Les quelques mesures effectuées indiquent une vitesse de dissolution 3 à 4 fois inférieure à celle provoquée par les pluies fines (fig. 210). On comprend donc le rôle important joué par les brouillards mouillants et les pluies fines de type crachin dans les régions océaniques, en basse altitude (îles britanniques) comme en haute altitude (Pyrénées-Atlantiques), phénomène qui avait été souligné par MIOTKE (1968) dans les Picos de Europa.

4. Le rôle protecteur des lichens à thalle crustacé à la surface des calcaires

145Dans les karsts d’altitude des latitudes tempérées, le calcaire est recouvert, par endroits, par des lichens blanchâtres ou gris qui se confondent avec la teinte de la roche, en particulier entre 1700 et 2000 m d’altitude. Il s’agit de lichens dont le thalle crustacé est entièrement inclus dans le calcaire. Les lobes rayonnants ont une limite nette (Placodium) ou indéterminée. Ces lichens sont à distinguer des Rhizocarpon (Rhizocarpon geograficum), à thalle jaune ou orange-rouge, qui forment une croûte plus saillante et dont la vitesse de croissance sert à dater les éboulis et les moraines.

146En zone bien éclairée et sèche, on rencontre des lichens à thalle blanc (Aspicilia calcarea, Buellia epipolia). En zone plus sombre et plus humide, comme sur le flanc des puits et de certaines dépressions, on observe des lichens à thalle noir (ex : Placynthium nigrum et surtout des Collema formant des écailles noirâtres à l’état sec). Enfin, dans les secteurs à suintements se développe Dermatocarpon miniatum (SOUCHON, 1971). En surface, les lichens blancs présentent des microcavités de quelques centaines de pm de diamètre, installées dans le thalle semi-calcaire épais de 0,5 mm, qui servent de loges aux fructifications ou apothécies. Celles-ci sont disposées indifféremment et ont une grande densité (plusieurs centaines d’apothécies au cm2). En coupe, on remarque au microscope la présence normale de gonidies du type algue verte ou algue chlorophycée dans la partie médiane et à la base du thalle. Ces thalles crustacés protègent la roche de la dissoution car les prélèvements d’eau effectués dans des rigoles en partie recouvertes par ces mêmes lichens ont une minéralisation plus faible. Cependant, leur rôle demeure faible à l’échelle des karsts de haute montagne.

Figure 212 : Evolution de la minéralisation des eaux dans les Rinnenkarren du karst subalpin en conditions de pluies fines (Platé/Ht.-Giffre, Fr., alt. 1500-1700 m). Présence de quelques touffes de mousses et d’herbes, (à partir de 38 échantillons analysés in situ).

Figure 213 : Augmentation de la minéralisation des eaux dans la zone réceptrice à écoulement pelliculaire des Rinnenkarren à partir de précipitations neigeuses fondant au contact du calcaire. Temps de ruissellement = 30 à 90 s (Rochers de Leschaux, Bomes/Fr. ; alt.1700 m). (analyses in situ).

5. Les concrétionnenemts externes d’altitude non liés aux sources (les calcins)

147Dans les hauts karsts des régions tempérées, les concrétionnements externes liés à la dissolution superficielle sont rares : précipitations biochimiques discrètes dues à des suintements dans l’étage subalpin (1500-1750 m), calcins sous dalles et blocs en moyenne et haute altitude. Les dépôts chimiques exokarstiques les plus abondants se situent en zone méditerranéenne avec les encroûtements d’éboulis à toute altitude et en zone intertropicale dans l’étage de la haute steppe (3500-4500 m) avec des encroûtements divers : brèches climatiques, voiles de tufs de bas de versants et tufs de cascades. Ne sont pas envisagés ici les concrétionnements internes mis à jour par l’érosion et largement répandus dans toute l’aire méditerranéenne s.l. (chap. X) et les brèches climatiques (chap. XV).

148Le terme de calcin, employé à l’origine par les carriers pour l’ensemble des dépôts calcaires secondaires, est utilisé aujourd’hui par les karstologues pour désigner des concrétionnements épikarstiques mineurs se présentant sous la forme d’un feutrage calcitique, en grains, microchampignons et choux-fleurs (ADOLPHE, 1981). En moyenne et haute montagne, des calcins stalactiformes tapissent assez souvent la base des dalles de lapiés, des encorbellements rocheux et des entrées de cavités ; ils sont à rapprocher des exemples signalés en région arctique sous les galets, blocs et dalles calcaires (ADOLPHE, 1981 ; LOUBIERE, 1986, 1987 ; SWETT, 1974).

149Dans les karsts de type haut-alpin (Alpes, Pyrénées), ces incrusations présentent une mince couche calcitique zonaire de 0,5 à 2 ou 3 mm d’épaisseur d’où croissent des microstalactites de 1 à 4 mm de long et de 0,3-0,5 à 2 mm de diamètre, de teinte blanchâtre, grise ou noirâtre. En coupe transversale, à la loupe binoculaire, on observe une succession d’horizons calcitiques alternativement clairs et sombres de quelques centaines de pm chacun. Certains horizons sont subdivisés en fines bandes d’accroissement ; de plus, des inclusions (50-200 µm), organiques ou minérales, sont visibles dans les divers horizons (fig. 214).

150Ces calcins résultent d’une précipitation chimique complexe, probablement par évaporation et/ou par congélation à partir d’une eau de condensation, voire de suintements. Il n’y a donc pas transfert de solution par ruissellement vrai, mais dissolution sur place et ségrégation chimique par sursaturation de la solution, comme pour les encroûtements sous-glaciaires. L’une des formes les plus répandues, celle en massue, croît généralement du plafond, ou sur le côté à partir de la paroi verticale. ADOLPHE (1981,1987) a montré que la décalcification de ces calcins libère une trame organique à base d’algues, de bactéries et de champignons. Dans les calcins du Nord-Groënland, LOUBIERE (1987) a observé une cristallisation assez identique ; il note une succession de zones claires à cristaux radiés et de zones sombres à trame organique filamenteuse abondante. L’auteur propose une datation relative, faisant remonter le début de leur genèse à la phase atlantique. Pour les calcins du domaine haut-alpin, la genèse holocène est certaine, mais il faudrait entreprendre une étude détaillée pour connaître leur vitesse d’évolution. Comme le souligne ADOLPHE (1986), la participation microorganique dans cette cristallogenèse varie selon la répartition climatique des calcins, mettant en évidence des éléments comparatifs importants pour les conditions de dépôt et l’analyse des paléoenvironnements.

Figure 214 : Coupe transversale d’un calcin prélevé sous une dalle de lapiés d’Urgonien (Pte. du Tuet, Ht.-Giffre/Fr.)· On observe une mince croûte calcitique rythmée à zones blanchâtres, grises (trame dense) et gris-orange (trame claire), et une excroissance typique en "massue". Des particules sombres, généralement organiques, sont visibles.

151Les datations radiométriques sur ce type de concrétionnement ne sont guère possible à cause de la petitesse du matériel. Sur les croûtes sous-glaciaires, le problème vient de la pollution en matériel détritique. Ainsi, une anlayse U/Th effectuée sur une croûte laminée de Tsanfleuron a donné une date de de 400 000 ans alors que ce concrétionnement est sans doute holocène (tableau 46).

Tableau 46 :
Analyse isotopique U/Th d’une croûte sous-glaciaire de Tsanfleuron (Valais, Suisse) (C.E.R.A.K., Fac. Polytechnique de Mons/Belgique, V. QUINIF). En raison d’une contamination du type farine carbonatée à microdébris d’Urgonien (présence de thorium détritique), le rapport 230Th/234U est proche de l ; il implique un vieillissement "artificiel’’ de l’encroûtement.

