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La Haute Montagne calcaire

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Richard Maire

Première partie. Fonctionnement chimique et hydrologique

Chapitre IX. Le fonctionnement hydrologique et chimique de l'endokarst et des émergences

Texte intégral

INTRODUCTION

1Nous analysons dans ce chapitre le fonctionnement hydrodynamique et hydrochimique de l'endokarst et des émergences. Sur le plan hydrologique, on insiste sur la période de fusion nivale qui concentre en trois mois plus de 70 à 80 % de l'écoulement annuel : régime des oscillations de fusion journalière, régimes hydroclimatiques (glaciaire, nivo-glaciaire, nival à nivo-pluvial,...) et analyses des courbes de récession (décrue et tarissement, avec le problème des réserves dynamiques). On est en présence, le plus souvent, d'aquifères karstiques perchés, bien organisés, à temps de réponse court et à faible volume dynamique (absence de stockage).

2Du point de vue hydrochimique, on s'est attaché à mieux appréhender la distribution spatiale de la dissolution dans l'endokarst : zone de transfert vertical connaissant une forte augmentation de la minéralisation, zone de transfert oblique à minéralisation progressive.

I - LE FONCTIONNEMENT HYDROLOGIQUE DES EMERGENCES

3L'hydrologie de l'endokarst et des émergences dépend d'abord de l'alimentation en eau (climat) et de la restitution des précipitations (rétention nivale et fusion). Les régimes des émergences des karsts d'altitude sont en relation avec les domaines morphoclimatiques (domaines climatiques et altitude).

A. L'ALIMENTATION EN EAU

1. Les précipitations

4L'alimentation directe de l'endokarst par les précipitations atmosphériques (pluie et neige) conditionne le creusement souterrain et le régime des sources. Nous n'insisterons pas sur cette question qui a été envisagée pour chaque chapitre régional dans le rôle des facteurs climatiques.

2. Les modalités de la fusion nivale et le régime des oscillations de fonte

5La restitution différée de l'eau par la fusion nivale et/ou glaciaire est une donnée originale des karsts de haute montagne. C'est elle qui conditionne le régime hydrologique et hydrochimique des émergences. Dans les karsts haut-alpins franco-suisses, nous avons montré quels étaient les caractères et la durée de la fusion nivale en fonction des températures, celle-ci représentant les 3/4 de l'écoulement annuel (chap. VIII). Compte tenu de l'importance de la restitution nivale, étudions le comportement journalier de la fusion nivale et nivo-glaciaire à partir des enregistrements limnigraphiques.

a. Comportement de la fusion nivo-glaciaire dans les karsts haut-alpins : l'exemple des sources de la Liène (Suisse)

6En Suisse occidentale, dans le massif du Wildhorn, les grandes émergences de la Liène (sources du Locquès et de Lourantse) se situent vers 1950 m d'altitude en amont du barrage de Tseuzier. Elles drainent une zone de 30 km2 au moins comprise entre 2200-2500 et 3250 m alimentée en été par les eaux de fonte des neiges et des glaciers.

7Il est possible d'étudier de façon précise le comportement de la fusion de façon horaire et journalière grâce aux limnigrammes enregistrés en continu par la station de Lourantse (données fournies par le Service hydrologique national suisse, Berne). Pour l'année 1981, les pulsations journalières de la fonte apparaissent à la fin mai, se développent en juin-juillet-août, diminuent en septembre, s'estompent en octobre pour réapparaître quelques jours début novembre. Ces pulsations régulières de la fusion nivo-glaciaire est perturbée par quelques crues d'orages. Nous étudierons uniquement le régime des pulsations non influencé par des apports pluviaux. Le maximum de fusion journalière se produit toujours la nuit, généralement entre 23 h et 2 h du matin, tandis que le minimum se manifeste en milieu de journée, vers 12-14 h.

8 La montée brutale de la fusion : elle se manifeste entre le 30 mai et le 4 juin. Sur six jours, le débit minimum de milieu de journée passe de 1,06 à 5,71 m3/s et celui de nuit de 1,60 à 8,28 m3/s. Cette montée rapide du débit des pulsations est en relation directe avec une forte augmentation de la température. C'est l'amorce de la longue crue de fusion nivo-glaciaire (fig. 217).

9L'amplitude journalière du débit entre le jour et la nuit passe de 0,54 m3/s le 30/31 mai (1,06 à 1,60 m3/s) à 2,73 m3/s le 2/3 juin (4,12 à 6,85 m3/s). En revanche, la baisse du débit entre la nuit et le jour est beaucoup plus faible : elle est quasiment nulle le 30 et le 31 mai, et passe de 0,18 m3/s le 1 juin, à 0,65 m3/s le 2 et à 1,14 m3/s le 3 juin. A partir du 4 juin, la température baisse et les pulsations de fonte disparaissent pendant deux jours pour recommencer le 6/7 juin.

Figure 217 : Sources de la Liène, alt. 1950 m (Valais, Suisse). Première montée des oscillations journalières de fusion nivo-glaciaire à partir du 31 mai 1981 (d'après les enregistrements limnigraphiques du Service hydrologique national, Berne).

Figure 218 : Sources de la Liène. Montée des oscillations de fusion à la fin juillet (réchauffement) et "plateau” durant la première semaine d’août, année 1981 (d'après le Service hydrologique national, Berne).

Figure 219 : Sources de la Liène. Baisse des oscillations de fusion avec l'étiage de fin d'été (août-septembre 1981). Le manteau nival a disparu presque totalement ; le débit est soutenu par la fonte des glaciers (d’après le Service hydrologique national, Berne).

Figure 220 : Sources de la Liène. Petites reprise des oscillations de fusion pendant un redoux d'automne, année 1981 (d'après le Service hydrologique national, Berne).

10 La fusion au cœur de l'été : en juillet et août, le régime des pulsations de fonte atteint un palier vers 7-8 m3/s par beau temps. Tout refroidissement ou chute de pluie (ou neige) entraîne une rupture des oscillations. Ainsi, après les pluies et la phase de refroidissement du 20 au 26 juillet, on observe une nouvelle montée des oscillations (27 juillet au 1er août), suivi d'un palier entre le 2 et le 10 août (fig. 218).

11Pendant cette phase de plateau des oscillations, l'amplitude journalière du débit est de l'ordre de 2,2 m3/s (6,7 à 8,9 m3/s) ; il est donc égal entre la nuit et le jour (entre 22 h et 12 h 30) et le jour et la nuit (entre 12 h 30 et 22 h). Dans tous les cas, on constate que le réchauffement diurne produit une montée assez rapide du débit : de 12 h 30/13 h à 22 h/23 h (durée de 10 h). En revanche, le refroidissement nocturne produit une baisse d'une durée de 14 h (22 h/23 h à 12 h 30/13 h).

12 La diminution de la fusion et de l'amplitude des oscillations à la fin août : celle-ci est très nette sur le limnigramme à partir du 18 août et se poursuit en septembre (quelques interruptions dues à des pluies). Le débit maximum de nuit passe de 6,72 m3/s, le 17 août, à 2,42 à 2,86 m3/s entre le 24 et le 30 août et stationne vers 2,40 m3/s entre le 5 et le 9 septembre (fig. 219).

13L'amplitude journalière baisse fortement : de 2,2 m3/s au début d'août, elle passe à 0,40-0,50 m3/s entre le 24 et le 30 août. On peut attribuer cette baisse simultanée du débit global et de l'amplitude journalière à la disparition de la plus grande partie du tapis neigeux et à la diminution de l'ensoleillement. Le débit est alors soutenu essentiellement par la fusion des glaciers et des glacières.

14 Les oscillations de fusion glaciaire en redoux de novembre : après les pluies d'automne (trois crues pointues les 11,12 et 15 octobre), le débit passe de 8,91 m3/s (pointe de crue du 15 octobre) à 0,35 m3/s le 31 octobre, cette période correspond à une phase de tarissement classique non influencée par les pluies et très peu influencée par la fusion nivo-glaciaire. La neige a disparu et les glaciers fondent très peu.

15Au début de novembre, un redoux de plusieurs jours permet d'observer une reprise des oscillations, mais celles-ci sont uniquement glaciaires. Du 31 octobre au 5 novembre, le débit de nuit augmente lentement, de 0,40 à 0,60 m3/s et le débit de jour de 0,35 à 0,54. L'amplitude journalière ne dépasse pas 0,13 m3/s (fig. 220).

16A partir du 6 novembre, le froid et la rétention nivale provoquent un tarissement complet des sources, le débit passant de 0,41 m3/s le 6 novembre à 0,01 m3/s le 6 décembre et à un débit quasi nul le 8 décembre.

17 Interprétation : en dehors des causes purement climatiques, il est intéressant de noter le pouvoir de restitution rapide du système karstique des sources de la Liène. Il s'agit d'un karst perché, à faible réserve dynamique, qui transmet immédiatement les crues et les pulsations de fonte (cf. étude globale du régime dans le § B, infra). Dans les oscillations journalières de fusion, le retard entre la baisse du débit nocturne et la fusion diurne est classique. Cette donnée est importante à connaître dans le cadre des explorations spéléologiques des rivières souterraines. Ici, le minimum journalier a toujours lieu entre 12 h 30 et 14 h 30 et le maximum vers 22 h ou 23 h.

b. Les oscillations de fonte nivale dans les hauts karsts des Alpes et des Pyrénées

18Prenons deux exemples pour étudier le caractère des oscillations de fusion nivale sans intervention de la fonte glaciaire : Aravis (Haute-Savoie) et Pierre Saint-Martin (Pyr.-Atl.) au niveau de la salle de la Verna.

19 Les oscillations de fonte dans le massif des Aravis (Hte.-Savoie) :

20Située dans la vallée de l'Arve, sur la commune de Magland, la grande émergence de la Tour Noire draine la partie nord du karst d'altitude des Aravis (secteur de la pointe d'Areu-pointe Percée, ait. 2000-2700 m). Une station de jaugeage a été installée sur cette source pendant plusieurs années (1984-1987) (mise en place : R. LAURENT ; relevés : L. BOUCLIER). Le débit moyen est supérieur à 1 m3/s.

21– Les oscillations printanières (ex : avril 1987) de début de fonte nivale sont caractérisées par une amplitude journalière ne dépassant pas 200 à 400 l/s. Le maximum journalier a lieu en fin d'après-midi, entre 17 et 20 h, et le minimum entre 11 et 16 h. La montée retardée et rapide des eaux, en 3 ou 4 h, suivie d'une lente baisse longue de 20 h indique un trajet souterrain important, mais également une courte phase de fusion diurne.

22– Les oscillations estivales (ex : juillet 1986) sont plus amples : montée du débit en 6 h, baisse en 18 h. Le maximum a lieu vers 16 h et le minimum vers 8 h, ce qui suppose un décalage temporel complet compte tenu de la vitesse de transfert des eaux souterraines ; c'est ce qu'indiquent les résultats du traçage effectué par F. BOCQUET (1983) en régime de fusion estivale : 85 m/h et 108 h pour la première réapparition.

23 Régime des oscillations de fonte en milieu endokarstique : l'exemple du torrent St. Vincent dans la salle de la Verna (Pyr.-Atl.) :

24Entre 1961 et 1966, EDF (REH-Garonne) a relevé les débits en continu du torrent souterrain du réseau de la Pierre Saint-Martin en amont de la salle de la Verna (limnigraphe OTT). Les limnigrammes permettent d'étudier avec précision le régime des oscillations journalières de la fonte des neiges. Prenons le cas de l'année 1966.

Figure 221 : Rivière souterraine de la Pierre Saint-Martin (PSM) au niveau de la salle de la Verna (Pyr.-Atl., Fr.)·Première apparition des oscillations de fusion nivale, situation en mars 1966 (d'après les enregistrements limnigraphiques d'EDF/REH Garonne).

Figure 222 : Rivière souterraine de la PSM à la Verna. Oscillations de fusion pendant la grande phase de fonte des neiges de fin de printemps, juin 1966 (d’après EDF/REH Garonne).

Figure 223 :Rivière de la PSM à la Verna. Baisse des oscillations journalières de fusion nivale avec la disparition du manteau neigeux (août 1966), le débit étant soutenu quasi exclusive ment par la fonte des névières et glacières (d'après EDF/REH Garonne).

25– Les oscillations précoces de fin d'hiver : le débit moyen hivernal est faible s'il n'y a pas de crue de redoux : c'est le cas de mars 1966 avec 0,085 m3/s. Entre le 7 et le 18 mars, on observe une série de pulsations de faible amplitude, le débit maximum de milieu de journée passant de 87 à 160 l/s et le minimum du matin de 75 à 90 l/s (fig. 221). En avril, le régime régulier est perturbé par des crues de fusion s'étalant sur plusieurs jours pour chacune d'elles.

26-Les oscillations printanières de mai-juin : au printemps, le débit moyen augmente lentement et régulièrement : 0,91 m3/s en avril, 1,02 m3/s en mai et 1,12 m3/s en juin. Les pulsations journalières sont bien marquées. L'amplitude journalière est importante et fluctue dans un rapport de 1 à 2, puis de 1 à 3 : les minimums du matin vont de 0,30-0,50 m3/s à 0,80-1,30 m3/s et les maximums de 1,50 à 2,50-3,20 m3/s (fig. 222).

27– Les petites oscillations de fin de fusion nivale provoquée par la fonte des névières et glacières : à partir du 28 juillet jusqu'au 15 août, on observe une série de petites pulsations journalières de fonte qui n'est pas perturbée par des précipitations. A cette époque, les neiges hivernales ont pratiquement disparu, ce qui explique la modestie du débit qui ne dépasse pas 100 à 300 l/s. L'amplitude journalière va de 1 à 2 ; elle est de l'ordre de 75 à 130 l/s. La tendance générale des oscillations est descendante : vers le 18-20 août, l'amplitude n'est plus que de 25 à 30 l/s (min. 35 l/s, max. 60 l/s) (fig. 223).

28Chaque oscillation s'identifie à une petite courbe de crue : la concentration s'effectue en 6-8 h et la décrue en 16-18 h. Le maximum se produit début août vers 20-22 h, puis glisse vers 17-18 h et enfin vers 12-14 h au milieu d'août. En automne, aucune phase à oscillations nivales n'est visible.

29On est en phase de tarissement avec une alimentation de base presque exclusivement assurée par la fusion des neiges et glaces emprisonnées dans les gouffres (névières et glacières). Dans ce régime non influencé, il est possible d'estimer le volume d'eau de fonte des glacières. Comme l'apport de la condensation souterraine est négligeable (infra § 3), le volume d'eau représenté par la fonte "nivo-glaciaire" souterraine de fin d'été est de l'ordre de (pour un débit d'étiage de 45 l/s) 3900 m3/jour. Ce volume est plausible en raison de l'abondance des glacières (sans doute plusieurs centaines) et de leur volume (certaines dépassent 1000 à 10000 m3).

c. Exemples de comparaison

30Les pulsations régulière de fusion nivale ont été signalées à différentes reprises pour les émergences des karsts d'altitude. Dans la région du Rawil, dans les Alpes suisses (versant bernois du Wildhorn-Wildstrubel), WILDBERGER (1981, p. 122) souligne la montée des oscillations de fonte en mai-juin, puis le palier atteint durant le mois d'août pour les sources d'Iffigläger, Alte Blatti et Siebenbrünnen. Ces exemples sont du même type que les sources de la Liène (supra).