Tableau 47 : Distribution des températures en fonction de l’altitude dans les Hautes Alpes Calcaires de l’Oberland bernois/Suisse. Les températures positives sont dans l’encadré noir (données extrapolées à partir des stations d’Adelboden, 1340 m ; d’Engstigenalp, 1935 m ; de Jungfraujoch, 3450 m ; Institut Météorologique Suisse, in MAIRE, 1976).

Tableau 48 :
Nombre de mois où la température est positive et situation de la période de fonte en fonction de l’altitude dans les hauts karsts de l’Oberland bernois/Suisse (d’après MAIRE, 1976).

Figure 215 :
Evolution du coefficient nivométrique et du coefficient de pluviosité en fonction de l’altitude dans les Hautes Alpes Calcaires de l’Oberland bernois/Suisse (d’après les stations d’Abelboden, 1340 m ; d’Engstligenalp, 1955 m ; de Jungfraujoch, 3450 m et de Monchsgrat, 3810 m - Institut Météorologique Suisse).

C. BILAN DE LA DISSOLUTION SUPERFICIELLE DANS LES KARSTS DE HAUTE MONTAGNE

152La dissolution exokarstique dans l’étage supraforestier varie selon l’altitude et le domaine climatique, et dépend principalement des eaux de fusion nivale dans les hauts karsts des latitudes tempérées.

1. Le rôle respectif des eaux de fonte et des eaux pluviales

a. Les eaux du fusion glaciaire

153Elles ont un rôle morphogénique prépondérant sur l’étroite marge proglaciaire des karsts englacés, car la plupart des ruisseaux de fonte se perdent au bout de quelques mètres à quelques dizaines de mètres, à l’exception des torrents principaux qui traversent le karst. Malgré leur faible agressivité par carence de CO2 dans le domaine sous-glaciaire, ces eaux sont capables de creuser des rigoles ou Rinnenkarren de 10 cm de profondeur en 20 ou 30 ans à cause de la suralimentation.

154Sur la marge proglaciaire actuelle des karsts hautalpins de l’hémisphère N, vers 2400-2800 m, la période de fonte intervient surtout en août-septembre, et peut se poursuivre jusqu’à la fin du mois d’octobre. En juillet, il est probable que les ruisseaux proglaciaires circulent sous le manteau de neige qui recouvre encore le bord des glaciers. La période de fonctionnement de ces écoulements est de l’ordre de trois mois. Un ruisseau de 0,5 à 1 l/s peut ainsi évacuer plusieurs centaines à plusieurs milliers de m3 d’eau de fusion pendant l’été, volume qui est des centaines de fois supérieure à l’alimentation des rigoles de fusion nivale. L’étroite marge proglaciaire calcaire est donc une zone de dissolution active par l’importance du flux d’eau de fonte, et cela malgré la faible agressivité des eaux sous-glaciaires ; celle-ci a fluctué spatialement au cours de l’Holocène au gré des pulsations des glaciers, et en particulier depuis la fin du "Petit Age Glaciaire" vers 1860.

155Sur les karsts proglaciaires, la période de fonte varie en fonction de la latitude. Dans le domaine tempéré, la saison hivernale s.l. est une période de rétention ; au contraire, dans le domaine intertropical où les saisons thermiques n’existent pas ou sont peu marquées (Andes centrales, Nouvelle-Guinée), les karsts proglaciaires connaissent une activité quasi permanente. Toutefois, dans les Andes du Pérou, la sublimation joue un rôle inhibiteur en affaiblissant le débit des ruisseaux de fusion glaciaire (chap. VI).

b. Les eaux de fusion nivale

156Dans les karsts supraforestiers non englacés, les eaux de fonte des neiges jouent un rôle majeur. Dans les Alpes calcaires de l’Oberland bernois, en Suisse, les données climatiques en fonction des tranches d’altitude, calculées à partir des stations de haute montagne, sont révélatrices. Entre 1600 et 3000 m d’altitude, le coefficient nivométrique passe de 46 à 88 %, tandis que le coefficient de pluviosité baisse de 54 à 12 %. Entre 2000 et 2500 m, tranche préférentielle des karsts hautalpins, la neige représente donc 58 à 73 % des précipitations (fig. 215 et tableau 46).

157La distribution des mois où la température est positive passe de huit mois à 1600 m, à quatre mois à 3000 m (tableaux 46 et 47). Dans cette tranche de 1600-3000 m, la période de fusion nivale dure de deux mois et demi à trois mois et demi, se décalant d’avril/mai/mi-juin à 1600 m à juillet/août/septembre/mi-octobre à 2700-3000 m. Si l’on compte les précipitations liquides (pluies), on constate qu’il s’écoule, entre 2000 et 2500 m 75 à 84 % des précipitations annuelles pendant les trois mois de fusion nivale. La concentration d’un tel écoulement en un trimestre explique le rôle fondamental de la longue crue de fonte des neiges qui correspond, quantitativement et chimiquement, à une crue de dissolution, sur l’exokarst comme dans l’endokarst (MAIRE, 1976).

158Dans les hautes montagnes périméditerranéennes et du Moyen-Orient, les modalités de la fusion nivale diffèrent quelque peu et se rythment en fonction des chutes de neige et des radoucissemnets (Crète, Péloponnèse, Taurus, mais aussi Pyrénées-Atlantiques). Dans ces régions, la fonte printanière, de mars à mai, est rapide, assistée par une forte sublimation (insolation + vent), notamment en Afrique du Nord, en Méditerranée orientale et au Moyen-Orient.

c. Les eaux pluviales

159Celles-ci jouent un rôle important en zone tempérée, dans l’étage subalpin ou supraforestier de transition, entre 1600-1900 m, car la pluviosité représente 54 à 45 % des précipitations annuelles, comme dans l’Oberland bernois (supra § b). Dans cette même région, les eaux pluviales passent de 45 à 37 % entre 1900 et 2500 m ; de plus, une partie de cette pluie tombe sur le manteau neigeux et se trouve associée à la fonte nivale, tout en l’accélérant, d’où le danger des crues pluvionivales pour les spéléologues.

160L’agressivité naturelle des eaux pluviales, supérieure à celle des eaux nivales, est en plus augmentée au sol par la présence de mousses et d’une végétation herbacée discontinue qui recouvrent une partie des lapiés dans l’étage subalpin. Ainsi, vers 1650 m sur le karst du Criou, dans le Haut-Giffre (Hte.-Savoie), un ruissellement pluvial dans une rigole nue longue de 4 m présente un TH de 14 mg/l de CaCO3 (Ca++ = 5 mg/l ; Mg++ = 0,5 mg/l) alors qu’un ruissellement identique, dans une rigole envahie par deux touffes de mousse, possède un TH de 41 mg/l (Ca++ = 15,5 mg/l ; Mg++ = 0,7 mg/l). Il en est de même sur le massif proche de Platé, dans le domaine subalpin de Flaine, où les eaux de pluie, ruissellant sur plus de 20 m à travers des touffes d’herbes, se minéralisent rapidement (TH de 90 à 94 mg/l de CaCO3) (mesures effectuées sur le terrain avec un coffret Aquamerck, méthode EDTA, marge d’erreur de ± 7 %).

Photo 178 :
Désert de Plate, alt. 2250 m (Hte.-Savoie, Fr.). Socle d’erratique postglaciaire haut de 12 à 15 cm correspondant à la dissolution aréolaire en 10 000 ans. A droite, ancienne vasque surcreusée par la dissolution biochimique sans doute à l’Atlantique.

Photo 179 :
Plaine Morte, vers 2600 m (Suisse). Socle d’erratique haut de 7 à 9 cm.

Photo 180 :
Plateau glacio-karstique du Tymfi, vers 1900 m (Grèce du Nord). Socle d’erratique de 5 cm seulement à cause des lapiés de diaclases qui absorbent rapidement l’eau et limitent la dissolution aréolaire.

2. Estimation de la dénudation ou dissolution exokarstique au cours de l’Holocène

161Les karsts de haute montagne déglacés depuis la fin du Würm ont le privilège de posséder des indices morphologiques mesurables sous la forme de petits reliefs résiduels de dissolution différentielle tels que socles d’erratiques, encoches de banquettes et silex en saillie, témoignant de la dissolution aérolaire ou tranche exokarstique dissoute depuis la disparition des glaciers.

a. Les petits reliefs résiduels de dissolution

162- Les socles d’erratiques, décrits par maints auteurs dont BÖGLI (1964), sont des "tables de corrosion" (Karrentische) d’un type particulier puisqu’il s’agit de blocs, calcaires ou non, d’origine glaciaire et perchés sur un socle résiduel. La protection assurée par le bloc agit comme pour les tables glaciaires et les "cheminées de fées" si bien que la dissolution s’exerce uniquement autour de celui-ci. Les socles d’erratiques les plus favorables à des mesures se situent sur les karsts en banquettes, lorsque les couches sont subhorizontales et permettent une corrosion plane et régulière, avec des lapiés "plats" sans figures de ruissellements (photos 178 à 181).

163- Les encoches de banquettes sont classiques des karsts en banquettes structurales. Elles correspondent à la tranche superficielle dissoute depuis le plan de stratification supérieur dégagé par le débitage ou "quarrying" glaciaire et sont visibles à la base du front de chaque banc. Sur le massif de Platé, on observe une bonne concordance entre les hauteurs de l’encoche de banquette et des socles d’erratiques (photo 182). En l’absence d’erratiques perchés, les encoches de banquettes sont parfois un bon moyen d’apprécier la dissolution exokarstique postglaciaire.

164- Les silex et drailles mis en saillie par la dissolution sont fréquents dans certains étages carbonatés affleurant en altitude : Sénonien du Dévoluy (Htes.-Alpes), Maestrichtien de la Pierre St.-Martin (Pyr.-Atl.), Eocène du Tymfi (Grèce du Nord)... Ils constituent un indice morphologique intéressant dans la mesure où l’on a affaire à des calcaires en petits bancs peu favorables au développement des karsts en banquettes et des socles d’erratiques (photo 183).

165- Les encoches basales de mur, développées à partir d’une couverture morainique protectrice sous-jacente, permettent de mesurer le recul postglaciaire des dalles très inclinées et des petites parois. Ce sont les Karrenfusnapfe décrits par HASERODT (1965) dans le Hagengebirge, en Autriche. D’une taille toujours plus importante que les encoches de banquettes à cause de la crypto-disssolution, les encoches basales de mur sont un indice de dissolution pariétale qui dépend de la hauteur du ruissellement et de l’alimentation. Dans les karsts subalpins, comme celui des Tours d’Aï dans les Préalpes romandes (Suisse), des encoches basales de mur ont été agrandies, sans doute depuis la période de l’Atlantique, par des sols hydromorphes.

b. Calcul de la dissolution exokarstique holocène

166Socles d’erratiques et encoches de banquettes, sur karst à banquettes subhorizontales, sont les meilleurs reliefs de dissolution différentielle pour mesurer avec assez de précision la dissolution aréolaire, en zone plane, depuis 10 000 ans environ, date de la disparition des glaciers dans l’ensemble des karsts de haute montagne.

167Cette dissolution régulière, sur bancs horizontaux, donne lieu, à des Flachkarren, expression employée par BÔGLI (1976) pour désigner des surfaces sans forme de ruissellement, et qui exprime la véritable dissolution aréolaire. La traduction anglaise de "pavements" a un sens plus général et l’expression française de "lapiés plats" est la mieux adaptée (J. NICOD, comm. pers). Il ne faut donc pas prendre en compte les vasques, rigoles et kamenitsas qui bordent parfois les socles d’erratiques et les encoches de banquettes, et exagèrent la tranche dissoute.

168Dans les karsts haut-alpins s.s., les socles d’erratiques varient entre 70 et 200 mm de haut, pour une moyenne de 100 à 150 mm sur le massif de Platé en HauteSavoie, valeur qui se rapproche de celles de KUNAVER (1979) pour le Mt. Kanin dans les Alpes Juliennes (120-150 mm), de BAUER (1964) et HASERODT (1965) pour le Dachstein et le Hagengebirge en Autriche (150-200 mm), de NICOD (1976) pour les Dolomites de la Brenta en Italie (150 mm), de BÖGLI (1964, 1975) pour le Marenberg en Suisse centrale (140-150 mm) et de JULIAN (1980) pour le Marguareis dans les Alpes du sud (150 mm) (tableau 48).

169Ces valeurs montrent une certaine variabilité qui dépend de la structure pétrographique et de la porosité d’interstices des calcaires et dolomies (vitesses différentes de dissolution-désagrégation), de la quantité des précipitations holocènes et des mesures faites à partir de socles plus ou moins représentatifs. En première approximation, pour les karsts supraforestiers de la chaîne alpine connaissant actuellement des précipitations supérieures à 2000 mm/an, la dissolution exokarstiques postglaciaire est de l’ordre de 125-130 mm, soit 12,5-13 mm/millénaire ou m3/km2/an.

170C’est dans la zone intertropicale humide, en Nouvelle-Guinée occidentale, sur le Mt. Jaya ou Carstenz (vers 4200-4300 m), que les socles d’erratiques sont les plus hauts, soit 300 mm, pour une vitesse de 31,5 mm/millénaire, dans la mesure où le retrait glaciaire est daté de 9500 ans BP (PETERSON, 1982 ; in JENNINGS, 1985, p. 85). Ce massif très arrosé reçoit des précipitations annuelles de 3000 à 5000 mm, à dominante pluviale, avec quelques chutes de neige fondant facilement sous l’isohypse 4500 m (tableau 48). En zone océanique de basse altitude, comme dans les îles britanniques, on connaît des taux de dissolution superficielle supérieurs ; SWEETING (1972) cite un taux de 49 mm/millénaire pour le Yorkshire (socles de 50 cm environ), mais cette forte corrosion ne peut s’expliquer que par le rôle des anciennes tourbières productrices de CO2.

c. La vitesse actuelle de la dissolution exokarstique

171La mesure précise de la dissolution exokarstique actuelle sur les karsts de haute montagne peut s’effectuer de plusieurs manières.

Photo 181 ;
Plateau du Marenberg vers 2350 m, sur le “petit jardin" d’Alfred BÖGLI (Suisse centrale). Ancien socle débarrassé de son erratique. Au premier plan, la diaclase non protégée a été élargie sur 75 cm au cours du Postglaciaire.

Photo 182 :
Désert de Plate, vers 2250 m Hte.-Savoie, Fr.). Encoche de banquette haute de 12 à 15 cm correspondant à la tranche dissoute au cours du Postglaciaire (cliché pris 2 m à droite de la photo 178).

Photo 183 :
Tymfi, vers 2100 m (Grèce du Nord). Silex dans les calcaires éocènes mis en relief par la dissolution différentielle sur 6 à 8 cm.