31Dans les Rocheuses canadiennes du secteur de Castelguard, SMART (1983, p. 480) commente le régime des pulsations de fonte glaciaire de "Big Spring", l'émergence principal du système de Castleguard Cave. Durant la phase de montée de la crue de fonte en juillet, les oscillations journalières sont bien marquées, mais l'amplitude ne dépasse pas 0,5 à 1 m3/s pour un débit maximum passant de 2 à 5 m3/s du 18 au 31 juillet. Quand l'émergence ne peut plus expulser l'excédent de la fonte, on observe un plateau dans la courbe des débits avec disparition des oscillations de fonte ; le surplus d'eau est stocké dans l'aquifère karstique jusqu'à ce qu'une émergence de trop-plein se mette à fonctionner.

3. Le rôle modeste des eaux de condensation souterraine

32La condensation souterraine a souvent été évoquée pour expliquer le débit de base de certaines émergences, notamment en zone méditerranéenne à longue saison sèche. CHEVALIER (1947) a souligné son rôle dans les écoulements du réseau de la Dent de Crolles. Or, plusieurs auteurs ont déjà montré que la condensation souterraine joue au contraire un rôle très modeste dans l'écoulement des sources, même en période de basses eaux. Dans des cavités de Tunise, SCHOELLER (1953) indique, à la suite de mesures et d'estimations, que la condensation n'atteint pas 1/20 de l'alimentation générale dans les conditions les plus favorables (elle est probablement bien inférieure). Dans le pays de Caux (Normandie), en zone plus humide, SCHOELLER (d'après CAULLE et IDRAC) souligne que celle-ci est également négligeable et représenterait pendant la saison favorable une tranche de 0,1 mm d'eau. Pour l'historique général sur l'alimentation par condensation, se référer aux traités de TROMBE (1952) et de SCHOELLER (1962, p. 448...).

33La condensation est un processus bien connu en météorologie. Dans les cavités, elle se produit par refroidissement de la vapeur d'eau au contact des parois. Les mesures effectuées par GINET (1970) dans la grotte de Hautecourt, dans l'Ain, sont obtenues à partir d'un condensomètre en tôle d'aluminium. Les résultats indiquent un débit de 6 cm3/m2/jour, mais ces valeurs doivent tenir compte de la conductibilité thermique du support qui n'est pas le même que la roche. GINET montre que la condensation est beaucoup plus importante l'hiver que l'été dans la mesure où la cavité est une poche. On observe le phénomène contraire dans les cavités thermoventilées, donc à plusieurs entrées, ce qui est le cas des réseaux de montagne.

34 Estimation de la condensation souterraine dans le réseau de la Pierre Saint-Martin (Pyr.-Atl./Fr.) :

35Grâce à l'intermédiaire de l'ancien tunnel EDF qui rejoint la salle de la Verna dans la partie aval du réseau, il est possible d'estimer la condensation en partant :

  • du débit d'air à la sortie du tunnel qui représente l'air en transit dans tout le réseau ;
  • de l'humidité de l'air aspiré par la cavité ;
  • de la différence de température entre l'air entrant dans l'endokarst et la température de la cavité

Figure 224 : Estimation du débit théorique par condensation interne dans le réseau de la Pierre Saint-Martin. Les chiffres sont calculés à partir de fourchettes de débit d'air au niveau du tunnel EDF, et du potentiel de condensation en fonction de l’humidité de l'air et du refroidissement de l’air aspiré par la cavité. On constate que ce débit est négligeable par rapport à celui de la rivière souterraine, même en période d'étiage prononcé (30 à 50l/s).
(A) Courbe pour H (humidité) = 75 % et t = refroidissement de 10 à 5°C.
(B) H = 85 %, t = 10 à 5°C.
(C) H = 95 %, t = 10 à 5°C.
(D) H = 75 %, t = 15 à 5°C.
(E) H = 85 %, t = 15 à 5°C.
(F) H = 95 %, t = 15 à 5°C.
(G) H = 75 %, t = 20 à 5°C.
(H) 11 = 85 %, t = 20 à 5°C.
(I)H = 95 %, t = 20 à 5°C.

36Pour calculer le débit fourni par la condensation interne, on s’est fondé sur le tableau de TROMBE (1969, p. 19) en prenant des fourchettes de valeurs pour le débit, l'humidité et le refroidissement. Dans le diagramme de synthèse en coordonnées semi-logarithmiques (fig. 224), on constate que le débit d'eau en l/s représenté par la condensation souterraine se situe dans le meilleur des cas entre 0,016 et 0,7 l/s. Pour 0,7 l/s, cela représente un débit journalier de 60,48 m3

37Or, le débit de la rivière souterraine dans la salle de la Verna pendant les plus basses eaux est de Tordre de 30 à 50 l/s, débit mesuré par le limnigraphe d'EDF, par exemple en fin d'été. Dans ces conditions, on constate que la condensation ne participe au mieux que pour 1,5 % du débit d'étiage, ce qui est négligeable. La majorité du débit de fin d'été est assuré par la fusion des névières et glacières emprisonnées dans les gouffres.

38 Un exemple de comparaison, le réseau de la Dent de Crolles (Chartreuse, Isère/Fr.) :

39Dans ce réseau exploré sur plus de 54 km de développement dans le synclinal perché de la Dt. de Crolles, entre 1935 et 1332 m d'altitude, il est possible de confirmer par l'observation et quelques estimations la faiblesse de la participation des eaux de condensation. En effet, lors de longue sécheresse de l'automne 1985 (2 à 3 mois quasiment sans pluie), le débit de l'émergence du Guiers Mort est descendu à 0,5 l/s environ. Dans la mesure où les névières ont fondu dans les cavités, le débit est uniquement soutenu par la percolation résiduelle de eaux gravifiques (ressuyage des fissures et conduits), la condensation souterraine et l'infiltration d'une partie des eaux condensées à la surface du karst (rosée). On constate que l'ensemble de cet apport est faible pour un réseau perché qui ne possède pas de réserves noyées.

40Cette constatation infirme les premières conclusions de CHEVALIER (1947) et confirme ce que disait ARCHAMBAULT (1965, p. 100) sur le "mythe de l’alimentation des nappes par la condensation de l'humidité atmosphérique", notamment à propos du réseau de la Dent de Crolles pour lequel il écrit : "ce débit, lors de la sécheresse assez exceptionnelle (probablement trois à quatre semaines de suite sans précipitations) de l'année 1947 est tombé à 2 l/s seulement. Il est probable que si les pluies, fréquentes dans ce massif dont l'altitude est élevée, cessaient trois mois durant, le Trou du Glaz ne débiterait plus que 0,2 l/s".

B. LE REGIME DES EMERGENCES

41Les régimes hydrologiques des exutoires du karst de haute montagne sont de plusieurs types en fonction du type d'alimentation, et par conséquent de l'altitude de la zone d'alimentation. On distingue les régimes glaciaire, nivo-glaciaire, nival à nivo-pluvial et pluvial. Le régime pluvial pur est rare dans les karsts d'altitude et se limite aux karsts supraforestiers de la zone intertropicale compris entre 3200-3800 m et 4000-4200 m.

1. Le régime glaciaire pur

42Les enregistrements limnigraphiques sur les émergences provenant de la fusion exclusive des glaciers sont rares. Dans les Alpes, les données existantes concernent des sources à régime nivo-glaciaire comme celles des Alpes suisses du Wildhorn-Wildstrubel (infra § 2). En Haute-Savoie, dans le massif du Haut-Giffre, les émergences perchées de la chaîne Ruan-Tenneverge (chap. I) sont de type glaciaire. Le régime, déduit de l'observation, est caractérisé par une phase de rétention hivernale totale de 4 à 5 mois (débit nul) et d'un maximum de fusion en juin-juillet-août.

Figure 225 : Sources de la Liène à régime nivo-glaciaire (Wildhorn, Valais/Suisse).
Croquis de gauche : hydrogrammes en année moyenne (période 1967-1981), sèche (1976) et humide (1970).
Croquis de droite : hydrogrammes des débits mensuels maximums et minimums pour la période 1967-81.
(d'après les données du Service hydrologique national, Berne).

43Dans les Rocheuses canadiennes (Alberta), "Big Spring" représente l'exutoire du système karstique de Castleguard alimenté par le glacier Columbia. Le régime hydrologique, de type glaciaire pur, a été étudié par SMART (1983). Il est caractérisé également par une phase de rétention hivernale totale (débit nul). L'arrivée des eaux au début de l'été s'effectue brutalement sous forme d'une onde de crue qui s'amplifie fortement au cours des jours suivants ; le débit passe ainsi de 2 à 5 m3/s du 21 au 23 juillet 1980. La décrue, qui se produit généralement en septembre, dure une dizaine de jours ; mais on n'observe pas de vrai courbe de tarissement, le débit pouvant cesser presque totalement ou reprendre quelques jours après (SMART, 1983, p. 481).

44Que ce soit dans les Alpes ou les Rocheuses, le régime glaciaire pur est caractérisé par une absence de pondération. La faiblesse des réserves dynamiques provient aussi de la position perchée des aquifères.

2. Le régime nivo-glaciaire : l'exemple des sources de la Liène (Valais, Suisse)

45Le régime nivo-glaciaire est caractéristique des sources alimentées à la fois par la fusion de la neige et des glaciers. Ce type est assez répandu dans les karsts haut-alpins de Suisse occidentale. Prenons comme exemple de fonctionnement les sources de la Liène, au pied du massif du Wildhorn et du Rawil. Les données hydrométriques précises ont pu être interprétées grâce aux tableaux des débits (1967-1981) fournis par le Service hydrologique national à Berne.

a. Le régime général

46Le régime général est simple ; Thydrogramme des débits mensuels moyens pour la période 1967-1981 montre (fig. 225) :

  • une phase de rétention nivo-glaciaire totale (ou presque) durant quatre à cinq mois (décembre à mars-avril) ;
  • une période de crue de fusion nivo-glaciaire estivale entre la mi-mai et la mi-septembre.

Figure 226 : Sources de la Liène. Hydrogramme des débits journaliers pour l'année très humide de 1970. A noter la puissance des crues de fusion nivale et nivo-glaciaire de juin à août, (d’après les données du Service hydrologique national, Berne).

Figure 227 : Sources de la Liène. Décrue et volume dynamique.
Croquis de gauche : graphes représentant les décrues de la Liène pour novembre 1977 (16 j) et novembre 1979 (15 j).
Croquis de droite : pourcentage du volume dynamique (= réserves écoulables) écoulé en fonction du temps. Tous les graphes de 1967 à 1981 se situent dans la courbe-enveloppe comprise entre celles de 1968 et 1974, à l'exception de celle 1972 qui n'est pas représentative.

47L'hydrogramme s'identifie donc à une courbe de crue simple avec :

  • une courbe de concentration (fin mai à mi-juillet) caractérisée par une montée brutale des eaux ; par exemple, le débit est passé de 0,15 à 2,89 m3/s du 29 avril au 1er mai 1973 (fusion précoce), soit dans un rapport de 1 à 19 en 48 h ;
  • un maximum situé généralement en juillet (11 années sur 15), plus rarement en juin (3 années sur 15) ou août (1 année sur 15) ;
  • une courbe de décrue de la mi-juillet à septembre-octobre ;
  • une courbe de tarissement en octobre novembre.

Figure 228 : Courbe de récession des sources de la liène après une crue d'automne (novembre 1977). (d'après les données du Service hydrologique national, Berne).

Figure 229 : Sources de la Liène. Courbe moyenne des débits classés pour la période 1967-81.

48Sur quinze ans, la variabilité interannuelle du débit fluctue dans un rapport de 1 à 2 : le débit moyen est de 1,04 m3/s en 1976 (année sèche) contre 2,03 m3/s en 1970 (année humide) (fig. 226), la moyenne étant de 1,60 m3/s pour la période considérée. Le maximum mensuel varie dans des proportions un peu supérieures : 3,40 m3/s en juillet 1976 contre 9,77 m3/s en juillet 1967, soit dans un rapport de 1 à 2,9.

49Ce régime nivo-glaciaire est non pondéré comme le régime glaciaire pur auquel il ressemble. 80 % de l'écoulement annuel se produit en juin-juillet-août : c'est par conséquent la période pendant laquelle s'exerce la dissolution maximum (infra partie II).

b. Étude de la décrue et du tarissement

50Étudions les modalités du fonctionnement hydrologique — notamment la décrue, le tarissement et les réserves dynamiques — d'après la formule de MAILLET et les techniques utilisées en hydrodynamique du karst (MANGIN,1975) (chap. III).

51 Les décrues :

52– Crue et décrue globales : Dans les courbes des débits classés, la forme convexe prend en compte la crue et la décrue alors que la phase de tarissement apparaît à partir du point d'inflexion qui se situe à 229 jours pour la courbe moyenne de 1967-1981 (année moyenne) (fig. 229), à 270 jours pour 1981 (année humide), à 220 jours pour 1976 (année sèche) et à 182 jours pour 1972 (autre année sèche). Autrement dit, ces valeurs indiquent la durée globale de la période de fonte au cours d'une année. La différence entre 365 jours et le point d'inflexion donne la durée de la phase de tarissement qui prend aussi en compte la rétention hivernale.

53A l'échelle des débits mensuels, la décrue générale de fonte dure environ trois mois et demi, de la mi-juillet à la fin octobre.

54– Les décrues estivales successives : les hydrogrammes des débits quotidiens mettent bien en évidence la brutalité des décrues de fonte au cours de l'été en relation avec le régime thermique et la possibilité de pluies d'orages au-dessous de 2500-2800 m. Ainsi, en quatre jours, du 15 au 19 juillet 1970, le débit est passé d'un maximum de 12,3 m3/s à un minimum de 3,17 m3/s (fig. 226). L'observation des limnigrammes montre que ces décrues brutales sont dues à un net refroidissement qui estompe les oscillations de fusion journalière pendant quelques jours.

55– Les décrues d'automne : ce sont les plus intéressantes car elles ont lieu en fin de saison ; elles se situent en octobre ou au début du mois de novembre, ce qui permet d'étudier ensuite une vraie courbe de tarissement. Prenons les exemples de la dernière crue de 1977 et de 1979.

56La crue de début novembre 1977 monte à 2,14 m3/s, celle de fin octobre 1979 à 4,15 m3/s ; elles durent chacune 16 et 15 jours. La forme des courbes de décrue sur les hydrogrammes des débits journaliers est classique pour un aquifère karstique de haute montagne à drains karstiques bien développés, ce qui assure une réponse immédiate : vidange rapide les premiers jours suivie d'une baisse plus lente jusqu'au point d'inflexion marquant le début de la courbe de tarissement.

57Les graphes utilisant la fonction y=l – n'.t / l + e.t (MANGIN, 1975) permettent d'étudier la diminution du volume écoulé pendant la décrue (fig. 227, diagramme de gauche). Ainsi 75 % du volume évacué se produit en 3 jours pour la décrue d'octobre 1979 et en 4 jours pour la décrue de novembre 1977.

58 Tarissement et réserves dynamiques :

59Dans l'étude des courbes de tarissement, rappelons que le coefficient de tarissement (a) correspond à la pente de la droite. Le volume dynamique (V) traduit les réserves d'eau écoulables contenu dans l'aquifère après l'évacuation de l'eau de décrue. Le volume théorique écoulé (V %) pendant le tarissement et le volume réel (Σ-Vj) écoulé pendant la même période permettent d'apprécier la qualité de la corrélation entre le coefficient de tarissement et les débits réels. Pour octobre-novembre des années 1976,1977, 1978, 1979 et 1981, les résultats sont les suivants :

60– Courbe de fin octobre/novembre 1976 :

61α = 0,0603

62V = 200 597 m3

63V % = 68,2 % (en 19 jours) = 136 807 m3

64Σ-Vj = 124 416 m3

65– Courbe de novembre 1977 (fig. 228) :

66α = 0,065

67V = 146 215 m3

68V % = 64,7 % (en 16 jours) = 94 601 m3

69Σ-Vj = 83 808 m3

70– Courbe de fin octobre/novembre 1978 :

71α = 0,0615

72V = 238 829 m3

73V % = 70,8 % (en 20 jours) = 169 090 m3

74Σ-Vj = 146 880 m3

75– Courbe de fin octobre/novembre 1979 :

76α = 0,0669

77V = 206 636 m3

78V % = 70 % (en 18 jours) = 144 645 m3

79Σ-Vj = 114 912 m3

80– Courbe de novembre 1981 :

81α = 0,0539

82V = 80 148 m3

83V % = 60 % (en 17 jours) = 48 088 m3

84Σ-Vj = 49 248 m3

85Interprétation : ces résultats sont assez similaires car ils correspondent à un régime non influencé par des précipitations ou une fusion. Le coefficient de tarissement fluctue en 0,0539 et 0,0669 (moyenne = 0,0615). On constate que le volume dynamique est faible : 80 148 à 238 829 m3 (moyenne « 174 500 m3), ce qui confirme le caractère perché du système et la quasi absence de réserve noyée (quelques siphons). La corrélation est bonne entre V % et Σ-Vj, soit un coefficient de corrélation moyen de 0,89.

86La diminution du volume dynamique écoulé en fonction du temps peut être étudié à partir de la fonction du type V = (1 – e-at) 100 (MANGIN, 1975). Les graphes obtenues montrent que 50 % du volume dynamique est évacué entre les 7 et 18 premiers jours et 75 % entre le 14 et le 36ème jour (fig. 227, diagramme de droite).

87A titre de comparaison, on peut essayer de retrouver le volume dynamique à partir des courbes des débits classés. Pour la courbe moyenne (période de 15 ans), le volume dynamique calculé est de 83 353 m3. Pour la courbe de l'année 1981 (année humide), celui-ci est de 174 545 m3. La différence obtenue avec les autres courbes de fin d'année (supra) provient du fait que les courbes des débits classés intègrent dans la période de tarissement la phase de rétention totale. Mais dans tous les cas, les ordres de grandeur sont respectés (fig. 229).

3. Le régime nival et nivo-pluvial : l'exemple de la rivière souterraine de la Pierre Saint-Martin (Pyr.-Atl., Fr.)

88Dans le massif pyrénéen de la Pierre Saint-Martin, le régime des écoulements endokarstiques a été étudié directement à partir des enregistrements limnigraphiques effectués par EDF au sommet de la salle de la Verna (rivière souterraine principale) et dans le trou du Renard (regard sur l'horizon noyé). L'ensemble des eaux de l'impluvium de la rivière Saint Vincent émerge à Bentia (ait. 445 m) dans la gorge située en aval de Sainte Engrâce et actuellement noyée par un lac artificiel. Le débit moyen annuel est de 2,37 m3/s, pour un débit maximum de 20 m3/s (pointe de crue) et un débit minimum de 0,33 m3/s (rapport de 1 à 60), d'où un régime non pondéré (d'après les données d'EDF et de RAVIER, in DOUAT et MAIRE, 1989). Pour un bassin-versant estimé à 30 km2, d'après la connaissances des réseaux souterrains, le débit spécifique est de 79 l/s/km2

Figure 230 : Régime de la rivière souterraine Saint-Vincent (PSM) au niveau du Trou du Renard (regard sur la zone noyée et épinoyée) entre 1955 et 1957.
(d'après les données d'EDF/REH Garonne et de RAVIER).

Figure 231 : Régime de la rivière souterraine de la Pierre Saint-Martin au niveau de la salle de la Verna entre 1961 et 1964. Type nivo-pluvial complexe à plusieurs maximums et minimums, (d’après les données d'EDF/REH Garonne).

Figure 232 : Rivière de la PSM au niveau de la Verna. Courbes des débits cumulés entre 1962 et 1964.

Figure 233 : Rivière de la PSM (La Verna). Comparaison entre le limnigramme et la pluviométrie montrant la courte durée du temps de réponse (d'après les données d'EDF in CABIDOCHE, 1972, p. 39).

a. Caractères généraux du régime d'après les courbes des débits mensuels

89Il s'agit d'un régime nivo-pluvial complexe à plusieurs maximums et minimums. Que ce soit dans le trou du Renard ou dans la salle de la Verna, les courbes indiquent :

  • un maximum principal de fusion printanière en mai-juin, un ou deux maximums secondaires en automne-hiver (entre octobre et janvier) et parfois un maximum d'été (ex : août 1963) ;
  • deux minimums principaux : l'un en hiver (janvier ou février) à cause de la rétention nivale, l'autre en été (entre juillet et septembre).

90En partant des débits mensuels, on constate que le régime, au niveau du Trou du Renard, est un peu pondéré à cause de l'horizon noyé : l'amplitude annuel varie dans un rapport de 1 à 6 entre février et mai (ex : année 1956). Dans la salle de la Verna, le rapport est de 1 à 38 (ex : année 1963, 0,05 m3/s en février et 1,91 m3/s en juin) (fig. 230 et 231).

91Si Ton se fonde sur les débits journaliers, le rapport passe de 1 à 173 dans le Trou du Renard (année 1956 : 0,1 m3/s le 1er octobre et 17,3 m3/s le 25 mai) et de 1 à 250 dans la salle de la Verna (année 1962 : 0,03 m3/s le 22 septembre et 7,5 m3/s le 16 décembre).

92Sur la série de quatre ans que Ton dispose à la Verna, la variabilité interannuelle du débit moyen est de 1 à 1,8 (0,38 m3/s en 1964 et 0,67 m3/s en 1963), ce qui est assez conforme pour un climat tempéré humide à forte influence océanique.

93Les courbes des débits classés à la Verna présentent un profil légèrement concave alors que la courbe de la Liène à régime nivo-glaciaire est nettement convexe (supra § 2). Dans le cas de la Pierre Saint-Martin (PSM), on remarque que les plus forts débits sont concentrés sur 10 à 20 jours seulement contre 60 jours au moins pour la Liène. Dans le cas du massif de la PSM, cela vient des puissants redoux d'hiver et de printemps (disparition rapide de la couche de neige) et des orages d'été. Dans les Alpes suisses, le climat est plus stable et l'altitude moyenne du bassin versant est beaucoup plus haute (2600 m au lieu de 1800 m environ).

Figure 234 : Rivière de la PSM (La Verna). Courbes des débits classés pour les années 1962,1963 et 1964.

94A la PSM, la première inflexion se produit vers 2 à 2,5 m3/s ; la seconde, marquant le tarissement, apparaît nettement pour l'année 1964 vers 0,09 m3/s et 195 jours. Les courbes des débits cumulées à la Verna montrent que 50 % de l'écoulement annuel s'effecue entre 36 et 70 jours et 75 % entre 71 et 120 jours (fig. 232). En 1963, 90 % de l'écoulement a eu lieu en 120 jours avec une birépartition : crues printanières (éventuellement d'été) et crues d'automne-hiver. Ce régime s'oppose donc à la répartition unique des crues de printemps-été des Alpes suisses.

b. Étude des crues et du tarissement

95 Les crues :

96Les crues de fonte ou d'orage ont un temps de base variable :

  • 5 à 6 jours pour les crues de fonte de redoux en hiver ;
  • 10 à 15 jours pour les crues de fonte printanière ;
  • 5 à 6 jours pour les crues d'orages en été.

97Crues de fonte de redoux et crues d'orages présentent une courbe de concentration très forte, la pointe de crue étant atteinte entre 8 et 12 heures (ex : 12 h pour la crue du 4 janvier 1966 et 8 h pour la crue du 20 juillet 1966). La comparaison entre les débits et la pluviométrie confirme la rapidité du temps de réponse (fig. 233). Les explorations spéléologiques montrent que la crue survient 1 à 2 h après le début d'une violente averse à la base des puits, vers – 400 m, et 2 à 5 h dans la rivière souterraine principale (cas du réseau BU56 sur le versant espagnol du massif). Cette réponse brutale est caractéristique de tous les karsts de montagne à conduits développés et bien hiérarchisés.

98La connaissance du comportement hydrologique du karst d'altitude est donc fondamental à connaître par les spéléologues dans un souci de sécurité. Le temps de 8-12 h signalé pour la courbe de concentration se divise parfois en deux parties :

  • une montée très faible du débit de la rivière pendant 2 à 4 h ;
  • une montée brutale avec l'arrivée de l'onde de crue.

99L'onde de crue est le principal danger aquatique en spéléologie : son caractère est instantané dans la zone de transfert vertical (puits) et parfois légèrement atténué dans la rivière souterraine au fur et à mesure que l'on se dirige vers l'aval. De toutes façons, elle laisse rarement le temps de réagir si l'on se trouve sur une corde.

100 Analyse des courbes de tarissement :

101Les meilleures phases de tarissement se situent pendant la sécheresse estivale qui peut durer, parfois, plus d'un mois pratiquement sans précipitations. Plusieurs courbes de références ont été interprétées à la Verna : août septembre 1961, juillet-septembre 1962, juillet-septembre 1964.

102On constate que la décrue est très rapide pour les crues d'orages : généralement 3 à 4 jours à cause de l'écoulement libre. Les valeurs calculées pour les différentes courbes de tarissement sont les suivantes (fig. 235) :

103– Courbe d'août-septembre 1961 :

104α = 0,0135

105– Courbe de juillet-septembre 1962 :

106α = 0,0191

107V = 425 300 m3

108V % = 70 % (en 63 jours) = 316 500 m3

Figure 235 : Étude des courbes de tarissement de la rivière souterraine de la PSM (La Venta) pendant l'étiage estival de 1961, 1962 et 1964. Les réserves dynamiques, sans doute faibles, sont gonflées par la fusion des névières et glacières (d'après les données d'EDF/REH Garonne).

Figure 236 : Rivière de la PSM (La Verna) : hydrogrammes des débits journaliers pour les années 1962 à 1963 (d'après EDF/REH Garonne, in CABIDOCHE, 1972, p. 38).

109Courbe de juillet 1964 :

110α = 0,0127

111V = 544 100 m3

112V % = 37,5 % (en 37 jours) = 204 100 m3

113Courbe d'août-septembre 1964 :

114α = 0,0173

115V = 399 000 m3

116V % = 50 % (en 40 jours) = 199 500 m3

117Interprétation : le coefficient de tarissement varie entre 0,0127 et 0,0191 (moyenne = 0,0156). Le volume dynamique qui exprime les réserves écoulables est de 399 000 à 544 100 m3 (moyenne = 465 000 m3). Toutefois, ces réserves n'indiquent pas le volume d'eau restitué par l'ensemble de l'aquifère après la cessation des pluies. En effet, les limnigrammes, pour ces phases de tarissement estival, montrent de petites oscillations journalières qui correspondent à la fusion de la neige et de la glace piégées dans les gouffres. Il s'agit donc d'un pseudo-tarissement soutenu par la fonte des glacières (minimum de débit de 30 l/s à la fin septembre 1962). S'il n'y avait plus de glace souterraine, il est probable que le débit tomberait à quelques l/s seulement. Ce phénomène a été vérifié pour l'unité karstique de la Dent de Crolles (Chartreuse, Isère) où le débit est descendu à moins de 0,5 l/s environ en octobre 1985 (supra) pour un bassin-versant de 2 km2

118Au niveau de la Verna, on est donc bien en présence d'un aquifère karstique de haute montagne classique, à circulation libre, à réserves dynamiques très faibles, mais augmentées "artificiellement" par la fusion des glaces souterraines. Pour le Trou du Renard, dont les débits de tarissement sont un peu plus importants (0,1 m3/s à la fin août 1955 et début septembre 1956), d'autres affluents et la zone noyée interviennent. Mais il faudrait disposer d'enregistrements sur l'émergence vauclusienne du système, Bentia, pour pouvoir juger de l'influence réelle de la zone noyée.

4. Le régime pluvio-nival des karsts méditerranéens et comparaison avec l'hydrodynamique d'autres karsts d'altitude

119Celui-ci est illustré partiellement par l'Almyros d'Héraklion, en Crète, qui est l'exutoire principal du Mt. Ida. Nous renvoyons le lecteur à l'analyse détaillée du régime dans le chapitre III. Comme cette émergence, située au bord de la mer, draine des tranches d'altitude variées, l'influence pluviale domine sur l'influence nivale. L'hydrogramme des débits mensuels montrent un maximum d'hiver dû aux pluies tombant sur les plateaux inférieurs et intermédiaires et aux fusions répétées en cours d'hiver à cause du redoux (position insulaire). Les crues se répartissent de la fin novembre à la mi-mars : c'est la saison des pluies ; la fusion nivale sur le haut karst soutient les débits de la mi-mars à début mai. La période de sécheresse va de juin à fin octobre.

120Dans le cas de l'Almyros d'Héraklion, l'ampleur de la zone noyée et du bassin-versant explique des réserves dynamiques considérables de l'ordre de 180 millions de m3 contaminées fortement en été par le biseau salé. Ce cas est uniquement typique des grandes sources saumâtres de Méditerranée, dans des secteurs où les calcaires plongent profondément sous le niveau marin actuel de sorte que le fonctionnement actuel de ces aquifères dépend parfois et en partie de paléoaquifères remontant à la phase de régression fini-miocène.