Tableau 49 :
Estimation de la dénudation chimique exokarstique depuis le début de l’Holocène, il y a 10 000 ans, à partir des socles d’erratiques, des silex en relief et des encoches de banquettes, dans les Alpes s.l., les Pyrénées, la Grèce du Nord et en Nouvelle-Guinée occidentale.

172- Le "micro-érosion-mètre" : suivant l’exemple des chercheurs anglais de Bristol (TRUDGILL, HIGH et HANNE, 1970), KUNAVER (1979) a utilisé, sur le Mt. Kanin (alpes juliennes-Yougoslavie), un "micro-érosionmètre" (M.E.M), placé sur trépied fixe, qui mesure l’abaissement annuel des dalles calcaires au micromètre près. Cette méthode, comme celle des plaquettes calcaires, met en évidence les lieux préférentiels de dissolution superficielle car la valeur de l’abaissement par dissolution-désagrégation varie spatialement de 0,017 à 0,1 mm/an (série de mesures de quatre années) ; celle-ci est maximum dans les dépressions (0,1 mm/an), là où la couche de neige est la plus épaisse, d’où un approfondissement quatre à six fois plus rapide des dépressions par rapport aux bordures, profitant du processus d’autocatalyse par le phénomène de congère (§ I.D.2.c).

173Cependant, KUNAVER (1979) montre que cette méthode ne permet pas d’extrapoler une tranche de dissolution pour l’ensemble de l’Holocène. Or si l’on se fonde sur les valeurs minimums actuelles mesurées sur les zones en relief (0,026-0,027 mm/an), on obtient une dissolution exokarstique spécifique de 26 à 27 m3/km2/an, soit une tranche de 260-270 mm pour le Postglaciaire qui est largement supérieure aux socles d’erratiques de 120 à 150 mm mesurés par le même auteur. Celui-ci pense que le Postglaciaire aurait connu, sur le Mt. Kanin, des précipitations moyennes moins importantes qu’aujourd’hui ; mais il faut être prudent car cette méthode est sujette à la variabilité interannuelle des précipitations et nécessite des séries de mesures prolongées.

174- La méthode des plaquettes calcaires est employée par de nombreux auteurs, dont GAMS (1979), GEROMEKUPPER (1981), DELANNO Y (1981), MAZET (1985) ; ce procédé a les mêmes avantages et inconvénients que celui du "micro-érosion-mètre", et peut donner des valeurs de dissolution exokarstique spécifique. Sa souplesse d’emploi permet de souligner aisément les différences spatiales et temporelles de la corrosion.

175- La mesure de la minéralisation des eaux de ruissellement, à l’endroit où celles-ci pénètrent dans les fissures et puits, est intéressante à connaître pour les eaux de fusion nivale et les eaux pluviales, à condition de disposer de séries de mesures suffisantes pour obtenir des valeurs fiables. Cette méthode a été utilisée sur le massif de Platé (supra : II.B.2), en particulier pour les eaux de fonte des neiges qui représentent près de 67 % de l’écoulement vers 2300 m. La dureté totale de ces eaux a été mesurée in situ ou quelques heures après ; elle est en moyenne de 14,6 mg/l de CaCO3 pour l’eau nivale (mesures par complexométrie, EDTA/Aquamerck, marge d’erreur de + 5 à 7 %). La minéralisation des eaux pluviales est plus difficile à connaître car elle varie en fonction des pluies fortes et des pluies fines. Les pluies fortes donnent une minéralisation (22 mg/l de CaCO3) légèrement plus importante que celles des eaux nivales ; par contre, les pluies fines assurent une minéralisation plus importante, de l’ordre de 70 mg/l de CaCO3. Si l’on admet que pluies fortes et pluies fines représentent respectivement 80 et 20 % du volume des pluies annuelles, la dureté moyenne des eaux pluviales de ruissellement, au moment de pénétrer dans l’endokarst, est de 30 à 32 mg/l de CaCO3 environ (tableau 50).

Précipitations

Dureté totale moyenne des précipitations (mg/l de CaCO3)

Dureté totale moyenne des eaux de lapiés (mg/l de CaCO3)

Dureté totale utile (mg/l de CaCO3)

Neige

2,2

14,6

12,4

Pluies moyennes à fortes (80 % des pluies)

2,6

22,0

19,4

Pluies fines (20 % des pluies)

2,6

70,0

67,4

Tableau 50 :
Valeurs moyennes de la dureté totale des eaux de précipitations et des eaux de ruissellement sur lapiés dans le massif de Platé Ht.Giffre (Hte.-Savoie, Fr.).

Tableau 51 :
Données climatiques et valeurs de la dissolution spécifique actuelle par tranche d’altitude sur le massif de Platé-Ht.Giffre (Hte.-Savoie, Fr.), (cf. chap. 1 pour les données climatiques).

Photo 184 :
Désert de Plate, vers 2250 m, kamenitza de 65 x 75 cm (Hte.-Savoie, Fr.). Deux repères ont été gravés dans la roche en 1973 pour mesurer la vitesse de croissance de la kamenitza. En 15 ans, le bord de celle-ci s’est élargi de moins de 1 mm (= 0,5 mm), ce qui donnerait un taux de 3 à 4 mm/siècle dans les conditions actuelles (absence de végétation), valeur qui est en accord avec la dimension de la kamenitza.

Figure 216 : Evolution altitudinale de la dissolution exokarstique spécifique sur les massifs de Plate et du Ht.-Giffre (Hte.-Savoie, Fr.), extrapolée à partir des données climatiques et de la minéralisation moyenne des eaux ruisselant sur les lapiés (tableaux 50 et 51).

176L’évolution altitudinale de la dissolution exokarstique spécifique sur Platé-Ht.Giffre a pu être extrapolée à partir des mesures hydrochimiques et des données climatiques (tableau 51 et fig. 216). Celle-ci présente une courbe parabolique en raison de l’augmentation du coefficient nivométrique et de la diminution du coefficient pluviométrique avec l’altitude, avec une fourchette de 14,8-17,3 m3/km2/an entre 1500-3000 m et un maximum de 17,4 m3/km2/an vers 2600 m d’altitude et une courbe descendante au-delà. A 2220 m, près du col du Colonné (karst à banquettes subhorizontales sur l’Urgonien), altitude où se situent les meilleurs socles d’erratiques de Platé, la dissolution spécifique actuelle pour l’exokarst est de 17,15-17,20 m3/km2/an pour la moyenne holocène déduite des socles (hauteur moyenne de 117mm).

177Comme KUNAVER (1979), on constate que le climat actuel est plus humide que l’ensemble du climat holocène, avec un surplus plausible de 32 % des précipitations sur Platé pour la période actuelle, alors que ce surplus est de 100 % pour le Mt. Kanin, en Slovénie, pourcentage apparemment exagéré à cause d’une série de mesures de quatre ans qui n’est pas suffisamment représentative.