121Dans les hauts karsts méditerranéens dont les émergences drainent uniquement la haute montagne (ex : Zagros de Kermanshah/Iran, chap. IV ou Taurus occidental-Dedegol Dag/Turquie, chap. V), le régime est nival à nivo-pluvial. On remarque que le débit estival de tarissement est soutenu par la fusion des glaces souterraines comme dans les karsts haut-alpins, et éventuellement par un aquifère noyé s'il existe au niveau de la plaine. Le rôle de la condensation souterraine est négligeable (supra).

122Dans les hauts karsts du Liban, HAKIM (1982) a étudié le régime des grandes émergences. Dans l'exemple de la source d'Adonis, l'auteur montre qu'il existe une restitution brutale, au printemps, des eaux de fusion nivale, avec un volume de décrue quatre fois supérieur au volume du tarissement (zone bien karstifiée à zone noyée négligeable). Dans les karsts barrés qui possèdent une importante zone noyée, les réserves dynamiques sont considérables : 50 millions de m3 à Jiîta et 100 millions de m3 à El Figeh.

123Si Ton excepte les cas particuliers à zone noyée importante située à basse altitude (cas de l'Almyros d'Héraklion), avec la présence de karst barré, les karsts de haute montagne alpine ou méditerranéenne présentent des aquifères bien karstifiés, à circulation libre et rapide, sans réserve noyée. Cela se traduit par de faibles coefficients de régulation (k) — rapport du volume dynamique sur le volume annuel total — de Tordre de :

  • k = 0,0034 pour les sources de la Liène : régime nivoglaciaire, karst perché ;
  • k = 0,026 pour la rivière souterraine de la Pierre Saint-Martin (La Verna) : régime nivo-pluvial, karst perché.

124Dans les Alpes, le système karstique du synclinal du Dévoluy qui exsurge aux Gillardes présente des caractéristiques hydrodynamiques montrant l'importance de la zone noyée (in BONHOMME, 1972) :

  • V ≈ 26 millions de m3 (réserves dynamiques).
  • k ≈ 0,26 (pour un débit moyen annuel de 3,1 m3/s, in LUPARINI, 1974, p. 73).

125La valeur de k prouve qu'il existe un important aquifère noyé situé au cœur du synclinal qui est recouvert par une couverture tertiaire imperméable (chap. XIII). Mais cet aquifère noyé n'est pas un obstacle aux crues dont le temps de réponse est court, ce qui prouvent l'existence de conduits noyés à circulation rapide lors des crues.

5. Un cas particulier : la vidange accidentelle d'aquifère captif

126Ce cas original mérite d'être étudié brièvement car il existe dans les karsts de haute montagne perchés. Ainsi, dans les Alpes suisses (Wildhorn, Valais), à proximité des sources de la Liène précédemment étudiées, une galerie de reconnaissance a été creusée en vue du percement d'un futur tunnel reliant le Valais au canton de Berne. Celle-ci perce les terrains jurassiques de la nappe du Wildhorn vers 1200 m d'altitude, 2,5 km en aval du barrage-voûte de Tseuzier situé entre 1650 et 1800 m.

127La galerie, de 13 m2 de section et de 3236 m de long, a recoupé à l'automne 1978 un aquifère piégé dans un replis de la couche calcaire du Malm (Tithonique). La vidange de cet aquifère a provoqué une déformation du barrage-voûte consécutif à un tassement du Malm lequel constitue justement le verrou sur lequel s'appuie le barrage (SCHNEIDER, 1982). En dehors de cette conséquence pratique extraordinaire — la retenue a dû être vidée, le barrage réparé et le projet de tunnel abandonné pour l'instant — les caractères de cette vidange d'aquifère ont été étudiées sommairement à partir des données hydrométriques (in SCHNEIDER, 1982 et BADOUX, 1982, p. 162).

128Le volume écoulé par cet aquifère est le suivant :

  • Année 1978 (à partir d'octobre) : 1,427 millions de m3
  • Année 1979 : 2,718 M de m3
  • Année 1980 :1,127 M de m3
  • Année 1981 :1,136 M de m3

129La courbe de "crue" principale, à la fin février 1979, est très courte et très pointue : la concentation passe de 150 à 800 l/s en 2 ou 3 jours. La décrue est aussi brutale pendant les trois premiers jours, puis s'infléchit jusqu'au point d'inflexion marquant le début du tarissement vers le 10 avril, soit une quarantaine de jours après le maximum.

130La courbe de tarissement est typique d'une vidange d'aquifère fissuré. Le coefficient de tarissement est faible (α = 0,00322). Toutefois, le volume dynamique calculé (2,625 M de m3) est inferieur aux volumes réels écoulés du 10 avril 1979 à fin 1981 (≈ 3,6 M de m3). En effet, cet aquifère ne se comporte pas comme un karst d'altitude à conduits et circulation libre.

131L'absence de tritium indiquent que ces eaux captives avaient plus de 25 ans à l'époque de la mesure. Il est donc probable qu'on est en présence d'eaux glaciaires fossiles piégées dans des zones taillées, d'autant plus que le rapport 18O/16O atteste l'hypothèse d'une pénétration d'eaux beaucoup plus froides qu'aujourd'hui (in BADOUX, 1982, p. 158). Leur température au moment de la vidange était de 21 à 28°C selon la distance au versant, ce qui est normal compte tenu du degré géothermique.

132Figure 237 : Variation de la température souterraine en fonction de la profondeur et de la saison dans plusieurs grandes cavités de montagne.
Situation en été : Anou Ifflis (Algérie), Spluga della Prêta (Alpes de Vérone/Italie, d'après BERTOLANI, 1975 ; in MAIRE, 1980), BU56 (Navarre/Esp.).
Situation en hiver : TV1 (Plate, Hte.-Savoie) avec ventilation aspirante.

II - LA DISSOLUTION DANS L'ENDOKARST

133Dans les karsts de haute montagne, près de 85 % de la dissolution se produit dans l'endokarst (zone des puits, de transfert oblique, zones épinoyée et noyée quand elles existent). Nous verrons donc successivement les facteurs de la dissolution endokarstique (température, pCO2,...) et les caractères chimiques des émergences.

A. LES FACTEURS DE LA DISSOLUTION ENDOKARSTIQUE EN HAUTE MONTAGNE

1. Le rôle de la température et les régimes spéléothermiques

134Le rôle de la température de l'eau dans la dissolution est bien connu. Plus une eau est froide, plus elle est capable de dissoudre du CO2 (infra § 2). Dans l'endokarst de haute montagne, la température de l'eau est conditionnée par celle de l'air, donc par l'altitude et le climat régional. Dans les conditions géoclimatiques de la haute montagne calcaire — air en mouvement par la thermoventilation, calcaires fissurés, eaux courantes— la température de l'air, de la roche et de l'eau s'équilibre par échange thermique au cours du transfert vertical.

135Dans le réseau de la Tête des Verds à Platé (Haute-Savoie, Fr.), au moment d'une phase de fonte nivale précoce (28/10/82), la température de l'eau et de l'air est respectivement à 3 et 4°C à 50 m de l'entrée (sommet du puits de 217 m). C'est la "loi du degré" de DE JOLY signalée par divers auteurs comme MARTEL ou RENAULT (CHOPPY, 1984, p. 61) ; celle-ci se vérifie uniquement durant les premières dizaines de mètres.

136Dans les hauts karsts de la zone tempérée, cette température est comprise entre 0 et 5°C : 2,5°C vers 2300 m, 3,5°C vers 2000 m, 4,5-5°C vers 1800 m. On admet généralement que l'air souterrain, loin de la zone d'entrée, a une température à peu près constante (très faible variation saisonnière) correspondant à la température moyenne annuelle de la région considérée (à altitude égale). Mais il s'agit là seulement d'une approximation. Les exceptions à cette règle concernent l'horizon supérieur de l'endokarst qui est soumis directement aux influences externes (fig. 237).

a. La température dans la zone d'entrée

137Puits à neige et glacières jouent le rôle de piège à air froid, sans ventilation avec l'horizon inférieur de l'endokarst : température proche de 0°C en été, inférieure ou proche de 0°C en hiver selon qu'il y a ou non pénétration d'air froid (bouchon de neige). Dans ces glacières, comme dans les profonds entonnoirs de moyenne montagne, on observe une stratification thermique. Cette dernière est également bien connue dans les grands puits ne présentant pas de ventilation soufflante ou aspirante. C'est le cas du célèbre Abisso E. Revel, dans le massif des marbres de Carrare (Toscane, Italie), dont la verticale absolue est de 316 m. La température passe de 17°C à l'entrée à 8°C à – 30 m, à 3,5°C à – 80 m et à 1,5°C à – 300 m (d'après MARCHETTI, in CHOPPY, 1984, p. 17). Il s'agit d'un régime gravimétrique non ventilé, fréquent dans les grands puits d'altitude et dans les glacières où la température peut descendre au-dessous de 0°C pendant plusieurs mois (genèse de la glace de regel).

Figure 238 : Évolution de la pression partielle de gaz carbonique (pCO2) dans le réseau BU56, de l'entrée à – 1100 m. La partie profonde, au delà de – 700 m (salle Roncal), est moins ventilée et se situe sous le karst semi-forestier : la pCO2 est multipliée par 4. (mesures in situ avec l’appareil Dräger).

138La thermoventilation aspirante (aspiration de l'air extérieur) influence directement les conditions d'évolution des entrées de cavités jusqu'à 50 à 100 m de profondeur et parfois plusieurs centaines de mètres en développement (gélifraction souterraine ; assèchement dans le cas de l'aspiration d'air chaud et sec, ex : Anou Ifflis, fig. 237).

139– L'aspiration de l'air froid hivernal, situation valable pour les cavités à entrées soufflantes l'été (inférieures ou intermédiaires), gèlent les eaux de condensation (givre) et les suintements, notamment dans la première centaine de mètres. C'est le cas dans le réseau de la Tête des Verds (Platé, Haute-Savoie) où la température passe de – 2 à – 1°C dans les petits conduits d'entrée à + 4°C au sommet du puits de 217 m.

140– L'aspiration de l'air chaud estival, situation valable pour les entrées de cavités situées en amont du réseau, est bien représentée par le gouffre Anou Ifflis (Djurdjura, Algérie). A l'entrée, la température diurne en juillet est de 23°C (ait. 2250 m). Elle passe à 14,5°C à -20 m, puis à 8,5°C à – 70 m, enfin à 5,7°C à – 250 m qui est la température la plus froide du gouffre (fig. 237).

141Si la cavité aspirante présente une glacière d'entrée, l'air se refoidit au contact de la glace, mais se réchauffe rapidement dans la zone profonde (ex : zone d'entrée du réseau BU56, Pyrénées/Navarre).

Figure 239 : Évolution de la pCO2 dans différentes grandes cavités, à toute altitude, en zone tempérée, méditerranéenne et intertropicale. La pCO2 est plus forte dans les réseaux actifs du domaine tropical, (mesures in situ avec l'appareil Dräger).

b. La température dans la zone profonde

142En régime d'aspiration hivernale ou estivale, la température demeure peu influencée dans les grandes cavités alpines au-delà de 200-300 m de profondeur.

143En été, dans les grands gouffres aspirants comme le BU56 (Espagne), l'Anou Ifflis (Algérie) ou la Spluga della Prêta (Italie), on observe une augmentation lente et progressive de la température avec la profondeur (fig. 237). Ceci provient de la diminution de l'altitude, et dans une faible mesure du degré géothermique. Le réchauffement géothermique est surtout manifeste dans les réseaux karstiques noyés qui pénètrent profondément dans les structures géologiques à l'instar de l'aquifère synclinal d'Albens (source d'Aix-les-Bains, Savoie).

144En hiver, dans les grands gouffres aspirants, la température n'est plus influencée vers 300 m de profondeur ; on note ensuite une lente remontée de la température avec la profondeur.

145NB : pour l'ensemble des problèmes relatifs à la température de l'air des cavités, se reporter à la thèse d'ANDRIEUX (1970-72) et à la compilation de CHOPPY (1984).

2. Le rôle du CO2

146Rappelons le rôle capital du dioxyde de carbone ou gaz carbonique dans le processus de dissolution puisque l'eau pure (sans acide carbonique) ne peut dissoudre que 16 mg/l de CaCO3. Le potentiel de corrosion de l'eau, en fonction du CO2 dissous et de la température, est bien connu grâce aux courbes expérimentales de ROQUES et de STCHOUZKOY-MUXART (1971) (in ROQUES, 1972 et MUXART et BIROT, 1977). On constate que la solubilité de la calcite augmente :

  • avec la baisse de la température (on parle parfois de l'agressivité des eaux froides) ;
  • avec l'augmentation de la pression partielle de CO2 ou pCO2.

147A T = 10°C, la solubilité de la calcite passe de 60 mg/l de CaC03 pour une pCO2 de 0,03 % (valeur normale en cavité aérée) à 180 mg/l environ pour une pCO2 de 1 % (valeur fréquente en fin d'été dans les cavités de basse altitude peu ventilées : Ardèche, Languedoc, Lot). Elle passe à 300 mg/l pour une pCO2 de 4 %.

148Dans les karsts d'altitude, on se rapproche plus de la courbe pour T = 6°C. La solubilité mesurée passe alors de 60 mg/l pour 0,02 % de pCO2 à 100 mg/l pour 0,1 %. Dans les cavités de moyenne et haute montagne, la pCO2 fluctue entre 0,01 et 0,06 % (comme dans le BU56, fig. 238) ; la solubilité de la calcite pour 0,06 % de pCO2 est de 85 mg/l de CaCO3. La solubilité est supérieure dans la partie peu accessible des bas réseaux, entre les secteurs noyés, où la pCO2 est comprise parfois entre 0,1 et 1 %, voire plus. Ainsi, dans le fond de la Sima de Milpo (Andes du Pérou, chap. VI), la pCO2 varie brutalement de 0,07 à 0,13 % (secteur non ventilé) : la solubilité théorique est alors de 115 mg/l environ vers 5°C (le TH mesuré est de 128 mg/l de CaCO3 équivalent). A l'émergence de Huagapo, le TH est de 374 mg/l car la rivière souterraine a traversé un zone semi-noyée entrecoupée de galerie à atmosphère confinée (la pCO2 équilibrante déduite de la courbe de solubilité est supérieure à 3 %).

a. Évolution du CO2 en fonction de la profondeur

149Depuis les travaux de TROMBE (1952), les connaissances sur le CO, souterrain se sont élargies, montrant l'importance du transit de CO2 pédologique, de la ventilation et des fluctuations saisonnières. Les "lacs de CO2" de MARTEL qui correspondent à des changements brutaux des pCO2 ne sont pas dus à des accumulations localisées de CO2, ce qui serait en contradiction avec la loi physique de Dalton sur le mélange des gaz. En revanche, on a affaire à des "masses d'air de composition chimique et de densité différentes" comme le souligne RENAULT (1985).

150-En zone tempérée, la pCO2 des grottes de plateaux et de basse et moyenne montagne suit une courbe saisonnière (maximum de fin d'été et d'automne ; ex : Cocalière, Moulis, RENAULT, 1979). On observe bien ce maximum saisonnier de fin d'été dans les cavités du Lot comme l'igue de Jamblusse où l'entrée souffle un air dont la pCO2 est de 2,3 % (début septembre 1985). Cette évolution temporelle suit sensiblement la courbe de production du CO2 pédologique (BAKALOWICZ, 1979). En haute montagne, la situation est différente. Dans les karsts supraforestiers des Alpes du Nord, les pCO2 sont basses (0,01 à 0,02 %), aussi bien en hiver qu'en été, à cause de la forte ventilation et de l'absence de couverture pédologique. Pour les réseaux se développant à cheval sous le karst nu et le karst semi-forestier (ex : réseau BU56, Navarre), la pCO2 est multipliée par 5 dans la partie inférieure moins aérée et située sous l'étage montagnard (fig. 238). En effet, à partir de la salle Roncal, vers – 700 m, la pCO2 passe de 0,01 à 0,04 % à cause de l'absence de ventilation (pour la même cote d'altitude), l'air s'échappant dans des amonts (cheminées) avant l'étroiture d'entrée ; à – 1100 m, la pCO2 atteint 0,055 %.

151-En zone tropicale, les données sont moins nombreuses. A Madagascar (climat contrasté), ROSSI (1976, 1979) montre que le CO2 pédologique et la pCO2 équilibrante aux émergences est maximum pendant la saison humide et minimum pendant la saison sèche. En Thaïlande et Sulawesi, DEHARVENG et BEDOS (1986) indiquent que les cavités ventilées ne présentent pas de fortes teneurs en CO2 contrairement à des grottes aérées où la pCO2 peut dépasser 5 à 6 %. En Nouvelle Bretagne (Papouasie Nouvelle-Guinée), sous climat équatorial hyper-humide (absence de saison sèche), les grands réseaux actifs connaissent une pCO2 de 0,15 à 0,17 % qui est plus faible que dans les petites cavités peu ventilées. En haute montagne tropicale, sous la steppe des hauts plateaux du Pérou central, les pCO2 mesurées dans la Sima de Milpo sont faibles dans les secteurs aérés (0,03 à 0,07 %) (fig. 239).

b. Évolution de la pCO2 en fonction de l'altitude

152La pCO2 diminue avec l'augmentation de l'altitude conformément à la baisse de la pression atmosphérique. Pour les réseaux bien ventilés, la pCO2 passe de 0,007 % à 4000 m (Andes du Pérou) à 0,08-0,02 % dans les Alpes-Pyrénées-Chaînes de Méditerranée entre 1800 et 2200 m, à 0,03-0,15 % dans les grands réseaux actifs de Nouvelle Bretagne entre 0 et 600 m (fig. 239) (cf. ROQUES et EK, 1973, p. 552, sur l'étagement des valeurs de la pCO2 dans des cavités d'Europe).

Tableau 52 : Minéralisation comparée des eaux de pluie, de percolation souterraine et de glace de regel dans la galerie d’entrée de la grotte de l'Ermoy le 26/3/87 (phase de fusion précoce) (Criou, Hte.-Savoie/Fr.). (analyses : Service Central d'Analyse du CNRS, Vernaison).
V1' : Eau de pluie (T = 5,8°C, pCO2 = 0,03 %).
EG1 : Glace de regel (stalactite).
EG2 : Glace de regel (stalactite).
EA3 : Percolation de plafond (fissure de décompression), T = 2,5 °C et pCO2 = 0,04 %.

Figure 240 : Faciès chimiques de la glace de regel dans la grotte de l’Ermoy, alt. 860 m (Ht.-Giffre/Hte.-Savoie), et comparaison avec l’eau de pluie et depercolation.
V1' : eau de pluie (26/3/87).
EG1 : glace de regel, stalactite (26/3/87).
EG2 : idem, stalactite (26/3/87).
EA3 : percolation, 0,1 l/s (26/3/87).

153Pour comparer une pCO2 mesurée au bord de la mer avec une pCO2 mesurée à une altitude donnée, il faut multiplier les valeurs mesurées avec un facteur de correction. Pour T = 15°C, on a (d'après G. GALLO, fourni par Ph. RENAULT) :

154Alt. 0 m (760 mm Hg) : x 1,000.

155Alt. 500 m (716,3 mm) : x 1,061.

156Alt. 1000 m (675 mm) : x 1,126.

157Alt. 1500 m (636,2 mm) : x 1,195.

158Alt. 2000 m (599,6 mm) : x 1,268.

159Alt. 2500 m (565 mm) : x 1,345.

160Alt. 3000 m (532,5 mm) : x 1,427.

161Ces facteurs de correction ne modifient guère l'interprétation des mesures brutes indiquées dans les figures.

3. Le rôle du volume d'eau disponible et sa distribution

a. La nature et le régime des précipitations

162La nature (pluie, neige), la quantité et le régime des précipitations conditionnent la valeur et le régime de la dissolution. Les données climatiques principales sont rappelées à la fin du chapitre 8 et dans le cadre de chaque chapitre régional. Insistons sur deux cas particuliers moins connus : glaces et eaux de condensation souterraines.

b. La chimie de la neige et de la glace souterraines

163En période d'étiage, en fin d'été, la fusion lente des culots de neige et de glace dans les puits du karst d'altitude (névières et glacières) est pratiquement la seule source de dissolution en l'absence de précipitations.

164 Physico-chimie de la neige :

165Cet aspect a été traité précédemment (§ II.B.1. du chap. VIII). La neige est faiblement minéralisée, le Ca++ ne dépassant pas 1 mg/l. Les glacières dynamiques, directement alimentées par les neiges hivernales, et la neige transformée présentent une minéralisation un peu différente des précipitations atmosphériques. Dans des glacières de Chartreuse (cavité Pomarey 1,-45 m), BOCQUET (1975) signale les teneurs suivantes : 2,5 à 3,5 mg/l de Ca++ et 0,008 à 0,012 mg/l de Mg++. Cet enrichissement de la neige souterraine en Ca++ provient des pollutions naturelles en débris et poussières minérales et des eaux de ruissellement tombant sur le névé souterrain.

166 Chimie de la glace de regel souterraine :

167Dans l'endokarst, la glace de regel provient du gel des eaux de percolation, elles-mêmes issues de la fusion nivale, dans une atmosphère souterraine inférieure à 0°C. Cette glace présente une minéralisation assez faible comme l'illustrent les échantillons prélevés dans la galerie d'entrée de la grotte de l'Ermoy (Criou, Haute-Savoie) (tableau 52 et fig. 240, 241).

168Les échantillons EG1 et EG2 (stalactites de glace) présentent un TH de 1,5°F (Ca++ = 4,9 mg/l ; Mg++ = 0,38 mg/l) et 3,5°F (Ca++ = 12 mg/l ; Mg++ = 0,27 mg/l) pour un pH compris entre 7,1 et 7,4. A titre de comparaison, un échantillon d'eau de percolation (débit = 0,1 l/s) prélevé le même jour (26/3/87), issue des eaux de fonte (+ pluie), possède une minéralisation plus forte de 11,5°F (Ca++ = 45,7 mg/l ; Mg++ = 0,55 mg/l).

169La baisse de la minéralisation lorsque l'eau cristallise en glace est un processus physico-chimique connu expérimentalement, l'eau résiduelle pouvant atteindre des teneurs importantes. On a vu que ce phénomène était classique dans la formation de certains calcins et dans la genèse des croûtes carbonatées sous-glaciaires (chap. VIII).

Tableau 53 : Minéralisation comparée des eaux de condensation de la grotte de Balme (Magland, Platé/Hte.-Savoie). Chaque échantillon représente la moyenne de la minéralisation de milliers de gouttelettes (analyses : f. COVO, lab. de géogr. phys. d'Aix-en-Provence).
Balme 1 : condensation de la zone comprise entre 50 et 100 m de l'entrée.
Balme 2 : condensation dans la zone située entre 150 et 250 m de l'entrée (pollution probable par des fumées industrielles riches en acide sulfurique).

170Dans des cavités de Chartreuse (Pomarey 2) et du Vercors (glacière de Corrençon), BOCQUET (1975) signale aussi des teneurs faibles pour la glace de regel (Ca++ = 2,27 à 6,8 mg/l et un pH de 7,5-7,6). DELANNOY (com. pers.) trouve des valeurs similaires pour la glace de regel de plusieurs cavités du Vercors (ex : Trou qui Souffle) : Ca++ = 1,5 à 8 mg/l et pH de 6,7 à 7,6. Dans les grottes glacées du Marboré, dans les Pyrénées centrales, SALVAYRE (1982) a mesuré de très fortes valeurs de résistivité sur les glaces de regel (ex : 44 800 ohms/cm dans la grotte Casteret).

c. La chimie des eaux de condensation

171Bien que les eaux de condensation souterraine représentent un volume négligeable par rapport à la masse totale des eaux souterraines, leur minéralisation est intéressante à connaître car elle permet d'étudier, par exemple, la pollution de l'air d'origine industrielle dans les grandes vallées alpines ou ailleurs. Dans l'ensemble, la minéralisation (dureté totale) est assez forte et parfois fort variable selon le lieu et la date (fig. 241).

172Le prélèvement des gouttelettes posent des difficultés pratiques ; il doit se faire à la seringue et nécessite 2 à 3 h pour remplir un flacon de 100 cm3. Cette méthode permet d'analyser en laboratoire les principaux ions et donne une valeur moyenne pour des centaines de gouttelettes. Un procédé complémentaire consiste à analyser sur place uniquement le TH à partir de quelques dizaines de gouttelettes.

Figure 241 : Minéralisation (TH) de l'eau de condensation dans plusieurs cavités de Platé/Haut-Giffre (Haute-Savoie), (mesures in situ par EDTA, marge d’erreur de 5 à 10  %).

173Prenons plusieurs exemples dans les Alpes de Haute-Savoie (grottes de Balme et de l'Ermoy, gouffre Jean-Bernard) (fig. 241).

174 Dans la grotte de Balme (vallée de l'Arve, Platé) :

175Cet ancien exutoire du massif de Platé est situé 200 m au-dessus du fond de la vallée de l'Arve, sur la commune de Magland. En septembre 1988, les eaux de condensation se situaient à partir de 50 m de l'entrée, la température passant de 25°C à l'entrée à 10°C au début de la zone de condensation, puis à 9°C. Dans la première partie, entre 50 et 100 m, le TH varie de 90 à 250 mg/l de CaCO3 équivalent (à partir de 11 mesures in situ, méthode EDTA sur échantillon 25 ml, marge d'erreur de 10 %). Une mesure plus précise effectuée à partir de 100 ml donne un TH de 11,25°F (Ca++ = 37 mg/l ; Mg++ = 4,86 mg/l ; pH = 7,99) (analyses : J. COVO, lab. de géogr. phys. d'Aix-en-Provence).

176Dans la seconde partie, entre 150 et 250 m, une analyse des principaux ions est effectuée à partir d'un échantillon de 100 ml (représentant plusieurs milliers de gouttelettes) donne un TH beaucoup plus important de 144,5°F, avec 347 mg/l de Ca++, 141 mg/l de Mg++ et surtout 1272 mg/l de SO4--, pour un pH de 7,49 (tableau 53) (analyses : J. COVO). Dans cet exemple, on a l'illustration d'une eau de condensation polluée par des fumées industrielles (usines de Chedde en amont, usines du Giffre en aval, à 15 km de distance). L'abondance du SO4-- prouve que les eaux de condensation, riches en H2SO4, on pu dissoudre plus de 1 g/l de CaCO3 alors que la pCO2 de la grotte ne dépasse pas 0,03 à 0,05 %. La solubilité de la calcite a donc été multipliée par 10 grâce à l'apport d'acide sulfurique.

Figure 242 : Caractères de la minéralisation des eaux de fusion nivale sur l'exokarst (lapiés de ruissellement) et dans la zone de transfert vertical (dans les 100 premiers mètres), (mesures in situ par EDTA, marge d'erreur de 5 à 10 %).
(A) Pertes importantes, fonte nivale et pluie (Platé Giffre/Hte.-Savoie).
(B) Ruissellement dans lapiés, fusion nivale(Platé).
(C) Ruissellement dans lapiés avec végétation, pluie(Platé).
(D) Ruissellement sur parois de fissures (Kluftkarren), fusion nivale (Pierre Saint-Martin).
(E) Ruissellement, parois de puits d'entrée (Platé et Bornes).
(F) Ruissellement, suintement sur parois de puits (Haute Savoie et Pierre Saint-Martin).

177Dans ces conditions, les pollutions atmosphériques d'origine anthropique sont un phénomène dangereux pour la conservation des grottes ornées, comme cela a été signalé par divers auteurs (RENAULT, 1987 ; VOUVE et al., 1989).

178 Dans la grotte de l'Ermoy et le gouffre Jean-Bernard (Haut-Giffre, Haute-Savoie) :

179Dans la grotte de l'Ermoy, des mesures in situ sur l'eau de condensation située à 30 m de l'entrée donnent des TH compris entre 14,5 et 20°F. Dans le gouffre Jean-Bernard (galerie du Maïs, entre 30 et 450 m de l'entrée), les mesures in situ indiquent des teneurs de l'ordre de 9,5 à 25,5°F. Cette fourchette du TH est la même que celle mesurée dans la grotte de Balme pour l'eau de condensation non polluée (9 à 25°F) (fig. 241).

180 Interprétation :

181Dans les cavités explorées, les eaux de condensation se présentent sous la forme de gouttelettes dont la taille varie de 0,5 mm à plus de 5-8 mm. Les plus petites (<1-2 mm), en forme de billes très brillantes, sont rattachées à la roche par une très faible surface de contact (absence de collerette). En revanche, comme l'a montré ANDRIEUX (1970), une large collerette de contact se forme pour les gouttes supérieures à 1 ou 2 mm de diamètre, en relation avec le poids de la goutte et la tension superficielle. La goutte grossit peu à peu sur la collerette d'eau et finit par tomber (plafond) ou à ruisseler (paroi). Ce ruissellement pariétal des eaux de condensation donne des zébrures grisâtres caractéristiques dans la grotte de Balme (léger dépôt de calcite).

Figure 243 : Évolution de la minéralisation dans le début de la zone de transfert vertical (puits) en fonction du type d’écoulement (massif de la Pierre Saint-Martin, Pyr.-Atl.). (A) Fusion nivale : ruissellement lent sur paroi du gouffre GL8(14/6/S4).
(B) Fusion nivale : suintement et ruissellement rapide dans les puits d'entrée du gouffre GL4 (Lonné Peyret) (15/6/84).
(C) Pluie : ruissellement lent sur les parois des puits d'entrée du gouffre GL4 (22/6/84). (mesures in situ par EDTA, marge d'erreur de 10 %).