3. Bilan flux de matières et concrétionnement sur l’exokarst

178Aujourd’hui et pendant l’Holocène, on constate qu’une partie infime des bicarbonates en solution précipite sur l’exokarst de haute montagne, mais il existe des nuances morphoclimatiques :

  • Sous les glaciers tempérés, à plancher calcaire, la formation de croûtes calcitiques à l’interface glace-rocher est la règle, mais ce concrétionnement, bien que non négligeable en volume (quelques dizaines à quelques centaines de m3 par km2), disparait rapidement à l’air libre par dissolution nivale après le recul glaciaire.
  • Dans les karsts de l’étage nival de la zone tempérée humide, les seules concrétions répandues sont des calcins dont le volume global par km2 est très inférieur à celui des croûtes sous-glaciaires.
  • Dans les hauts karsts méditerranéens et de la zone subtropicale semi-aride, la bréchification des éboulis est en grande partie héritée d’interglaciaires plus chauds que la période holocène. La pression anthropique, forte durant les derniers millénaires (destruction des sols à la suite des brûlis et des surpâturages), a facilité la reprise de l’érosion-dissolution des brèches de haute montagne (chap. XV).
  • Dans les hauts karsts intertropicaux à steppes, savanes et tourbières, des tufs d’écoulements de surface (et non de sources) se produisent dès qu’il y a ruissellement prolongé, avec dégazage du CO2 par cascades. Ces concrétionnements sont connus au Pérou et en Nouvelle-Guinée, jusqu’à 4000 m d’altitude.

CONCLUSION

179On a vu que sur la marge proglaciaire, les ruisseaux de fonte pouvaient creuser des rigoles ou rinnenkarren de 10 cm de profondeur en 20 ou 30 ans en raison d’une alimentation annuelle de plusieurs centaines à plusieurs milliers de m3. Sur karst nival, une rigole de même dimension demande plusieurs millénaires pour se former à cause d’une alimentation ne dépassant pas quelques m3/an. Le rôle morphologique majeur joué par le volume d’eau transité, en des lieux précis, dans le domaine calcaire englacé de haute montagne des latitudes tempérées est à souligner car c’est ce système d’érosion-dissolution qui prévalait durant les glaciations pléistocènes.

180Au Würm comme aujourd’hui dans les karsts sous-glaciaires fonctionnels des Alpes suisses, les eaux de fusion glaciaire disparaissaient dans l’endokarst faiblement minéralisées. Par conséquent, il est utile d’insister déjà sur l’importance spéléogénétique de ces eaux d’infiltration dont le potentiel d’agressivité est supérieur à 75 % grâce à la mise en solution du CO2 de l’atmosphère souterraine, de même que l’on sait le rôle fondamental joué par les eaux de fusion nivale et les eaux de pluies pénétrant actuellement dans l’endokarst avec un potentiel d’agressivité souvent supérieur. On comprend que l’exokarst de haute montagne ne représente qu’une partie limitée du volume karstifié, les réseaux souterrains constituant la quatrième dimension du karst, de loin le système morphologique le plus original parmi tous les systèmes de modelés.