Figure 244 : Faciès chimique des eaux de ruissellement dans la zone de transfert vertical. Trait plein noir : ruisselet dans le gouffre Karen vers – 80 m, 6/7/86 (Plate, alt. 2200 m).

182Dans les cavités d'altitude (puits, galeries), ce léger ruissellement contribue dans une faible proportion à la dissolution des cannelures verticales. Localement, les eaux de condensation peuvent se concentrer sur des irrégularités du plafond et engendrer de petites stalactites monocristallines (0,5 à 3 cm de long dans la grotte de Balme).

183L'influence spéléogénétique de l'eau de condensation demeure donc négligeable. Dans les cavités du gypse, l'eau de condensation peut avoir une action plus importante en raison de la grande solubilité du CaSO4 (2,5 g/l). Dans la "grotta dell'Acqua fredda" (région de Bologne, Italie), CIGNA et FORTI (1986) considèrent que la dissolution par condensation en été représente un volume enlevé de 33 kg/j, ce qui permettrait d'expliquer la genèse de cloches et domes de corrosion au plafond de plusieurs galeries actuellement inactives. Il s'agit sans doute ici d'un cas limite à vérifier.

184En Bulgarie, HALBICHOVA et JANCARIK (1983) ont décrit différents types de concrétionnements dus aux eaux de condensation dans la grotte Konepruské : fines croûtes et petites formations buissonnantes partant des croûtes. Dans ces spéléothèmes particuliers, ces auteurs ont montré l'existence de pollens, de pollutions turbides et d'opale.

B. DISTRIBUTION SPATIALE DE LA DISSOLUTION DANS L'ENDOKARST

185Pour apprécier la répartition de la corrosion dans l'endokarst, il est nécessaire de prélever des échantillons à différents niveaux de profondeur, depuis la zone d'infiltration (parois des Kluftkarren) jusqu'aux rivières souterraines en passant par les ruissellements dans la zone de transfert vertical. Ces prélèvements ont été effectués essentiellement en été pendant la période de fusion nivale. La plupart des mesures de TH ont été faites in situ ou juste après leur sortie du gouffre par EDTA (marge d'erreur de 10 %). Quelques analyses plus complètes ont été faites en laboratoire pour avoir un faciès chimique plus complet.

186Deux horizons de corrosion sont distingués dans l'endokarst de haute montagne : la zone de transfert vertical et la zone de transfert oblique au niveau des drains actifs principaux.

1. La dissolution dans la zone de transfert vertical

187Dans un diagramme de synthèse sur la distribution de la dissolution entre l'épikarst (lapiés) et l'horizon supérieur de l'endokarst (0 à 100 m de profondeur) dans les hauts karsts alpins et pyrénéens (Platé/Ht.-Giffre et Pierre Saint-Martin), on observe les phénomènes suivants (fig. 242) :

  • La minéralisation des eaux de ruissellement sur les lapiés, juste avant leur pénétration dans l'endokarst, est comprise entre 4 et 30-34 mg/l de CaCO3 équivalent (moyenne de 14,6 mg/l sur 77 mesures, Platé) (cf. chap. VIII). Les pertes importantes, rares dans les hauts karsts, sont plus minéralisées en raison d'un parcours superficiel plus long (37 à 110 mg/l). Sur les parois des fissures, entre 0 et 2 à 3 m de profondeur, les eaux de ruissellement ont en gros le même chimisme que les eaux des lapiés de ruissellement (4 à 17 mg/l).
  • Entre 5 et 100 m de profondeur, les eaux se minéralisent rapidement, le TH passant entre 5,4 et 10°F. Toutefois, le chimisme varie en fonction de la vitesse et du volume de l'écoulement. Suintement et ruissellement lent présentent un TH important dès les 10 à 30 premiers mètres de profondeur (fig. 243). Par exemple, l'eau de fusion nivale (ruissellement lent), sur la paroi du gouffre GL68 (massif de la PSM), voit sa dureté totale progresser rapidement entre la surface et 12 m de profondeur (0-20 à 65 mg/l de CaCO3 équivalent) et un peu plus lentement après (65 à 95 mg/l entre 12 et 33 m de profondeur). Dans le cas d'un ruissellement abondant, la minéralisation est plus lente : 60 à 70 mg/l entre– 75 et – 100 m dans les puits du gouffre GL4 (Lonné Peyret). Dans le cas d'un ruisselement lent, on constate enfin un plateau des teneurs à partir de 10 à 30 m de profondeur entre 85 et 95-100 mg/l (pour de l'eau d'origine pluviale un peu plus riche en CO2 dissous), un équilibre provisoire étant atteint.

Figure 245 : Évolution de la minéralisation (TH) des eaux souterraines dans le réseau BL156 en fonction de la dénivellation par rapport à l'entrée. Après une augmentation rapide des teneurs dans la zone de transfert vertical (puits), on observe un palier des concentrations au niveau de la zone de transfert oblique (drain sur Paléozoïque schisto-gréseux). L'augmentation la plus significative ne se manifeste qu'après 1000-1100 m de profondeur avec le mélange d’eaux issues du karst semi-forestier, (mesures in situ par EDTA, marge d’erreur 5 à 10 %).

Figure 246 : Augmentation de la minéralisation (TH) avec la profondeur dans le réseau pyrénéen BU56, entre – 400 et – 1325 m (siphon 1), au mois d'août (fin de fusion nivale). On en déduit un gradient de 2,6 mg/l par 100 m de dénivellation.

Figure 247 : Réseau Mirolda (Criou, Hte.-Savoie). Évolution de la minéralisation (TH) dans la rivière principale et ses affluents en fonction de la profondeur. Situation en étiage de fin d'été et d'automne.

Figure 248 : Réseaux Jean-Bernard (Ht.-Giffre) et de la Tête des Verds ou TV1 (Plate). Évolution de la minéralisation (TH) en fonction de la profondeur.
Réseau Jean-Bernard : situation en juillet (fusion nivale, puits) et en février (étiage hivernal, rivière aval).
Tête des Verds : situation pendant l'étiage hivernal (janvier-février).

Figure 249 : Rivière souterraine du réseau B15/Systema Badalona (Huesca, Esp.). Évolution de la minéralisation (TH, Ca++, Mg++, SO4--) et du pH en fonction de la profondeur. Situation d'étiage automnal (1-21)0188). (traversée spéléologique effectuée avec l'aide de Jordi GUAL) (analyses : J. COVO, lab. de géogr. phys. d'Aix-en-Provence).

188Le faciès chimique des eaux de fonte circulant dans l'horizon de transfert vertical est bicarbonaté calcique avec généralement de très faibles concentrations de Na+, K+, CT et SOp Dans un petit ruisseau de fonte nivale circulant à – 80 m dans le gouffre Karen (Platé, alt. 2205 m), le TH est de 5,14°F (Ca++ = 20,3 mg/l ; Mg++ = 0,18 mg/l), avec des ions Na+ = 0,06 ; K+ = <0,05 ; CT = 0,35 et SO4-- = 0,20 mg/l (fig. 244).

189Dans les différentes grandes cavités étudiées, la progression de la minéralisation est forte dans la zone des puits.

2. L'évolution de la dissolution dans la zone de transfert oblique

190Les diagrammes sur l'évolution de la minéralisation de l'eau (TH) en fonction de la profondeur dans plusieurs grands réseaux souterrains (BU56, B15/Badalona, Jean-Bernard, Mirolda, Tête des Verds), entre 0 et 700-1300 m de profondeur, montrent tous :

  • une forte augmentation de la dureté totale dans la zone des puits (transfert vertical, entre 0 et – 250/-400 m) : 0-20 à 60-90 mg/l de CaCO3 équivalent ;
  • un plateau ou une augmentation faible des teneurs au niveau des rivières souterraines (zone de transfert oblique) : 60-90 à 80-110 mg/l.

191Dans l'exemple du réseau BU56 (Pyrénées, Navarre), on constate que la courbe d'août 1980 présente un net plateau vers 80 mg/l entre – 700 et – 1000 m. En revanche, dans la zone la plus profonde, avec l'arrivée d'autres affluents, la dureté totale passe à 90, puis à 110 mg/l dans la rivière principale (fig. 245). Si l'on prend l'ensemble des mesures entre – 450 et – 1325 m, le TH augmente lentement avec la baisse de l'altitude (= augmentation de la profondeur) avec un gradient de l'ordre de 2,6 mg/l par 100 m (fig. 246). Cela tient aussi au fait que le réseau se développe dans sa partie aval sous le karst semi-forestier, avec une pCO2 qui augmente sensiblement à partir de – 700 m (de 0,01 à 0,04, puis 0,055 %). En étiage estival d'automne (fin septembre ou novembre), la minéralisation est sensiblement la même dans le Haut-Giffre (Haute-Savoie) : c'est ce qu'illustre les mesures faites dans le gouffre Mirolda (Ht.-Giffre), entre – 200 m et – 900 m (fig. 247).

192Dans le réseau de la Tête des Verds, à Platé (Hte.-Savoie), l'évolution de la dureté totale avec la profondeur pendant l'étiage hivernal indique des valeurs plus importantes : progression jusqu'à 115-130 mg/l pour les ruissellements dans les puits jusqu'à - 300 m, suivie d'un plateau vers 140 mg/l entre - 370 et - 700 m (fig. 248). Ces valeurs ressemblent à celles mesurées dans le réseau espagnol B15/Systema Badalona (Pyrénées, Huesca), en étiage d'automne prononcé, où la dureté atteint 145 mg/l à - 350 m (1l/s, pH = 7,90), puis s'abaisse à 117 mg/l à - 720 m (3 l/s, pH = 7,70), pour remonter plus en aval avec le mélange d'eaux (affluents) : 125 mg/l à - 950 (100 l/s, pH = 7,65) et 135 mg/l à l'exutoire libre (150 l/s environ, pH = 8,00) (fig. 249).

193Le faciès chimique des eaux profondes, au moment de la fusion nivale, est illustré par les affluents Maria Dolorès et Martine au fond du réseau de la Pierre Saint-Martin (galerie Aranzadi). Les eaux sont alimentées par la fonte dans une zone semi-forestière, mais en période d'inactivité biologique (3/4/86). Dans les deux cas, le TH est de 82 mg/l (pH de 7,5-7,6), avec un faciès bicarbonaté calcique (HCO3- = 73,9 mg/l ; Ca++ = 30,3 à 31,8 mg/l et Mg++ = 0,9 mg/l) ; il n'y a pratiquement pas de sulfate, tandis que les ions CL (2,5 mg/l) et Na+ (1,2 mg/l) montrent l'influence sensible de l'air marin (analyses : Mme. SISTACH, lab. de géogr. phys. d'Aix-en-Provence).

3. Évolution de la dissolution dans l'endokarst d'après la perte de poids des plaquettes calcaires

194Des plaquettes calcaires de 4 cm de diamètre (poids de 11,5 à 18,5 g, superficie totale de 26,7 cm2 environ), fournies par J.-J. DELANNOY, ont été installés à différentes profondeur dans la zone de transfert vertical du gouffre de la Tête des Verds entre – 15 et – 380 m. L'évolution de la minéralisation est confirmée par la perte de poids des plaquettes installées dans l'eau (à l'abri de l'érosion mécanique) du 27/2/83 au 23/10/83, période qui recouvre plus de 80 à 90 % de la dissolution annuelle (fusion nivale printanière et de début d'été). On obtient les résultats suivants :

195◊ Ruisselet de – 15 m (au sommet du puits de 217 m) : perte de poids de 102,6 mg (3,84 mg/cm2).

196◊ Vasque de – 240 m (dans le puits actif de 25 m) : perte de poids de 85,4 mg (3,20 mg/cm2).

197◊ Affluent de – 350 m : perte de poids de 76,8 mg/l (2,88 mg/cm2).

198◊ Gour de – 380 m (au-dessus du Rustico) : perte de poids de 5,1 mg (0,19 mg/cm2).

Figure 250 : Source de Magland, exutoire du bassin de Plaine (Plate, Haute-Savoie). Évolution de la minéralisation (TH) et de la température en fonction du débit entre 1982 et 1986. On observe un minimum classique du TH pendant la phase de fusion nivale, (mesures bimensuelles par EDTA, marge d'erreur de 10 %, BOUCLIER et MAIRE).

199Les plaquettes ayant la même surface, on constate qu'elles perdent un poids sensible, mais en diminution avec la profondeur. La perte de poids dans le ruisselet de – 15 m est importante (0,74 % du poids de la plaquette) et traduit l'importance de la dissolution dans les premières dizaines de mètres, mais également jusqu'à – 350 m.

200Des plaquettes déposées dans l'air et l'argile perdent également du poids, mais dans des proportions beaucoup plus faibles :

201◊ Dans l'atmosphère de la galerie active de – 350 m : perte de poids de 4,8 mg (0,18 mg/cm2).

202◊ Entre l'argile humide et l'Urgonien à – 355 m : perte de poids de 6,1 mg (0,23 mg/cm2).

III - HYDROCHIMIE DES EMERGENCES DES KARSTS HAUT-ALPINS

203Dans les hauts karsts du domaine tempéré humide, on distingue deux types principaux de régimes hydrochimiques des émergences : le régime glaciaire à nivo-glaciaire et le régime nival à nivo-pluvial.

A. LE REGIME CHIMIQUE GLACIAIRE A NIVO-GLACIAIRE

204Il a été peu étudié, notamment pour les émergences à régime hydrologique glaciaire pur, en cause de la difficulté d'accès des exutoires. Dans le massif du Wildhorn (Valais, Suisse), la source de Lourantse, qui fait partie des émergences de la Liène (supra), présente un fonctionnement nivo-glaciaire typique. Dans le chapitre 8, on a vu que les eaux de fonte proglaciaires s'infiltrent dans l'endokarst avec un TH moyen de 15,5 mg/l de CaCO3 équivalent. Au moment de la fusion nivo-glaciaire maximum, en juillet, le TH à l'émergence est de 90 mg/l ; en revanche, en octobre, lors de la fusion glaciaire pure (toute la neige de la région des Audannes ayant fondue), le TH n'est que de 44,5 mg/l (le 4/10/85). Beaucoup moins riche en CO2 dissous, les eaux de fusion glaciaire sont moins agressives que les eaux nivales. Cet aspect bien connu pour les écoulements sous-glaciaires se retrouve donc dans l'endokarst alimenté directement par les eaux glaciaires.

205Pour les sources situées sur le versant N du Wildhorn, WILDBERGER (1984) confirme que les eaux ne dépassent jamais le stade de la métastabilité avec des duretés totales moyennes comprises entre 72 et 111 mg/l selon les sources. Il précise que les matières en suspension peuvent atteindre en moyenne 1 à 3,7 mg/l ; elles sont représentées d'abord par des minéraux argileux (50 à 65 %), puis par du quartz (20 à 30 %), de la calcite (15 à 20 %), de la dolomite (0 à 3 %) et du feldspath (0 à 2 %). Une partie est piégée dans l'endokarst (limons). Sous les glaciers, l'abrasion glaciaire est responsable de la farine carbonatée ; en période glaciaire, celle-ci se dépose en abondance dans les réseaux souterrains au moment des phases de fusion en donnant des limons varvés (chap. XI et XII).