Table des illustrations

Légende Photo 159 : Lame mince de Malm à faciès tithonique : micrite à microsparite (porosité mesurée = 0,15 %) (Ht.-Giffre/Hte.-Savoie, Fr.).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11165/img-1.jpg
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Légende Photo 160 :Lame mince d’Urgonien : biomicrosparite à biosparite (porosité mesurée = 0,34 %) (Tsanfleuron/Valais, Suisse).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11165/img-2.jpg
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Légende Figure 181 : Coupe transversale à la surface du calcaire tithonique (photo 159) montrant une surface lisse en raison de sa nature microcristalline homogène.
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Légende Figure 182 : Coupe transversale à la surface du calcaire urgonien (photo 160) révèlant une surface un peu plus rugueuse à cause de la cristallisation plus grossière.
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Légende Photo 161 : Autre lame mince d’Urgonien : hiosparite à nombreux bioclasts (porosité mesurée = 0,38 %) (Platé/Hte.-Savoie, Fr.).
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Légende Figure 183 :Coupe transversale à la surface d’un autre calcaire urgonien (photo 161) montrant une surface très rugueuse ; la dissolution différentielle met en relief les bioclastes sparitiques.
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Légende Photo 162 :Lame mince de calcaire éocène : biomicrosparite (porosité mesurée = 2,37 %) (Tymfi, Grèce du Nord).
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Légende Figure 184 : Coupe transversale à la surface du calcaire éocène (photo 162) montrant la mise en relief des bioclastes sparitiques.
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Légende Figure 185 :Marbre dolomitique paléozoïque de l’Aydos Dag (Taurus central/Turquie). Coupe transversale à la surface de la roche soumise à la dissolution-désagrégation. En raison de la cristallisation microsparitique (cristaux de 5 à 15 µm) et de la faible porosité, on observe une surface peu rugueuse.
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Légende Figure 186 :Dolomie blanche permo-triasique des Levka Ori (Crète/Grèce). Coupe transversale à la surface de la roche soumise à la dissolution-désagrégation. En raison d’une cristallisation plus grossière, de type sparitique (cristaux de 50 à 70 µm), la surface est un peu plus rugueuse avec des microcavités. Porosité mesurée de 1,30 %.
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Légende Figure 187 :Dolomie noire permo-triasique des Levka Ori (Crète/Grèce). Coupe transversale à la surface de la roche soumise à la dissolution-désagrégation. A cause de la cristallisation grossière, de caractère sparitique (cristaux de 40 à 80 µm), et d’une porosité intercristalline un peu plus forte (3,65 %), on observe une surface rugueuse à microtours.
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Légende Tableau 32 :Comportement comparatif des roches carbonatées à la désagrégation granulaire et à la dissolution pure en fonction de leur structure pétrographique, dans les karsts nus situés à toute altitude (PPD = perte de poids par dissolution pure ; PPT = perte de poids totale) (en partie d’après ROQUES et EK, 1973).
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Légende Figure 188 : Densité apparente et porosité à l’eau sous vide de 54 échantillons de calcaires, dolomies et grès calcaires. La porosité efficace mesurée est proche de la porosité totale (mesures : laboratoire de géomorphologie du CNRS/Caen : M. LEVANT, Y. DELEHAYE, C.BEANCHET).On distingue ici cinq types de roches :1. Les dolomies et dolomies calcifères microcristallines, compactes ou assez poreuses (Slovénie/Yougoslavie ; Crète-Péloponnèse/Grèce ; Taurus central/Turquie) : p = 0,45 à 8 %, d. absolue = 2,81 à 2,87 (d. absolue = 2,87 pour la dolomie pure).2. Les calcaires compacts, micritiques à sparitiques (Alpes, Pyrénées, pourtour méditerranéen...) : p = 0,13 à 3 %, d. absolue = 2,69 à 2,74 (d. absolue = 2,71 pour la calcite pure). 3. Les calcaires et grès calcaires assez poreux (Alpes, Pyrénées, Papouasie...) : p = 3,5 à 7 %.4. Les calcaires poreux à très poreux, surtout biomicritiques (biomicrites mio-pliocènes de Papouasie Nouvelle-Guinée, biomicrosparite miocène de Crète) : p = Il à 36 %.5. Exemple d’une roche quartzeuse et poreuse (Trias-Lias supérieur de l’Altiplano de Junin/Pérou central) : p = 13,6 % d. absolue = 2,58 (proportion de quartz = 79 %, d. absolue = 2,6 % pour le quartz).
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Légende Figure 189 :Exemple de porosité vacuolaire observés en lame mince.(A) Calcaires éocènes (Tymfi, Grèce du Nord) (p = 2,37 %) : a.Vacuole entourée par des taches rouges d’altération (ferranes représentés ici en noir).b.Ciment microsparitique à bioclastes de grande taille (non représentés ici).(B) Calcaires mio-pliocènes poreux (Huon, Papouasie Nouvelle-Guinée) (p = 12 à 19,5 %) :- en haut à gauche : biomicrite à grosses vacuoles (a) du Mt.Bangeta ;- en bas à droite : biomicrite à vacuoles plus petites (a) de la chaîne Cromwell.(C) Calcaires triasiques (Triglaw W/Slovénie, Yougoslavie) (p = 1,3.3 %). On distingue une porosité vacuolaire intracristalline dans une dismicrite : les vacuoles (a) sont présentes au sein d’une plage sparitique ; le ciment est micritique (c).
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Légende Figure 190 :Porosité intergranulaire et porosité intragranulaire visibles sur une même lame mince de calcaire lutétien (Dj. Koubbate/Moyen Atlas, Maroc) (p = 3 %) : a. Porosisté intergranulaire entre les bioclastes ; le ciment est micritique à microsparitique. b. Porosité intra-granulaire.
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Légende Figure 191 :Porosité intercristalline dans des marbres paléozoïques (Pirin/Rhodophe, Bulgarie) (p = 1,33 %). Les pores (a) sont situés entre les cristaux sparitiques (b).
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Légende Figure 192 : Porosité fenestrale dans des marbres triasiques (Pierre St.-Martin/ Pyr.-Atl., Fr.) (p = 0,95 %). Les pores (a), allongés et orientés, sont en position interlaminaire au sein d’une microsparite (b), (lames minces pour les figures 189 à 193) : laboratoire de géomorphologie du CNRS/Caen : M. LEVANT, B. LANOE, C. BLANCHET.
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Légende Figure 193 : La dissolution-désagrégation de la surface des calcaires poreux biomicritiques de Yalam (Mts. Nakanai, Nouvelle Bretagne/PNG), en exploitant la géométrie du milieu poreux vacuolaire (p = 19 à 22 %), donne une micromorphologie en "nids de poule".
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Légende Photo 163 :Taffonis affectant les calcaires de Gowop (biomicrites crayeuses) sur le haut plateau glacio-karstique du Mt. Bangeta, alt. 4000 m (Huon, Papouasie Nouvelle-Guinée).
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Légende Figure 194 : Essais d’eau (ou essais de perméabilité de type essais Lugeon mesurés dans deux sondages réalisés dans le fond de la cuvette glacio-karstique de Gers (Platé/Hte.-Savoie/Fr.) (d’après EDF/REAL-CHAMBERY, 1983). Deux types de perméabilité sont mis en évidence : dans les calcaires compacts du Priabonien, on n’observe aucune perte d’eau sensible ; dans les calcaires oligocènes, on remarque, au contraire, de nombreuses pertes d’eau à cause d’une forte porosité de fissures.
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Légende Figure 195 :Rôle micromorphologique de joints argileux à son stade incipient dans les calcaires sénoniens oomicritiques de Plate (Hte.-Savoie, France).(A) Bien que légèrement mis en relief, ce joint argileux sert de point de départ à une rainure de dissolution-désagrégation.(B) Le joint argileux plus épais est également mis légèrement en relief, mais la rainure n’est pas encore bien formée. Dans les deux cas, ces joints argileux sont des éléments de faiblesse qui permettent à l’eau capillaire de pénétrer dans la roche, d’où une désagrégation sous l’action chimique de l’eau et un démantèlement par le gel (gélidisjonction).
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Légende Figure 196 :Action de la dissolution-désagrégation dans des calcschistes bajociens (Ht.-Giffre/Hte.-Savoie, Fr.). Formation de micropoches aux dépens des laminites argileuses et de la calcite sparitique, puis dissociation en feuillets sous l’action complémentaire de la gélifraction (gélidisjonction).
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Légende Photo 164 :Calcschistes du Bajocien (Ht.-Giffre, fig. 16). Photogramme de lame mince montrant la succession des laminites argileuses.
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Légende Photo 165 :Sur le flanc de ce puits à neige, la dissolution et la cryoclastic ont élargi les joints de stratification de la formation dolomitique en formant parfois de petits abris sous roche (Trias de la chaîne S de Bohinj, Slovénie/Yougoslavie). Pétrographie : dolomicrosparite, 95 % de dolomite et 5 % de calcite, porosité intercristalline de 5,95 % (mesures : laboratoire de géomorphologie du CNRS, Caen).
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Légende Photo 166 :Recoupement oblique de deux familles de diaclases sans le secteur faillé du col de Monthieu sur le massif de Platé (Hte.-Savoie, France). Elles forment aujourd’hui des lapiés de diaclases (Kluftkarren) caractéristiques sur le karst en banquettes d’Urgonien.
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Légende Photo 167 :Recoupement perpendiculaire de deux familles de diaclases sans signification tectonique nette sur l’Urgonien de Platé. Leur degré d’ouverture par la dissolution est variable en fonction de leur porosité et de la progression longitudinale de la dissolution à partir de fissures déjà élargies.
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Légende Photo 168 :Tables de lapiés en cours de démantèlement sur le karst en banquettes d’Urgonien de Plate (Hte.-Savoie, Fr.). Préparées par le découpage des diaclases, ces tables se déchaussent par gravité le long d’un plan de stratification inférieur élargi par les écoulements épidermiques.
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Légende Photo 169 : Cette ancienne rigole (Rinnenkarren), aujourd’hui non fonctionnelle malgré la fusion de la plaque de neige située en amont, a été tronçonnée par des lapiés de diaclases transversaux. Sur tous les karsts de haute montagne, les lapiés de diaclases capturent les eaux des lapiés de ruissellement, d’où un parcours exokarstique limité des eaux pluvio-nivales (moyenne de 8 m sur l’Urgonien de Platé à partir de 80 mesures).
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Légende Figure 197 : Microformes de dissolution différentielle sur calcaire micritique du Malm à faciès tithonique (Col de la Gemmi/Valais-Berne, Suisse). A gauche, la calcite sparitique du filonnet, plus résistante que la calcite micritique, est mise en relief par la dissolution. A droite, une micro-fracture large de moins de 7 à 2 µm est à l’origine d’une rainure de dissolution.
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Légende Figure 198 : Exemples de filonnets à remplissage calcitique observés en lame mince.(A) Système de microfractures en extension remplies par de la calcite secondaire (veines et filonnets) : a. Calcite en mosaïque drusique (sparite). b. Pores, c. Joint rouge ondulé et tectonisé (cf. c’ : esquille de marbre décollée à l’intérieur du filonnet central). d. Ciment micritique. (Marbres oligocènes : Eastern Highlands, Papouasie Nouvelle-Guinée).(B) Filonnet de calcite sparitique à porosité vacuolaire : a. Vacuoles, b. Cristallisation sparitique. c. Biomicrosparite à nombreux bioclasts de grande taille, (calcaires éocènes :Tymfi, Grèce du Nord). (LM : laboratoire de géomorphologie du CNRS/Caen : M. LEVANT, B. LANOE, C. BLANCHET).
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Légende Photos 170 à 172 :Trois types d’évolution de fractures d’extension en échelons dans les karsts à banquettes d’Urgonien du massif de Platé (Hte.-Savoie).Photo 170 :Fentes en échelons remplies par un ciment de calcite sparitique et non ouvertes par la dissolution.
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Légende Photo 171 :Fentes en échelons étroites et non calcitées, en cours d’élargissement par la dissolution.
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Légende Photo 172 :Lapiés de fentes en échelons bien agrandis par la corrosion.
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Légende Photo 173 :Djurdjura, Ras Timedouine (Algérie). Profonde doline de crête, large de 50 m, située vers 2200 m d’altitude, dans les calcaires liasiques décomprimés.
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Légende Figure 199 : Porosité de fissure dans une brèche de faille en compression de la Pierre St.-Martin/Larra (Pyr.-Atl. et Navarre, France/Espagne) (contexte : décrochement dans les "calcaires des canyons"). Sur cette lame mince, on observe une fissure semi-ouverte (a) partiellement remplie par un ciment orangé (b) riche en Fe2O3 et Al2O3 issus de poches d’argiles rouges tertiaires. La brèche de faille est une intrasparite : c. Grands cristaux sparitiques ; d. Bioclastes et lithoclastes de grande dimension. (Lame mince : laboratoire de géomorphologie du CNRS/Caen).
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Légende Figure 200 : Schéma d’organisation du système hydrologique glaciaire (sous-systèmes supra, intra et sous-glaciaire) : conditions physico-chimiques et relations avec le substratum calcaire.
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Légende Tableau 33 : Caractères physico-chimiques des eaux de fonte supraglaciaires des glaciers de Tsanfleuron et de Plaine Morte (Valais/Suisse).T2 : eau circulant sur le front du glacier de Tsanfleuron (3/10/85).PM1 : ruisseau sur le glacier de Plaine Morte (26/7/74).T5a et T10 : percolations sous le front du glacier de Tsanfleuron(mesures in situ pour PM1, T5a et T10/marge d’erreur de 5 %), (mesures in situ et en laboratoire pour T2 ; le TH n’a pas subi de changement après plusieurs mois de stockage au réfrigérateur)
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Légende Tableau 34 :Proportions d’air et de CO2 (en volume et poids) dans la glace du glacier, la neige, la grêle, la pluie et l’atmosphère, principalement en Suisse. (NB : 1 litre d’air = 1,294 g ; 1 litre de CO2 = 1,976 g).* d’après STAUFFER et BERNER, 1978** d’après AMIEL, in PASCAL, 1968*** d’après MAIRE
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Légende Tableau 36 (ci-dessus) :Variation de la minéralisation des torrents sous-glaciaires à leur émergence en fonction de la nature lithologique du plancher rocheux (situation de fonte estivale).* après 100 m de ruissellement extérieur.
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Légende Tableau 37 (ci-dessous) :Caractères physico-chimiques des eaux proglaciaires de Tsanfleuron et de Plaine Morte (Valais/Suisse) (mesures in situ, marge d’erreur de ± 5 %).PM2 : torrent proglaciaire du glacier de Plaine Morte, alt. 2600 m, écoulement sur 300 m (25/7/74).T1 : torrent proglaciaire de Tsanfleuron au niveau du portail, alt. 2550 m.T1’ : torrent proglaciaire principal de Tsanfleuron à 500 m du glacier, alt. 2370m.T1" : idem, après 1,5 à 2 km de parcours aérien, alt. 2200 m.
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Légende Tableau.38 :Physico-chimie de plusieurs émissaires sous-glaciaires du glacier de Tsanfleuron(Valais/Suisse).T6 et T8a : ruisseaux sur le front de la calotte (alt. 2550 m).T1 : torrent principal au niveau du portail de la langue principale (alt. 2400 m).
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Légende Tableau.39 : Evolution du chimisme des eaux de deux ruisseaux proglaciaires du glacier de Ténéhet (Wildhorn, Valais/Suisse) (échantillons W1 et W5) entre le moment du prélèvement (analyses in situ pour W1a et W5a) et après 12 mois de conditionnement en bouteilles PVC hermétiquement fermées à T = 5°C. On observe une nette augmentation du TH en raison de la dissolution d’une partie de la farine glaciaire carbonatée contenue dans les eaux sous-glaciaires (analyses de W1b et W5b : Mme SISTACH, laboratoire de géogr. phys. d’Aix-en-Provence).
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Légende Photo Ί74 :Croûte sous-glaciaire à spicules sur le karst proglaciaire de Tsanfleuron dégagé depuis la fin du "Petit Age Glaciaire", alt. 2500 m (Valais, Suisse). L’orientation des fibres indiquent le sens d’écoulement du glacier.
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Légende Figure 201 :Karst proglaciaire de Tsanfleuron (Valais/Suisse). Superposition de deux types de croûtes sous-glaciaires séparées par un niveau érodé (croûte plane à structure lamellaire et croûte fibreuse à spicules)
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Légende Photo 175 :Croûte sous-glaciaire à spicules de Tsanfleuron (échantillon TS2). Micro-photo de lame mince en LN (x 150) montrant la cristallisation sparitique des spiculés de calcite. (cliché R. MAIRE-S. POMEL).
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Légende Figure 202 :Coupe transversale dans un encroûtement sous-glaciaire (type croûte plane ou arrondie à structure lamellaire) de Tsanfleuron (Valais !Suisse). Les microdébris et lithoclastes arrachés au substratum sont cimentés par une boue carbonatée microsparitique à micritique.
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Légende Photo 176 :Croûte sous-glaciaire laminée de Tsanfleuron (échantillon TS1). Microphoto de lame mince en LN (x 150) montrant une zone cryoturbée, avec lamines claires et sombres, et microdébris de calcaire urgonien (en blanc) correspondant à la farine glaciaire, (cliché R. MAIRES.POMEL).
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Légende Photo 177 :Croûte sous-glaciaire laminée de Tsanfleuron (échantillon TS2). Microphoto de lame mince en LN (x 440) montrant le détail d’une couche grise : microdébris d’Urgonien (en blanc) noyés dans une boue de calcite micritique à microsparitique (en gris-noir), (cliché S. POMEL-R. MAIRE).
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Légende Figure 203 : Mode de dépôt d’une croûte carbonatée sous-glaciaire de Tsanfleuron (Valais/Suisse)
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Légende Figure 204 : Evolution de la minéralisation des eaux de fusion glaciaire en fonction de la distance de ruissellement depuis le front du glacier (Tsanfleuron-Ténéhet, Valais/Suisse, octobre 1985).
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Légende Tableau 40 :Faciès chimique typique d’un écoulement proglaciaire du glacier de Tsanfleuron après 30 m de ruissellement extérieur. Le TH mesuré in situ est de 2,85 F au lieu de 2,6°F en laboratoire après 12 mois de stockage au réfrigérateur, ce qui indique une bonne stabilité de la solution compte tenu de la marge d’erreur de ± 5 % de l’analyse in situ (analyse : Mme SISTACH, laboratoire de géogr. phys. d’Aix-en-Provence).