Figure 251 : Faciès chimiques de plusieurs émergences du Haut-Giffre (Haute-Savoie) en phase précoce de fonte nivale, avec chasse progressive des eaux hivernales assez fortement minéralisées ("piston flow"). Prélèvements le 10/4/87 (analyses : Centre d'Analyse du CNRS, Vernaison).

Figure 252 : Faciès chimiques de l'émergence d'Issaux (Pierre Saint-Martin, Pyr.-Atl.). Situation en fonte nivale (30/3/86 : trait plein) et en semi-étiage estival (17/8/86 : trait discontinu). (analyses : Mme. SISTACH, la h. de géogr. phys. d'Aix-en-Provence).

Figure 253 : Faciès chimiques de plusieurs grandes émergences en fin de fusion nivale (semi-étiage estival, 18-21/8/86). Illumina (PSM, Pyr.-Atl.) ; Tour Noire (Aravis) et Magland (Platé) en Haute-Savoie, (analyses : Centre d'Analyse du CNRS, Vernaison).

B. LE REGIME CHIMIQUE NIVAL A NIVOPLUVIAL

206Un exemple typique est fourni par l'émergence principale de Magland (Haute-Savoie) ou source du Pont, exutoire du haut karst du bassin de Flaine, sur le massif de Platé (chap. I). La distribution du TH en fonction du débit entre 1982-83 et 1986 (moyennes mensuelles) permet de distinguer un régime chimique classique (fig. 250) :

  • un minimum principal de minéralisation entre 78 et 90 mg/l pendant la crue de fusion nivale (juin) ;
  • un minimum secondaire (135-145 mg/l) durant les pluies d'automnes ;
  • un maximum principal (160-200 mg/l) pendant l'étiage h vernal (février à mars) ;
  • un maximum secondaire (144-160 mg/l) pendant l'étiage relatif de fin d'été (août-septembre).

207Ce fonctionnement est confirmé par les analyses complémentaires effectuées par SESIANO (1989) sur la même le émergence. Dans les karsts montagnards du Vercors, à forte influence nivale printanière, le régime chimique est similaire comme le montre DELANNOY (1981) pour les Cuves de Sassenage : minimum principal de mai (décalage d'un mois à cause de l'altitude plus faible), minimum secondaire d'automne, maximum principal d'hiver (janvier-février), maximum secondaire d'été (juillet-septembre). La valeur minimum de la minéralisation (120-125 mg/l) est plus forte en raison de l'altitude plus basse (MAIRE et NICOD, 1984).

208Des types hydrochimiques sensiblement du même type ont été étudiés par LEPILLER (1980) dans les Bauges. L'expulsion des eaux stockées beaucoup plus minéralisées, par "piston flow", au moment de la première crue de fonte, apparaît plus nettement si la zone noyée est importante.

C. LE FACIES CHIMIQUE DES EMERGENCES ET SON EVOLUTION

209Toutes les sources du karst de haute montagne sont du type bicarbonaté calcique avec des teneurs extrêmes (TH) généralement comprises entre 80 et 180 mg/l de CaCO3 équivalent. On a souvent par ordre d'importance Ca> Mg> SO4 > Cl> Na> K ; mais selon la situation par rapport à la mer en distance et en altitude (rôle des aérosols marins) ainsi que la nature des terrains, on a une variation de Tordre d'importance des ions SO4, Cl, Na et K. Ainsi, les sources des Pyrénées occidentales (Pierre Saint-Martin) ont deux à trois fois plus de chlorure (2 à 3 mg/l de CT) que celles des hauts karsts des Alpes françaises du Nord (0,6 à 0,9 mg/l). Par contre, s'il existe une pollution anthropique, le taux de chlorure peut être multiplié par 5 ou 8 comme à la source de Magland, exutoire du bassin de Flaine (station de ski), avec une concentration de 4,65 mg/l de CT le 21/8/86.

210En début de période de fusion nivale, par exemple en avril dans le Haut-Giffre, les sources de la région de Samoëns (Pertuet : exutoire temporaire du Criou) et de Sixt (Sixt et Vivier : exutoires du Grenier de Commune ; Fontanil : exutoire de Salvadon Vogealle) présentent une minéralisation assez forte, avec un phénomène de "piston flow" plus ou moins marqué selon le cas. Pour ces quatre émergences, le 10/4/87, le TH fluctue entre 141 et 171 mg/l (fig. 251). Ces valeurs sont 50 à 100 % supérieures à celles du maximum de fusion nivale en juin.

211Pour le système karstique de la Pierre Saint-Martin, la variation du TH est de 70-125 mg/l dans la Verna (au niveau de la zone d'écoulement libre) et de 80-160 mg/l (dans le Trou du Renard au niveau de la zone noyée) (d'après LOPEZ MARTINEZ et al., 1989). A l'émergence d'Illamina situé au niveau de la retenue artificielle, le TH fluctue entre 80-90 mg/l au moment de la fusion nivale (avril-juin) et 160-165 mg/l pendant Tétiage estival (MAIRE, résultats inédits) (fig. 253). Pour la source d'Issaux, le TH en étiage estival (août) est de Tordre de 150 mg/l au lieu de 115 mg/l en début de fonte nivale (mars) (fig. 252).

212L'étiage estival relatif d'août est donc marqué aussi bien dans les Pyrénées que les Alpes par des teneurs nettement plus importantes qu'à la fonte printanière.

213En étiage d'automne prononcé (1-2/10/88), le TH mesuré à l'exutoire du réseau B15/Systema Badalona (Pyrénées, Huesca) est de 135 mg/l à peine, en raison de l'altitude moyenne plus importante de l'impluvium et l'absence totale de zone noyée (fig. 249), ce qui n'est pas le cas pour les réseaux de la Pierre Saint-Martin.

214Comme cela a été montré par LEPILLER (1980, p. 394) pour les sources du karst montagnard des Bauges, on observe également une diminution de la minéralisation moyenne avec l'augmentation de l'altitude pour les émergences du karst de haute montagne de Platé/Haut-Giffre (Haute-Savoie) (fig. 254). Cela tient surtout à la quantité de CO2 disponible par les eaux : celle-ci augmente quand l'altitude baisse, notamment quand le karst se développe sous l'étage forestier (CO2 biogénique des sols) ; c'est le cas pour la partie inférieure des karsts d'altitude dont l'exutoire n'est pas perché au-dessus de l'étage supra-forestier.

D. DISSOLUTION SPECIFIQUE ET ABLATION TOTALE

215La dissolution spécifique est bien connue en karstologie. Elle s'exprime en m3/km2/an de volume de roche calcaire dissoute par les sources karstiques. Toutefois, pour être exact, c'est l'ablation totale qu'il faudrait considérer pour mesurer la vitesse d'évolution des karsts ; celle-ci correspond à la somme de la dissolution spécifique et des matières en suspension enlevées par les sources. Or on prend en compte, le plus souvent, la dissolution spécifique pour mesurer la vitesse d'évolution des karsts, ce qui reste parfaitement valable pour comparer les massifs et les régions.

216Cependant, la turbidité des eaux d'émergences est un point capital à étudier. Bien sûr, elle ne joue pas actuellement un rôle important au niveau des exutoires des karsts haut-alpins, comme Ta montré WILDBERGER (1982) dans le Wildhorn (Suisse), où elle ne dépasse pas quelques mg/l. Celui-ci rappelle que des concentrations supérieures à 5-10 mg/l sont visibles à l'œil nu. Pendant les périodes glaciaires, on a vu qu'une partie importante des sédiments fins (limons carbonatés, argiles) restait piégée dans Tendokarst (chap. XI et XII). Par contre, dans les karsts méditerranéens de montagne, le soutirage des sols pendant les précipitations d'automne-hiver provoquent une turbidité visible de l'eau au niveau des exutoires (ex : karsts de Crète). Cette turbidité a évolué au cours du temps, soit en fonction des changements climatiques, soit au cours de l'Holocène avec l'augmentation de la pression anthropique (destruction des forêts, érosion des sols).

217Dans les hauts karsts étudiés, on a vu que l'évolution des reliefs calcaires ne dépend pas exclusivement de la dissolution et de l'altération du calcaire. Dans les zones influencées par les glaciers, l'érosion mécanique a évacué une quantité considérable de matière, souvent très supérieure à la dissolution karstique (cas des karsts haut-alpins pendant les périodes glaciaires). Toutefois, la dissolution spécifique constitue une donnée fondamentale pour calculer la vitesse moyenne d'abaissement des surfaces karstiques n'ayant jamais subi d'action glaciaire (cas de nombreux karsts d'altitude méditerranéens).

Figure 254 : Évolution de la fourchette du TH des sources en fonction de l'altitude moyenne du bassin d'alimentation. On observe une diminution classique de la minéralisation avec l'altitude, en relation avec la diminution de la pCO2 (disparition de la forêt et des sols).

218En zone calcaire, la dissolution spécifique dépend de deux paramètres fondamentaux : le volume des précipitations disponibles (tranche écoulée) et le CO2 dissous dans les eaux (rôle du CO2 pédologique). Dans les karsts d'altitude, l'influence du CO2 est réduit de sorte que c'est le facteur précipitations qui est dominant.

219Dans les karsts du pourtour méditerranéen, nous avons montré qu'il était possible de classer les karsts d'altitude en fonction des précipitations et de la dissolution spécifique actuelle (MAIRE, 1981). On distingue des hauts karsts méditerranéens :

  • sub-arides : P <500-1000 mm/an, avec X = 20-40 m3/km2/an ;
  • semi-humides : P = 1000-15000 mm/an, avec X = 40-60 m3/km2/an ;
  • humides : P = 1500-2000 mm/an, avec X = 60-90 m3/km2/an ;
  • hyper-humides : P> 2000 mm/an, avec X> 90 m3/km2/an.

220Ces fourchettes de valeur ont bien entendu une valeur indicative, car beaucoup de zones karstiques se situent à la limite de plusieurs types théoriques.

221La droite de régression construite à partir des chiffres de précipitations et de dissolution spécifique montre l'influence considérable jouée par le volume des précipitations, ce qui paraît évident (fig. 255). A partir de l'étude de multiples bassins-versants, PULINA (1974) propose plusieurs formules commodes pour estimer la dissolution spécifique (avec P pour les précipitations annuelles) :

  • en climat tempéré froid : D = 5,2 + 0,025 P
  • en climat tempéré transitoire : D = 7,6 + 0,025 P

222NB : pour plus de renseignements sur la dissolution spécifique, cf. MUXART et BIROT, 1977, p. 126-142.

CONCLUSION GENERALE

223Dans le chapitre I sur le massif de Platé/Haut-Giffre, on a montré que le taux de calcaire dissous exporté par les sources est de 75 % pendant la période de fusion nivale de mai-juin-juillet qui est la phase privilégiée de creusement des réseaux. La distribution de la dissolution dans l'ensemble du karst du “désert de Platé" est typique des karsts de haute montagne du domaine tempéré humide ; elle se présente de la façon suivante à partir de la minéralisation mesurée en surface, dans les réseaux et aux émergences :

224◊ dissolution exokarstique (lapiés de ruissellement et lapiés “plats") = 13 à 15 % environ de la dissolution totale ;

225◊ dissolution dans la zone de transfert verticale = 50 % environ de la dissolution totale ;

226◊ dissolution dans la zone de transfert oblique et la zone noyée inférieure = 35 % environ de la dissolution totale.

Figure 255 : Augmentation de la dissolution spécifique dans les hauts karsts périméditerranéens en fonction des précipitations. 1. Djurdjura (Algérie). 2 et 3. Haut Atlas et Moyen Atlas (Maroc). 4 et 5. Magina et Arana (Bétique, Esp.). 6. Port del Comte (Catalogne, Esp.). 7 à 10. Alpes du Sud (Fr.). 11 et 12 : Gran Sasso et Mt. Canin (Italie). 13 et 14 : Triglav et Durmitor (Yougoslavie). 15 à 20 : Péloponnèse et Crète (Grèce). 21. Pirin (Bulgarie). 22 à 28 : Taurus (Turquie). 29 à 31. Zagros (Iran). 32 à 34. Mt. Liban, Hermon, Antiliban (Liban), (pour la bibliographie, cf. MAIRE, 1981).

227La dissolution spécifique est de l'ordre de 104 m3/km2/an (104 mm/millénaire). Cette répartition est confirmée en surface par la mesure directe des socles d'erratiques âgés de 10 000 ans (100 à 150 mm) ; par le calcul de la dissolution on obtient un chiffre de 135 à 155 mm assez voisin compte tenu que le climat a changé sensiblement au cours de l'Holocène.

228La dissolution dans la zone de transfert verticale est très importante ; cela se vérifie dans tous les hauts karsts. En revanche, la dissolution est moindre dans les drains obliques où circulent les rivières souterraines. D'après les différentes courbes sur l'évolution du TH en fonction de la profondeur, le plateau de la minéralisation ou sa lente progression (avec des fluctuations avec les affluents) indiquent que la vitesse de creusement est ralentie. Il faut donc être prudent quand on tente de dater un conduit en fonction de la vitesse de dissolution globale ; de plus, de nombreux collecteurs souterrains sont localisés sur des planchers imperméables peu aptes à se dissoudre : schistes primaires de la Pierre Saint-Martin, Hauterivien marneux ou quartzeux des Alpes de Haute-Savoie.

229Prétendre qu'un conduit peut se former en quelques milliers d'années, c'est ignorer que les conditions de dissolution varient selon la situation du conduit dans l'endokarst ; enfin, quand cela est vrai, ce n'est que très rarement un moyen de dater un conduit. L'étude des remplissages et de leur datation (chap. X, XI, XII) montre que les réseaux ont une histoire complexe et plus ou moins ancienne :

  • des galeries et cheminées rapidement formées à l'échelle géologique sont ensuite abandonnées par l'écoulement : elles peuvent demeurer ainsi, sans modification, pendant une longue période (plusieurs centaines de millénaires ou plus) ;
  • les grandes galeries actives et obliques, comme celles de la Pierre Saint-Martin, n'ont pas quelques dizaines de milliers d'années comme certains l'ont cru en se fondant sur les valeurs globales de la dissolution souterraine ; celles-ci ont plusieurs centaines de millénaires au minimum (plusieurs datations U/Th au-delà de 350 ka) et probablement beaucoup plus en certains lieux, notamment pour les anciens drains tertiaires suspendues (chap. XIII, XV et XVI).