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Légende Tableau 47 :Caractères physico-chimiques des eaux de fusion glaciaire circulant dans les cannelures (Rinnenkarren) avant de pénétrer dans l’endokarst (karsts proglaciaires de Tsanfleuron et du Wildhorn dans les Hautes Alpes Calcaires de Suisse occidentale/Valais-Berne). Dans chaque cas, on donne la valeur minimum, moyenne et maximum (à partir de 27 séries de mesures effectuées in situ les 3-4110185. Mesures chimiques par complexométrie : marge d’erreur de ± 5 %).
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Légende Tableau 42 :Caractères physico-chimiques de différents types de neige des Alpes françaises
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Légende Tableau 44 : Caractères des eaux de ruissellement de fonte des neiges dans les cannelures (Rinnenkarren) du massif de Platé (alt. 2100-2200 m) au moment où celles-ci pénètrent dans les fissures (kluftkarren). (Données obtenues à partir de 77 séries de mesures effectuées sur le terrain, 22 au 2717184, marge d’erreur de 10 à 15 % sur le TH).
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Légende Figure 205 :Evolution de la minéralisation des eaux de fonte nivale dans les Rinnenkarren en fonction de la distance de ruissellement (Platé/Fr., calcaire urgonien, alt. 2150-2250 m) (à partir de 77 mesures, juillet 1984).
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Légende Figure 206 :Evolution de la minéralisation de l’eau de fusion nivale dans un Rinnenkarren (ou rigole de dissolution) en fonction de la distance de ruissellement (Platé/Fr., alt. 2140 m, 27/7/84).
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Légende Figure 207 :Distribution des distances de ruissellement nival dans les Rinnenkarren du karst à banquettes de Platé/Hte.-Savoie. Situation valable lorsque les plaques de neige résiduelles occupent le front des banquettes, (d’après une série de 80 mesures).
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Légende Figure 208 :Evolution de la mineralisation des eaux de fusion nivale sur le flanc de fissures de lapiés ou Klufkarren en fonction de la hauteur de ruissellement (massif de la Pierre St.-Martin/Pyr.-Atl.)
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Légende Figure 209 : Estimation du volume de calcaire dissous dans les Rinnenkarren de Platé (Hte-Savoie/Fr.) depuis 10 000 ans en fonction de l’alimentation annuelle des rigoles (on admet une augmentation de 2,1 mg/l de CaCO3 par mètre de ruissellement en tenant compte des précipitations liquides. Sur la droite, l’intervalle de validité pour Plate se situe pour x = 2 à 10 m3).
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Légende Tableau 45 : Estimation du volume de calcaire dissous dans les Rinnenkarren de Platé (Hte.-Savoie/Fr.) par an, millénaire et 10 000 ans à partir du volume d’eau transitant annuellement par les rigoles (on admet une augmentation de 2,1 mg/l de CaCO3 par mètre de ruissellement en tenant compte des précipitations liquides. Il peut exister une suralimentation dans les secteurs de congères, d’où la possibilité d’une alimentation supérieure aux précipitations annuelles.
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Légende Figure 210 :Evolution de la minéralisation des eaux dans les Rinnenkarren en fonction de la distance de ruissellement et en conditions de pluie fine (Ht. Giffre/Criou-Fr. ; alt. 1800 m). (à partir de 45 échantillons analysés in situ).
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Légende Figure 211 :Diminution du gain de la minéralisation en conditions de pluies fines par tranche de ruissellement d’un mètre dans les Rinnenkarren depuis l’écoulement pelliculaire de la zone réceptrice jusqu’à l’écoulement concentrés en fond de rigole (Criou, Ht.-Giffre/Fr.). (à partir de 45 mesures).
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Légende Figure 212 : Evolution de la minéralisation des eaux dans les Rinnenkarren du karst subalpin en conditions de pluies fines (Platé/Ht.-Giffre, Fr., alt. 1500-1700 m). Présence de quelques touffes de mousses et d’herbes, (à partir de 38 échantillons analysés in situ).
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Légende Figure 213 : Augmentation de la minéralisation des eaux dans la zone réceptrice à écoulement pelliculaire des Rinnenkarren à partir de précipitations neigeuses fondant au contact du calcaire. Temps de ruissellement = 30 à 90 s (Rochers de Leschaux, Bomes/Fr. ; alt.1700 m). (analyses in situ).
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Légende Figure 214 : Coupe transversale d’un calcin prélevé sous une dalle de lapiés d’Urgonien (Pte. du Tuet, Ht.-Giffre/Fr.)· On observe une mince croûte calcitique rythmée à zones blanchâtres, grises (trame dense) et gris-orange (trame claire), et une excroissance typique en "massue". Des particules sombres, généralement organiques, sont visibles.
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Légende Tableau 46 :Analyse isotopique U/Th d’une croûte sous-glaciaire de Tsanfleuron (Valais, Suisse) (C.E.R.A.K., Fac. Polytechnique de Mons/Belgique, V. QUINIF). En raison d’une contamination du type farine carbonatée à microdébris d’Urgonien (présence de thorium détritique), le rapport 230Th/234U est proche de l ; il implique un vieillissement "artificiel’’ de l’encroûtement.
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Légende Tableau 47 : Distribution des températures en fonction de l’altitude dans les Hautes Alpes Calcaires de l’Oberland bernois/Suisse. Les températures positives sont dans l’encadré noir (données extrapolées à partir des stations d’Adelboden, 1340 m ; d’Engstigenalp, 1935 m ; de Jungfraujoch, 3450 m ; Institut Météorologique Suisse, in MAIRE, 1976).
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Légende Tableau 48 :Nombre de mois où la température est positive et situation de la période de fonte en fonction de l’altitude dans les hauts karsts de l’Oberland bernois/Suisse (d’après MAIRE, 1976).
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Légende Figure 215 :Evolution du coefficient nivométrique et du coefficient de pluviosité en fonction de l’altitude dans les Hautes Alpes Calcaires de l’Oberland bernois/Suisse (d’après les stations d’Abelboden, 1340 m ; d’Engstligenalp, 1955 m ; de Jungfraujoch, 3450 m et de Monchsgrat, 3810 m - Institut Météorologique Suisse).
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Légende Photo 178 :Désert de Plate, alt. 2250 m (Hte.-Savoie, Fr.). Socle d’erratique postglaciaire haut de 12 à 15 cm correspondant à la dissolution aréolaire en 10 000 ans. A droite, ancienne vasque surcreusée par la dissolution biochimique sans doute à l’Atlantique.
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Légende Photo 179 :Plaine Morte, vers 2600 m (Suisse). Socle d’erratique haut de 7 à 9 cm.
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Légende Photo 180 :Plateau glacio-karstique du Tymfi, vers 1900 m (Grèce du Nord). Socle d’erratique de 5 cm seulement à cause des lapiés de diaclases qui absorbent rapidement l’eau et limitent la dissolution aréolaire.
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Légende Photo 181 ;Plateau du Marenberg vers 2350 m, sur le “petit jardin" d’Alfred BÖGLI (Suisse centrale). Ancien socle débarrassé de son erratique. Au premier plan, la diaclase non protégée a été élargie sur 75 cm au cours du Postglaciaire.
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Légende Photo 182 :Désert de Plate, vers 2250 m Hte.-Savoie, Fr.). Encoche de banquette haute de 12 à 15 cm correspondant à la tranche dissoute au cours du Postglaciaire (cliché pris 2 m à droite de la photo 178).
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Légende Photo 183 :Tymfi, vers 2100 m (Grèce du Nord). Silex dans les calcaires éocènes mis en relief par la dissolution différentielle sur 6 à 8 cm.
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Légende Tableau 49 :Estimation de la dénudation chimique exokarstique depuis le début de l’Holocène, il y a 10 000 ans, à partir des socles d’erratiques, des silex en relief et des encoches de banquettes, dans les Alpes s.l., les Pyrénées, la Grèce du Nord et en Nouvelle-Guinée occidentale.
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Légende Tableau 51 :Données climatiques et valeurs de la dissolution spécifique actuelle par tranche d’altitude sur le massif de Platé-Ht.Giffre (Hte.-Savoie, Fr.), (cf. chap. 1 pour les données climatiques).
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Légende Photo 184 :Désert de Plate, vers 2250 m, kamenitza de 65 x 75 cm (Hte.-Savoie, Fr.). Deux repères ont été gravés dans la roche en 1973 pour mesurer la vitesse de croissance de la kamenitza. En 15 ans, le bord de celle-ci s’est élargi de moins de 1 mm (= 0,5 mm), ce qui donnerait un taux de 3 à 4 mm/siècle dans les conditions actuelles (absence de végétation), valeur qui est en accord avec la dimension de la kamenitza.
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Légende Figure 216 : Evolution altitudinale de la dissolution exokarstique spécifique sur les massifs de Plate et du Ht.-Giffre (Hte.-Savoie, Fr.), extrapolée à partir des données climatiques et de la minéralisation moyenne des eaux ruisselant sur les lapiés (tableaux 50 et 51).
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© Presses Universitaires de Bordeaux, 1990

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