230La vitesse d'évolution des conduits de l'endokarst dépend des variations spatiales et temporelles de la dissolution en fonction des changement paléoclimatiques, des conditions lithologiques locales, de l'organisation du drainage (captures, auto-captures...), de la surrection,... A ce titre, l'étude des remplissages souterrains apporte un regard nouveau sur l'évolution complexe de Tendokarst, évolution qu'il n'est pas possible d'appréhender uniquement par l'hydrodynamique et Thydrochimie. Aussi, les “paléostructures" de drainage que Ton perçoit parfois par l'étude hydrogéologique des exutoires nécessitent que le scientifique non familier de Tendokarst s'intéresse à l'intérieur de la "boite noire", du moins au niveau des conduits accessibles à l'homme, et prennent ainsi en considération le travail d'exploration des spéléologues. En adoptant cette démarche pluridisciplinaire, on découvre un pan nouveau à la fois de la karstologie, mais aussi du Quaternaire continental. C'est ce que nous allons démontrer dans les chapitres suivants.

Table des illustrations

Légende Figure 217 : Sources de la Liène, alt. 1950 m (Valais, Suisse). Première montée des oscillations journalières de fusion nivo-glaciaire à partir du 31 mai 1981 (d'après les enregistrements limnigraphiques du Service hydrologique national, Berne).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11168/img-1.jpg
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Légende Figure 218 : Sources de la Liène. Montée des oscillations de fusion à la fin juillet (réchauffement) et "plateau” durant la première semaine d’août, année 1981 (d'après le Service hydrologique national, Berne).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11168/img-2.jpg
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Légende Figure 219 : Sources de la Liène. Baisse des oscillations de fusion avec l'étiage de fin d'été (août-septembre 1981). Le manteau nival a disparu presque totalement ; le débit est soutenu par la fonte des glaciers (d’après le Service hydrologique national, Berne).
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Légende Figure 220 : Sources de la Liène. Petites reprise des oscillations de fusion pendant un redoux d'automne, année 1981 (d'après le Service hydrologique national, Berne).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11168/img-4.jpg
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Légende Figure 221 : Rivière souterraine de la Pierre Saint-Martin (PSM) au niveau de la salle de la Verna (Pyr.-Atl., Fr.)·Première apparition des oscillations de fusion nivale, situation en mars 1966 (d'après les enregistrements limnigraphiques d'EDF/REH Garonne).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11168/img-5.jpg
Fichier image/, 140k
Légende Figure 222 : Rivière souterraine de la PSM à la Verna. Oscillations de fusion pendant la grande phase de fonte des neiges de fin de printemps, juin 1966 (d’après EDF/REH Garonne).
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Légende Figure 223 :Rivière de la PSM à la Verna. Baisse des oscillations journalières de fusion nivale avec la disparition du manteau neigeux (août 1966), le débit étant soutenu quasi exclusive ment par la fonte des névières et glacières (d'après EDF/REH Garonne).
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Légende Figure 224 : Estimation du débit théorique par condensation interne dans le réseau de la Pierre Saint-Martin. Les chiffres sont calculés à partir de fourchettes de débit d'air au niveau du tunnel EDF, et du potentiel de condensation en fonction de l’humidité de l'air et du refroidissement de l’air aspiré par la cavité. On constate que ce débit est négligeable par rapport à celui de la rivière souterraine, même en période d'étiage prononcé (30 à 50l/s).(A) Courbe pour H (humidité) = 75 % et t = refroidissement de 10 à 5°C.(B) H = 85 %, t = 10 à 5°C.(C) H = 95 %, t = 10 à 5°C.(D) H = 75 %, t = 15 à 5°C.(E) H = 85 %, t = 15 à 5°C.(F) H = 95 %, t = 15 à 5°C.(G) H = 75 %, t = 20 à 5°C.(H) 11 = 85 %, t = 20 à 5°C.(I)H = 95 %, t = 20 à 5°C.
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Légende Figure 225 : Sources de la Liène à régime nivo-glaciaire (Wildhorn, Valais/Suisse).Croquis de gauche : hydrogrammes en année moyenne (période 1967-1981), sèche (1976) et humide (1970).Croquis de droite : hydrogrammes des débits mensuels maximums et minimums pour la période 1967-81.(d'après les données du Service hydrologique national, Berne).
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Légende Figure 226 : Sources de la Liène. Hydrogramme des débits journaliers pour l'année très humide de 1970. A noter la puissance des crues de fusion nivale et nivo-glaciaire de juin à août, (d’après les données du Service hydrologique national, Berne).
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Légende Figure 227 : Sources de la Liène. Décrue et volume dynamique.Croquis de gauche : graphes représentant les décrues de la Liène pour novembre 1977 (16 j) et novembre 1979 (15 j).Croquis de droite : pourcentage du volume dynamique (= réserves écoulables) écoulé en fonction du temps. Tous les graphes de 1967 à 1981 se situent dans la courbe-enveloppe comprise entre celles de 1968 et 1974, à l'exception de celle 1972 qui n'est pas représentative.
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Légende Figure 228 : Courbe de récession des sources de la liène après une crue d'automne (novembre 1977). (d'après les données du Service hydrologique national, Berne).
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Légende Figure 229 : Sources de la Liène. Courbe moyenne des débits classés pour la période 1967-81.
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Légende Figure 230 : Régime de la rivière souterraine Saint-Vincent (PSM) au niveau du Trou du Renard (regard sur la zone noyée et épinoyée) entre 1955 et 1957.(d'après les données d'EDF/REH Garonne et de RAVIER).
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Légende Figure 231 : Régime de la rivière souterraine de la Pierre Saint-Martin au niveau de la salle de la Verna entre 1961 et 1964. Type nivo-pluvial complexe à plusieurs maximums et minimums, (d’après les données d'EDF/REH Garonne).
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Légende Figure 232 : Rivière de la PSM au niveau de la Verna. Courbes des débits cumulés entre 1962 et 1964.
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Légende Figure 233 : Rivière de la PSM (La Verna). Comparaison entre le limnigramme et la pluviométrie montrant la courte durée du temps de réponse (d'après les données d'EDF in CABIDOCHE, 1972, p. 39).
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Légende Figure 234 : Rivière de la PSM (La Verna). Courbes des débits classés pour les années 1962,1963 et 1964.
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Légende Figure 235 : Étude des courbes de tarissement de la rivière souterraine de la PSM (La Venta) pendant l'étiage estival de 1961, 1962 et 1964. Les réserves dynamiques, sans doute faibles, sont gonflées par la fusion des névières et glacières (d'après les données d'EDF/REH Garonne).
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Légende Figure 236 : Rivière de la PSM (La Verna) : hydrogrammes des débits journaliers pour les années 1962 à 1963 (d'après EDF/REH Garonne, in CABIDOCHE, 1972, p. 38).
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Légende Figure 238 : Évolution de la pression partielle de gaz carbonique (pCO2) dans le réseau BU56, de l'entrée à – 1100 m. La partie profonde, au delà de – 700 m (salle Roncal), est moins ventilée et se situe sous le karst semi-forestier : la pCO2 est multipliée par 4. (mesures in situ avec l’appareil Dräger).
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Légende Figure 239 : Évolution de la pCO2 dans différentes grandes cavités, à toute altitude, en zone tempérée, méditerranéenne et intertropicale. La pCO2 est plus forte dans les réseaux actifs du domaine tropical, (mesures in situ avec l'appareil Dräger).
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Légende Tableau 52 : Minéralisation comparée des eaux de pluie, de percolation souterraine et de glace de regel dans la galerie d’entrée de la grotte de l'Ermoy le 26/3/87 (phase de fusion précoce) (Criou, Hte.-Savoie/Fr.). (analyses : Service Central d'Analyse du CNRS, Vernaison).V1' : Eau de pluie (T = 5,8°C, pCO2 = 0,03 %).EG1 : Glace de regel (stalactite).EG2 : Glace de regel (stalactite).EA3 : Percolation de plafond (fissure de décompression), T = 2,5 °C et pCO2 = 0,04 %.
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Légende Figure 240 : Faciès chimiques de la glace de regel dans la grotte de l’Ermoy, alt. 860 m (Ht.-Giffre/Hte.-Savoie), et comparaison avec l’eau de pluie et depercolation.V1' : eau de pluie (26/3/87).EG1 : glace de regel, stalactite (26/3/87).EG2 : idem, stalactite (26/3/87).EA3 : percolation, 0,1 l/s (26/3/87).
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Légende Tableau 53 : Minéralisation comparée des eaux de condensation de la grotte de Balme (Magland, Platé/Hte.-Savoie). Chaque échantillon représente la moyenne de la minéralisation de milliers de gouttelettes (analyses : f. COVO, lab. de géogr. phys. d'Aix-en-Provence).Balme 1 : condensation de la zone comprise entre 50 et 100 m de l'entrée.Balme 2 : condensation dans la zone située entre 150 et 250 m de l'entrée (pollution probable par des fumées industrielles riches en acide sulfurique).
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Légende Figure 241 : Minéralisation (TH) de l'eau de condensation dans plusieurs cavités de Platé/Haut-Giffre (Haute-Savoie), (mesures in situ par EDTA, marge d’erreur de 5 à 10  %).
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Légende Figure 242 : Caractères de la minéralisation des eaux de fusion nivale sur l'exokarst (lapiés de ruissellement) et dans la zone de transfert vertical (dans les 100 premiers mètres), (mesures in situ par EDTA, marge d'erreur de 5 à 10 %).(A) Pertes importantes, fonte nivale et pluie (Platé Giffre/Hte.-Savoie).(B) Ruissellement dans lapiés, fusion nivale(Platé).(C) Ruissellement dans lapiés avec végétation, pluie(Platé).(D) Ruissellement sur parois de fissures (Kluftkarren), fusion nivale (Pierre Saint-Martin).(E) Ruissellement, parois de puits d'entrée (Platé et Bornes).(F) Ruissellement, suintement sur parois de puits (Haute Savoie et Pierre Saint-Martin).
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Légende Figure 243 : Évolution de la minéralisation dans le début de la zone de transfert vertical (puits) en fonction du type d’écoulement (massif de la Pierre Saint-Martin, Pyr.-Atl.). (A) Fusion nivale : ruissellement lent sur paroi du gouffre GL8(14/6/S4).(B) Fusion nivale : suintement et ruissellement rapide dans les puits d'entrée du gouffre GL4 (Lonné Peyret) (15/6/84).(C) Pluie : ruissellement lent sur les parois des puits d'entrée du gouffre GL4 (22/6/84). (mesures in situ par EDTA, marge d'erreur de 10 %).
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Légende Figure 244 : Faciès chimique des eaux de ruissellement dans la zone de transfert vertical. Trait plein noir : ruisselet dans le gouffre Karen vers – 80 m, 6/7/86 (Plate, alt. 2200 m).
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Légende Figure 245 : Évolution de la minéralisation (TH) des eaux souterraines dans le réseau BL156 en fonction de la dénivellation par rapport à l'entrée. Après une augmentation rapide des teneurs dans la zone de transfert vertical (puits), on observe un palier des concentrations au niveau de la zone de transfert oblique (drain sur Paléozoïque schisto-gréseux). L'augmentation la plus significative ne se manifeste qu'après 1000-1100 m de profondeur avec le mélange d’eaux issues du karst semi-forestier, (mesures in situ par EDTA, marge d’erreur 5 à 10 %).
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Légende Figure 246 : Augmentation de la minéralisation (TH) avec la profondeur dans le réseau pyrénéen BU56, entre – 400 et – 1325 m (siphon 1), au mois d'août (fin de fusion nivale). On en déduit un gradient de 2,6 mg/l par 100 m de dénivellation.
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Légende Figure 247 : Réseau Mirolda (Criou, Hte.-Savoie). Évolution de la minéralisation (TH) dans la rivière principale et ses affluents en fonction de la profondeur. Situation en étiage de fin d'été et d'automne.
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Légende Figure 248 : Réseaux Jean-Bernard (Ht.-Giffre) et de la Tête des Verds ou TV1 (Plate). Évolution de la minéralisation (TH) en fonction de la profondeur.Réseau Jean-Bernard : situation en juillet (fusion nivale, puits) et en février (étiage hivernal, rivière aval).Tête des Verds : situation pendant l'étiage hivernal (janvier-février).
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Légende Figure 249 : Rivière souterraine du réseau B15/Systema Badalona (Huesca, Esp.). Évolution de la minéralisation (TH, Ca++, Mg++, SO4--) et du pH en fonction de la profondeur. Situation d'étiage automnal (1-21)0188). (traversée spéléologique effectuée avec l'aide de Jordi GUAL) (analyses : J. COVO, lab. de géogr. phys. d'Aix-en-Provence).
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Légende Figure 250 : Source de Magland, exutoire du bassin de Plaine (Plate, Haute-Savoie). Évolution de la minéralisation (TH) et de la température en fonction du débit entre 1982 et 1986. On observe un minimum classique du TH pendant la phase de fusion nivale, (mesures bimensuelles par EDTA, marge d'erreur de 10 %, BOUCLIER et MAIRE).
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Légende Figure 251 : Faciès chimiques de plusieurs émergences du Haut-Giffre (Haute-Savoie) en phase précoce de fonte nivale, avec chasse progressive des eaux hivernales assez fortement minéralisées ("piston flow"). Prélèvements le 10/4/87 (analyses : Centre d'Analyse du CNRS, Vernaison).
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Légende Figure 252 : Faciès chimiques de l'émergence d'Issaux (Pierre Saint-Martin, Pyr.-Atl.). Situation en fonte nivale (30/3/86 : trait plein) et en semi-étiage estival (17/8/86 : trait discontinu). (analyses : Mme. SISTACH, la h. de géogr. phys. d'Aix-en-Provence).
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Légende Figure 253 : Faciès chimiques de plusieurs grandes émergences en fin de fusion nivale (semi-étiage estival, 18-21/8/86). Illumina (PSM, Pyr.-Atl.) ; Tour Noire (Aravis) et Magland (Platé) en Haute-Savoie, (analyses : Centre d'Analyse du CNRS, Vernaison).
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Légende Figure 254 : Évolution de la fourchette du TH des sources en fonction de l'altitude moyenne du bassin d'alimentation. On observe une diminution classique de la minéralisation avec l'altitude, en relation avec la diminution de la pCO2 (disparition de la forêt et des sols).
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Légende Figure 255 : Augmentation de la dissolution spécifique dans les hauts karsts périméditerranéens en fonction des précipitations. 1. Djurdjura (Algérie). 2 et 3. Haut Atlas et Moyen Atlas (Maroc). 4 et 5. Magina et Arana (Bétique, Esp.). 6. Port del Comte (Catalogne, Esp.). 7 à 10. Alpes du Sud (Fr.). 11 et 12 : Gran Sasso et Mt. Canin (Italie). 13 et 14 : Triglav et Durmitor (Yougoslavie). 15 à 20 : Péloponnèse et Crète (Grèce). 21. Pirin (Bulgarie). 22 à 28 : Taurus (Turquie). 29 à 31. Zagros (Iran). 32 à 34. Mt. Liban, Hermon, Antiliban (Liban), (pour la bibliographie, cf. MAIRE, 1981).
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© Presses Universitaires de Bordeaux, 1990

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